Minerais Metamorficos

Propriedades Ópticas e Ocorrência dos Principais Minerais Metamórficos

1

Professora Drª. Hanna Jordt Evangelista

ÍNDICE

Introdução

Abreviações utilizadas

Andaluzita

Anfibólios:

Generalidades

Propriedades ópticas gerais

Ocorrência Ortoanfibólios: antofilita – gedrita

Clinoanfibólios: Anfibólios ferromagnesianos:

Cummingtonita -grunerita Anfibólios cálcicos:

Tremolita – actinolita

Hornblendas

Anfibólios cácio-sódicos: richterita Anfibólios sódicos: glaucofana-richterita

Apatita

Carbonatos Cianita

Cloritas

Cloritóide Cordierita18

Coríndon

Epidotos

Escapolita Espinélios

Estaurolita

Feldspatos: Generalidades

Plagioclásio

Álcali-feldspatos Anortoclásio

Microclina

Ortoclásio

Sanidina

Granadas

Lawsonita

Micas: Generalidades, propriedades ópticas gerais Biotita

Moscovita

Paragonita Margarita

Monazita

Olivina

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Piroxênios

Generalidades Propriedades ópticas gerais

Características diagnósticas

Ortopiroxênios Clinopiroxênios

Egirina – egirinaugita

Augita Diopsídio – hedenbergita

Jadeíta Onfacita

Pigeonita

Prehnita

Pumpelliíta

Quartzo

Rutilo Serpentinas

Sillimanita

Stilpnomelana Talco

Titanita

Turmalinas

Vesuvianita Wollastonita

Zeólitas

Zircão

Bibliografia

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INTRODUÇÃO

Essa apostila visa fornecer a estudantes das geociências, em particular aos

alunos de Petrologia Metamórfica do Departamento de Geologia da Escola de Minas,

UFOP, ferramentas que facilitem a identificação dos minerais transparentes mais

comuns em rochas metamórficas através do estudo de lâminas delgadas em luz

transmitida sob um microscópio de polarização. Para cada mineral selecionado tem-

se a fórmula química, as propriedades ópticas mais importantes e o modo de

ocorrência. Não se pretende substituir, com essa apostila, livros textos de Mineralogia

Óptica ou Petrologia Metamórfica.

Profa. Dr

a. Hanna Jordt Evangelista

Ouro Preto, fevereiro de 2001

ABREVIAÇÕES UTILIZADAS

2V (ou 2V) = ângulo óptico de mineral biaxial (-) (ou biaxial +)

l (+) ou (-) = elongação positiva (ou negativa)

n = índice de refração. O relevo dos minerais, que é uma função de n, é classificado como:

Muito baixo: n < 1,50 (mineral típico: fluorita, n 1,43)

Baixo: n = 1,50 - 1,60 (mineral típico: quartzo, n 1,55)

Moderado: n = 1,61 - 1,70 (mineral típico: apatita, n 1,64)

Alto: n = 1,71 - 1,85 (mineral típico: cianita, n 1,72)

Muito alto: n > 1,85 (mineral típico: zircão, n 2,0)

= birrefringência, que é classificada como:

Muito baixa: <0,005 (cor de interferência máxima não excede o cinza de 1a ordem, em

seções com 30m de espessura)

Baixa: = 0,006 - 0,012 (cor de interferência cinza esbranquiçado até laranja de 1a ordem)

Moderada: = 0,013 - 0,020 (cor de interferência laranja de 1a ordem até azul de 2

a ordem)

Alta: = 0,021 - 0,040 (cor de interferência azul de 2a ordem até verde de 3

a ordem)

Muito alta: > 0,040 (cor de interferência igual ou mais alta do que o verde de 3a ordem)


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ANDALUZITA

Al2SiO5 Sistema ortorrômbico

Hábito: colunar pseudo-tetragonal, com seções quase quadradas ou retangulares; também

granular xenoblástico. Freqüentemente constitui porfiroblastos poiquiloblásticos, com abundantes

inclusões de quartzo.

Cor: comumente incolor; às vezes com um tênue pleocroísmo em matizes manchados de rosa

(devido a Fe) ou de verde claro (devido a Mn). Na variedade chiastolita inclusões negras, de

material carbonoso, concentram-se no núcleo dos cristais ou dispõem-se segundo uma cruz nas

seções basais.

Clivagem: {110} boa. O ângulo entre as duas direções de clivagem é de quase 90o.

Relevo: moderado (n 1,64).

Birrefringência: baixa ( 0,010). As cores de interferência são o cinza ou branco de 1a

ordem. A extinção é paralela aos traços da clivagem e ou às faces do prisma nas seções alongadas.

Sinal óptico: biaxial (-), 2V 84o; a variedade esverdeada, rica em Mn, denominada viridina, é

biaxial positiva. A elongação é (-).

Alteração: em sericita, à vezes também em pirofilita, caulinita ou em agregados de espinélio,

córindon e feldspato.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor (geralmente), relevo moderado,

birrefringência baixa, extinção paralela.

MINERAIS SEMELHANTES: feldspatos e cordierita têm relevo menor; sillimanita possui

1(+), clivagem melhor e maior ; cianita possui relevo e mais elevados e clivagens muito

melhores; ortopiroxênios têm relevo bem superior e um pouco maior; topázio é biaxial (+).

Nenhum destes minerais apresenta inclusões opacas com distribuição em cruz como na chiastolita.

OCORRÊNCIA: em rochas metamórficas de protólito rico em Al (metapelitos), submetidas a

metamorfismo de contato ou a metamorfismo regional de pressão baixa, do tipo Abukuma. É

o polimorfo de Al2SiO5 típico de pressões baixas, sendo substituída por cianita ou sillimanita em

pressões mais altas (vide diagrama de estabilidade dos polimorfos de Al2SiO5 na descrição da

cianita). Forma-se num intervalo amplo de temperaturas, mas a sua ocorrência é mais comum no

grau médio. Nos xistos mosqueados (spotted slates) constitui porfiroblastos em matriz de sericita e

quartzo. Nos hornfels associa-se a biotita, cordierita e quartzo. No metamorfismo regional ocorre

com moscovita, biotita, quartzo e, às vezes, almandina, estaurolita ou cordierita. Às vezes ela pode

ocorrer com cianita ou sillimanita e já se observaram até as três modificações de Al2SiO5 juntas. Na

maioria das vezes estas paragêneses são meta-estáveis, porque as transições polimórficas de

andaluzita em cianita (com pressões crescentes) ou de andaluzita em sillimanita (com temperaturas

crescentes) são muito lentas.


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ANFIBÓLIOS

Fórmula geral: AB2CVI

5 TIV

8 O22(OH)2

Sistema monoclínico ou ortorrômbico

GENERALIDADES

CRISTALOGRAFIA

A família dos anfibólios é dimorfa: um grupo pequeno e que só aparece em metamorfitos é do sistema

ortorrômbico (ortoanfibólios) e um grupo maior, que ocorre tanto em rochas magmáticas quanto em rochas metamórficas é do sistema monoclínico (clinoanfibólios).

COMPOSIÇÃO QUÍMICA

Os elementos que mais comumente ocupam as diferentes posições estruturais da fórmula geral

AB2CVI

5 TIV

8 O22(OH)2 são (para maiores detalhes vide: Leake et al. - 1997 - Nomenclature of Amphiboles.

Mineralogical Magazine 61, 295-321):

A: Na, K ou vazia

B: Ca, Na, Mg, Fe2+

; às vezes também Li e Mn2+

C: Mg, Fe2+

, Al, Fe3+

; às vezes também Mn3+

, Ti4+

, Li+, Zn

2+, Cr

3+

T: Si, Al

(OH) pode ser substituído por F, Cl e às vezes O2-

.

Os anfibólios são de composição química bastante complexa. Normalmente os cristais são soluções sólidas

constituídas de vários componentes químicos. Uma classificação química geral dos anfibólios baseia-se no

cátion da posição B: Fe-Mg: anfibólios ferromagnesianos

Ca: anfibólios cálcicos

Ca-Na: anfibólios cálcio-sódicos.

Na: anfibólios sódicos Dentro destes grupos químicos maiores existem séries de solução sólida formadas pela substituição

Mg+2Fe

2+ na posição C. Além disso, há subgrupos formados pela substituição do Si

4+ por Al

3+ na posição

T, com uma concomitante substituição de íons divalentes por trivalentes na posição C.

TIPOS DE ANFIBÓLIOS As composições de alguns dos principais anfibólios são:

Ortoanfibólios (sistema ortorrômbico) Anfibólios ferromagnesianos (posição B ocupada por Fe-Mg)

Antofilita (Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2

Gedrita (Mg,Fe2+

)5Al2[Si6Al2O22(OH,F)2]

Clinoanfibólios (sistema monoclínico)

Anfibólios ferromagnesianos (posição B ocupada por Fe-Mg)

Série da cummingtonita - grunerita (Fe2+

,Mg)7Si8O22(OH)2

Anfibólios cálcicos (posição B ocupada por Ca)

Série da tremolita - actinolita Ca2(Mg,Fe2+

)5Si8O22(OH)2 Hornblendas Ca2(Mg,Fe

2+)4(Al,Fe

3+)(Si7Al)O22(OH)2

Anfibólios cálcio-sódicos (posição B ocupada por Ca e Na)

Richterita Na(CaNa)(Mg,Fe2+

)5Si8O22(OH)2 Winchita (CaNa)(Mg,Fe

2+)4(AlFe

3+)Si8O22(OH)2

Barroisita (Ca,Na)(Mg,Fe2+

)3AlFe3+

Si7AlO22(OH)2

Katoforita Na(CaNa)(Fe2+

,Mg)4(AlFe3+

)Si7AlO22(OH)2 Taramita Na(CaNa)(Fe

2+,Mg)3Al(Al,Fe

3+)Si6Al2O22(OH)2


5

Anfibólios sódicos (posição B ocupada por Na)

Série da glaucofana - riebeckita Na2(Mg,Fe2+

)(Al,Fe3+

)Si8O22(OH)2

Série da arfvedsonita - eckermanita NaNa2(Mg,Fe2+

)4(Fe3+

,Al)Si8O22(OH)2

Trocas adicionais AlSi, (Mg,Fe)Al, NaCa e Na ou K na posição A, levam a uma complexa rede de séries isomorfas totais ou parciais. Há muitos nomes varietais para definir membros das séries acima e de

outras séries menos comuns. Estas variedades não são sempre distinguíveis opticamente. A única

propriedade física comum a todos os anfibólios e que caracteriza o grupo é a clivagem prismática {110}, cujos planos se interceptam a aproximadamente 56

o (e 124

o) nas seções basais.

Anfibólios magmáticos das séries acima são hornblenda (que também é metamórfica), riebeckita, katoforita e

arfvedsonita. Os demais são essencialmente metamórficos.

PROPRIEDADES ÓPTICAS GERAIS

Cor: os anfibólios ricos em Mg ou Ca (por exemplo antofilita e tremolita) são incolores. Com a incorporação

de Fe2+

, Fe3+

, Ti, Mn ou Cr a cor se torna esverdeada, verde-acastanhada ou verde-amarelada (por exemplo

hornblenda). A adição de Ti ou Fe3+

torna a cor dos anfibólios marrom-avermelhada (kaersutita, oxi-hornblenda). A incorporação de Na produz tonalidades azuladas ou lilás (glaucofana, riebeckita,

arfvedsonita).

Hábito: prismático, acicular, com seções basais comumente losangulares. O hábito acicular é comum em

metamorfitos de grau baixo. Em metamorfitos da fácies granulito o hábito pode ser granular anédrico.

Relevo: moderado (n 1,60 - 1,73; em casos raros chega a 1,88). Clivagem: todos os membros caracterizam-se pela clivagem prismática perfeita segundo {110}. Nas seções

basais observam-se os traços das duas direções de clivagem, que se interceptam a aproximadamente 56o e

124o, o que é uma das propriedades mais diagnósticas do grupo.

Macla: de contato simples ou polissintética.

Birrefringência: bastante variável ( 0,004 - 0,043). Para os anfibólios mais comuns (hornblenda e tremolita-actinolita) situa-se normalmente em torno de 0,020 e é, em média, inferior à dos piroxênios.

Sinal óptico: a maioria dos anfibólios é biaxial negativa (exceções são antofilita, cummingtonita e magnésio-

pargasita). O ângulo 2V é muito variável, em geral fica entre 45o e 90

o.

Alterações e transformações: todos os membros do grupo são mais resistentes à alteração do que os

piroxênios. Quando intemperizados, os anfibólios se transformam numa mistura de carbonato, limonita e

quartzo. No metamorfismo regressivo podem transformar-se em clorita, epidoto ou serpentina. Se o

metamorfismo for progressivo pode haver formação de piroxênio.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: a mais marcante característica dos anfibólios é a clivagem

prismática, com planos que se cortam fazendo ângulos de aproximadamente 56o e 124

o nas seções basais. O

ângulo de extinção também permite a separação de alguns anfibólios entre si, conforme mostra a figura

seguinte. Os anfibólios podem ser confundidos principalmente com piroxênios. Alguns critérios gerais de

separação dos anfibólios mais comuns (p. ex. hornblenda) e clinopiroxênios (p. ex. augita ou diopsídio) são

(vide maiores detalhes na descrição dos piroxênios):

- ângulo entre as direções de clivagem nos anfibólios é de aproximadamente 56o (ou 124

o) e nos

piroxênios é de aproximadamente 93o (ou 87

o).

- ângulo de extinção máximo dos anfibólios (vide figura seguinte), medido em relação às linhas de

clivagem ou às faces do prisma nas seções paralelas a c, é, em média, inferior ao dos piroxênios.

- caráter óptico dos anfibólios é, em geral, biaxial (-) e os clinopiroxênios são geralmente positivos

(exceção egirina).

- pleocroísmo dos anfibólios mais comuns (por exemplo hornblenda) é mais acentuado.

- birrefringência é mais fraca nos anfibólios.

- relevo é menor para os anfibólios.

- ângulo 2V é maior nos anfibólios.


6

Ângulo de extinção de alguns tipos de anfibólios.

OCORRÊNCIA As condições de formação dos anfibólios abrangem um campo muito mais amplo do que as dos piroxênios,

desde que haja água ou, em certos casos, flúor à disposição. Eles se cristalizam no âmbito magmático,

hidrotermal ou metamórfico. Nos magmatitos os anfibólios cristalizam-se após os piroxênios. Só em certos casos os dois formam-se

juntos e, em rochas alcalinas, pode acontecer inclusive um piroxênio (egirina) formar-se depois do anfibólio,

podendo até mesmo substituí-lo marginalmente. Às vezes, os anfibólios se cristalizam às custas dos piroxênios na fase deutérica (rica em água), que segue a fase de cristalização magmática principal, gerando

transformações parciais ou pseudomorfoses.

Em rochas metamórficas os anfibólios se formam num vasto campo de pressões e temperaturas, desde a

epizona até a catazona. A ausência de anfibólios em muitas rochas catazonais, apesar de uma composição adequada do protólito, pode ser um indicativo de pressões de H2O excessivamente baixas, isto é, inferiores à

pressão total.

A seguir tem-se a descrição mais detalhada dos principais anfibólios metamórficos, sendo que alguns podem

também ocorrer em rochas ígneas.

Oxih

orn

blen

da

Glau

cofa n

a, Kaersu

tita

Actin

oli ta

Trem

olita, H

astingsita

(15-25)

0

Tsch

ermakita

(70-80 )Arfvedsonita

0 70

80

25 20 15 10 5

60

50

40

30

(001)

(100

)

c

n ou n c v


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ORTOANFIBÓLIOS

Sistema ortorrômbico

ANFIBÓLIOS FERROMAGNESIANOS ORTORRÔMBICOS

Antofilita (Mg,Fe2+

)7Si8O22(OH,F)2

Gedrita (Mg,Fe2+

)5Al2[Si6Al2O22(OH,F)2]

Generalidades: a substituição do Mg por Fe

2+ é limitada na antofilita, sendo que normalmente a razão

X=Fe/(Fe+Mg) <0,4. As variedades mais ricas em Fe cristalizam-se no sistema monoclínico, constituindo a

série da cummingtonita-grunerita, embora possa haver uma superposição composicional na faixa X=0,3-0,4

dos orto- e clinoanfibólios. Quanto à gedrita, a substituição MgFe2+

é bem mais ampla e os valores de X

variam comumente entre 0,2 e 1,0. Embora seja norma adotar-se como limite entre antofilita e gedrita a composição com Si7Al na posição T (antofilita é mais pobre e gedrita é mais rica em Al do que este limite),

verifica-se que na natureza há uma miscibilidade muito limitada entre estes dois anfibólios, sendo as

composições são ou muito pobres (antofilita) ou muito ricas (gedrita) em Al. Holmquistita é um ortoanfibólio de Li, cuja composição é Li2(Mg,Fe

2+)3Al2Si8O22(OH,F)2. Distingue-se pelo pleocroísmo em

matizes de amarelo a azul-violeta, podendo ser confundida com os anfibólios sódicos.

Hábito: acicular, fibroso, laminado ou prismático, com seções basais losangulares. Cor: a antofilita é geralmente incolor, mas às vezes pode ser verde clara. A gedrita apresenta um fraco

pleocroísmo de amarelo acastanhado pálido para castanho acinzentado claro.

Clivagem: perfeita {110}, típica para os anfibólios, com ângulo 124o (ou 56


Relevo: moderado (n 1,60-1,72).

Birrefringência: moderada a alta ( varia de 0,026, para a magnésio-antofilita, até 0,017, para a gedrita). As cores de interferência máximas variam do final da 1

a ordem (gedrita) até o meio da 2

a ordem (antofilita).

Extinção: os cristais alongados segundo c mostram extinção paralela em relação à clivagem ou às faces do prisma. Esta é uma importante propriedade que permite a distinção de orto- e clinoanfibólios entre si.

Macla: não ocorre.

Sinal óptico: magnésio-antofilita é biaxial (-), mas o sinal óptico passa a (+) para as variedades mais ricas

em Fe. Gedrita é biaxial (+), exceto a variedade sem Mg, que é (-). O ângulo 2V é muito grande, próximo de 90

o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: antofilita e gedrita são praticamente incolores ou de cor muito pálida amarelada, amarronzada ou esverdeada, têm hábito acicular/prismático longo, relevo moderado,

clivagens típicas dos anfibólios que, nas seções basais, se cortam a 124o, cores de interferência vivas no final

da 1a até o meio da 2

a ordem, extinção paralela em relação à clivagem ou às faces do prisma e ausência de

macla. A distinção óptica de antofilita e gedrita não é fácil, mas a ocorrência das duas dá-se em paragêneses bem diferentes (vide ocorrência).

MINERAIS SEMELHANTES: A mais importante característica que permite a separação de ortoanfibólios e clinoanfibólios incolores (ou fracamente coloridos, como tremolita e cummingtonita) entre si, é a

extinção paralela dos ortoanfibólios.

OCORRÊNCIA: ortoanfibólios não ocorrem em rochas ígneas. Antofilita é um mineral típico de

metamorfitos ricos em Mg e deficientes em Al e Ca, tais como antofilita-talco xistos derivados de

protólitos ígneos ultramáficos. Outros minerais comumente associados são magnésio-clorita, tremolita,

serpentina ou olivina. É característica do grau médio. A formação de gedrita ocorre em protólitos ricos

em Al e deficientes em Ca (em caso contrário forma-se hornblenda) bem como em K (em caso contrário

forma-se biotita no seu lugar). No metamorfismo regional de grau médio a gedrita pode ocorrer em

anfibolitos, associada ou não à hornblenda e, às vezes, à cummingtonita. Em xistos associa-se a estaurolita + cordierita (P baixa, T da fácies anfibolito inferior), granada + cordierita (P baixa, T mais alta). Nestes xistos

a gedrita pode também associar-se a um polimorfo de Al2SiO5, micas, quartzo e plagioclásio. Com

temperaturas crescentes, em torno de 700oC, os ortoanfibólios transformam-se em ortopiroxênios, o

que constitui uma reação característica da transição da fácies anfibolito para a fácies granulito.


8

CLINOANFIBÓLIOS

Sistema monoclínico

ANFIBÓLIOS FERROMAGNESIANOS MONOCLÍNICOS

Cummingtonita-grunerita (Fe

+2, Mg)7Si8O22(OH)2

Generalidades: a série da cummingtonita-grunerita representa as composições ricas em Fe+2

da

substituição MgFe+2

nos anfibólios ferromagnesianos. A substituição do Fe2+

por Mg é limitada,

sendo que normalmente a razão X=Fe/(Fe+Mg)>0,3. As variedades mais pobres em Fe2+

cristalizam-se no sistema ortorrômbico, constituindo a antofilita, embora possa haver uma

superposição composicional na faixa X=0,3-0,4 entre antofilita e cummingtonita. O nome grunerita

é usado quando X>0,7. Às vezes, o Mn pode chegar a ser bem abundante, perfazendo até 2 das 7

posições ocupadas por (Fe2+

,Mg). Neste caso, os anfibólios são chamados de

manganocummingtonita, quando a composição é Mn2Mg5Si8O22(OH)2, e manganogrunerita,

quando é Mn2Fe5Si8O22(OH)2.

Hábito: fibroso, acicular ou prismático delgado, com seções basais losangulares.

Cor: pálida, esverdeada ou amarelo acastanhada.

Clivagem: perfeita {110}, típica para os anfibólios, com ângulo de 124o (ou 56

o) nas seções

basais.

Relevo: moderado, aumentando com teores crescentes de Fe2+

(n 1,64 - 1,73).

Birrefringência: alta ( 0,021-0,045); as cores de interferência máximas variam, com teores

crescentes de ferro, da 2a até a 3

a ordem.

Extinção: o ângulo de extinção máximo, medido em relação ao traço da clivagem ou ao eixo maior

das seções alongadas paralelamente ao eixo c, varia de 10o a 15

o.

Macla: geminação lamelar (polissintética), segundo (100), é muito característica.

Sinal óptico: cummingtonita caracteriza-se por ser biaxial (+), porém grunerita é biaxial (-).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cor pálida, clivagem típica de anfibólios, relevo

moderado, hábito acicular ou prismático delgado, birrefringência alta, maclas polissintéticas

abundantes e sinal óptico (+) para a cummingtonita.

MINERAIS SEMELHANTES: actinolita distingue-se da cummingtonita por ser biaxial (-

).Grunerita, que possui birrefringência superior à da actinolita, limita-se a rochas muito ricas em Fe.

Os ortoanfibólios possuem extinção paralela nas seções alongadas.

OCORRÊNCIA: cummingtonita é comum no metamorfismo regional de grau médio,

formando-se em rochas pobres em Ca. Em anfibolitos derivados de rochas ígneas básicas associa-

se a hornblenda e plagioclásio e, em metaultrabasitos, a antofilita. Em xistos de protólito sedimentar

pode aparecer com cordierita, plagioclásio, biotita e granada. Grunerita é característica do

metamorfismo regional de formações ferríferas. Associa-se a quartzo e magnetita ou a faialita,

almandina e hedenbergita. É estável na faixa de temperaturas que vai da zona da biotita (meio da

fácies xisto verde) até a zona da estaurolita (meio da fácies anfibolito).


9

CLINOANFIBÓLIOS

ANFIBÓLIOS CÁLCICOS

Tremolita – actinolita Ca2(Mg, Fe

2+)5Si8O22(OH)2 Sistema monoclínico

Hábito: fibroso, acicular ou prismático delgado, com seções basais losangulares.

Cor: incolor (tremolita), verde claro (actinolita rica em Mg); com teores crescente de Fe2+

, o pleocroísmo da actinolita torna-se mais acentuado, com matizes pálidos de verde acastanhado - verde azulado - amarelado.



Relevo: moderado (n 1,61 - 1,70).

Birrefringência: alta a moderada ( 0,027 na tremolita e 0,017 na actinolita). As cores de interferência máximas variam do final da 1

a ordem (para a actinolita) até o meio da 2

a ordem (para a tremolita).

Extinção: o ângulo de extinção máximo, medido em relação ao traço da clivagem ou às faces do prisma nas

seções alongadas paralelamente ao eixo c, diminui com o aumento do teor de Fe de 25o (tremolita) até 11

o

(ferro-actinolita).

Macla: simples ou polissintética, não tão freqüente como na cummingtonita.

Sinal óptico: biaxial (-) com ângulo 2V muito elevado, variando de 70 a 85o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor (tremolita) ou com pleocroísmo em matizes de verde (actinolita), relevo moderado, clivagem típica de anfibólios, hábito acicular ou prismático delgado, cores de

interferência no final da 1a a início da 2

a ordem.

MINERAIS SEMELHANTES: os ortoanfibólios têm extinção paralela. Cummingtonita-grunerita tem birrefringência maior, abundantes maclas polissintéticas e a cummingtonita é biaxial (+). Hornblenda verde

distingue-se com dificuldade das actinolitas mais fortemente coloridas. Em geral, porém, a actinolita é mais

pálida e o seu ângulo de extinção situa-se tipicamente entre 11o e 15

o (o da hornblenda é normalmente

maior). Clinopiroxênios têm relevo e ângulo de extinção maiores, o ângulo entre as clivagens é 90o e a

maioria é biaxial (+) com 2V menor. Clorita verde tem birrefringência baixa e as cores de interferência são

comumente anômalas, acastanhadas ou arroxeadas. Turmalina verde é uniaxial, tem extinção paralela e “pleocroísmo inverso”. Wollastonita, que pode ser confundida com tremolita (incolor) tem extinção quase

paralela, birrefringência mais baixa e um ângulo 2V bem menor.

OCORRÊNCIA: tremolita e actinolita são minerais essencialmente metamórficos e formam-se tanto

no metamorfismo regional como no metamorfismo de contato. Tremolita ocorre em metamorfitos

pobres em Fe e ricos em Ca-Mg, como em mármores dolomíticos e rochas calciossilicáticas. Uma

reação comum de formação da tremolita nestas rochas é a partir de dolomita e quartzo. Minerais comumente

associados são carbonatos, quartzo, diopsídio ou epidoto. Tremolita/actinolita também é encontrada em rochas metaultrabásicas de grau baixo, tais como tremolita-talco xistos nos quais também pode ocorrer

dolomita/magnesita ou serpentina. Actinolita ocorre mais comumente em rochas metabásicas derivadas de

basaltos, diabásios, gabros ou tufos máficos, mas também pode formar-se em rochas metassedimentares,

como por exemplo em certas margas metamorfizadas, nas quais os teores de Ca, Mg e Fe se aproximam dos teores dos basaltos. Nos metabasitos ela se forma no final da fácies prehnita-pumpelliíta a partir de reações

envolvendo pumpelliíta, prehnita ou clorita+calcita+quartzo. De modo diferente da tremolita, que pode

ocorrer até no grau alto, a actinolita restringe-se ao grau baixo (fácies xisto verde), sendo substituída pela hornblenda no grau médio. As rochas típicas portadoras de actinolita são os xistos verdes, onde se

associa a clorita, epidoto e albita. A transformação da actinolita em hornblenda, que é o anfibólio cálcico

da fácies anfibolito, dá-se numa faixa de temperaturas em torno de 500-550oC. Nestas temperaturas as

duas podem ocorrer juntas na mesma rocha. A alteração hidrotermal causada por fluidos magmáticos

residuais enriquecidos em água acarreta a substituição marginal de piroxênios ou hornblenda de rochas

básicas por agregados fibrosos de anfibólio verde azulado, que comumente é actinolita. Este processo é

chamado de uralitização.


10

CLINOANFIBÓLIOS

ANFIBÓLIOS CÁLCICOS

Hornblendas Sistema monoclínico

O termo hornblenda l.s. é utilizado para anfibólios cálcicos com um teor apreciável de Al, cuja composição se aproxima da fórmula simplificada da hornblenda s.s.:

Ca2(Mg,Fe2+

)4(Al,Fe3+

)(Si7Al)O22(OH)2

Hornblendas verdes (hornblenda comum)

Generalidades: hornblendas são anfibólios cálcicos com apreciável substituição Si Al. O ferro é responsável pelas cores escuras esverdeadas da hornblenda comum. O teor de Al na posição T não excede

Al2Si6. Esta substituição de Si por Al é acompanhada de uma incorporação de Na (ou K) na posição A, ou de

Al (ou Fe3+

) na posição C. Além destas variações químicas, K, Mn e Ti sempre ocorrem em teores menores. As hornblendas são compostas de proporções variáveis dos seguintes tipos químicos:

pargasita NaCa2[(Mg,Fe2+

)4Al]Si6Al2O22(OH)2

tschermakita Ca2[(Mg,Fe2+

)3AlFe3+

]Si6Al2O22(OH)2

edenita NaCa2(Mg,Fe2+

)5Si7AlO22(OH)2

hastingsita NaCa2[(Mg,Fe2+

)4Fe3+

]Si6Al2O22(OH)2.

As hornblendas ígneas são, em geral, hastingsíticas e as metamórficas, tschermakíticas. Hábito: prismático curto, com seções basais losangulares ou com seis lados. Em metamorfitos de alto grau

pode ser granular xenoblástico.

Cor: sempre em tonalidades fortes de verde. Hornblenda l.s.: matizes variáveis de verde, verde azulado, verde oliva, verde amarelado, castanho

amarelado, castanho.

Pargasita: caracterizada pela cor verde azulada, com pleocroísmo castanho claro - verde azulado -

verde amarelado a incolor Hastingsita: caracterizada pela cor verde escura, com pleocroísmo verde oliva escuro / verde azulado

acinzentado - azul esverdeado escuro / verde oliva escuro – amarelo / castanho esverdeado / verde

amarelado. Em rochas metamórficas observa-se uma variação regular da cor das hornblendas com a

temperatura: em temperaturas mais baixas (início da fácies anfibolito) a cor mais intensa é usualmente verde

azulada ou azul esverdeada. Em temperaturas mais elevadas (fácies anfibolito superior) a cor é verde (sem a tonalidade azul) e para temperaturas ainda mais altas (fácies granulito) ela é castanha, devido a teores mais

elevados de TiO2. Portanto, a tendência geral da variação da cor da hornblenda para temperaturas

metamórficas crescentes, é :

verde azulado verde castanho.



Relevo: moderado a alto (n 1,61 - 1,76).

Birrefringência: em geral moderada, variando com a composição da hornblenda. Comumente 0,015 - 0,022, o que acarreta cores de interferência máximas no final da 1

a a início da 2

a ordem. A cor de

interferência fica muitas vezes mascarada pela intensa cor de absorção do mineral.

Extinção: oblíqua. O ângulo de extinção máximo, medido em relação ao traço da clivagem ou às faces do prisma nas seções alongadas paralelamente ao eixo c, varia de 15

o a 25

o, podendo chegar a 34

o.

Macla: comumente aparece macla simples segundo (100), que pode associar-se a uma lamela intermediária.

Sinal óptico: biaxial (-), com ângulo 2V 45o-90

o. Magnésio-pargasita é (+) e hastingsita tem 2V menor.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: forte pleocroísmo em matizes de verde, relevo moderado,

clivagem típica de anfibólios, birrefringência moderada.

MINERAIS SEMELHANTES: actinolita também tem pleocroísmo em matizes de verde mas, em geral, as cores são mais pálidas. Além disso, o ângulo de extinção da actinolita tende a ser menor do que das


11

hornblendas. Piroxênios verdes (egirina, egirinaugita) têm relevo e birrefringência maiores e o ângulo entre

as clivagens é de aproximadamente 90o. Clorita verde tem birrefringência baixa e as cores de interferência

são comumente anômalas acastanhadas ou arroxeadas. Turmalina verde é uniaxial, tem extinção paralela e pleocroísmo “inverso”.

OCORRÊNCIA: hornblenda aparece numa grande variedade de rochas ígneas e metamórficas. Nas ígneas, onde a sua composição tende a hastingsítica, ela é mais comum em rochas plutônicas intermediárias como

dioritos, monzonitos, quartzo-dioritos e tonalitos, mas também se cristaliza primariamente em rochas

ultrabásicas, básicas, ácidas e alcalinas. Em muitas rochas ígneas, porém, a hornblenda forma-se às custas da

alteração hidrotermal de piroxênios e, às vezes, constitui auréolas de reação em torno destes. Em rochas vulcânicas (por exemplo andesitos) a hornblenda verde é rara, pois comumente ela sofre oxidação com

conseqüente transformação do ferro ferroso em ferro férrico, tornando-se acastanhada. Esta hornblenda

castanha é chamada de oxi-hornblenda. Comumente o processo de oxidação leva à sua transformação marginal ou total numa massa de opacos.

Hornblenda é um mineral comum no metamorfismo regional, ocorrendo tipicamente nos anfibolitos

oriundos de protólitos básicos e em muitos gnaisses. É característica da fácies anfibolito e pode existir

também na fácies granulito. Na fácies xisto verde, porém, o anfibólio cálcico dos metabasitos é a actinolita, embora a hornblenda possa coexistir com actinolita na fácies xisto verde superior. A reação típica da

transição da fácies xisto verde para a anfibolito, que ocorre numa temperatura em torno de 550oC, é:

actinolita + albita + clorita + epidoto hornblenda + plagioclásio.

A hornblenda dos metamorfitos é normalmente tschermakítica, embora se torne pargasítica na fácies granulito. Com temperaturas crescentes ela tende a transformar-se em piroxênios. No metamorfismo de

contato a hornblenda tschermakítica é o mineral característico dos metabasitos da fácies hornblenda hornfels.

Hornblendas marrons Anfibólios cálcicos e que possuem uma cor marrom em lâmina delgada são, às vezes, informalmente

denominados hornblendas marrons. São típicos de rochas ígneas. Os anfibólios marrons mais comuns são a

oxi-hornblenda (NaCa2Mg2Fe33+

Si6Al2O22/O2)e a kaersutita [NaCa2(Mg,Fe2+

)4(Ti,Fe3+

)Si6Al2O22(O,OH,F)2],

que por ocorrerem em rochas ígneas, não serão detalhadas nessa apostila:

CLINOANFIBÓLIOS

ANFIBÓLIOS CÁLCIO-SÓDICOS


Os anfibólios cálcio-sódicos, que são relativamente incomuns, caracterizam-se por apresentar

(Ca+Na)B 1,00 e 0,50<NaB<1,50 pfu (por fórmula unitária). De acordo com a ocupação da posição

A na fórmula unitária, os anfibólios cálcio-sódicos podem ser divididos nos seguintes subgrupos:

Richterita – katoforita – taramita, com (Na + K)A 0,5

Winchita – barroisita, com (Na + K)A<0,5.

A ocorrência da maioria é bastante restrita. A fórmula química da richterita, a qual pode ser

encontrada em metamorfitos, é: Na(CaNa)(Mg,Fe2+

)5Si8O22(OH)2.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: richterita distingue-se dos outros anfibólios pelo

pleocroísmo característico (em geral em tonalidades pálidas amarelo-alaranjadas e avermelhadas),

por apresentar birrefringência relativamente baixa (as cores de interferência ficam normalmente na

1a ou, mais raramente, no início da 2

a ordem), 2V menor do que relevo mais baixo do que a

maioria dos outros anfibólios.

OCORRÊNCIA: richterita ocorre principalmente em rochas metamórficas como mármores e

escarnitos. Mais raramente aparece em rochas magmáticas, como basaltos alcalinos, lamprófiros,

mica peridotitos e, a variedade rica em Fe, ocorre em pantelleritos (uma variedade de álcali-riolito).


12

CLINOANFIBÓLIOS

ANFIBÓLIOS SÓDICOS Os anfibólios sódicos constituem duas séries isomorfas, a da arfvedsonita – eckermanita

[Na3(Mg,Fe2+)4(Al,Fe3+)Si8O22(OH)2] e a da glaucofana – riebeckita. A primeira é essencialmente ígnea, ocorre em

alcalinas sódicas e não será detalhada nessa apostila. A segunda série é metamórfica e suas características são:

Glaucofana – riebeckita Na2[(Mg,Fe

2+)3(Al,Fe

3+)2]Si8O22(OH)2 Sistema monoclínico

Generalidades: a série da glaucofana pertence ao grupo dos anfibólios sódicos (anteriormente chamado de grupo dos

anfibólios alcalinos ou dos álcali-anfibólios). A série é uma solução sólida entre a glaucofana s.s.

Na2[(Mg,Fe2+)3Al2]Si8O22(OH)2 e a riebeckita Na2[(Mg,Fe2+)3Fe3+2]Si8O22(OH)2. Crossita era o nome dado para

anfibólios cuja composição química é intermediária entre estes dois extremos, mas esta espécie foi abolida pela IMA

(International Mineralogical Association) em 1997 (vide: Leake et al. - 1997 - Nomenclature of Amphiboles.

Mineralogical Magazine 61, 295-321). Também é recomendação da IMA substituir o nome do grupo, que passa de

anfibólios alcalinos para anfibólios sódicos.

Hábito: prismático com seções basais comumente losangulares (glaucofana), acicular a fibroso (riebeckita). As

variedades asbestiformes (fibrosas) são chamadas de crocidolita.

Cor: as tonalidades azuladas são a característica óptica diagnóstica para os anfibólios sódicos. Glaucofana é pleocróica

em matizes de azul-lavanda (que é um azul a violeta rosado) para incolor/amarelo claro. Riebeckita é pleocróica em

matizes de azul escuro (quase negro) para amarelo esverdeado escuro.



Relevo: moderado (n 1,60 - 1,72). O índice de refração cresce (e a birrefringência cai) com o aumento no teor de Fe

3+.

Birrefringência: baixa até moderada ( 0,006 - 0,025). A birrefringência cai (e o índice de refração cresce) com o aumento no teor de Fe

3+. As cores de interferência variam da 1

a até o início da 2

a ordem.

Extinção: oblíqua. Os ângulos de extinção, medidos em relação ao traço da clivagem ou às faces do prisma nas seções alongadas, são relativamente pequenos, oscilando em torno de 10

o.

Macla: simples ou lamelar.

Sinal óptico: biaxial (-), mas algumas variedades de riebeckita são positivas. Ângulo 2V é muito variável (0

o - 100

o).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: devido às cores azuladas, é relativamente fácil identificar os anfibólios sódicos.

MINERAIS SEMELHANTES: azulados são também a dumortierita e algumas variedades de turmalina,

as quais têm maior birrefringência e extinção paralela. Além disso, a turmalina é uniaxial e apresenta o chamado pleocroísmo “inverso”, isto é, a máxima absorção (isto é, a cor mais forte) ocorre quando o eixo

cristalográfico c fica perpendicular à direção de vibração do polarizador (nos anfibólios a cor mais forte

aparece quando o eixo fica paralelo a esta direção). A distinção dos anfibólios sódicos entre si não é fácil. Da riebeckita a glaucofana pode ser distinguida por sua cor azul mais clara, com um pleocroísmo para o lilás

rosado (violeta), pelo relevo mais baixo e menor ângulo 2V. Riebeckita é distinguida da arfvedsonita pelo ângulo de extinção menor. Além disso, a arfvedsonita não se extingue totalmente em nenhuma posição da

platina e tem uma cor de absorção amarronzada numa direção. A holmquistita (ortoanfibólio de Li), que

também é azulada, tem extinção paralela e outra paragênese. OCORRÊNCIA: glaucofana é um mineral metamórfico característico de pressões muito altas

(tipicamente entre 7-17 kbar) e temperaturas relativamente baixas (tipicamente entre 150-500oC), que

são as condições metamórficas da fácies xisto azul. Esta fácies implica em metamorfismo de temperaturas

baixas e pressões elevadas, típicas das zonas de subducção de placas tectônicas, onde crosta oceânica é reincorporada ao manto sob a litosfera continental. Nos glaucofana xistos (também chamados de xistos azuis

devido a sua cor cinza azulada) a glaucofana pode associar-se a zoisita ou clinozoisita, lawsonita, paragonita,

piroxênio jadeítico (do qual a glaucofana pode derivar-se por alteração), pumpelliíta, granada, rutilo e aragonita. Minerais secundários que também podem ocorrer nestes xistos são epidoto, clorita, albita e

actinolita. A glaucofana também se forma no retrometamorfismo de eclogitos, onde ocorre com granada,

onfacita, rutilo e epidoto. O protólito típico para a formação deste anfibólio são os espilitos (basaltos sódicos constituintes da crosta oceânica) que sofrem subducção nas zonas de convergência de placas tectônicas.

Riebeckita é mais comum em rochas ígneas. Ela ocorre em álcali-granitos, sienitos e rochas vulcânicas

ácidas. Associa-se comumente a quartzo (ou, mais raramente, nefelina), álcali-feldspato (ou anortoclásio, em

vulcanitos), egirina e arfvedsonita. É provável que em algumas rochas a riebeckita não seja de cristalização primária (no estágio magmático a arfvedsonita é mais comum), mas que tenha sido formada no estágio

subsólido através da ação de fluidos oxidantes. O metamorfismo de grau baixo a médio pode produzir

riebeckita a partir de sedimentos silicosos ricos em Fe (formações ferríferas).


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APATITA

Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) Sistema hexagonal

Hábito: prismático longo ou acicular, com seções basais tipicamente hexagonais. Em

metamorfitos apatita pode ser granular xenoblástica.

Cor: incolor, por vezes acinzentada ou turva devido a inclusões (exsolução?). Quando

contém elementos radioativos substituindo parte do seu cálcio, os cristais de apatita inclusos

em minerais coloridos como biotita podem ser rodeados por halos pleocróicos mais escuros,

que são fruto desta radioatividade.

Clivagem: ruim, normalmente não observável em seção delgada.

Relevo: moderado (n = 1,62 – 1,67).

Birrefringência: muito baixa ( 0,002 – 0,005). A cor de interferência máxima é o

cinza de 1a ordem. Quando contém elementos radioativos substituindo parte do seu cálcio

pode tornar-se isotropizada.

Extinção: paralela às faces do prisma nas seções alongadas.

Sinal óptico: uniaxial (-), por vezes biaxial (-) com ângulo 2V pequeno. Elongação: l (-)

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: mineral incolor com relevo moderado, cor

de interferência baixa (cinza), hábito prismático longo a acicular e seções basais

hexagonais, as quais aparecem praticamente negras sob luz polarizada cruzada. A extinção

é paralela e a elongação, negativa.

MINERAIS SEMELHANTES: quartzo tem relevo menor, é uniaxial (+) e não exibe o

hábito prismático hexagonal. Topázio é biaxial (+). Berilo tem relevo menor. Zoisita,

clinozoisita e vesuvianita apresentam cores de interferência anômalas azuladas ou

acastanhadas e o seu relevo é maior. Nefelina tem relevo menor, comumente é turva

devido a alteração e ocorre em rochas magmáticas alcalinas insaturadas. Agulhas muito

delgadas de sillimanita (que exibem baixas cores de interferência devido a sua pequena

espessura) distinguem-se da apatita pela elongação (+). Granada diferencia-se das

seções basais de apatita (que são aparentemente isótropas) por seu relevo muito maior

e por ser comumente mais colorida, acastanhada.

OCORRÊNCIA: a apatita é um mineral acessório comum na maioria das rochas

ígneas e metamórficas, aparecendo normalmente em cristais pequenos. Costuma ser o

único mineral que contém fósforo nas rochas. Nas rochas magmáticas a apatita encontra-se

em quase todas os tipos, cristalizando-se antes da biotita e da hornblenda (e portanto

costuma estar inclusa nelas). Nas rochas metamórficas a apatita ocorre como mineral

acessório em todos os graus metamórficos e em praticamente todos os tipos de rochas.


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CARBONATOS Sistema trigonal

Calcita: CaCO3 Dolomita: MgCa(CO3)2

Hábito: os carbonatos ocorrem, em geral, sob a forma de agregados granulares anédricos. Quando

euédricos, são romboédricos ou escalenoédricos (calcita).

Cor: os carbonatos são incolores ou, às vezes, aparecem turvos, amarronzados.

Clivagem: todas as variedades apresentam uma clivagem romboédrica {1011} perfeita. Os três

planos fazem ângulos de aproximadamente 75o entre si.

Relevo: muito variável com a direção cristalográfica (ncalc 1,49 – 1,66; ndol 1,50 – 1,70). A

grande diferença nos índices de refração segundo diferentes direções no cristal acarreta uma forte

anisotropia no relevo dos grãos que não foram cortados perpendicularmente ao eixo óptico.

Girando-se a platina (evidentemente em luz polarizada plana) a superfície dos grãos ora se destaca,

parecendo rugosa, e ora (após 90o) fica lisa, como a de um quartzo. Este fenômeno é chamado de

pleocroísmo de relevo e é uma propriedade muito diagnóstica para os carbonatos, mesmo

quando em grãos muito pequenos.

Birrefringência: muitíssimo alta ( calc 0,172; dol 0,180). As cores de interferência são

esbranquiçadas de ordem superior, às vezes com tonalidades de rosa ou verde pálido. À

maneira das micas, a extinção dos carbonatos é comumente incompleta devido à clivagem muito

perfeita, o que resulta no aparecimento de pontos luminosos que não se extinguem em nenhuma

posição da platina (estrutura “olho-de-pássaro”).

Macla: polissintética. Na calcita, as lamelas são comumente geradas por translação decorrente de

deformação e são paralelas à diagonal longa ou às faces do romboedro de clivagem. Na dolomita, as

maclas não são tão comuns como na calcita e as lamelas são comumente paralelas à diagonal curta

do romboedro de clivagem (critério de diferenciação de calcita e dolomita!).

Sinal óptico: uniaxial (-). A calcita pode ser biaxial negativa, com 2V de até 25o, em virtude de

deformação.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: clivagem romboédrica perfeita, extrema

birrefringência, anisotropia de relevo. A calcita freqüentemente apresenta lamelas de geminação

geradas por deformação.

MINERAIS SEMELHANTES: a distinção dos diferentes carbonatos entre si é difícil através de

métodos ópticos, mas é bastante simples através da difratometria de raios X. Há também vários

métodos colorimétricos para tingir os carbonatos e assim distingui-los entre si nas análises modais.

Titanita (que, às vezes, também pode apresentar anisotropia de relevo) é geralmente mais

acastanhada de que calcita e dolomita, comumente ocorre em cristais bem formados, não apresenta

clivagem romboédrica e é biaxial.

OCORRÊNCIA: Calcita: tem ampla distribuição, aparecendo em rochas ígneas, sedimentares e

metamórficas. Em rochas ígneas ocorre como mineral primário em alguns carbonatitos; em basaltos

aparece como mineral hidrotermal ou ainda como mineral de alteração formado às custas de

piroxênios ou plagioclásios. Pode formar-se, ainda, pelo intemperismo de plagioclásios cálcicos.

Em rochas sedimentares a calcita é o principal constituinte dos calcários, podendo ainda ocorrer

como mineral detrítico ou como mineral autigênico nos sedimentos clásticos. Nas rochas

metamórficas a calcita ocorre como principal mineral em mármores e rochas

calciossilicatadas, sendo estável em todos os graus metamórficos.

Dolomita: ocorre em muitos tipos de rocha. Em magmatitos aparece em algumas variedades

de carbonatitos ou pode ser hidrotermal preenchendo drusas de rochas vulcânicas. Em rochas

sedimentares forma o principal constituinte dos calcários dolomíticos, sendo a sua origem

relacionada a processos de dolomitização. Nos metamorfitos a dolomita constitui o principal

mineral dos mármores dolomíticos; também aparece como porfiroblastos em alguns talco

xistos ou serpentinitos. É estável num vasto campo de condições de pressão e temperatura.


15

CIANITA (Distênio) Al2SiO5 Sistema triclínico

Hábito: tabular a laminado, às vezes tende a acicular.

Cor: incolor ou, ocasionalmente, pode ocorrer fraco pleocroísmo em pálidos matizes azulados. Inclusões de fina

poeira opaca podem acarretar uma tonalidade acinzentada ou acastanhada.

Clivagem: (100) perfeita; (010) muito boa; partição (001). Os ângulos entre as clivagens (100) e (010) é de 74o e entre

(010) e a partição (001) é de 87o. As clivagens perfeitas que se cortam em ângulos oblíquos são muito diagnósticas.

Relevo: muito alto (n 1,71 – 1,73).

Birrefringência: moderada ( 0,012 – 0,016); a cor de interferência normalmente não excede o alaranjado de 1a

ordem. A extinção, em seções (100), é oblíqua ( 30o). Macla: simples (de contato) ou múltipla (lamelar), sendo que esta última é comumente induzida por deformação. Muito

diagnósticas para a cianita são as seções com macla de contato e que mostram os traços de duas clivagens cortando-se a

75o: uma das clivagens é paralela ao plano da macla e a outra, se inclina para lados opostos nas duas metades do cristal.

Sinal óptico: biaxial (-), 2V 82o. Alteração: em sericita, à vezes também em pirofilita.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: em porfiroblastos de relevo muito alto, quase sempre incolores,

hábito tabular, cor de interferência máxima alaranjada de 1a ordem, clivagens perfeitas, cujas direções se

interceptam em ângulos oblíquos.

MINERAIS SEMELHANTES: ortopiroxênios distinguem-se pelas clivagens não tão perfeitas que, nas

seções basais, se cortam em torno de 90º e pela paragênese de fácies granulito, na qual a moscovita (que

comumente se associa à cianita) não é estável (no entanto há granulitos com cianita também, vide abaixo).

Os ortopiroxênios mais ricos em Fe (hiperstênio) distinguem-se pelo pleocroísmo em matizes de rosa a

verde claro. Clinozoisita e zoisita têm cores de interferência mais baixas e geralmente anômalas (azul anil, acastanhadas). Andaluzita possui relevo bem mais baixo e menor birrefringência. Sillimanita tem

birrefringência maior, relevo menor, é oticamente positiva e apresenta só uma clivagem que, nas seções

basais, é diagonal em relação às faces do prisma. Lawsonita é muito semelhante à cianita, porém é biaxial positiva e ocorre noutra paragênese, em rochas metamáficas submetidas a metamorfismo de pressão alta

(fácies xisto azul).

OCORRÊNCIA: cianita ocorre em rochas metamórficas muito ricas em Al (metapelitos). Dos três polimorfos de

Al2SiO5 (cianita, andaluzita, sillimanita) é o de pressão mais elevada. É o mineral típico do grau médio no

metamorfismo regional de pressão média (metamorfismo Barrowiano), onde é estável numa faixa de

temperaturas entre 400oC e 650

oC (para pressões entre 4 e 7 kbar, encontradas em profundidades entre cerca de 13 e

24 km, vide figura seguinte). Em temperaturas maiores a sillimanita se forma em seu lugar. No entanto, no caso de um

metamorfismo em pressões mais elevadas a cianita é estável inclusive em rochas da fácies granulito (T > 750o),

coexistindo com ortoclásio ao invés de moscovita. As rochas portadores de cianita mais comuns são mica xistos, nas

quais os minerais associados são micas (moscovita biotita), quartzo, estaurolita (ou cloritóide) e granada almandina. A cianita pode aparecer em mobilizados (veios) ricos em quartzo cortando mica xistos. Excepcionalmente pode associar-

se a andaluzita e/ou sillimanita, mas neste caso não se trata, em geral, de uma paragênese verdadeira, isto é, os

polimorfos não se formaram juntos, numa situação de equilíbrio, mas sim em condições metamórficas diferentes,

sobrevivendo às variações de P e/ou T de modo metaestável. A figura abaixo mostra o campo de estabilidade dos

polimorfos de Al2SiO5 e as geotermas dos três tipos clássicos de metamorfismo (metamorfismo de pressão alta ou Alpino, de pressão média ou Barrowiano, e de pressão baixa ou Abukuma).

Campo de estabilidade dos polimorfos de Al2SiO5 (andaluzita, cianita, sillimanita) num diagrama PxT (Bohlen et al., 1991, Am. Min. 76, 677-680) e geotermas típicas do metamorfismo regional de pressão alta (= Alpino), de pressão média (= Barrowiano) e de pressão baixa (= Abukuma) (Berman, 1988, J. Petrol. 29, 445-522).

10

20

30

40

10

5

00 100 200 300 400 500 600 700 800 900

Temperatura ( C )0

jadeít

a + q

uartz

o

albi

ta

15

cianitasillimanita

andaluzita

Pre

ssão

lito

lógi

ca (

kbar

)

Pro

fun

did

ade

apro

xim

ada

( km

)

Metamorfis

mo Barr

owiano (

Pmédia )

Metamorfismo Abukuma (

Pbaixa )

Met

amor

fism

o A

lpin

o ( P

alta )


16

CLORITAS

(Mg,Fe2+,Al)6(Si,Al)4O10(OH)8 Sistema monoclínico

Generalidades: as cloritas compreendem um importante grupo de filossilicatos formadores de rocha, que pode ser

subdividido no Grupo das Ortocloritas (Mg-Fe2+cloritas) e no Grupo das Leptocloritas (Mg-Fe2+-Fe3+cloritas). A

distinção óptica de orto- e leptocloritas, bem como dos diversos membros entre si, nem sempre é possível. Aqui serão

tratadas exclusivamente as ortocloritas, que são mais comuns do que as leptocloritas.

Em termos dos teores de Mg e Fe2+ é possível distinguir várias séries no grupo das cloritas, sendo que dentro de cada

série a proporção de AlIV em relação ao Si é que caracteriza as diferentes variedades:

Mg-cloritas, com 0-20 mol.% de Fe, correspondente à série da peninita - clinocloro -grochauíta.

Mg-Fe2+

- cloritas, com 20-60 mol% de Fe, correspondente à série da diabantita - picnoclorita - ripidolita

Fe2+

- cloritas, com 60-100 mol% de Fe, correspondente à série da brunsvigita - afrosiderita -bavalita.

Hábito: tabular, lamelar ou em escamas; agregados fibrosos, feltrosos, radiais.

Cor: incolor (Mg-clorita) a verde claro (Mg-Fe2+

- clorita), com pleocroísmo fraco; a intensidade da cor aumenta

com teores crescentes de Fe2+

, sendo que a Fe2+

- clorita é pleocróica em matizes de verde oliva a verde azulado;

podem aparecer halos pleocróicos escuros em torno de inclusões de minerais radioativos como zircão.

Clivagem: basal (001), muito perfeita.

Relevo: baixo a moderado (n 1,57-1,62).

Birrefringência: muito baixa a baixa ( 0,002 a 0,012), variando com a composição química. As cores de

interferência ficam no início da 1a ordem e são comumente anômalas:

Mg-clorita cinza normal

Mg-Fe2+

-clorita anômala acastanhada

Fe2+

-Mg-clorita anômala cinza azulada, violeta ou anil

Fe2+

- clorita cinza normal.

Tal como a maioria do filossilicatos, as cloritas apresentam extinção incompleta nas seções perpendiculares à clivagem

(estrutura olho-de-pássaro, vide micas), embora não muito evidente por causa das baixas cores de interferência.

Macla: lamelar (polissintética).

Sinal óptico: biaxial (+) ou (-), com 2V 0o-30o. A elongação, que é muito mais fácil de ser determinada até em

palhetas muito pequenas, é o oposto do sinal óptico, isto é, quando o sinal óptico é positivo, a elongação é

negativa e vice-versa. Assim, as cloritas mais ricas em Mg são biaxiais (+) e têm l (-) e as cloritas mais ricas em Fe

são biaxiais (-) e têm l (+).

Extinção: paralela em relação ao traço da clivagem nas seções alongadas.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: palhetas incolores ou esverdeadas, com cores de interferência

baixas (cloritas de Mg: cinza a branco) e comumente anômalas (cloritas de Fe e Mg: acastanhadas, cloritas

ricas em Fe: azuladas ou arroxeadas).

MINERAIS SEMELHANTES: antigorita (variedade de serpentina) confunde-se com Mg-clorita,

diferenciando-se pela elongação (-) e pelo relevo um pouco menor. Anfibólios verde-azulados, que se

confundem com Fe-clorita, possuem duas clivagens, além de e n mais altos. Biotita verde apresenta

maior. Cloritóide tem relevo mais alto e não apresenta as cores de interferência anômalas acastanhadas ou

arroxeadas das cloritas mais ricas em Fe.

OCORRÊNCIA: as cloritas são minerais tipicamente metamórficos, que ocorrem principalmente na fácies

xisto verde, embora a Mg-clorita possa ser estável em temperaturas maiores também.

Cloritas ricas em Mg ocorrem em xistos verdes, anfibolitos, serpentinitos, esteatitos (= clorita-talco xistos) e em

rochas calciossilicáticas. Em rochas sedimentares pode aparecer como mineral detrítico ou autigênico.

Cloritas ricas em Fe são mais abundantes em filitos, clorita xistos e xistos verdes; também ocorrem como mineral

de alteração hidrotermal em drusas, amígdalas e fraturas de magmatitos básicos, ou como produto da alteração

metamórfica (cloritização) de minerais máficos (principalmente biotita e hornblenda) em rochas ígneas ou em

metamórficas de graus altos submetidas a um retrometamorfismo em condições de baixo grau. Em rochas

sedimentares argilosas aparecem como mineral detrítico ou autigênico.


17

CLORITÓIDE

(Fe2+,Mg,Mn)2(Al,Fe3+)Al3[(OH)4/O2/(SiO4)2] Sistema monoclínico ou triclínico

Generalidades: A fórmula química simplificada do cloritóide é (Fe, Mg)Al2SiO5(OH)2. Na maioria das

rochas ele é rico em Fe, exceto nos metamorfitos de alta pressão, onde é mais rico em Mg. A variedade

com teores elevados de Mn denomina-se otrelita. Cristaliza-se comumente no sistema monoclínico e

variedades triclínicas são mais raras.

Hábito: porfiroblastos tabulares, agregados de cristais alongados (às vezes em feixes subradiais).

Cor: pleocroísmo em matizes de verde acinzentado, azul acinzentado e amarelo é muito diagnóstico,

embora haja variedades que são quase incolores. A distribuição zonada das inclusões de finos opacos

resulta na estrutura em ampulheta, que é uma característica diagnóstica para o mineral, embora não

ocorra com muita freqüência.

Clivagem: boa, segundo (001).

Relevo: alto (n 1,71 – 1,74).

Birrefringência: baixa ( 0,011). As cores de interferência não ultrapassam o branco-amarelado de

1a ordem e comumente ficam mascaradas pela forte cor de absorção esverdeada do cloritóide.

Macla: bastante freqüente, podendo ser simples ou, mais comumente, polissintética.

Sinal óptico: biaxial (+) ou (-). A variedade positiva, com ângulo 2V variando de 36 a 70o, é a mais

comum.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: pleocroísmo em matizes de azul-acinzentado, verde-

acinzentado a amarelado, relevo alto, birrefringência baixa, hábito tabular, maclas lamelares e

zonamento em ampulheta.

MINERAIS SEMELHANTES: cloritas mais ricas em Fe, que são verde-azuladas e que também

podem apresentar maclas lamelares, possuem relevo menor e cores de interferência anômalas

acastanhadas ou arroxeadas. Cloritas mais ricas em Mg, que apresentam cores de interferência normais

e maclas lamelares, são quase incolores, possuem relevo menor e estrutura olho-de-pássaro. Biotita

esverdeada possui birrefringência elevada, ângulo 2V pequeno e estrutura olho-de-pássaro. Anfibólio

verde azulado (actinolita, hornblenda) tem relevo mais baixo, outras clivagens e maior birrefringência.

Safirina (mineral raro) é oticamente negativa e tem birrefringência um pouco menor. Stilpnomelana

possui birrefringência mais alta.

OCORRÊNCIA: mineral típico de metapelitos ricos em Fe e Al da fácies xisto verde. Em

filitos/xistos associa-se a quartzo, sericita, clorita, hematita, rutilo e, às vezes, cianita, biotita ou granada.

Ocasionalmente também ocorre em glaucofana xistos, que são rochas típicas das pressões altas da fácies

xisto azul. Na fácies anfibolito o cloritóide não costuma mais ser estável, mas ocasionalmente pode ser

encontrado sob a forma de inclusões em estaurolita. A sua formação em rochas ricas em Fe e Al

(sistema FASH, ou melhor, composto de Fe, Al, Si e H2O) pode dar-se quando a T ultrapassa 200oC

pela reação:

clorita + pirofilita = cloritóide + quartzo.

Uma outra reação, a 300oC, é:

clorita + hematita = cloritóide + magnetita + quartzo.

Reações de decomposição do cloritóide, na transição da fácies xisto verde para a fácies anfibolito (T~

500 a 550oC) são:

cloritóide + clorita + moscovita = estaurolita + biotita + quartzo + H2O

cloritóide + quartzo = estaurolita + almandina

cloritóide + cianita = estaurolita + quartzo

cloritóide + clorita + quartzo = almandina


18

CORDIERITA (Mg,Fe

2+)2Al4Si5O18 Sistema ortorrômbico

Generalidades: O Mg e o Fe

2+ podem-se substituir em todas as proporções na cordierita, embora na natureza

predominem os membros ricos em Mg. Sempre contém um pouco de H2O (alguns %) que provavelmente se

encontra na forma molecular nos canais anelares da estrutura.

Hábito: em rochas de metamorfismo regional são comuns os porfiroblastos poiquiloblásticos. Em graus

metamórficos altos (fácies granulito) é mais comum o hábito granular anédrico. Nos hornfels (metamorfismo de

contato) os porfiroblastos são comumente idioblásticos e maclados ciclicamente, com hábito pseudo-hexagonal.

Cor: incolor (em seções de espessura muito acima do normal apresenta um pleocroísmo em matizes pálidos

azulados a amarelados) e às vezes salpicada com fina poeira opaca. Os cristais de cordierita de certas rochas

vulcânicas, como andesitos, são coloridos em matizes pálidos azulados. Em torno de inclusões de minerais

radioativos podem formar-se halos pleocróicos amarelados, que são muito diagnósticos para a cordierita, por ser

ela o único mineral incolor que apresenta esta feição.

Clivagem: ruim; mais freqüentes são fraturas irregulares, ao longo das quais ocorre uma isotropização resultante

de alteração intempérica.

Relevo: baixo, como o do quartzo (n 1,53 – 1,58).

Birrefringência: baixa a moderada ( 0,008 – 0,018), aumentando com teores crescentes de Fe. As cores de

interferência comumente não excedem o branco da 1a ordem.

Macla: a polissintética é bastante freqüente, assemelhando-se à macla dos plagioclásios. De modo diferente dos

plagioclásios, as lamelas de macla na cordierita costumam ser descontínuas, acunhadas, não atravessando o cristal

de ponta a ponta. Além disso, quando há mais de uma direção de macla, o ângulo entre as lamelas é de 60o,

enquanto que nos plagioclásios, ele fica próximo de 90o. Maclas de contato cíclicas, com a interpenetração de três

cristais, resultam em porfiroblastos de contorno pseudo-hexagonal característicos de certos hornfels. Sob luz

polarizada cruzada esses porfiroblastos são compostos por seis setores, sendo que cada dois setores opostos

pertencem a um mesmo cristal, pois têm a mesma cor de interferência e extinguem-se simultaneamente.

Sinal óptico: biaxial (-) ou (+), 2V 40o – 105

o.

Alteração: por alteração hidrotermal, intemperismo ou metamorfismo regressivo, a cordierita transforma-se com

facilidade em finos agregados de filossilicatos (sericita, clorita), denominados pinita. A pinitização inicia-se nas

bordas e fraturas, mas pode abranger todo o cristal. Num estágio de intemperismo incipiente a alteração gera

filetes de material isótropo, provavelmente alofana.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cordierita tem cor, relevo e birrefringência como de

feldspatos ou quartzo. Algumas características diagnósticas são sua fácil alteração (pinitização),

ocorrência de halos pleocróicos amarelados em torno de inclusões de minerais radioativos (comumente zircão), fina poeira opaca disseminada e presença de abundantes inclusões de outros minerais (por exemplo

de quartzo, opacos ou agulhas de sillimanita).

MINERAIS SEMELHANTES: a cordierita não maclada confunde-se com quartzo, álcali-feldspato ou

andaluzita, mas nenhum destes apresenta halos pleocróicos. Quartzo é uniaxial (+) e não se altera.

Álcali-feldspato possui clivagens perfeitas e relevo um pouco menor. Andaluzita tem relevo maior e clivagens boas. Cordierita com macla polissintética confunde-se com plagioclásio, mas este tem clivagens

perfeitas, as lamelas de macla são mais regulares (exceto nos cristais deformados) e, quando há mais de uma

conjunto de maclas polissintéticas, o ângulo entre as lamelas tende a ser próximo de 90o (na cordierita este

ângulo é de cerca de 60o). Em certos casos a identificação de cordierita é facilitada usando-se seções com

espessura acima do normal, para a visualização do pleocroísmo em matizes azulados.

OCORRÊNCIA: cordierita ocorre principalmente em metamorfitos, sendo mais comum em rochas

oriundas de protólito sedimentar pelítico. É um mineral típico de pressão baixa e portanto mais

comum no metamorfismo de contato ou no metamorfismo regional de pressão baixa (tipo Abukuma),

sendo estável numa ampla faixa de temperaturas, do grau médio ao alto, incluindo fácies granulito. A

500 - 550oC a paragênese comum é: cordierita + clorita + moscovita + biotita andaluzita. Acima de 600

oC

a paragênese típica é: cordierita + K-feldspato + biotita andaluzita. Em paragnaisses da fácies granulito (T

750oC, P 2-5kbar) uma associação mineral comum é: cordierita + K-feldspato + biotita + granada +

sillimanita + quartzo plagioclásio. Em rochas magmáticas a cordierita é rara e sua presença é considerada indício para uma origem anatéctica das fusões ou uma contaminação do magma por rochas encaixantes ricas

em Al. Também pode ser encontrada em metatectos pegmatíticos associados a processos de ultrametamorfismo.


19

CORÍNDON

Al2O3 Sistema trigonal

Generalidades: a variedade límpida de coríndon vermelho em amostra de mão constitui a

valiosa gema rubi. Variedades gemológicas de outras cores, especialmente azuis, são

denominadas safira.

Hábito: em geral em cristais bem formados com seções hexagonais ou retangulares.

Também pode ser tabular ou granular anédrico.

Cor: incolor ou, mais raramente, avermelhada ou azulada.

Clivagem: ausente, porém partição basal {0001} ou romboédrica é comum.

Relevo: alto (n 1,77).

Birrefringência: baixa ( 0,008). As cores de interferência não excedem o cinza

esbranquiçado de 1a ordem. Devido a sua alta dureza os grãos de coríndon ficam, às vezes,

com uma espessura maior do que os outros minerais da lâmina e, consequentemente, a cor

de interferência pode ser mais alta do que o normal.

Macla: lamelar múltipla segundo {1011} é freqüente.

Sinal óptico: uniaxial (-). Às vezes apresenta figura anômala biaxial, possivelmente devido

à geminação.

Alteração: no intemperismo transforma-se com facilidade em micas brancas finas,

principalmente moscovita ou margarita. Alteração hidrotermal pode gerar diásporo,

gibbsita, polimorfos de Al2SiO5, cloritóide ou espinélio.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: alto relevo, baixa birrefringência, uniaxial (-).

Pode apresentar distribuição irregular da cor azulada ou avermelhada.

MINERAIS SEMELHANTES: safirina é biaxial e não possui macla. Apatita tem relevo

e birrefringência mais baixos. Crisoberilo é biaxial (+). Vesuvianita apresenta cores de

interferência anômalas (anil ou acastanhadas).

OCORRÊNCIA: coríndon ocorre numa gama variada de rochas pobres em sílica e ricas em

Al. Em magmatitos aparece associado a pegmatitos nefelina sieníticos e suas zonas de

contato, onde ocorre com feldspatos, nefelina e escapolita. Pegmatitos e outros tipos de

rochas de dique podem tornar-se dessilicificados ao intrudir rochas ultramáficas ou

carbonáticas e conseqüentemente cristalizar coríndon. Ele também ocorre em xenólitos

aluminosos inclusos em rochas ígneas basálticas ou gabróicas.

Rochas de metamorfismo de contato ou regional, derivadas de protólitos aluminosos

ou carbonáticos, esporadicamente contêm coríndon, que também pode ser gerado por

metassomatismo. Nos metamorfitos é estável em todos os graus metamórficos. Em

xistos associa-se a cianita, sillimanita, dumortierita e outros minerais aluminosos.

Depósitos de esmeril podem derivar-se do metamorfismo de bauxitas.

Devido a sua grande resistência ao transporte, coríndon pode ser encontrado como mineral

detrítico em sedimentos. A maior parte do coríndon gemológico é encontrado em pláceres.


20

EPIDOTOS Fórmula geral: X2Y3O.SiO4.Si2O7(OH)

Sistema monoclínico: epidoto, clinozoisita, piemontita, allanita

Sistema ortorrômbico: zoisita, thulita

Generalidades: a composição básica do grupo do epidoto pode ser representada pela fórmula simplificada

Ca2Al3O.SiO4.Si2O7(OH), que corresponde à composição da clinozoisita e da zoisita. Epidoto s.s.

caracteriza-se pelo Fe3+

substituindo parte do Al. Piemontita é rica em Mn e allanita, em Terras Raras. Thulita é uma variedade de zoisita rica em Mn. A tabela abaixo traz a composição química dos principais

membros do grupo do epidoto.

X2

2 Y3

3

Clinozoisita e zoisita Ca Al

Epidoto s.s. (pistacita) Ca (Al,Fe3+

)

Piemontita Ca(Fe2+

,Mn2+

) (Mn3+

,Fe3+

,Al) Allanita (ortita) Ca(Ce,La,Y,Th) (Al, Fe

3+,Fe

2+)

Clinozoisita e epidoto s.s., que são as variedades mais comuns do grupo, são os membros extremos da

solução sólida Ca2Al3 Ca2Fe3+

Al2, esta última composição representando a máxima substituição Al Fe

3+. A separação entre clinozoisita e epidoto s.s. é definida pela mudança de sinal óptico, sendo a

clinozoisita biaxial (+) e o epidoto, (-). É comum o zonamento químico dos cristais.

Hábito: comumente em cristais granulares anédricos; às vezes, prismático curto.

Cor: Epidoto s.s.: é característico o pleocroísmo em matizes pálidos amarelo esverdeados a verde

amarelados, cuja intensidade aumenta cor teores crescentes de Fe.

Zoisita e clinozoisita: incolores. A zoisita manganesífera, denominada thulita, é pleocróica em matizes de rosa (às vezes bem escuro) - amarelo - amarelo esverdeado.

Allanita: quando já está parcialmente isotropizada devido à decomposição radioativa tem

pleocroísmo em matizes acastanhados ou amarelados. Quando inalterada, pleocroísmo é incolor - amarelado - verde claro (semelhante ao epidoto s.s.).

Piemontita: intenso pleocroísmo em tonalidades de rosa carmim (púrpura) para amarelo/alaranjado.

Clivagem: perfeita segundo (001), imperfeita segundo (100).

Relevo: moderado a alto (clinozoisita: n 1,67 – 1,73; epidoto: n 1,72 - 1,80). O n da allanita diminui com o seu grau de isotropização, caindo de aproximadamente 1,82, nos cristais inalterados, até 1,54 para a variedade inteiramente isotropizada.

Birrefringência:

Zoisita e clinozoisita possuem birrefringência baixa ( 0,005 - 0,010), com cores de interferência do início da 1

a ordem, caracteristicamente anômalas em tonalidades acastanhadas ou azul anil (também

chamado de azul-de-Berlim ou da Prússia). A clinozoisita pode conter algum ferro e neste caso as suas cores de interferência chegam ao amarelo de 1

a ordem. A thulita, que se confunde com piemontita por

causa do seu pleocroísmo, também tem birrefringência baixa, o que a distingue dessa.

Epidoto s.s. tem birrefringência moderada a alta ( 0,011 - 0,048), crescendo com um aumento no teor de Fe. As suas cores de interferência variam do final da 1

a ordem até o final da 2

a ordem. Devido à forte

dispersão, as cores de interferência são, normalmente, anômalas, excessivamente coloridas e vivas.

Allanita tem uma birrefringência variando entre 0,032 (cores de interferência vivas de 2a ordem) e zero

(isótropa), em função do grau de isotropização variável decorrente da destruição da sua rede cristalina por

sua própria radioatividade.

Piemontita apresenta birrefringência bem elevada, crescendo com o teor de Mn ( 0,035 - 0,073). As cores de interferência são, em geral, de 3

a ordem.

Sinal óptico: epidoto e allanita são biaxiais (-). Zoisita e clinozoisita são (+) e piemontita pode ser (+) ou (-).

Ângulo 2V: Zoisita: 2V = 0 – 50o (em geral 20 – 50

o)

Clinozoisita: 2V = 65 – 90o

Epidoto s.s.: 2V = 65 – 90o

Piemontita: 2V 90 + 20o

Allanita: 2V = 70 – 90o.


21

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS E MINERAIS SEMELHANTES:

EPIDOTO s.s. caracteriza-se pelo relevo alto, pleocroísmo em matizes pálidos de verde amarelado claro

a amarelo e cores de interferência variando, em função do seu teor de ferro, do final da 1a até final da

2a ordem, tipicamente coloridas e vivas. MINERAIS SEMELHANTES: os piroxênios monoclínicos

(diopsídio-hedenbergita) têm pleocroísmo verde claro a incolor (e não verde amarelado como o

epidoto), são biaxiais (+) e apresentam a típica clivagem {110} em duas direções, que fazem entre si um

ângulo de aproximadamente 90o. Estaurolita é amarela (sem a cor esverdeada).

ZOISITA e CLINOZOISITA caracterizam-se pelo relevo moderado a alto, por serem incolores e pelas

cores de interferência baixas, no início da 1a ordem, muitas vezes anômalas (azul anil ou

acastanhadas). A distinção entre zoisita e clinozoisita se faz pelo ângulo de extinção em relação à

clivagem perfeita: na zoisita a extinção é paralela aos traços da clivagem e na clinozoisita a extinção é

oblíqua em várias seções. Além disso, o ângulo 2V da zoisita é menor. MINERAIS SEMELHANTES:

vesuvianita é, em geral, uniaxial (-).

ALLANITA inalterada pode ser confundida com epidoto s.s. No entanto, devido a sua radioatividade

ela é comumente amarronzada e causa a geração de halos pleocróicos escuros (principalmente em biotita e hornblenda) e fraturas radiais nos minerais adjacentes. A decomposição radioativa da

allanita a torna progressivamente amorfa e muito susceptível a alterações. Esta allanita metamíctica

fica isotropizada, com relevo bem mais baixo e cor amarelada / acastanhada. É muito comum a

allanita metamíctica ter um delgado envoltório de epidoto ou clinozoisita incolor, de relevo mais alto e que não apresenta alteração nem isotropização. MINERAIS SEMELHANTES: alguns minerais

radioativos e que também causam halos pleocróicos são zircão (cristais normalmente pequenos, hábito

prismático tetragonal, relevo muito alto) e monazita (pseudo-uniaxial, cristais pequenos).

PIEMONTITA é rara. Pode ser identificada pelo seu típico pleocroísmo em matizes de amarelo e rosa

avermelhado. A sua birrefringência é muito elevada, o que a distingue da thulita (variedade manganesífera de zoisita), a qual tem baixa birrefringência e relevo menor.

OCORRÊNCIA: epidoto e clinozoisita são os membros mais comuns deste grupo. Rochas metamórficas: os minerais grupo do epidoto são tipicamente metamórficos. No

metamorfismo regional epidoto, clinozoisita ou zoisita são característicos da fácies xisto verde, sendo um

dos principais minerais de, por exemplo, xistos verdes, cuja paragênese principal é: epidoto + clorita + actinolita + albita. Na fácies anfibolito baixo (também chamada de fácies epidoto anfibolito), ocorre a

paragênese: epidoto + hornblenda + albita (ou oligoclásio). Nos metabasitos (anfibolitos) desta fácies, o

epidoto tende a reagir com albita para formar plagioclásio mais cálcico. O teor de anortita deste plagioclásio costuma ser inversamente proporcional à quantidade de epidoto/clinozoisita remanescente, isto é, à medida

que o epidoto vai sendo consumido nas reações metamórficas, aumenta o teor de Ca do plagioclásio que vai-

se formando às suas custas.Os minerais do grupo do epidoto são também formados no metamorfismo de

contato e no metamorfismo de pressão alta (fácies xisto azul). Para que epidoto/clinozoisita seja um constituinte majoritário nas rochas metamórficas, é necessário que o protólito seja calciossilicático, como,

por exemplo, uma marga argilosa. A clinozoisita (ou zoisita) forma-se, ao invés do epidoto, no caso de

pobreza em Fe3+

(grau de oxidação baixo) na rocha. É também o principal produto da saussuritização dos plagioclásios. Nos metamorfitos allanita é um mineral acessório comum em xistos e gnaisses, sendo estável

até temperaturas bem maiores do que epidoto/clinozoisita. Ela aparece em poucos cristais que, no entanto,

são relativamente grandes quando comparados com outros minerais acessórios comuns como zircão.

Piemontita forma-se em rochas manganesíferas de baixo grau metamórfico. Rochas magmáticas: epidoto raramente ocorre como mineral primário em rochas magmáticas. Uma

exceção é a allanita, que é um mineral acessório comum em granitos, monzonitos, sienitos e alguns

pegmatitos, aparecendo em poucos cristais que, no entanto, são relativamente grandes quando comparados com os outros acessórios como o zircão. Epidoto forma-se em magmatitos como produto da alteração

hidrotermal de piroxênios, anfibólios e plagioclásios. É encontrado em fraturas e drusas, onde se forma numa

temperatura de aproximadamente 250oC.


22

ESCAPOLITA

(Ca,Na)8[(Al,Si)6Al6Si12O48](Cl,CO3)2 Sistema tetragonal

Generalidades: a série da escapolita forma uma solução sólida que se assemelha quimicamente à

dos plagioclásios, cujos membros de composição extrema são marialita e meionita. Tipos com

composição intermediária são dipiro e mizonita.

Marialita: Na8(AlSi3O8)6(Cl2,SO4,CO3)

Meionita: Ca8(Al2Si2O8)6(Cl2,SO4,CO3)2

Hábito: granular.

Cor: incolor.

Clivagem: imperfeita, em geral não vista em seções delgadas.

Relevo: baixo para as composições ricas em Na a moderado para as ricas em Ca (n 1,54 – 1,60).

Birrefringência: baixa até alta, variando com a composição química ( marialita 0,004 até meionita

0,038) As cores de interferência vão do início da 1a ordem para as composições ricas em marialita,

até o final da 2a ordem para as ricas em meionita. A maioria das escapolitas têm composições

intermediárias, o que é caracterizado por cores de interferência vivas do final da 1a a início da 2

a

ordem.

Sinal óptico: uniaxial negativo.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, relevo baixo como quartzo e feldspatos,

uniaxial (-) e cores de interferência vivas do final da 1a ou início da 2

a ordem para a maioria

das composições.

MINERAIS SEMELHANTES: escapolita mais sódica ( baixo, cor de interferência cinza a

branco de 1a ordem) pode confundir-se com quartzo, o qual é uniaxial positivo, ou com

feldspatos e cordierita, que são biaxiais. Variedades mais cálcicas ( alto, cores de

interferência vivas) confundem-se com cancrinita, que ocorre noutra paragênese em rochas

ígneas alcalinas insaturadas, ou com micas brancas, que apresentam a típica extinção

incompleta olho-de-pássaro.

OCORRÊNCIA: escapolita é característica de ambientes metamórficos e/ou metassomáticos

enriquecidos em CO2, SO2 e/ou Cl, aparecendo desde a fácies xisto verde até a fácies

granulito. Portanto, a sua formação não depende tanto das condições de PT, mas muito mais da

oferta dos ânions CO2, SO2 e Cl. Quando presente em quantidades grandes em metamorfitos

paraderivados (isto é, de origem sedimentar), escapolita costuma indicar uma natureza evaporítica

para os sedimentos originais. Em metabasaltos e outras rochas pode ocorrer substituindo o

plagioclásio, formando-se através de soluções ricas em Cl ou CO2 em processos hidrotermais e

pneumatolíticos.


23

ESPINÉLIOS

(Mg,Fe,Mn,Zn)(Al,Fe,Cr)2O4 Sistema cúbico

Generalidades: o grupo dos espinélios, de fórmula geral AB2O4, compreende três séries principais

(vide tabela abaixo): série do espinélio (transparente em lâmina delgada), série da magnetita e série

da cromita (estas últimas são opacas em lâmina delgada). Outros espinélios que não constam da

tabela abaixo são ulvöespinélio (Fe 2

2 TiO4), maghemita (-Fe 3

2 O3) e trevorita (NiFe 3

2 O4). Serão

descritos a seguir somente os membros transparentes da série do espinélio que constituem uma

solução sólida completa Mg Fe2+

. Os membros extremos desta solução sólida são espinélio

s.s. (MgAl2O4) e hercinita (Fe2+

Al2O4). Membros de composição intermediária são ceilanita ou

pleonasto. Picotita (Mg,Fe2+

)(Al,Fe3+

,Cr)2O4 é um espinélio transparente rico em cromo.

B 3

2

A2+

Al2

Série do espinélio Fe 3

2

Série da magnetita

Cr2

Série da cromita

Mg Espinélio s.s. Magnesioferrita Magnesiocromita

Fe2+

Hercinita Magnetita Cromita

Zn Gahnita Franklinita -

Mn Galaxita Jacobsita -

Hábito: octaédrico, portanto as seções têm comumente 3 ou 4 lados. Também granular anédrico.

Cor:

Espinélio s.s. Hercinita Picotita

Incolor, rosa claro, azul claro.

Cinza azulado com

incorporação de Fe2+

(pleonasto).

Verde escuro,

verde esmeralda.

Amarelada,

acastanhada.

Clivagem: em geral não é observável em seção delgada. Pode aparecer partição segundo {111}.

Relevo: alto (espinélio: n 1,72; hercinita: n 1,84) a muito alto (picotita: n 2,0).

Birrefringência: o grupo do espinélio é do sistema cúbico e portanto isótropo.

Macla: comum segundo {111}, em geral não visível em seção delgada.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cristais comumente pequenos, de relevo muito alto,

isótropos e, às vezes com cores fortes esverdeadas ou acastanhadas.

MINERAIS SEMELHANTES: granadas não exibem hábito octaédrico e a cor verde, típica de

muitos tipos de espinélio, só ocorre na rara variedade uvarovita. Periclásio (mineral raro)

distingue-se pela clivagem cúbica perfeita e freqüente alteração marginal em brucita.

OCORRÊNCIA: como mineral acessório em metamorfitos de temperatura muito elevada (de

fácies granulito ou piroxênio hornfels) ou em ígneas máficas e ultramáficas.

Os espinélios aluminosos ocorrem como mineral acessório em rochas metamórficas de temperatura

muito alta (fácies granulito, fácies piroxênio hornfels) e em rochas ígneas máficas e ultramáficas.

O espinélio s.s. pode formar-se em metamorfitos de alto grau deficientes em sílica, tais como

mármores (onde se associa a olivina, carbonatos, diopsídio, condrodita e flogopita) e xistos/gnaisses

ou hornfels aluminosos (onde associa-se a cordierita e, às vezes, ortopiroxênio ou almandina).

Hercinita (espinélio de Fe) aparece em metamorfitos aluminosos mais ricos em Fe, como

granulitos ácidos (nos quais associa-se a quartzo) e em rochas ígneas máficas e ultramáficas.

Picotita ocorre inclusa em fenocristais ou em nódulos de olivina de álcali-basaltos e rochas

similares. A gahnita (espinélio de Zn) aparece principalmente em pegmatitos graníticos ou em veios

metassomáticos.


24

ESTAUROLITA

Al4Fe2+

[O/OH/SiO4]2 Sistema monoclínico (pseudo-ortorrômbico)

Hábito: prismático; as seções longitudinais são retangulares e as basais, losangulares ou com seis

lados (associação de prisma com pinacóide lateral). É freqüente ocorrer como porfiroblastos e

apresentar textura poiquiloblástica ou “peneira” (os cristais apresentam-se coalhados de inclusões

diminutas de diversos minerais, principalmente quartzo e opacos).

Cor: é muito característico o pleocroísmo em matizes de amarelo, às vezes bem forte.

Clivagem: imperfeita (010).

Relevo: alto (n 1,74 – 1,76).

Birrefringência: moderada ( 0,013 – 0,015). A cor de interferência não excede o amarelo /

alaranjado de 1a ordem. A extinção é paralela às faces do prisma nas seções alongadas.

Macla: de penetração em cruz, raramente encontrada em lâmina delgada.

Sinal óptico: biaxial (+) com 2V elevado (80 – 90o).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: porfiroblastos de relevo alto, pleocroísmo em

matizes de amarelo, birrefringência moderada.

MINERAIS SEMELHANTES: turmalinas amareladas são uniaxial (-), têm bem maior e

dicroísmo inverso. Epidoto rico em ferro é pleocróico em matizes de amarelo para verde

amarelado claro (estaurolita nunca apresenta o tom verde).

OCORRÊNCIA: mineral tipicamente metamórfico, característico de xistos pelíticos ricos em

Fe2+

de grau médio. Em terrenos de metamorfismo regional de pressão média (tipo Barrowiano)

estaurolita associada a quartzo é estável numa faixa de temperaturas de cerca de 150oC que vai de

525oC até 675

oC. Nestes terrenos a paragênese típica é: estaurolita + granada almandina + cianita

+ micas + quartzo. No metamorfismo regional de pressão baixa (tipo Buchaniano), no qual a sua

estabilidade é limitada a uma faixa reduzida de temperaturas em torno de 550oC, a paragênese

comum é: estaurolita + cordierita + andaluzita + micas + quartzo. Em pressões muitos baixas,

conforme é o caso do metamorfismo de contato, a estaurolita comumente não ocorre e tende a ser

substituída por cordierita (vide reação 5).

Algumas reações de formação da estaurolita, às custas de cloritóide, ocorrem na transição da fácies

xisto verde para a fácies anfibolito (T~ 500 a 550oC):

(1) cloritóide + clorita + moscovita estaurolita + biotita + quartzo + H2O

(2) cloritóide + quartzo estaurolita + almandina

(3) cloritóide + cianita estaurolita + quartzo

Uma possível reação de decomposição da estaurolita, que, em pressões comuns no metamorfismo

barroviano ocorre a 650oC, é:

(4) estaurolita + quartzo almandina + cianita + H2O (para P7kbar);

No lugar da cianita pode formar-se sillimanita (para P~4 a 7kbar) ou andaluzita (para P4kbar) na

reação acima. Nesse último caso, a reação ocorre em temperaturas mais baixas, em torno de 570 a

600oC. Outra reação de decomposição da estaurolita, quando a pressão cai abaixo de 2 - 3kbar numa

temperatura em torno de 580 a 620oC é:

(5) estaurolita + quartzo Fe-cordierita + andaluzita (ou sillimanita) + H2O


25

FELDSPATOS

Sistema triclínico ou monoclínico

GENERALIDADES Os feldspatos constituem um grupo mineral muito abundante, perfazendo aproximadamente 60 - 65% em

peso da crosta terrestre.

Composição química: os feldspatos são compostos basicamente pelos três componentes químicos Or, Ab e An, cuja composição é explicitada na tabela abaixo:

Componente químico Nome Abreviação

KAlSi3O8 K-feldspato (ortoclásio) Or NaAlSi3O8 Na-feldspato (albita) Ab

CaAl2Si2O8 Ca-feldspato (anortita) An

Os feldspatos são subdivididos em duas séries de solução sólida: a série dos plagioclásios, de composição entre Ab e An, e a série dos álcali-feldspatos, de composição entre Ab e Or. Nas duas figuras a seguir tem-se

a nomenclatura dos membros destas séries para temperaturas altas e baixas, que varia em função do grau de

ordem-desordem na distribuição Al-Si nos tetraedros de oxigênio da estrutura cristalina. Cristalografia: de modo simplificado, a estrutura dos feldspatos é composta de tetraedros de (Al,Si)O4

interligados tridimensionalmente. Nos interstícios deste arcabouço localizam-se os cátions grandes K+, Na

+ e

Ca++

. Os feldspatos cristalizam- se ou no sistema monoclínico ou no triclínico, o que é determinado pelo

tamanho destes cátions e pela distribuição de Al-Si. O cátion maior, K+, tende a suportar a estrutura

monoclínica, mais aberta. Os cátions menores, Na+ e Ca

++, acarretam o “colapso” da estrutura para uma

simetria triclínica, mais compacta. A distribuição de Al e Si nos tetraedros de oxigênio, cuja proporção em

álcali-feldspatos é Al:Si=1:3, afeta igualmente a estrutura cristalina. Se a distribuição for aleatória, isto é, desordenada, a simetria tende a ser maior do que se a distribuição for ordenada em posições cristalográficas

fixas. Por isso, feldspatos do sistema monoclínico, que tem simetria maior do que o sistema triclínico, são

desordenados no que se refere à distribuição Al-Si nos tetraedros (Al,Si)O4 e os feldspatos triclínicos, por sua vez, são ordenados. Nos feldspatos naturais é muito comum haver uma ordenação intermediária entre o

estado totalmente ordenado (simetria triclínica) e o totalmente desordenado (simetria monoclínica). Num

feldspato desordenado a migração do Al e do Si pode levar a uma progressiva ordenação da distribuição Al-

Si. O grau de ordenação, que nos álcali-feldspatos é chamado de “obliqüidade”, pode ser determinado, por exemplo, através da difratometria de raios X. Os feldspatos desordenados, do sistema monoclínico, que são

as modificações de temperatura alta, são encontrados em rochas vulcânicas de resfriamento rápido. Na

maioria dos feldspatos ordenados, do sistema triclínico, que constituem as modificações de temperatura baixa em rochas plutônicas ou vulcânicas resfriadas lentamente, ocorre exsolução (isto é, separação de fases

com teores diferentes de Na, K ou Ca), formando-se pertita, mesopertita e antipertita.

Nomenclatura: nas duas figuras seguintes tem-se a nomenclatura dos feldspatos desordenados e ordenados,

que se baseia no composição química e na estrutura cristalina. Sanidina, que é o álcali-feldspato de temperatura alta, cristaliza-se do sistema monoclínico. Anortoclásio, que é uma albita potássica de alta

temperatura, pode cristalizar-se no sistema monoclínico mas se converte ao triclínico na temperatura

ambiente. Para a albita, tanto a variedade de temperatura baixa quanto a alta, são triclínicas. A albita de temperatura alta, porém, passa ao sistema monoclínico acima de 980

oC, constituindo a monalbita. A série

do plagioclásio pertence à simetria triclínica, tanto em altas temperaturas quanto na temperatura ambiente.

Em temperaturas elevadas há uma solução sólida completa entre a albita e a anortita. Em temperaturas mais baixas, como no metamorfismo, porém, plagioclásios de certas faixas composicionais consistem de um

intercrescimento lamelar muito fino, comumente submicroscópico, de duas fases, uma mais cálcica e a outra

mais sódica, o que indica uma lacuna de miscibilidade nestas temperaturas. Na faixa composicional da albita

até o oligoclásio este plagioclásio é chamado de peristerita. Pertita é o intercrescimento de feldspato sódico (albita) num hospedeiro potássico. O intercrescimento de feldspato rico em K num plagioclásio é chamado

de antipertita e quando a proporção de feldspato potássico para sódico é mais ou menos igual, o nome é

mesopertita. Microclina, que é o K-feldspato de temperatura baixa, é triclínica, embora o seu estado de ordenamento (isto é, o grau de triclinização) seja comumente variável. O nome ortoclásio é atualmente

usado para feldspatos ricos em potássio com um grau de ordem-desordem intermediário, composto de

domínios estruturalmente distintos que resultam de diferenças no ordenamento Al-Si em curtas distâncias.


26

Nomenclatura dos feldspatos desordenados de alta temperatura (composição em mol %).

Nomenclatura dos feldspatos ordenados de baixa temperatura (composição em mol %).

PLAGIOCLÁSIO (Na,Ca)(Si,Al)AlSi2O8 Sistema triclínico

Generalidades: a série dos plagioclásios constitui uma solução sólida entre albita (NaAlSi3O8) e anortita

(CaAl2Si2O8), podendo conter pequena quantidade do componente ortoclásio (KAlSi3O8). Os nomes dos membros da série dos plagioclásios são:

albita (An0-An10) – oligoclásio (An10-An30) – andesina (An30-An50) – labradorita (An50-An70) –

bytownita (An70-An90) – anortita (An90-An100).

A miscibilidade entre albita e anortita não é completa em temperaturas mais baixas. A lacuna da peristerita, comum nas temperaturas do metamorfismo, abrange a faixa composicional albita – oligoclásio e se manifesta

por cristais constituídos por um intercrescimento de lamelas comumente submicroscópicas de composições

distintas, umas mais cálcicas e outras mais sódicas. É comum o zonamento químico dos cristais, particularmente dos fenocristais de rochas vulcânicas, mas

também em outros tipos de rocha. O zonamento pode ser:

Sani

dina

Na-

Sani

dina

Anortoclási

o

Lacuna deMiscibilidade

Álc

ali -

fel

dspa

tos

Série dos plagioclásiosAn

Or

Ab (CaAl Si O )2 2 8

(NaAlSi O )3 8

(KAlSi O )3 8

10000

Sani

dina

Na-

Sani

dina

Anortoclási

o

Lacuna deMiscibilidade

Álc

ali -

fel

dspa

tos

Série dos plagioclásiosAn

Or

Ab (CaAl Si O )2 2 8

(NaAlSi O )3 8

(KAlSi O )3 8

10000

Lacuna deMiscibilidade Lacuna de

Miscibilidade Álc

ali -

fel

dspa

tos

Série dos plagioclásios An

Or

Ab

10000

Ortoclásio pertíticoMicroclina

alb

ita

olig

ocl

ásio

and

esin

a

lab

rado

rita

byt

ow

nit

a

ano

rtit

a

10 30 50 70 90 1000

15

60

85

Antipertita

Mes

oper

tita

Per

tita


27

- normal: o teor de An decresce do centro para a borda dos cristais. É comum em vulcanitos, onde resulta

de um crescimento em desequilíbrio com a fusão, mas também é encontrado em metamorfitos;

- oscilatório: variação irregular, ora normal e ora inversa, do teor de An do centro para a borda dos cristais, que pode ser o resultado de uma mistura de magmas composicionalmente distintos ou de

variações na pressão parcial de H2O durante a cristalização de vulcanitos;

- inverso: o teor de An aumenta do centro para a borda do cristal, como resultado do crescimento em condições de temperaturas crescentes num evento metamórfico.

Hábito: os cristais de plagioclásio de rochas ígneas plutônicas (rochas graníticas l.s., gabróicas e outras) e os

fenocristais de vulcanitos (por exemplo andesitos) têm hábito tabular curto (seções mais ou menos

retangulares); em basaltos e diabásios o hábito dos cristais da matriz é tabular muito longo, constituindo ripas. Fenocristais podem ser marginalmente corroídos e freqüentemente são zonados. Em metamorfitos o

plagioclásio é comumente granular anédrico.

Cor: incolor; às vezes tornam-se turvos por alteração. Clivagem: (001) perfeita e (010) distinta, fazendo ângulos de 94

o (ou 86

o)entre si.

Relevo: baixo, sendo que o índice de refração cresce fracamente com o teor de An (n 1,53-1,59).

Birrefringência: baixa ( 0,008 - 0,013). As cores de interferência, em geral, não excedem o branco amarelado de 1

a ordem.

Macla: a geminação polissintética, segundo a lei da Albita, é quase universal nas rochas ígneas, constituindo

uma das mais importantes propriedades diagnósticas do plagioclásio. As maclas segundo a lei de Carlsbad

(simples) e segundo a lei da Periclina (polissintética) ocorrem, às vezes, em combinação com a macla da Albita. No entanto, plagioclásios metamórficos, ou albita formada na diagênese de rochas sedimentares,

podem não apresentar nenhuma macla, o que dificulta a sua identificação.

As lamelas da macla polissintética em cristais deformados podem tornar-se tortas e evanescentes (isto é, elas se acunham, não atravessando o cristal de ponta a ponta) e são difíceis de diferenciar das maclas geradas por

translação durante a deformação.

A medida do ângulo de extinção em relação às maclas da albita, combinadas ou não com a de Carlsbad, possibilita a identificação da composição química do plagioclásio (vide abaixo).

Sinal óptico: biaxial (+) ou (-), variando com a composição química e o grau de ordenação (vide figura a

seguir). O ângulo 2V muito grande, oscilando em torno de 90o, dificulta a determinação do sinal óptico.

Variação do ângulo 2V e do sinal óptico na série dos plagioclásios em função do ambiente de cristalização:

Sinal óptico (+), plutônico: An 0-17, An 32-70

Sinal óptico (-), plutônico: An 17-32, An 70-100

Sinal óptico (-), vulcânico: An 0-38, An 75-100

Sinal óptico (+), vulcânico: An 3875. Alteração: plagioclásio normalmente se altera mais facilmente do que álcali-feldspato e em cristais zonados

as porções cálcicas alteram-se primeiro. Produtos da alteração por intemperismo são mais comumente

caulinita, sericita e calcita. Por alteração hidrotermal ou no metamorfismo de baixo grau os plagioclásios

cálcicos podem tornar-se sericitizados ou saussuritizados. Na saussuritização plagioclásio cálcico altera-se em finos agregados de clinozoisita, epidoto ou zoisita (às vezes acompanhados de sericita e outros minerais),

que ficam disseminados no cristal hospedeiro cuja composição tende a tornar-se albítica.

Alb

ita

Olig

ocl

ásio

An

des

ina

Lab

rado

rita

Byt

on

ita

An

ort

ita

Ab An0 10 30 50 70 90 100

Opt.

+O

pt.

-o

o

2 V

2 V

700

700

800

800

600

600

500

500

900

900

800

800

700

700

Mol. - %


28

Intercrescimentos:

Antipertita é um intercrescimento de K-feldspato (ortoclásio ou microclina) num plagioclásio,

decorrente de um processo de exsolução no estado sólido, que se dá durante o lento resfriamento dos cristais de plagioclásio originalmente homogêneos. A antipertita é bem menos freqüente do que a pertita (vide em

ortoclásio).

Mirmequita é um intercrescimento de diminutos cristais vermiformes de quartzo em plagioclásio no contato com álcali-feldspato. Este intercrescimento, que é especialmente comum em granitos e gnaisses

graníticos, se projeta a partir do plagioclásio para dentro do ortoclásio ou da microclina. Possivelmente a

mirmequita forma-se por processos de substituição de álcali-feldspato por plagioclásio, com conseqüente

liberação de sílica.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: a mais importante propriedade diagnóstica do plagioclásio é

a sua macla polissintética aliada às cores de interferência que não excedem o branco de 1a ordem e ao

relevo baixo. No entanto, nas rochas metamórficas a macla pode não aparecer.

MINERAIS SEMELHANTES: microclina, que porta a típica macla em grade (tartan), diferencia-se de

plagioclásios maclados segundo as leis da Albita e da Periclina pelo relevo menor e pelo fato de que na macla em grade os nós de interseção entre as lamelas que se cruzam ortogonalmente (e que são bem mais

difusas do que as dos plagioclásios) aparecerem mais reforçados (no plagioclásio, as lamelas de um sistema

se acunham abruptamente próximo a uma lamela ortogonal do outro sistema de macla, isto é, os dois sistemas parecem não se cruzar). Plagioclásio não-maclado (comum em metamorfitos) costuma ser

confundido com quartzo, porém este não tem clivagem, nem zonamento, nem alteração e, além disso, é

uniaxial (+). Álcali-feldspato tem relevo menor (verificar pela franja de Becke!) e é muitas vezes pertítico. Cordierita, que é um mineral essencialmente metamórfico, também pode apresentar macla polissintética

(quando há mais de um sistema de macla, porém, o ângulo entre os dois sistemas não é de 90o, como nos

plagioclásios, mas sim de cerca de 60o). A presença de halos pleocróicos amarelados em torno de inclusões

radioativas como de zircão e a pinitização (alteração em clorita+sericita) auxiliam a identificação da cordierita.

OCORRÊNCIA: plagioclásio é muito comum tanto em rochas ígneas quanto em metamórficas. Rochas ígneas: plagioclásio tem ampla distribuição na grande maioria dos magmatitos plutônicos e

vulcânicos, estando ausente apenas nas rochas ultramáficas e em algumas rochas alcalinas. Plagioclásio mais

sódico (também chamados de ácido) ocorre nas rochas félsicas e o tipo mais cálcico(também chamado de básico), nas rochas máficas.

Rochas metamórficas: plagioclásio ocorre em todos os graus metamórficos. A sua composição

depende da composição química do protólito e do grau metamórfico. Plagioclásio em rochas isentas ou

muito pobres em Ca é sódico, independente do grau metamórfico. Por outro lado, rochas portadoras de Ca (metabasitos, por exemplo) apresentam albita no grau baixo e um plagioclásio cálcico em graus

metamórficos mais altos. No metamorfismo progressivo, verifica-se que, na transição da fácies xisto

verde para a fácies anfibolito (T 500oC), ocorre a reação da albita (em geral com An<5) com epidoto

ou carbonatos, formando-se oligoclásio (em geral com An>17). Esta variação descontínua na composição

do plagioclásio no metamorfismo progressivo é o resultado da lacuna de miscibilidade da peristerita. Estudos de raios X em plagioclásio da epizona, cuja composição cai na faixa albita-oligoclásio, mostram que os

cristais são constituídos, na realidade, de um intercrescimento submicroscópico orientado de duas fases, uma

albítica e a outra mais cálcica, com An 255. Esta feição sugere miscibilidade somente parcial na série do plagioclásio em temperaturas mais baixas.

Rochas sedimentares: plagioclásios podem ser detríticos, como em arenitos arcoseanos e grauvacas. A albita é um mineral que se forma durante a diagênese.

Determinação da composição do plagioclásio por métodos ópticos O ângulo de extinção máximo do raio rápido em relação ao plano cristalográfico (010), paralelo ao qual se orienta a macla polissintética segundo a lei da Albita, varia continuamente com a composição, sendo, portanto, adequado para a

determinação desta. Quando não se dispõe de métodos analíticos mais precisos, tais como análises de microssonda

eletrônica, é possível estimar, com razoável precisão, a composição química de plagioclásios com macla da Albita

através do seu ângulo de extinção. Os fenocristais complexamente zonados de rochas vulcânicas, porém, não se prestam

a este método, porque o ângulo de extinção também varia complexamente através destes cristais.

Método de Michel-Lévy


29

Este método requer que o cristal esteja orientado de modo adequado, ou melhor, que a seção seja normal a (010). Para

orientar o cristal adequadamente utiliza-se uma platina universal. No caso de não se dispor de uma platina, segue-se os

procedimentos abaixo:

1. Escolha da seção adequada: será aquela em que as lamelas da macla polissintética da Albita estiverem perfeitamente

verticalizadas em relação ao plano da lâmina delgada. Neste caso, haverá igualdade de birrefringência (igual cor de

interferência) para todas as lamelas quando colocadas em posição NS, paralela à direção de vibração do polarizador, e

os planos de composição entre as lamelas aparecem como linhas distintas e finas. Além disso, haverá igualdade ou

quase igualdade dos ângulos extinção para ambos os lados da posição NS.

2. Da posição NS gira-se a platina primeiro para a direita até se extinguir o primeiro conjunto de lamelas de macla e mede-se o ângulo de extinção (ver figura a seguir). Repete-se o procedimento girando-se a platina para a esquerda. Os

dois ângulos de extinção devem ser iguais ou diferir de apenas poucos graus (até 5o). A média aritmética das duas

medidas é tomada como o valor correto.

3. Repetir a operação para outras seções (no mínimo 10) igualmente orientadas e escolher o maior valor obtido. Com

este valor entrar na figura abaixo. Para ângulos de extinção menores do que 20o, a curva relativa aos plagioclásios

plutônicos da figura indica duas composições possíveis na faixa de An0 até An40. O índice de refração permite a

separação: n menor que o do quartzo indica composição mais sódica e n aproximadamente igual ou maior do que a do

quartzo, composição mais cálcica. Além disso, o sinal óptico (figura anterior) também pode ajudar: na faixa An0 a An17

o plagioclásio de rochas plutônicas é (+) e de An17 a An32, o sinal é (-).

Medida do ângulo de extinção em relação às maclas polissintéticas da Albita, para

determinação da composição de plagioclásios.

Variação dos máximos ângulos de extinção em relação às maclas

polissintéticas da Albita em função do teor de anortita no plagioclásio.

1

0

2

0

= ( + ) / 21 2

0

10

20

30

40

50

60

70

0

10

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10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

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(001

).

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30

ÁLCALI-FELDSPATOS

(K,Na)AlSi3O8 Sistema triclínico ou monoclínico

Generalidades: apesar de sua abundância ser menor do que a dos plagioclásios, os álcali-feldspatos são muito comuns tanto em rochas ígneas quanto nas metamórficas, principalmente nas félsicas de composição

granítica a granodiorítica, em sienitos e em pegmatitos. Os principais álcali-feldspatos são microclina,

ortoclásio, sanidina, anortoclásio e também a albita, que é o membro sódico da série do plagioclásio. Esses minerais distinguem-se pela composição química e pela estrutura cristalina. A figura no início do capítulo

dos feldspatos mostra a nomenclatura dos álcali-feldspatos (vide também o tópico Generalidades na

introdução). Os álcali-feldspatos pertencem ao sistema composicional Or (ortoclásio, KAlSi3O8) – Ab

(albita, NaAlSi3O8), podendo portar pequenos teores do componente An (anortita, CaAlSi3O8). Sob condições de temperatura alta, conforme ocorre na cristalização magmática, os álcali-feldspatos (sanidina e

anortoclásio) são monoclínicos e homogêneos. Com a diminuição da temperatura existe uma transição para

o sistema triclínico (ortoclásio e microclina) e uma tendência à exsolução (“unmixing”), originando a pertita. Pertita (ou mesopertita) consiste em dois álcali-feldspatos intercrescidos, um sódico (albita) e o

outro potássico (microclina ou ortoclásio). Em rochas plutônicas o álcali-feldspato é usualmente ortoclásio

ou microclina, pertíticos. Em rochas vulcânicas ocorre sanidina ou anortoclásio, que podem ser

criptopertíticos.

ANORTOCLÁSIO

(Na,K)AlSi3O8 Sistema monoclínico

OCORRÊNCIA: em vulcânicas sódicas tais como álcali-riolitos (pantelleritos), álcali-traquitos, latitos ou

fonolitos. Hábito: tabular, em fenocristais ou na matriz de vulcanitos. Por ser um mineral tipicamente

vulcânico, as suas propriedades ópticas não serão detalhadas nessa apostila de minerais metamórficos

MICROCLINA

KAlSi3O8 Sistema triclínico

Hábito: granular anédrico ou, em alguns magmatitos, pode ser subédrico.

Cor: incolor. Clivagem: (001) perfeita e (010) distinta, com interseção a aproximadamente 90

o.

Relevo: baixo, menor do que o do quartzo (n 1,52).

Birrefringência: baixa ( 0,006-0,010), a cor de interferência não excede o branco de 1a ordem.

Macla: a característica óptica mais marcante da microclina é o seu conjunto duplo de maclas polissintéticas

segundo as leis da albita e da periclina, formando uma grade. Esta geminação muito típica também é

chamada de macla da microclina ou macla tartan. As lamelas são comumente difusas, cortando-se a 90o,

formando a estrutura denominada “pinch and swell”, na qual os nós de interseção das lamelas que se cruzam

ortogonalmente aparecerem mais reforçados (no plagioclásio, as lamelas de um sistema se acunham abruptamente próximo a uma lamela ortogonal do outro sistema de macla, isto é, os dois sistemas parecem

não se cruzar). Uma outra características diagnóstica da macla em grade da microclina é que, girando-se a

platina, sempre há uma posição em que a cor de interferência fica igual para todas as lamelas, isto é, não se

distingue mais a macla (na maioria das seções dos plagioclásios com dois conjuntos de maclas polissintéticas não há nenhuma posição da platina em que as maclas desaparecem). A macla em grade indica que a

microclina cristalizou-se originalmente no sistema monoclínico, sofrendo subseqüente inversão para o

sistema triclínico durante o resfriamento ou em decorrência de deformação, formando-se então a geminação. O ortoclásio representa o estágio intermediário desta inversão. Encontram-se, com freqüência, tipos

transicionais entre ortoclásio e microclina, em que os indivíduos apenas começam a apresentar as evidências

ópticas da geminação da microclina sob a forma de manchas e lamelas difusas (evidentemente com nicóis


31

cruzados). O grau de triclinização de um álcali-feldspato, determinado através da difratometria de raios X, é

medido pelo parâmetro denominado obliqüidade, que se classifica como baixa, média ou alta.

Sinal óptico: devido à maclação polissintética, as figuras, em geral, são pouco nítidas. A microclina é biaxial

negativa e o ângulo 2V é elevado (>60o).

Alteração: no intemperismo forma-se caulinita e na alteração hidrotermal sericita e também caulinita. Intercrescimento: a pertita é um intercrescimento de albita em microclina (ou ortoclásio) gerado por

exsolução no estado sólido, que se dá durante o lento resfriamento dos cristais de álcali-feldspato

originalmente homogêneos. As inclusões de albita podem ser linhas, lamelas, manchas, veios etc.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: a principal característica deste mineral incolor e de baixo relevo

é o seu padrão gradeado de maclação.

MINERAIS SEMELHANTES: plagioclásio maclado segundo as leis da albita e periclina pode ser

confundido com microclina, porém nesta, as lamelas são pouco nítidas, difusas (vide outros detalhes na

descrição da macla). Além disso o índice de refração dos plagioclásios é maior. Anortoclásio restringe-se a rochas vulcânicas sódicas e as lamelas da sua macla em grade são mais estreitas e têm outra orientação

cristalográfica.

OCORRÊNCIA: microclina pertítica é abundante em rochas plutônicas leucocráticas como granitos até

granodioritos, sienitos, monzonitos e pegmatitos. Microclina é o álcali-feldspato típico dos gnaisses da fácies

anfibolito (na fácies granulito o ortoclásio é mais comum) e, no metamorfismo progressivo, a transformação de microclina em ortoclásio ocorre na fácies anfibolito médio ou alto.

ORTOCLÁSIO

(K,Na)AlSi3O8

Cristalografia: o ortoclásio possui uma simetria integrada monoclínica (isto é, a morfologia é monoclínica),

mas internamente é parcialmente triclínico, compondo-se de domínios com estágios variáveis de

ordenamento Al-Si (vide item Generalidades no início do capítulo dos feldspatos). O ortoclásio corresponde

a um estágio intermediário na transformação:

(K,Na)-sanidina (monoclínica) microclina (triclínica) + albita (triclínica) Hábito: fenocristais em vulcanitos são tabulares; em rochas ígneas plutônicas e metamorfitos é

freqüentemente granular anédrico.

Cor: incolor ou com um aspecto turvo, às vezes até acastanhado, devido a inclusões fluidas, de diminutas palhetas de hematita ou devido à alteração em argilas (caulinita) ou sericita.

Clivagem: (001) perfeita, (010) distinta, cruzando-se a 90o.

Relevo: baixo, menor do que o do quartzo (n 1,52).

Birrefringência: baixa ( 0,006-0,010); as cores de interferência não ultrapassam o cinza a branco de 1a

ordem.

Macla: em magmatitos a macla de Carlsbad é comum, porém em metamorfitos em geral os cristais não são

maclados.

Sinal óptico: biaxial (-), com 2V elevado (>60o).

Alteração: em sericita (que indica soluções mais alcalinas, freqüentemente de origem hidrotermal), em

minerais do grupo do caulim (que indica soluções ácidas, comuns no intemperismo). A aparência

acastanhada, turva, de alguns ortoclásios, pode dever-se a caulim ou a diminutas inclusões fluidas de origem

deutérica. Intercrescimentos:

Pertita é um intercrescimento de albita em ortoclásio, gerado por uma exsolução no estado sólido

que se dá durante o lento resfriamento dos cristais de álcali-feldspato originalmente homogêneos. As inclusões de albita podem ser linhas, lamelas, manchas, veios etc.

Mirmequita é um intercrescimento de diminutos cristais vermiformes de quartzo em plagioclásio no

contato com álcali-feldspato. Este intercrescimento, que é especialmente comum em granitos e gnaisses graníticos, se projeta a partir do plagioclásio para dentro do ortoclásio ou microclina. Possivelmente a


32

mirmequita forma-se por processos de substituição de álcali-feldspato por plagioclásio, com conseqüente

liberação de sílica.

O intercrescimento granofírico é constituído de cristais ramificados de quartzo, cujas seções são angulosas, cuneiformes ou triangulares, intercrescidos num cristal grande de álcali-feldspato rico em Na e K

(às vezes mesopertítico). O intercrescimento granofírico é típico de granitos cristalizados em pequena

profundidade denominados granófiros. Também é encontrado intersticialmente em basaltos, diabásios e gabros tholeiíticos. A origem pode ser por cristalização simultânea de quartzo e feldspato a partir de um

magma residual de composição cotética em condições de baixa pressão de H2O, isto é, é o produto de uma

cristalização hipersolvus.

O intercrescimento gráfico, que é encontrado tipicamente em pegmatitos graníticos, é semelhante ao granofírico, embora de tamanho maior. O nome gráfico (do grego escrever) provém da forma cuneiforme

(semelhante à escrita angulosa dos hieróglifos gregos) das seções dos cristais ramificados de quartzo

intercrescidos com o feldspato. Neste intercrescimento o feldspato ou é potássico ou é sódico (e não composto de Na e K como o feldspato do intercrescimento granofírico), o que indica que é um produto de

cristalização subsolvus em condições de altas pressões de H2O.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, relevo baixo, macla de Carlsbad (exceto nos

metamorfitos), freqüente exsolução de pertita, biaxial (-) com elevado 2V. O relevo mais baixo do que quartzo e plagioclásio, com os quais ortoclásio pode ser confundido principalmente nas rochas metamórficas,

pode ser ressaltado (evidentemente sob luz plana) usando-se um artifício, que é diminuir a intensidade da luz

(fechando-se um pouco o diafragma e/ou abaixando-se o sistema do condensador do microscópio) e desfocar de modo incipiente a superfície da rocha: o ortoclásio parece ficar mais rugoso do que quartzo e plagioclásio

(que continuam lisos), porque o seu relevo negativo se torna mais evidente nestas condições. Desta maneira

fica facilitada a estimativa da composição modal da rocha.

MINERAIS SEMELHANTES: plagioclásio e microclina freqüentemente possuem maclas polissintéticas.

O plagioclásio não maclado (comum em metamorfitos) tem relevo ligeiramente maior (verificar pela franja

de Becke!), muitas vezes é zonado e pode alterar-se em epidoto/clinozoisita (saussuritização). O ângulo 2V elevado do ortoclásio permite a sua separação de sanidina. Quartzo tem relevo maior (verificar pela franja

de Becke!), nunca apresenta alteração, nem maclas, as clivagens estão ausentes e é uniaxial (+).

OCORRÊNCIA: o ortoclásio é comum em rochas plutônicas félsicas (granitos, granodioritos, sienitos) ou

em metamórficas quartzo-feldspáticas, principalmente naquelas da fácies granulito (charnoquitos,

granulitos). Embora em gnaisses a microclina seja mais comum, o ortoclásio pode às vezes ser o álcali-

feldspato neste tipo de rocha. Ortoclásio criptopertítico substitui a sanidina em rochas vulcânicas e

subvulcânicas mais antigas.

Sanidina

(K,Na)AlSi3O8 Sistema monoclínico

OCORRÊNCIA: sanidina é o álcali-feldspato típico das rochas vulcânicas e tufos geologicamente jovens

(nas rochas mais antigas tende a ocorrer exsolução de pertita e transformação em ortoclásio). É comum aparecer como fenocristais tabulares ou pequenas ripas na matriz de rochas vulcânicas, principalmente nas

mais alcalinas como riolitos, traquitos e fonolitos. Por ser um mineral tipicamente vulcânico, as suas

propriedades ópticas não serão detalhadas nessa apostila de minerais metamórficos, embora a sanidina possa

ocorrer na fácies sanidinito (altas temperaturas – 800 a 1000oC - e baixas pressões - <2kbar , condições estas

encontradas no metamorfismo de xenólitos inclusos em alguns tipos de magmas)


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GRANADAS

Sistema cúbico

Generalidades: a fórmula geral do grupo das granadas é R 2

3 Z 3

2 (SiO4)3, sendo que a

posição R é ocupada por íons divalentes e a Z, por íons trivalentes, conforme mostrado

abaixo.

Z23+

R32+

Al2 Fe2 Cr2

Mg3 Piropo

Fe3 Almandina

Mn3 Espessartita

Ca3 Grossularita Andradita Uvarovita

As granadas são divididas em duas séries (vide tabela acima): a da piralspita (piropo-

almandina-espessartita) e a da ugrandita (uvarovita-grossularita-andradita). À série da

ugrandita também pertence a melanita, que é uma andradita com 5-15 % em peso de TiO2.

Normalmente as granadas naturais são soluções sólidas de uma ou de outra série, não

ocorrendo miscibilidade entre as duas séries. O zonamento químico é comum.

Hábito: as granadas comumente constituem cristais euédricos, de forma dodecaédrica ou

trapezoédrica, cujas seções são multifacetadas. Em metamorfitos podem constituir

porfiroblastos xenoblásticos arredondados e comumente poiquiloblásticos.

Cor: matizes pálidos de rosa, amarelo ou castanho, sendo mais comum a cor acastanhada

clara. Também pode ser incolor. As granadas de Ti (melanita) apresentam uma coloração

marrom escura. A uvarovita pode ser esverdeada.

Clivagem: ruim, normalmente não aparece em lâmina delgada.

Relevo: alto a muito alto (n 1,71 - 2,00).

Sinal óptico: minerais do sistema cúbico são isótropos. Algumas variedades da série da

ugrandita, tal como a grossularita, porém, podem apresentar uma birrefringência anômala,

com cores de interferência cinza de 1a ordem e caráter óptico anômalo, em geral biaxial (-).

Muitas vezes estes cristais são zonados, com bandas isótropas alternando-se com bandas

anisótropas.

Alteração: a clorita é um dos mais comuns produtos da alteração retrometamórfica de

granadas. Granadas são, de uma maneira geral, bastante resistentes ao intemperismo,

podendo ser encontradas como mineral detrítico em sedimentos. Sob condições de um

intemperismo intenso (caso brasileiro, clima tropical), porém, pode ocorrer a alteração em

óxidos de Fe-Mn (limonita), carbonato ou calcedônia.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: as granadas são, em função de seu alto relevo,

cores pálidas e caráter óptico isotrópico, facilmente identificadas em lâmina delgada.


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MINERAIS SEMELHANTES: quando os cristais de granada são muito pequenos, pode

ocorrer confusão com espinélio, o qual, porém, é comumente esverdeado e tem hábito

octaédrico. Seções basais de apatita, que aparentemente são isótropas, têm relevo muito

menor e são incolores. No caso de grossularitas com birrefringência anômala a identificação

óptica não é tão simples e pode haver confusão com, por exemplo, vesuvianita. Neste caso

torna-se necessário utilizar outros métodos de identificação, como a difração de raios X.

OCORRÊNCIA

Rochas magmáticas: em plutônicas ácidas (granitos e granodioritos) a granada, com

uma composição média Al55Esp45, é um mineral raro e a sua presença é considerada indício

para uma origem anatéctica das fusões ou da contaminação do magma por rochas

encaixantes ricas em Al. Em magmas nefelina-sieníticos ocorre a cristalização de granadas

ricas em Ti como a melanita, associando-se a nefelina, leucita, sodalita, egirinaugita e

sanidina. Em rochas magmáticas ultramáficas, tais como peridotitos e kimberlitos, é comum

a ocorrência do piropo. Nas vulcânicas básicas, tais como basaltos e andesitos, pode ocorrer,

eventualmente, a almandina.

Rochas metamórficas: a granada é um mineral típico de rochas metamórficas, sendo

encontrada em todas as fácies, exceto na sub-xisto verde.

Granadas ricas em almandina, que são as mais comuns, são encontradas principalmente em

xistos e gnaisses do metamorfismo regional. Uma composição típica de granadas em mica

xistos é Alm66Gr25Pi5Sp4 (Deer et al., 1992). A sua formação está condicionada a teores de

Al altos no protólito. Em metapelitos, é o mineral índice da zona da almandina de Barrow

(que equivale à fácies xisto verde superior), onde se associa a quartzo, clorita, biotita e mica

branca. Uma granada mais rica em espessartita, porém, já pode começar a formar-se, nos

metapelitos, em grau metamórfico mais baixo, na fácies xisto verde inferior. Na fácies

anfibolito, minerais comumente associados à almandina são estaurolita, cianita, micas e

quartzo.

Granada também ocorre em granulitos e gnaisses da fácies granulito, tornando-se

progressivamente mais rica em almandina e piropo e mais pobre em espessartita e

grossularita à medida que cresce a temperatura. São comuns as granadas zonadas, com

teores mais altos de Mn e Ca no centro, que vão se enriquecendo progressivamente em Fe e

Mg para a borda. Este zonamento costuma ser interpretado como resultante do crescimento

num evento metamórfico progressivo. Ricas em piropo são também as granadas de muitos

eclogitos, nos quais elas se associam ao piroxênio onfacita.

Grossularita é encontrada em rochas calciossilicáticas oriundas do metamorfismo de

contato ou regional de calcários impuros e margas, associando-se a carbonatos, vesuvianita

e diopsídio. A andradita é encontrada em rochas calciossilicáticas de metamorfismo de

contato e em escarnitos metassomáticos associados a este metamorfismo.

Espessartita é mais rara, podendo ocorrer em rochas manganesíferas, onde se associa a

rodonita, rodocrosita e tephroíta (olivina manganesífera). O intemperismo destas rochas

pode gerar depósitos economicamente importantes de óxidos e hidróxidos de Mn.


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LAWSONITA

CaAl2Si2O7(OH)2.H2O Sistema ortorrômbico

Hábito: tabular.

Cor: incolor.

Clivagem: perfeita (010) e (100); imperfeita {101}. As duas clivagens perfeitas

interceptam-se em ângulos retos.


Birrefringência: moderada ( 0,020), com cores de interferência que não excedem o final

da 1a ordem. Nas seções alongadas a extinção é paralela.

Macla: comumente lamelar segundo {101}.

Sinal óptico: biaxial (+), com elevado 2V 84o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, hábito tabular, cor de interferência no

final da 1a ordem, duas clivagens, biaxial com elevado 2V e ocorrência em rochas de

metamorfismo de pressão alta (fácies xisto azul).

MINERAIS SEMELHANTES: a variedade incolor (pobre em Fe) de pumpelliíta

diferencia-se da lawsonita pelo 2V menor e pela extinção normalmente oblíqua. A variedade

rica em Fe de pumpelliíta diferencia-se pelo pleocroísmo em matizes verde-azulados.

Prehnita tem birrefringência mais alta, relevo menor e normalmente ocorre em agregados

radiais ou constituindo mosaicos. Zoisita e clinozoisita possuem relevo mais alto,

birrefringência mais baixa e cores de interferência comumente anômalas acastanhadas ou

azuladas. Epidoto tem relevo mais alto e pleocroísmo amarelo esverdeado. Cianita

apresenta relevo bem maior, extinção oblíqua e é biaxial (-). Tremolita e jadeíta possuem

extinção oblíqua.

OCORRÊNCIA: em metamorfitos da fácies xisto azul derivados de protólitos basálticos

ou grauvaquianos, que se recristalizaram em condições de pressões altas e temperaturas

relativamente baixas, condições estas que são encontradas principalmente nas zonas de

subdução rápida. A lawsonita forma-se às custas da zeólita laumontita numa temperatura

em torno de 250oC e numa pressão acima de aproximadamente 3,2 kbar, segundo a reação:

laumontita lawsonita + quartzo + H2O.

Lawsonita é estável até as mais altas pressões do metamorfismo, porém desaparece em

temperaturas acima de 450oC, transformando-se em zoisita, segundo a reação:

lawsonita + albita (ou jadeíta) zoisita + paragonita + quartzo + H2O.

Resumindo, lawsonita é um dos minerais mais diagnósticos da fácies xisto azul, sendo

estável em pressões acima de 3,2 kbar e temperaturas numa faixa de 200 a 450oC,

aproximadamente.

Nos xistos azuis a lawsonita associa-se a glaucofana, albita ou piroxênio jadeítico,

carbonato, epidoto/clinozoisita/zoisita, titanita, sericita e, às vezes, pumpelliíta.


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MICAS

XY2-3Z4O10(OH,F)2 Sistema monoclínico (pseudo-hexagonal)

Generalidades: as micas constituem o mais importante grupo de filossilicatos. As micas brancas (moscovita,

paragonita e fengita) são micas dioctaédricas, isto é, micas nas quais as posições octaédricas do retículo cristalino são

ocupadas por dois íons trivalentes. As biotitas, por sua vez, são micas trioctaédricas, nas quais as posições octaédricas

são ocupadas por três íons divalentes.

A fórmula geral do grupo das micas é XY2-3Z4O10(OH,F)2, sendo que:

X = cátions entre camadas: K, Na, Ca

Y = cátions em coordenação octaédrica: Li+, Fe2+, Mg2+, Mn2+, Fe3+, Al3+, Cr3+, V3+

Z = cátions em coordenação tetraédrica: Al, Si

Com base nos constituintes químicos nas posições X, Y ou Z os tipos mais comuns de micas são: - Cátions entre camadas (posição X)

Biotita, moscovita: K

Paragonita: Na

Margarita: Ca

- Cátions em coordenação tetraédrica (posição Z)

Micas ricas em Si: Si3,5Al0,5 (fengita)

Micas normais: Si3Al (moscovita, biotita)

Micas cálcicas (=quebradiças): Si2Al2 (margarita)

- Cátions em coordenação octaédrica (posição Y)

Micas dioctaédricas: Y23+ (moscovita, paragonita)

Micas trioctaédricas: Y32+ (biotita).

PROPRIEDADES ÓPTICAS GERAIS DAS MICAS MAIS COMUNS (BIOTITA E MICAS BRANCAS):

Hábito: tabular pseudo-hexagonal, lamelar, em escamas.

Cor: é muito variável. As micas incolores são as chamadas micas “brancas”, como moscovita, paragonita e fengita. A

série da biotita apresenta forte pleocroísmo em matizes acastanhados, esverdeados ou avermelhados.

Clivagem: basal (001), excelente.

Relevo: baixo a moderado. Micas brancas têm n 1,55 - 1,65 e a série da biotita, n 1,53 - 1,70. Birrefringência: varia de moderada até muito alta.

Moscovita: 0,036 - 0,054 (em geral cores de interferência vivas, de 2a ordem).

Biotita: 0,027 - 0,081 (cores de interferência em geral de terceira ordem, comumente mascaradas pela cor de absorção).

Margarita: 0,013 (cores de interferência mais baixas, de 1a ordem)

Paragonita: 0,028 - 0,036 (cores de interferência vivas, de 2a ordem). Extinção: praticamente paralela à clivagem. Uma característica muito típica e diagnóstica para as micas (mas também

para outros minerais que apresentam uma clivagem excelente, como talco e cloritas) é uma extinção incompleta sob

nicóis cruzados, que se manifesta pela superfície salpicada por pontos luminosos difusos, que não desaparecem nem na

posição de extinção do cristal. Esta propriedade é também conhecida como estrutura “olho-de-pássaro” (em inglês

birds-eye maple structure ou simplesmente birds-eye structure, por se assemelhar à estrutura de um tipo de ácer (birds-eye maple), uma madeira da América do Norte tradicionalmente usada em móveis). A estrutura olho-de-pássaro surge

no polimento da lâmina como conseqüência da clivagem excelente da micas. Esta propriedade não é visível nas seções

basais (que são paralelas aos planos de clivagem) e nem na margarita (que tem clivagem pior).

Sinal óptico: as micas brancas são biaxiais (-) com ângulo 2V variando entre 35 e 50o (na margarita chega a 67o). As

biotitas são também biaxiais (-), porém o seu ângulo 2V é bem menor do que o das micas brancas, variando entre 0 e 35o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: hábito tabular ou em escamas, clivagem muito perfeita, extinção

incompleta, cores de interferência de segunda até terceira ordens. As micas brancas são em geral incolores e a biotita

tem pleocroísmo forte em matizes de castanho ou de verde. As duas micas brancas mais comuns (moscovita e

paragonita) não se distinguem uma da outra oticamente.

MINERAIS SEMELHANTES: vide descrição de cada tipo de mica a seguir.

OCORRÊNCIA: as micas têm uma ampla distribuição em muitas rochas. Sua formação em magmatitos requer uma

quantidade suficiente de H2O no magma. Nos metamorfitos elas são mais abundantes nos graus baixo e médio, mas

também ocorrem no grau alto (biotita).


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BIOTITA

K(Mg,Fe

2+)3Si3AlO10(OH)2 Sistema monoclínico

Generalidades: a série da biotita é um importante grupo de micas trioctaédricas (possui três cátions divalentes na

posição octaédrica). Constitui uma série isomorfa ferromagnesiana completa, cujos membros extremos são flogopita KMg3Si3AlO10(OH)2 e anita KFe2+

3Si3AlO10(OH)2 Membros de composição intermediária são meroxênio e

lepidomelana. As biotitas podem conter Al substituindo uma parte do (Mg,Fe2+)3 na fórmula acima. Neste caso entrará

mais Al também na posição tetraédrica: chama-se siderofilita o membro extremo desta substituição com a fórmula

KFe2+2Al[Si2Al2O10](OH)2 e eastonita (nome não mais recomendado na atualidade) o membro extremo com a fórmula

KMg2Al[Si2Al2O10](OH)2. A titanobiotita é caracterizada por um elevado teor em TiO2 ( 7 a 12% em peso) e a oxibiotita é uma biotita em que o Fe2+ foi oxidado para Fe3+ [KMgFe3+

2Si3AlO10(O2)].


Cor: as biotitas são fortemente pleocróicas (exceto nas seções basais) em tonalidades castanhas, castanho amareladas,

castanho avermelhadas, esverdeadas ou amareladas. Em torno de minerais radioativos, como zircão, podem ocorrer

auréolas de cor mais escura, denominadas halos pleocróicos, que se formam em virtude da destruição progressiva da

rede cristalina da biotita em decorrência da radiação do mineral incluso.

A flogopita apresenta cores muito pálidas, amarelas ou esverdeadas, podendo ser confundida com micas brancas ou

talco. De uma maneira geral as biotitas de cor verde formam-se sob temperaturas relativamente mais baixas do metamorfismo do que as biotitas de cor castanha. As biotitas de cor avermelhada são ricas em Ti. Também a oxibiotita

é castanha escura a castanha avermelhada

Clivagem: basal (001), excelente, típica dos filossilicatos.

Relevo: baixo a moderado (n 1,53 - 1,70), aumentando com o teor de Fe.

Birrefringência: alta a muito alta ( 0,039 - 0,081); para a flogopita é um pouco menor ( 0,027 - 0,045) e para a

oxibiotita é muito alta ( 0,080 - 0,120). As cores de interferência são, em geral, de terceira ordem, podendo ser mascaradas pela cor de absorção forte das biotitas. As seções basais aparecem negras.

Extinção: as seções longitudinais extinguem-se paralelamente à clivagem. No entanto, as biotitas, como as outras

micas, talco e cloritas, também apresentam a característica extinção incompleta sob nicóis cruzados (estrutura olho-de-

pássaro), que se manifesta pela superfície pintalgada, salpicada por pontos luminosos difusos, que não desaparecem

nem na posição de extinção do cristal. A superfície mosqueada surge no polimento da lâmina e é uma conseqüência da

clivagem excelente da micas. As seções basais não apresentam a estrutura olho-de-pássaro.

Sinal óptico: biaxial (-), com pequeno 2V 0 – 30o. As figuras de interferência são comumente pseudouniaxiais. Alteração: na diaftorese (= metamorfismo regressivo) há alteração em clorita (+ magnetita + rutilo ou

titanita/leucoxênio). Também pode ocorrer alteração em calcita, epidoto ou mica branca. O intemperismo leva

inicialmente a um desbotamento da biotita (= hidrobiotita) e a seguir à formação de vermiculita ou montmorilonita. A

exsolução do Ti contido na biotita leva à geração de agulhas de rutilo orientadas segundo três direções cristalográficas e constituindo um padrão em grade (sagenita).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: pleocroísmo intenso (exceto na flogopita, que é quase incolor),

clivagem basal excelente, estrutura olho-de-pássaro, caráter óptico biaxial (-) com pequeno ângulo 2V (pseudo-uniaxial). A titanobiotita caracteriza-se pela cor vermelho-marrom. A oxibiotita também é de cor

vermelho-marrom, porém apresenta birrefringência altíssima.

MINERAIS SEMELHANTES: stilpnomelana tem hábito e pleocroísmo semelhantes à biotita e pode ser

facilmente confundida com esta. Stilpnomelana distingue-se pela clivagem pior e, consequentemente, por

não apresentar a típica extinção incompleta (estrutura olho-de-pássaro) das micas. Anfibólios fortemente coloridos também não apresentam a extinção incompleta, mostram duas direções de clivagem nas seções

basais e o seu ângulo de extinção é maior. Cloritas possuem baixa birrefringência. Talco distingue-se da

flogopita por ser incolor (flogopita em geral é amarelada ou esverdeada clara). Moscovita, que também pode

confundir-se com flogopita, é biaxial com 2V maior.

OCORRÊNCIA

Biotita: é muito comum tanto em rochas ígneas como em metamórficas, possuindo uma distribuição mais

ampla do que as micas brancas. Nas ígneas é mais abundante nas rochas plutônicas do que nas vulcânicas. Na maioria dos magmatitos plutônicos félsicos (granitos, granodioritos, tonalitos, quartzo-monzonitos,

sienitos) a biotita é o principal mineral máfico. É menos comum nas rochas máficas como gabros e dioritos.

No metamorfismo regional a biotita é abundante em xistos e gnaisses, sendo estável desde o grau baixo até o

grau alto do metamorfismo. Também é comum no metamorfismo de contato. A biotita só não ocorre no metamorfismo de pressão alta (fácies xisto azul) pois a temperatura nesta fácies é baixa demais para a sua

formação. Neste caso costuma aparecer stilpnomelana no seu lugar.


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No metamorfismo regional progressivo a formação de biotita em metapelitos ocorre numa faixa de

temperaturas em torno dos 400oC, sendo gerada através de reações envolvendo clorita, moscovita ou K-

feldspato, como por exemplo:

K-feldspato + clorita biotita + quartzo + H2O

moscovita + clorita biotita + clorita (mais rica em Al) + quartzo + H2O Dentro da fácies granulito a quantidade de biotita diminui progressivamente até o seu desaparecimento. Nesta fácies a biotita é mais rica em Mg e Ti. Uma reação comum de decomposição da biotita na fácies

granulito é:

biotita + quartzo ortopiroxênio + álcali-feldspato + H2O. Flogopita: ocorre em magmatitos ultrabásicos (mica-peridotitos, kimberlitos). Nos metamorfitos aparece em

mármores dolomíticos e rochas calciossilicáticas, começando a formar-se já no final do grau baixo, sendo estável numa vasta faixa de PT.

Titanobiotita: forma-se principalmente em rochas magmáticas alcalinas sódicas, onde ocorre como

fenocristais. Oxibiotita: aparece somente como fenocristais em lavas andesíticas e latitos, onde se forma às custas da

oxidação de biotita.

MOSCOVITA

KAl2Si3AlO10(OH)2 Sistema monoclínico

Generalidades: em termos composicionais a moscovita pode conter pequenos teores de inúmeros elementos,

destacando-se Fe, Mn, Li e F. Algumas variedades contêm quantidades maiores de Cr (até 6% em peso de

Cr2O3) e são denominadas fuchsitas. Micas com Li abundante e que são comuns em pegmatitos, chamam-se lepidolitas, as quais são, porém, consideradas como uma espécie mineral separada. A sericita é uma mica

branca de granulação muito fina, encontrada em rochas de baixo grau ou como produto da alteração de

feldspatos e de outros minerais. A composição da sericita pode ser de moscovita, paragonita ou fengita. O

termo fengita é usado para moscovitas nas quais a razão Si:Al é maior do que 3:1 nos sítios tetraédricos e na qual o aumento de Si é acompanhado da substituição de parte do Al octaédrico por Mg ou Fe

2+. Uma fórmula

genérica da fengita é K[Al(Al,Mg,Fe2+

)][(Al,Si)Si3]O10(OH)2.

Hábito: tabular pseudo-hexagonal, lamelar, em escamas. Cor: incolor, mais raramente amarelada ou esverdeada muito clara. A variedade rica em Cr, chamada

fuchsita, é verde clara.

Clivagem: basal (001) excelente, típica dos filossilicatos.

Relevo: baixo (n 1,55 - 1,62).

Birrefringência: alta a muito alta ( 0,036 até 0,054). As cores de interferência são vivas e variam do meio da 2

a ordem até o início da 3

a ordem.

Extinção: as seções longitudinais extinguem-se paralelamente à clivagem. No entanto, a moscovita, como as

outras micas, o talco e as cloritas, também apresenta a característica extinção incompleta sob nicóis cruzados

(estrutura olho-de-pássaro), que se manifesta pela superfície pintalgada, salpicada por pontos luminosos

difusos, que não desaparecem nem na posição de extinção do cristal. A superfície mosqueada surge no polimento da lâmina e é uma conseqüência da clivagem excelente da micas. As seções basais não apresentam

a estrutura olho-de-pássaro.

Sinal óptico: biaxial (-), com moderado 2V 30 - 50o.

Alteração: moscovita é muito resistente à alteração em geral. Hidratação no intemperismo transformam-na

em illita ou hidromoscovita. O prosseguimento desta hidratação leva à formação de montmorilonita e caulinita. No metamorfismo progressivo (aumento de temperatura), a decomposição da moscovita ocorre na

fácies anfibolito superior, dando origem a paragêneses com K-feldspato.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, hábito lamelar, clivagem excelente que acarreta

extinção incompleta (= estrutura olho-de-pássaro), cores de interferência vivas em geral de segunda ordem e

biaxial (-) com 2V moderado.

MINERAIS SEMELHANTES: flogopita e talco apresentam ângulo 2V menor. No caso de ocorrerem em granulometria fina, a distinção se faz por via química ou difratometria de raios X. Paragonita só se diferencia por difratometria de raios X. Embora a pirofilita tenha um 2V um pouco maior, em geral a sua

distinção de moscovita também requer uma análise de raios X ou química.


39

OCORRÊNCIA: Rochas metamórficas de quase todos os tipos e graus (exceto na fácies granulito) contêm

moscovita. Ela é abundante em rochas ricas em Al, como as metapelíticas (filitos, mica xistos e mica gnaisses) do

metamorfismo de contato e do metamorfismo regional, inclusive da fácies xisto azul. Rochas quartzo-feldspáticas (granitos, gnaisses, etc.) milonitizadas na presença de H2O podem transformar-se em filonitos, compostos por quartzo e

mica branca.

Sericita (fengita) é estável na fácies sub-xisto verde. Pode ser gerada às custas da alteração metamórfica ou

hidrotermal de feldspatos ígneos ou metamórficos de graus mais altos, na presença de H2O (sericitização).

Moscovita não ocorre na fácies granulito, desaparecendo dentro da fácies anfibolito superior no metamorfismo

progressivo. A temperatura e a reação de decomposição da moscovita dependem da pressão e da associação mineral.

Para pressões baixas (P<4 kbar) moscovita reage com quartzo para formar um polimorfo de Al2SiO5 (sillimanita,

andaluzita ou cianita) e ortoclásio entre 600 e 680oC:

moscovita + quartzo K-feldspato + Al2SiO5 + H2O (T ~600 – 680oC, P<4 kbar)

Para P>4 kbar, a reação de decomposição envolve geração de fusão anatéctica (que cristaliza quartzo + feldspatos no

resfriamento) em temperaturas entre 680 - 650oC (a temperatura da reação diminui com pressões crescentes):

moscovita + albita + quartzo + H2O Al2SiO5 + fusão (T ~ 680-650oC, P>4kbar)

Quando a rocha possui moscovita associada somente a quartzo (sem feldspato), a mica é estável até 750oC, decompondo-se segundo a reação:

moscovita + quartzo + H2O K-feldspato + Al2SiO5 + fusão

Moscovita é rara em rochas ígneas, já que nestas o Al raramente excede o necessário para formar feldspatos. Ocorre

em granitos e granodioritos peraluminosos, em geral associada à biotita (granito a duas micas). É comum em

pegmatitos.

PARAGONITA

NaAl2Si3AlO10(OH)2 Sistema monoclínico

Propriedades ópticas: a mica sódica paragonita tem propriedades ópticas muito semelhantes às da moscovita (vide

moscovita). A distinção entre as duas é, portanto, impossível opticamente e costuma ser baseada em difratometria de

raios X ou em métodos químicos.

OCORRÊNCIA: paragonita é tipicamente metamórfica e já começa a formar-se na fácies sub-xisto verde, sendo

estável até a fácies anfibolito alto em filitos, mica xistos e mica gnaisses, em geral acompanhada por moscovita.

Também se forma na fácies xisto azul.

No metamorfismo barroviano (isoterma da cianita), paragonita desaparece a 620oC segundo a reação:

paragonita + quartzo Al2SiO5 (cianita)+ albita + H2O

Uma reação de decomposição envolvendo a formação de fusões anatécticas, que cristalizam quartzo + feldspato no

resfriamento, é:

paragonita + albita + quartzo + H2O fusão anatéctica (T ~620-650oC).

MARGARITA

CaAl2[Si2Al2O10(OH)2] Sistema monoclínico

Generalidades: margarita é uma mica cálcica chamada de mica quebradiça (brittle mica), porque ela é mais dura, tem

clivagem pior e é menos elástica do que as micas comuns.


Cor: incolor. Clivagem: (001) perfeita, não tão boa quanto a das micas normais.


Birrefringência: moderada (. 0,013), com cores de interferência amarelas a alaranjadas de 1a ordem.

Sinal óptico: biaxial (-), com ângulo 2V em torno de 45o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: mineral incolor, hábito tabular, relevo moderado, clivagem perfeita, cores

de interferência no meio da 1a ordem, biaxial (-) com 2V moderado.

MINERAIS SEMELHANTES: talco, moscovita, paragonita e flogopita têm maior birrefringência e todos possuem a

típica estrutura olho-de-pássaro (margarita só excepcionalmente apresenta este tipo de extinção incompleta, porque a


40

sua clivagem é pior). Clorita é comumente esverdeada (exceto a Mg-clorita, que é incolor), tem menor relevo e

birrefringência mais baixa. Cloritóide tem maior relevo e é esverdeado.

OCORRÊNCIA: mica restrita a rochas metamórficas como mármores e filitos ou xistos carbonáticos oriundos de

protólito calciossilicático aluminoso (por exemplo margas). Já se forma, no metamorfismo progressivo, na fácies xisto

verde inferior. Uma reação de formação, a 380oC, é: pirofilita + calcita margarita + quartzo + H2O + CO2. É

estável até fácies anfibolito baixo. Uma reação de decomposição é: margarita + quartzo anortita (componente cálcico

do plagioclásio) + Al2SiO5 (sillimanita, andaluzita ou cianita) + H2O. Essa reação ocorre entre 470oC (P=2 kbar) e 570oC (P=7kbar). Não é estável em pressões muito elevadas (P>10 kbar).


41

MONAZITA

(Ce,La,Th)PO4 Sistema monoclínico

Generalidades: a presença do elemento radioativo Th (às vezes também U), torna a

monazita um mineral comumente utilizado para datações radiométricas de rochas, em

especial de pegmatitos.

Hábito: tabular ou granular anédrico.

Cor: incolor, amarelada ou acastanhada clara.

Clivagem: (100) distinta.

Relevo: alto a muito alto (n 1,78 - 1,85).

Birrefringência: muito alta ( 0,045-0,075). Cores de interferência vivas, de 3a e 4

a

ordens.

Macla: comumente é simples.

Sinal óptico: biaxial (+), com pequeno 2V 5-20o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: em cristais pequenos, amarelados, de relevo

muito elevado e cores de interferência vivas, de 3a e 4

a ordens.

MINERAIS SEMELHANTES: zircão é uniaxial, tem relevo ainda maior e comumente

apresenta hábito prismático. Titanita tem birrefringência e relevo mais elevados. Epidoto

tem 2V muito maior e relevo mais baixo.

OCORRÊNCIA: mineral acessório relativamente raro em rochas ígneas graníticas ou

sieníticas e seus pegmatitos. Em metamorfitos aparece esporadicamente em gnaisses,

granulitos ou mármores dolomíticos.


42

OLIVINA

(Mg,Fe)2SiO4 Sistema ortorrômbico

Generalidades: a série da olivina constitui uma solução sólida entre a forsterita (Mg2SiO4) e a faialita (Fe2SiO4).

A série completa é constituída dos seguintes membros: forsterita (Fo100 a Fo90) - crisólita (Fo90 a Fo70) -

hialosiderita (Fo70 a Fo50) - hortonolita (Fo50 a Fo30) - ferrohortonolita (Fo30 a Fo10) - faialita (Fo10 a Fo00).

Hábito: em rochas plutônicas é normalmente granular anédrico ou subédrico. Os fenocristais de vulcanitos são

euédricos, com seções de 6 ou 8 lados. Com freqüência estes fenocristais apresentam-se corroídos marginalmente

e com reentrâncias semelhantes a baías (cristais com embayment). Cor: geralmente é incolor. Às vezes é amarelada ou esverdeada, devido à oxidação do Fe.

Clivagem: ruim. Mais comuns são fraturas irregulares.

Relevo: moderado a alto (n 1,64 – 1,88), aumentando com o teor de Fe.

Birrefringência: alta a muito alta (forsterita: 0,035; faialita: 0,052). As cores de interferência são vivas,

comumente de 2a até 3

a ordem. A extinção é paralela ao eixo maior dos cristais alongados.

Macla: muito rara.

Sinal óptico: a forsterita é biaxial (+) e as outras composições são negativas.

Fa00-Fa12: biaxial (+), com 2V= 84-90o

Fa12-Fa100: biaxial (-), com 2V = 90-50o.

Alteração: a olivina altera-se com grande facilidade. A alteração hidrotermal ou metamórfica de grau baixo mais

comum é em serpentina, cuja formação inicia-se em fraturas e pode abranger, de maneira pseudomórfica, todo o

cristal, com formação simultânea de pequena quantidade de magnetita. Um outro tipo de alteração hidrotermal

acompanhada da oxidação do Fe2+

dos fenocristais de vulcanitos é a iddingsita. Iddingsita é um agregado

submicroscópico de cor marrom amarelada ou marrom avermelhada composto de hematita/goethita,

argilominerais do tipo smectita e clorita. Outros produtos de alteração da olivina são bowlingita e clorofaeíta,

que são agregados submicroscópicos de cor verde (grau de oxidação menor) e compostos essencialmente de

clorita, smectita, serpentina e goethita. A clorofaeíta tende a ser isótropa e ter um relevo muito baixo. Em gabros,

a reação entre olivina e o componente anortítico do plagioclásio durante o resfriamento produz um envoltório de

fibras radiais em torno da olivina, composto por variadas combinações de ortopiroxênio, clinopiroxênio, espinélio,

anfibólio e granada. Estes envoltórios são conhecidos como coronas, bordas de reação ou auréolas quelifíticas.

A reação de fenocristais de olivina com um magma residual que se tornou mais silicoso pode gerar um manto de

ortopiroxênio (bronzita). No metamorfismo de grau baixo a olivina pode transformar-se em serpentina ou em talco

carbonato.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, hábito granular anédrico ou euédrico com seções de 6 ou 8

lados, clivagem ausente, relevo elevado, cores de interferência vivas, serpentinização freqüente.

MINERAIS SEMELHANTES: nos basaltos, os fenocristais de olivina, que são incolores, distinguem-se dos de

augita porque esta tem normalmente uma cor castanha clara. Mg-olivinas pode confundir-se com clinopiroxênio

incolor (diopsídio), mas este apresenta clivagens perfeitas, ângulo 2V menor, birrefringência mais baixa e

extinção inclinada. Monticelita tem relevo e birrefringência menores. Membros do grupo da humita são

comumente amarelos; quando incolores, porém, distinguem-se da Mg-olivina pelo relevo e ângulo 2V menores e

pela extinção oblíqua. Faialita pode confundir-se com epidoto, mas este tem clivagem mais bem desenvolvida,

cor amarelo esverdeada, ângulo 2V maior e extinção oblíqua.

OCORRÊNCIA: a olivina é um mineral característico de magmatitos básicos e ultrabásicos, tais como basaltos,

gabros e peridotitos. A olivina rica em Mg forma-se em magmas insaturados em sílica e por isso ela não coexiste

com quartzo. No caso de excesso de SiO2 cristaliza-se ortopiroxênio no seu lugar: Mg2SiO4 (forsterita) + SiO2

Mg2Si2O6 (enstatita). A olivina faialítica, no entanto, pode ocorrer com quartzo em certas rochas alcalinas

sieníticas e graníticas e seus correspondentes vulcânicos, bem como em metamorfitos derivados de sedimentos

ricos em Fe. Neste caso, a formação de um ortopiroxênio no seu lugar é inibida pelo fato da ferrossilita

(ortopiroxênio de Fe) não se formar nas rochas naturais.

Olivina é um dos primeiros minerais a cristalizar-se nos magmas e por isso costuma constituir fenocristais

euédricos nos vulcanitos. Nas rochas plutônicas aparece freqüentemente inclusa em outros minerais como

piroxênio ou plagioclásio. A sua composição é, geralmente, rica em magnésio nos dunitos e peridotitos (Fo90 –

Fo80). Nos gabros e basaltos o teor de Fe é maior, geralmente Fo80 a Fo50.

Nas rochas metamórficas a olivina não é muito comum. No metamorfismo regional ou de contato a

forsterita aparece em mármores magnesianos silicosos do grau médio e alto, oriundos de protólitos

calciossilicáticos em condições anidras. A faialita pode formar-se junto com quartzo a partir de sedimentos

silicosos ferruginosos (cherts) sob condições metamórficas como descritas acima, associando-se a grunerita e hedenbergita.


43

PIROXÊNIOS

Fórmula geral: XYZ2O6 Sistema ortorrômbico ou monoclínico

GENERALIDADES: o grupo dos piroxênios é dimorfo, cristalizando-se no sistema ortorrômbico (ortopiroxênios = opx) ou monoclínico (clinopiroxênios = cpx). Os ortopiroxênios têm composição

química mais simples, formando uma solução sólida completa entre enstatita (MgSiO3) e ferrossilita

(FeSiO3). Os clinopiroxênios possuem maior variabilidade química, com a seguinte ocupação das posições X, Y e Z:

X = principalmente Ca, mas também Na e Li.

Y = Mg, Fe2+

; subordinadamente também Mn, Fe3+

, Al e Ti

Z = Si; subordinadamente também Al. As figuras abaixo mostram a nomenclatura e a variação química dos principais tipos de piroxênios. Algumas

variedades mais raras, como o cpx de Li espodumênio (típico de pegmatitos) não estão representados nestas

figuras.

Composição química dos piroxênios mais comuns em termos dos elementos Ca-Mg-Fe2+

-Na-Fe3+

.

Nomenclatura e composição química dos ortopiroxênios e dos clinopiroxênios de Ca-Mg-Fe. Obs.: - Clinoenstatita e clinoferrossilita não ocorrem em rochas terrestres.

- No caso da série dos ortopiroxênios, alguns autores recomendam apenas os nomes

enstatita, para as variedades com até 50% de Fe, e ferrossilita, para aquelas com mais de 50% de Fe. Aqui optou-se por não seguir esta recomendação tendo em vista a

utilização de alguns nomes de rochas já tradicionais, por exemplo bronzitito, hiperstênio

granito, série hiperstênica etc.

En

stat

ita

Bro

nzi

ta

Hip

erst

ênio

Fer

ro-h

iper

tên

io

Eulita

Fer

ross

ilita

0 10 30 50 70 90 100Mg Si O (En)

2 2 6Fe Si O (Fs)

2 2 6

Augita

Pigeonita

Diopsídio Hedenbergita

Ca Si O (Wo)2 2 6

2020

45 45

50 50

5 5Ortopiroxênios

Clinopiroxênios

CaFeSi O2 6

CaMgSi O2 6

Jadeít a Egir ina

Onfa

cit

a

Egir

inaugita

Ca-Mg-Fe

(Wo,En,Fs)

8080

2020

50NaAlSi O2 6

( )Jd ( )Ac


44

PROPRIEDADES ÓPTICAS GERAIS DOS PIROXÊNIOS

Hábito: prismático, granular ou raramente acicular (egirina).

Cor: de uma maneira geral os piroxênios são incolores ou fracamente coloridos em matizes de verde claro ou marrom claro. Como principal exceção têm-se egirina e egirinaugita, que possuem um pleocroísmo em tonalidades intensas de

verde.

Clivagem: todos os piroxênios são bem caracterizados pela clivagem prismática boa. Nas seções basais observam-se os

traços das duas direções de clivagem, que se interceptam a 93o (e 87o). Nas seções prismáticas paralelas a c só se

observa uma direção de clivagem. No entanto, como a clivagem não é perfeita, muitas vezes ela pode não aparecer,

principalmente nos cristais de pequena dimensão. Partição segundo (001) ou (100) ocorre eventualmente como

conseqüência de lamelas de exsolução (ver abaixo).


Birrefringência: bastante variável, sendo baixa para os opx ( 0,012) e alta para os cpx ( 0,027). Valores superiores a 0,034 são raros (egirina). A maioria dos cpx tem cores de interferência de 2a ordem e os opx, de 1a ordem

(amarelo/alaranjado).

Extinção: o ângulo de extinção do grupo dos piroxênios é uma importante propriedade que permite a separação dos

diversos membros entre si, conforme mostra a figura seguinte. Os ortopiroxênios têm extinção paralela ou subparalela

em relação ao traço da clivagem ou ao eixo maior das seções alongadas segundo c. Nos clinopiroxênios, é oblíqua. A

medida deste ângulo deve ser realizada em seções paralelas a (010) para a determinação do desvio de n (ou de n, ou de

n) em relação ao eixo c, isto é, determina-se n c (ou n c ou n c). Como nem sempre se tem uma seção paralela

a (010) na lâmina, torna-se necessário efetuar medidas em vários cristais, escolhendo-se seções longitudinais com somente uma direção de clivagem e com a máxima cor de interferência (isto é, seções paralelas ao plano axial). Após

obterem-se várias medidas, deve-se descartar os ângulos menores e só utilizar o maior para fins de identificação do

piroxênio.

Fig. Ângulos de extinção dos mais importantes tipos de clinopiroxênios. Obs.: o valor de 80o para a extinção da egirinaugita nesta figura refere-se ao ângulo nc; o ângulo de

extinção nc, que é o ângulo normalmente medido nas seções longitudinais, é pequeno, em torno de 10o.

Macla: pode ser de contato (simples) ou lamelar (múltipla).

Sinal óptico: a maioria dos piroxênios caracteriza-se pelo sinal óptico biaxial (+). Exceções são a egirina e quase todos

os opx. O ângulo 2V é variável: para os opx e para a egirina é muito grande; na maioria dos cpx fica entre 40 e 65o, e é

caracteristicamente menor do que o ângulo 2V da maioria dos anfibólios, com os quais os cpx podem ser confundidos. Exsolução: é comum a exsolução de cpx em opx, que aparece sob a forma de delgadas lamelas de cor de interferência

mais alta, ou vice-versa, isto é, de opx em cpx, que constitui lamelas de cor de interferência mais baixa dentro do cpx.

As lamelas de exsolução podem levar ao aparecimento de uma partição segundo (100) no hospedeiro: a variedade de

cpx com este tipo de partição é chamada de dialágio.

Alteração: na alteração deutérica ou hidrotermal os piroxênios sofrem uralitização, que é uma transformação em

anfibólios geralmente fibrosos. A uralita dos ortopiroxênios é, geralmente, constituída de cummingtonita ou antofilita e

a da augita e do diopsídio compõe-se de actinolita ou hornblenda. Outras alterações dos piroxênios no âmbito do

retrometamorfismo ou hidrotermalismo são em clorita, talco, magnesita, epidoto, biotita ou serpentina.

3438

40

50

43

48

30

80

70

60

2010

Jadeíta

Diopsídio

Pigeonita

Augita,Titanoaugita,OnfacitaHedenbergita

Egirinaugita

(001)(1

00)

c

n c

v


45

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: uma das mais importantes características dos piroxênios é a clivagem

prismática, com planos que se cortam, nas seções basais, quase que ortogonalmente. O relevo é alto e as cores, em

geral, são pálidas. O ângulo de extinção máximo, medido em seções paralelas a (010), pode ser utilizado para distinguir

os cpx entre si (vide figura). Em média, o ângulo de extinção dos piroxênios é maior do que o dos anfibólios. Os opx

são distinguidos pela extinção paralela ou subparalela, pela baixa birrefringência e pelo sinal óptico em geral biaxial (-)

com elevado 2V.

A tabela abaixo traz os principais critérios de distinção de clino- e ortopiroxênios.

Critérios de diferenciação óptica de orto- e clinopiroxênios

Ortopiroxênios (sistema ortorrômbico)

Clinopiroxênios (sistema monoclínico)

Cor Incolor (enstatita) ou com fraco pleocroísmo verde

claro a rosa/rosa acastanhado claro (hiperstênio)

Tonalidades pálidas esverdeadas ou

acastanhadas (exceção: egirina é verde

intenso). Não ocorre o matiz rosado dos opx.

Extinção Paralela à clivagem nas seções alongadas (às vezes é

inclinada com pequeno ângulo de até 10o)

Inclinada em relação à clivagem nas seções

alongadas, ângulo grande, em torno de 40-50o

(exceção egirina)

Birrefringência Baixa ( 0,012); cor de interferência não excede o amarelo/alaranjado de 1a ordem.

Alta ( 0,027); cor de interferência azul a verde de 2a ordem.

Sinal óptico Biaxial (-) (exceção enstatita), 2V muito grande Biaxial (+) (exceção egirina), 2V moderado

Os piroxênios podem ser confundidos com os anfibólios. Alguns critérios gerais de distinção estão listados na tabela

abaixo.

Critérios de diferenciação óptica de piroxênios e anfibólios

Piroxênios

Anfibólios

Seção basal Comumente octogonal

Comumente losangular

Clivagem Boa, em duas direções, cortando-se em

ângulos de 93 (ou 87o)

Perfeita, em duas direções, cortando-se em ângulos de 56o (ou 124o)

Cor Geralmente incolor ou com cores pálidas

(exceção egirina, verde)

Geralmente coloridos (exceções: tremolita, antofilita,

cummingtonita)

Pleocroísmo Em geral fraco ou ausente Geralmente forte (exceções como acima)

Caracter ótico Geralmente biaxial (+) (exceções:

hiperstênio, egirina)

Geralmente biaxial (-) (exceções: antofilita,

cummingtonita)

Ângulo 2V Moderado ( 50o), exceção opx Grande ( 80o)

Relevo Alto ( 1,75) Moderado ( 1,66)

Ângulo de

extinção na seção

// a (010)

Moderado: 35 – 50o (exceção egirina)

Pequeno: 10 – 30o (exceção anfibólios sódicos)

OCORRÊNCIA DOS PIROXÊNIOS A formação dos piroxênios requer elevadas temperaturas e baixas pressões de H2O, do contrário formam-se anfibólios

em seu lugar. Eles ocorrem preferencialmente em magmatitos. Nos metamorfitos são mais escassos, formando-se

majoritariamente nas fácies de temperaturas mais altas.


46

ORTOPIROXÊNIOS

(Mg,Fe)2Si2O6 Sistema ortorrômbico

Generalidades: os ortopiroxênios formam uma série isomorfa da enstatita (MgSiO3) à ferrossilita (FeSiO3). Alguns

autores consideram desnecessários os termos bronzita, hiperstênio e eulita, recomendando apenas a utilização dos

nomes enstatita, para as variedades com até 50% de Fe, e ferrossilita, para aquelas com mais de 50% de Fe. Neste

atlas optou-se por não seguir esta recomendação, tendo em vista a utilização de alguns nomes de rochas já tradicionais,

por exemplo bronzitito, hiperstênio granito, série hiperstênica etc.

Hábito: em vulcanitos (principalmente andesitos) é prismático, com seções basais octogonais. Em rochas plutônicas e

metamórficas é mais comumente granular anédrico a subédrico.

Cor: os opx ricos em Mg (enstatita e bronzita) são praticamente incolores. Teores mais altos de Fe ocasionam um fraco

pleocroísmo verde claro a rosa ou rosa acastanhado. Esta tonalidade rosada é muito diagnóstica para hiperstênio e ferro-

hiperstênio. Clivagem: prismática {210} boa. Nas seções basais as duas clivagens interceptam-se em ângulos de quase 90o,

conforme é típico para os piroxênios. Partição é relativamente comum.

Relevo: elevado para o hiperstênio (n 1,73), moderado para a enstatita (n 1,65).

Birrefringência: baixa a moderada ( 0,008 – 0,015). As cores de interferência comumente não excedem o amarelo/alaranjado de 1a ordem.

Extinção: uma característica óptica importante é a extinção paralela ou subparalela (até 10o) em relação ao traço da

clivagem nas seções longitudinais.

Sinal óptico: biaxial (-) para a maioria das composições (de 12 até 88 mol% de ferrossilita). Nas composições próximas

da enstatita s.s. e da ferrossilita s.s. o sinal é (+). O ângulo 2V varia de aproximadamente 50 até 125o. Exsolução: são comuns inclusões de lamelas de clinopiroxênio ou de palhetas de ilmenita geradas por exsolução.

Alteração: os opx alteram-se com muito mais facilidade do que os cpx, o que pode auxiliar na sua identificação em

rochas portadoras dos dois tipos de piroxênio. Na diaftorese forma-se serpentina, às vezes também biotita. No

intemperismo transforma-se em carbonato e/ou hidróxidos de Fe.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: relevo alto, incolor (enstatita) ou com típico pleocroísmo em tonalidades de rosa a verde claro (hiperstênio), clivagem prismática típica dos piroxênios com duas direções

que se interceptam a aproximadamente 90o nas seções basais, extinção paralela, cores de interferência

relativamente baixas (alaranjadas de 1a ordem).

MINERAIS SEMELHANTES: clinopiroxênios apresentam maior birrefringência, extinção oblíqua, a maioria é

biaxial (+) e são mais resistentes a alterações do que os opx. Cianita tem clivagem muito melhor, extinção oblíqua e só

se forma em metamorfitos ricos em Al (nos xistos de grau médio a cianita associa-se comumente a mica branca, a qual

não pode ocorrer em paragênese com opx, por não ser estável na fácies granulito). Andaluzita possui relevo e

birrefringência menores. Antofilita (anfibólio de Mg) tem birrefringência maior, relevo menor e outros ângulos de

clivagem. Sillimanita possui relevo menor, birrefringência maior e somente uma direção de clivagem.

OCORRÊNCIA:

Rochas ígneas: nas plutônicas ultramáficas e ultrabásicas, como lherzolitos (tipo de peridotito) e bronzititos (tipo de

piroxenito) ocorre enstatita ou bronzita, associando-se em geral a olivina. Em gabro-noritos e noritos forma-se

hiperstênio. Ortopiroxênios mais ricos em Fe aparecem, às vezes, em rochas plutônicas ácidas, como dioritos, monzonitos e granitos (estes são chamados de charnoquitos, vide abaixo). Nas vulcânicas, opx é comum em andesitos e

raro em dacitos e riolitos.

Rochas metamórficas: nos metamorfitos os ortopiroxênios são típicos de altas temperaturas como as

das fácies granulito e piroxênio hornfels. O primeiro aparecimento de opx em associação com cpx, em

rochas metabásicas, é considerado como o marco do início da fácies granulito (T >700-750oC). O opx pode

formar-se, neste tipo de protólito, pela gradual decomposição de hornblenda segundo a reação:

hornblenda + quartzo ortopiroxênio + clinopiroxênio + plagioclásio + opacos + H2O. Em metapelitos da fácies granulito o opx também pode ocorrer, acompanhado de cordierita ou de ortoclásio.

Rochas quartzo-feldspáticas da fácies granulito portadoras de hiperstênio, tais como os charnoquitos

(=hiperstênio granitos) ou enderbitos (=hiperstênio granodioritos e tonalitos) fazem parte da chamada suíte

charnoquítica, definida por Holland em1900, na província de Madras, Índia. Rochas charnoquíticas, no

entanto, também podem formar-se por cristalização magmática no caso de deficiência em H2O no magma.

Quando o opx coexiste com cpx, a partição de Mg e Fe2+

entre os dois minerais aproxima-se de um equilíbrio químico, constituindo a calibração desta partição um geotermômetro importante.


47

CLINOPIROXÊNIOS


Generalidades: os clinopiroxênios (=cpx) constituem, junto com os ortopiroxênios, o mais importante grupo de

minerais petrográficos ferromagnesianos, ocorrendo na maioria das rochas ígneas e em muitos metamorfitos. A sua

composição química é mais variada do que a dos ortopiroxênios e a maioria é composta pelos quatro componentes

químicos CaMgSi2O6 – CaFeSi2O6 – Mg2Si2O6 – Fe2Si2O6, que são, respectivamente, os componentes diopsídio –

hedenbergita – enstatita – ferrossilita. Outros componentes químicos, menos comuns, são acmita (NaFe3+Si2O6) e

jadeíta (NaAlSi2O6). As figuras no início do capítulo dos piroxênios mostram a composição química e a nomenclatura

dos principais clino- e ortopiroxênios. A seguir são descritos os cpx mais comuns, em ordem alfabética:

- egirina - egirinaugita

- augita (incluindo a titanaugita)

- diopsídio - hedenbergita

- jadeíta

- onfacita - pigeonita

Egirina - egirinaugita NaFe3+Si2O6 – (Na,Ca)(Fe3+,Fe2+, Mg)Si2O6 Sistema monoclínico

Generalidades: na série isomorfa dos piroxênio alcalinos, que são típicos de rochas ígneas alcalinas, ocorre a

substituição conjugada NaFe3+ Ca(Mg,Fe2+), isto é, dos componentes acmita (=Ac) e diopsídio. Quando a composição se aproxima de NaFe3+Si2O6 o nome do piroxênio é egirina (que ocasionalmente é também chamado de

acmita, embora hoje a tendência seja utilizar este termo somente para designar o componente químico NaFe3+Si2O6,

abreviado Ac). As composições entre 75 e 25 mol% de Ac caracterizam a egirinaugita. Quando Ac é menor do que 25

mol% o piroxênio é uma augita sódica.

Hábito: prismático curto, acicular ou mesmo fibroso, raramente granular anédrico.

Cor: uma das importantes características diagnósticas destes piroxênios são as cores esverdeadas intensas, com forte

pleocroísmo: verde ou verde oliva - verde claro - verde amarelado a acastanhado claro. Zonamento de cor do centro

para a borda (com um núcleo de cor clara e borda verde) ou do tipo ampulheta é comum.

Clivagem: prismática segundo {110}, boa. Nas seções basais observam-se os traços das duas direções de clivagem, que

se interceptam a aproximadamente 93o (e 87o), conforme é típico para os piroxênios.

Relevo: alto (n 1,70 - 1,83).

Birrefringência: alta a muito alta ( 0,030 a 0,060), crescendo com o aumento no teor do componente acmita. As cores de interferência chegam até à 4a ordem, mas são comumente mascaradas pela forte cor de absorção.

Extinção: é uma importante propriedade diagnóstica para os piroxênios alcalinos. O ângulo de extinção n c, que é

medido em relação ao traço da clivagem nas seções longitudinais, é pequeno, em torno de 10o (ou, se a extinção for

medida em relação ao raio rápido, então n c 80o).

Sinal óptico: para a egirina é biaxial (-), o que é uma exceção no grupo dos clinopiroxênios, normalmente positivos. A

egirinaugita é biaxial (-) ou, para as composições mais pobres no componente acmita, é positiva. O ângulo 2V da

egirina varia de 60 a 70o, e é menor do que da egirinaugita, cujo 2Vvaria de 70 até 110o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: hábito prismático ou acicular, relevo alto, cor verde ou verde acastanhada

com intenso pleocroísmo, freqüente zonamento de cor, elevadas cores de interferência que, porém, podem ficar

mascaradas pela forte cor de absorção, pequeno ângulo de extinção e, para as composições mais rica no componente

acmita, sinal óptico biaxial (-).

MINERAIS SEMELHANTES: os demais clinopiroxênios têm cores pálidas, maior ângulo de extinção e são sempre

biaxiais (+). Anfibólios verdes, como hornblenda e actinolita, têm menor relevo, clivagens típicas dos anfibólios

fazendo entre si ângulos de aproximadamente 124o (e 56o) e cores de interferência mais baixas. Turmalina verde é

uniaxial, não possui clivagens e apresenta o típico pleocroísmo inverso.

OCORRÊNCIA: os piroxênios alcalinos constituem o mineral máfico típico de rochas vulcânicas e plutônicas

alcalinas, quando a quantidade de álcalis é superior à de alumina, isto é, Na2O + K2OAl2O3 (em proporção molecular). Em geral, apenas os produtos finais de uma série de diferenciação magmática obedecem a esta condição, formando

rochas leucocráticas alcalinas como álcali-granitos, sienitos, nefelina sienitos, traquitos, fonolitos etc. Nestas rochas a

egirina/egirinaugita associa-se a álcali-feldspato e a quartzo ou feldspatóides (nefelina, leucita, sodalita). Também

ocorre freqüentemente com anfibólios sódicos (riebeckita ou arfvedsonita), melanita (granada rica em Ti) e vários

outros minerais mais raros (eudialita, astrofilita, aenigmatita etc.) que se restringem a rochas alcalinas. Os álcali-

piroxênios aparecem também em rochas ultra-alcalinas básicas como ijolitos, melteigitos, malignitos, tinguaítos etc.

No metamorfismo regional a egirina/egirinaugita é rara, ocorrendo, por exemplo, em granulitos,

gnaisses ou xistos alcalinos.


48

AUGITA

(Ca,Mg,Fe2+

, Fe3+

Ti,Al)2(Si,Al)2O6 Sistema monoclínico

Generalidades: a augita s. s. (vide figura de nomenclatura dos piroxênios no início do capítulo de

piroxênios) tem a composição (Ca, Mg, Fe2+)2Si2O6. A maioria das augitas, porém, contém também

algum Al, Fe3+ ou Na. A variedade rica em Fe2+ é chamada de ferroaugita. A incorporação de Ti

caracteriza a variedade titanaugita, na qual o teor de TiO2 é normalmente superior a 3% em peso.

Hábito: prismático curto ou granular. As seções basais euédricas são octogonais.

Cor: augita é pálida, apresentando-se fracamente pleocróica em tonalidades esverdeadas a acastanhadas

claras. Titanaugita é mais intensamente colorida, caracterizando-se pelo matiz violeta, com nítido

pleocroísmo: castanho arroxeado a avermelhado – violeta acastanhado – amarelo acastanhado claro.

Zonamento composicional é freqüente em rochas vulcânicas: na augita o teor de Fe2+ cresce para a

borda, a qual, então, apresenta-se mais colorida do que o centro; fenocristais de titanaugita comumente

apresentam um zonamento do tipo ampulheta resultante de variações na distribuição do Ti.

Clivagem: prismática segundo {110}, boa. Nas seções basais observam-se os traços das duas direções

de clivagem, que se interceptam a aproximadamente 93o (e 87o), conforme é típico para os piroxênios.

Lamelas de exsolução de opx podem causar o aparecimento de uma partição segundo (100): a

variedade de cpx (augita ou diopsídio) com uma partição pronunciada é chamada de dialágio.


Birrefringência: moderada a alta ( 0,018 a 0,033). As cores de interferência máximas são, em geral,

o verde de 2a ordem. A titanaugita caracteriza-se por uma forte dispersão dos eixos ópticos e,

consequentemente, aparecem cores de interferência anômalas acastanhadas a cinza azuladas (ao invés

do negro) na posição de extinção.

Extinção: oblíqua. O ângulo de extinção máximo medido em relação ao traço da clivagem nas seções

longitudinais, varia entre 35 e 48o.

Macla: segundo (100) simples (que divide os cristais em duas metades de igual tamanho) ou repetida

(que aparece sob a forma de múltiplas lamelas). Em vulcanitos pode aparecer também macla de

interpenetração.

Exsolução: é comum a exsolução de opx em cpx, que aparece sob a forma de delgadas lamelas de cor

de interferência mais baixa e que podem causar uma partição.

Sinal óptico: biaxial (+), 2V 25 – 65o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: relevo alto, hábito prismático, cores pálidas

esverdeadas a acastanhadas (titanaugita é mais colorida em tonalidades de castanho-violeta),

clivagem prismática típica dos piroxênios com duas direções que se interceptam a aproximadamente

90o nas seções basais, biaxial (+), cores de interferência de 2

a ordem (azul, verde), extinção oblíqua

com ângulo 43o.

MINERAIS SEMELHANTES: olivina normalmente é incolor, não apresenta ou então mostra

somente clivagem ruim e tem extinção paralela. Ortopiroxênios têm cores de interferência mais

baixas, extinção paralela e em geral são biaxiais (-) com elevado 2V. Anfibólios apresentam outra

clivagem, ângulo de extinção pequeno, cores em geral mais fortes e são biaxiais negativos (a

maioria). Egirina/egirinaugita é fortemente colorida em tonalidades de verde. Pigeonita tem um

ângulo 2V pequeno, menor do que 30o. A série do diopsídio-hedenbergita é mais difícil de

distinguir da augita, pois forma uma solução sólida com esta. Em geral, porém, os cristais tendem a

ser incolores ou esverdeados muito pálidos e a apresentar uma birrefringência maior e ausência de

dispersão. Onfacita e jadeíta ocorrem noutras paragêneses.

OCORRÊNCIA: augita é o clinopiroxênio mais comum das rochas ígneas máficas, em particular

dos gabros, basaltos e diabásios. Também é comum nas intrusivas ultramáficas (lherzolitos,

piroxenitos) e em alguns andesitos. Nas alcalinas básicas (álcali-basalto, teschenito, essexito etc.)

ocorre a titanaugita. Nos metamorfitos a augita está presente em rochas de alto grau como

charnoquitos e alguns granulitos.


49

DIOPSÍDIO – HEDENBERGITA

Ca(Mg,Fe)Si2O6 Sistema monoclínico

Generalidades: diopsídio e hedenbergita formam uma série isomorfa completa. Quando o Fe é

menor do que 50% o piroxênio é chamado de diopsídio e quando é maior do que 50%, de

hedenbergita (vide figura de nomenclatura dos piroxênios no início do capítulo de piroxênios). O

termo diopsídio também é usado como sinônimo do componente químico CaMgSi2O6.

Hábito: prismático curto a granular. As seções basais euédricas são octogonais.

Cor: diopsídio é incolor ou verde muito pálido. Hedenbergita é fracamente pleocróica em

tonalidades pálidas esverdeadas (verde azulado - verde acastanhado – amarelado).

Clivagem: prismática segundo {110}, boa. Nas seções basais observam-se os traços das duas

direções de clivagem, que se interceptam a aproximadamente 93o (e 87

o), conforme é típico para os

piroxênios. Lamelas de exsolução de opx podem causar o aparecimento de uma partição segundo

(100): a variedade de cpx (diopsídio ou augita) com uma partição pronunciada é chamada de

dialágio.


Birrefringência: alta ( 0,027), com cores de interferência vivas no meio da 2a ordem.

Extinção: oblíqua. O ângulo de extinção máximo medido em relação ao traço da clivagem nas

seções longitudinais, varia entre 35 e 48o.

Macla: segundo (100), podendo ser simples, dividindo os cristais em duas metades de igual

tamanho, ou repetida, que aparece sob a forma de múltiplas lamelas.

Sinal óptico: biaxial (+), com ângulo 2V variando entre 50 e 60o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: mineral incolor ou esverdeado claro, de relevo alto,

cores de interferência de 2a ordem, clivagem prismática típica dos piroxênios com duas direções que

se interceptam a aproximadamente 90o nas seções basais, biaxial (+) e extinção oblíqua ( 38

o).

MINERAIS SEMELHANTES: normalmente é muito difícil a distinção óptica de diopsídio-

hedenbergita e augita. Esta é, em geral, mais intensamente colorida (acastanhada clara) e sua

birrefringência é um pouco menor. Pigeonita apresenta um ângulo 2V pequeno. Ortopiroxênios

têm extinção paralela e baixas cores de interferência. Olivina possui clivagem ruim e extinção

paralela. Wollastonita apresenta birrefringência, relevo e ângulo de extinção menores. Os

anfibólios incolores (tremolita, antofilita) têm ângulo de extinção pequeno, relevo menor e outros

ângulos de clivagem. Onfacita e jadeíta ocorrem noutra paragênese. Epidoto rico em Fe apresenta

cores de interferência excessivamente vivas e brilhantes e, devido à dispersão, aparecem cores de

interferência anômalas cinza azuladas (ao invés do negro) nas seções perpendiculares aos eixos

ópticos.

OCORRÊNCIA: diopsídio ocorre em tipicamente em rochas metamórficas, principalmente

nas calciossilicáticas geradas por metamorfismo regional ou de contato às custas de protólitos

carbonáticos silicosos. Neste tipo de protólito começa a formar-se relativamente cedo, no

início da fácies anfibolito, pela reação entre tremolita, calcita e quartzo. Em metabasitos

(anfibolitos), diopsídio (ou hedenbergita) começa a formar-se em temperaturas maiores,

somente no final da fácies anfibolito. Portanto, a temperatura do início da formação de piroxênios

cálcicos em metamorfitos depende amplamente da composição química da rocha. Na fácies

granulito o teor de Ca é menor do que na fácies anfibolito, isto é, o clinopiroxênio tende a uma

augita cálcica.

Embora a augita seja o cpx mais comum em magmatitos básicos, não é rara a ocorrência de

diopsídio ou hedenbergita em rochas máficas da suíte álcali-olivina basáltica (picritos, theralitos,

teschenitos) ou em tipos mais fortemente alcalinos, como madupito, jumilito, foiaito e quartzo

sienitos.


50

JADEÍTA

NaAlSi2O6 Sistema monoclínico

Hábito: granular subédrico a anédrico, também prismático curto ou mesmo acicular -

fibroso.

Cor: incolor; raramente colorida em matizes pálidos esverdeados.

Clivagem: prismática segundo {110}, boa. Nas seções basais observam-se os traços das

duas direções de clivagem, que se interceptam a 93o (e 87

o), conforme é típico para os

piroxênios.

Relevo: moderado, sendo o menor no grupo dos piroxênios (n 1,66). O relevo é

equiparável ao dos anfibólios.

Birrefringência: baixa para um clinopiroxênio ( 0,012), com cores de interferência

amareladas de 1a ordem. Uma forte dispersão dos eixos ópticos, que acarreta cores de

interferência anômalas acastanhadas, é comum em jadeítas contendo Fe3+

.

Extinção: oblíqua. O ângulo de extinção medido em relação ao traço da clivagem nas

seções longitudinais é 34o.

Sinal óptico: biaxial (+), 2V 70o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, relevo moderado, birrefringência

baixa para um cpx com cores de interferência no meio da 1a ordem que podem, às vezes, ser

anômalas devido a uma forte dispersão, extinção oblíqua, biaxial (+) com 2V grande,

clivagem típica dos piroxênios. Ocorrência restrita a terrenos metamórficos do tipo Alpino

(P alta e T baixa).

MINERAIS SEMELHANTES: os outros cpx têm relevo e birrefringência maiores, os

opx apresentam extinção paralela e maior relevo. Anfibólios incolores ou esverdeados

(tremolita, actinolita, antofilita) têm um ângulo de extinção menor e outras clivagens.

Wollastonita é biaxial (-). Lawsonita, que pode ocorrer junto com jadeíta, tem extinção

paralela.

OCORRÊNCIA: jadeíta é um mineral característico de terrenos metamórficos do tipo

Alpino (P alta e T baixa fácies xisto azul). Pode formar-se em protólitos sedimentares

do tipo grauvaca ou em protólitos máficos do tipo espilito, basalto ou gabro. Neste último

tipo a jadeíta associa-se a glaucofana, lawsonita, epidoto, pumpelliíta, albita e, às vezes,

quartzo, clorita, actinolita e carbonatos. Estas rochas são chamadas de xistos azuis.

Os protólitos sedimentares grauvaquianos podem gerar jadeíta quartzitos ou rochas

de mineralogia mais variada, nas quais ocorre a típica associação jadeíta + quartzo, além de

sericita, glaucofana, lawsonita, clorita e albita.

A formação de jadeíta, com pressões crescentes, pode dar-se segundo a reação:

albita jadeíta + quartzo.

A pressão desta reação varia entre 8 kbar (para uma temperatura de apenas 200oC) e

cerca de 10 kbar (para uma temperatura de 300oC).

Uma outra reação de formação da jadeíta, às custas de um plagioclásio mais cálcico,

é:

plagioclásio + H2O jadeíta + lawsonita + quartzo.

Quando cresce o grau metamórfico a jadeíta passa a incorporar algum Ca, Mg e Fe,

aproximando-se da composição da onfacita.


51

ONFACITA

(Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6 Sistema monoclínico

Generalidades: de maneira simplificada a onfacita pode ser considerada como uma mistura entre os

componentes diopsídio CaMgSi2O6 (80 - 40%) e jadeíta NaAlSi2O6 (20 - 60%). Teores de Fe podem ocorrer

em pequena quantidade.

Propriedades óticas: muito semelhantes às de diopsídio e augita. Constitui cristais geralmente granulares

xenoblásticos de cor esverdeada clara, relevo alto, clivagem típica dos piroxênios, cores de interferência de

2a ordem, biaxial (+) com 2V elevado (60 a 80

o) e extinção oblíqua (n c 40

o). Extinção ondulante ou em

manchas irregulares é comum. Alteração retrometamórfica gera bordas compostas de hornblenda ou de um intercrescimento simplectítico de plagioclásio e diopsídio. Onfacita distingue-se da jadeíta pelo relevo e

birrefringência menores desta última.

OCORRÊNCIA: onfacita ocorre nos eclogitos, que são rochas metamórficas de protólito ígneo básico

geradas em altas pressões e que são compostas predominantemente por onfacita associada a granada rica em

piropo. Normalmente os eclogitos formam-se em condições de uma baixa pressão de H2O. Nos eclogitos do tipo A (mantélicos), que são oriundos de grandes profundidades e, portanto, altas temperaturas, como

aqueles encontrados em pipes kimberlíticos, onfacita e granada associam-se a cianita. Nos eclogitos do tipo

B, dos terrenos gnáissicos-migmatíticos, a paragênese inclui quartzo, rutilo, fengita, zoisita e hornblenda

retrometamórfica. As condições de formação dos eclogitos da Münchberger Gneissmasse, na Alemanha, que

são do tipo B, são estimadas em cerca de 600 a 650oC e P 15 - 16 kbar ( 50 km de profundidade). Nos

eclogitos do tipo C, das zonas orogenéticas do tipo Alpino, a granada associada à onfacita é mais pobre em

piropo e ocorrem também lawsonita, glaucofana, pumpelliíta, epidoto e hornblenda. Estes eclogitos do tipo

C, que se encontram em geral inseridos em glaucofana xistos, distinguem-se dos outros tipos pela formação

em temperaturas relativamente baixas e pressão de H2O alta.

PIGEONITA

(Mg,Fe2+

,Ca)2Si2O6 Sistema monoclínico

Generalidades: quimicamente a pigeonita é o clinopiroxênio pobre em Ca (vide figura de nomenclatura dos piroxênios) de alta temperatura, contendo, em média, somente 0,2 Ca pfu (por fórmula unitária). No

resfriamento lento (condições plutônicas) converte-se em ortopiroxênio, com concomitante exsolução de

lamelas de augita que contêm o excesso de Ca.

OBSERVAÇÃO: Como a pigeonita não é um mineral metamórfico mas sim tipicamente

magmático, nessa apostila não serão detalhadas as suas propriedades ópticas.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: em grãos praticamente incolores, de relevo alto, cores de

interferência de 2a ordem, extinção oblíqua, caráter óptico biaxial (+), 2V < 30

o, ocorrência restrita a

vulcanitos. A principal propriedade que possibilita a separação de pigeonita dos outros cpx é o seu pequeno

ângulo 2V. Em rochas plutônicas, o reconhecimento de pigeonitas invertidas (isto é, convertidas do sistema monoclínico para o ortorrômbico durante o resfriamento lento) dá-se pela presença de lamelas de augita segundo o plano (001) do opx.

OCORRÊNCIA: na matriz (mais raramente também como micro-fenocristais) de rochas vulcânicas e

subvulcânicas tholeiíticas básicas até intermediárias (basaltos, diabásios, andesitos, dacitos), coexistindo com augita. Não se forma em álcali-basaltos.

Em rochas plutônicas básicas de caráter tholeiítico, como gabros, pode ocorrer pigeonita invertida (isto é,

convertida do sistema monoclínico para o ortorrômbico durante o resfriamento lento), que se compõe de ortopiroxênio com inclusões de lamelas de augita segundo o plano (001).


52

PREHNITA

Ca2(Al,Fe3+

)AlSi3O10(OH)2 Sistema ortorrômbico

Hábito: tabular a lamelar; com freqüência prehnita constitui intercrescimentos em mosaico

semelhantes a um parquete, ou agregados subradiais em leque, cujo conjunto adquire aspecto de

gravata borboleta ou de ampulheta.

Cor: incolor.

Clivagem: basal (001) boa.


Birrefringência: alta ( 0,021 - 0,039). As cores de interferência são vivas, atingindo até o meio

da 2a ordem, embora também possam ocorrer cores anômalas acastanhadas ou azuladas nos cristais

com maclas submicroscópicas e/ou nos agregados policristalinos. A extinção é paralela em relação

ao traço da clivagem ou ao alongamento dos cristais. Comumente os agregados não se extinguem

por completo devido a uma forte dispersão.

Macla: lamelar submicroscópica e portanto não é geralmente visível. Às vezes, os agregados em

mosaico têm o aspecto da macla em grade da microclina, com cores de interferência anômalas e

extinção incompleta.

Sinal óptico: biaxial (+), 2V 65 – 70o. Nos agregados policristalinos ou que possuem maclas

submicroscópicas o ângulo 2V pode diminuir, chegando até a 0o, e aparecem cores de interferência

anômalas e extinção incompleta.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: agregados de cristais lamelares subradiais ou

constituindo mosaicos, que comumente preenchem vesículas em vulcanitos básicos. É incolor, com

relevo moderado e cores de interferência vivas. Às vezes apresenta propriedades ópticas anômalas

como extinção incompleta e cores de interferência acastanhadas ou azuladas.

MINERAIS SEMELHANTES: lawsonita tem birrefringência mais baixa, clivagens melhores,

maior 2V e não apresenta cores de interferência anômalas. Thompsonita e outras zeólitas, que

freqüentemente também preenchem vesículas, possuem birrefringência e relevo menores. Datolita,

que pode ocorrer associada à prehnita, não apresenta clivagem, é biaxial (-) e tem maior

birrefringência.

OCORRÊNCIA: prehnita ocorre mais comumente preenchendo amígdalas e veios de basaltos,

andesitos, diabásios e espilitos, associando-se a zeólitas, epidoto, clorita, datolita, calcita e albita. É

formada secundariamente por processos auto-hidrotermais ou metamórficos, às custas do

componente anortítico dos plagioclásios. Em rochas plutônicas pode aparecer em veios, como

pseudomorfoses ou substituindo a biotita ao longo dos seus planos de clivagem.

No metamorfismo regional e no metamorfismo de soterramento a prehnita ocorre na epizona

(grau muito fraco). Em metabasitos, a sua associação com pumpelliíta é característica de

pressões relativamente baixas ( 2 kbar) e temperaturas de 250oC e caracteriza a fácies

prehnita-pumpelliíta, que se situa entre as fácies zeólitas e xisto verde. Nestes metabasitos

prehnita e pumpelliíta ocorrem comumente com epidoto, actinolita, albita, clorita e quartzo. A

prehnita pode formar-se também no metamorfismo de contato em rochas calciossilicáticas,

associando-se a zoisita, grossularita, albita e calcita.


53

PUMPELLIÍTA

Ca2Al2 (Al,Fe3+

,Fe2+

,Mg) [Si2(O,OH)7] [SiO4](OH,O)3


Hábito: em ripas, laminado ou acicular. Com freqüência ocorre em agregados subradiais ou

subparalelos.

Cor: incolor ou pleocróica em tonalidades verde azuladas a amareladas. A intensidade da cor

depende do seu teor de Fe3+

e é comum o zonamento de cor. Pleocroísmo: amarelo acastanhado

claro / verde azulado claro - verde azulado / verde / marrom – marrom amarelado claro / amarelo.

Clivagem: (100) perfeita; (001) distinta. O ângulo entre as duas é de aproximadamente 98o.


Birrefringência: varia de baixa até moderada com teores crescentes de Fe ( 0,010 - 0,020). As

cores de interferência vão do amarelo da 1a ordem até o azul da 2

a ordem. Mais comumente, porém,

apresenta cores de interferência anômalas azuladas ou acastanhadas, devido a uma forte dispersão, o

que constitui uma característica ótica importante na identificação da pumpelliíta. O ângulo de

extinção, medido em diferentes seções, é variável.

Sinal ótico: biaxial (+) ou, mais raro, (-), ângulo 2V = 10 – 110o, aumentando com o teor de Fe.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: as propriedades ópticas da pumpelliíta variam

substancialmente com o teor de Fe. As variedades pobres em Fe são incolores, têm relevo

moderado, cores de interferência de 1a ordem, caráter óptico biaxial (+) e ângulo 2V pequeno. As

variedades mais ricas em Fe são coloridas em tonalidades verde azuladas, possuem maior relevo,

birrefringência e 2V mais elevados e são biaxiais (+) com 2V 80o (alguns tipos, porém, podem

ser negativos). Com freqüência a pumpelliíta mostra cores de interferência anômalas acastanhadas

ou azuladas.

MINERAIS SEMELHANTES: muitas vezes a pumpelliíta é confundida com minerais do grupo

do epidoto. Quando incolor, confunde-se com clinozoisita e zoisita, as quais têm relevo maior e

birrefringência menor. Além disso, zoisita apresenta extinção paralela e clinozoisita tem ângulo 2V

muito elevado. As variedades coloridas de pumpelliíta confundem-se com epidoto rico em Fe, que,

no entanto, não apresenta a cor de absorção verde azulada e é oticamente negativo. Lawsonita, que

pode ser confundida com a pumpelliíta incolor, tem ângulo 2V grande, clivagem melhor, extinção

paralela e não apresenta cores de interferência anômalas. Jadeíta diferencia-se da pumpelliíta

incolor (pobre em Fe) pelos ângulos retos entre as duas direções de clivagem. Cloritas verde

azuladas, que apresentam cores de interferência anômalas como muitas pumpelliítas, caracterizam-

se pela perfeita clivagem basal, pela extinção incompleta (estrutura olho-de-pássaro) característica

dos filossilicatos e pelo relevo e birrefringência menores.

OCORRÊNCIA: pumpelliíta é um mineral típico da epizona (grau metamórfico muito fraco),

que se forma mais comumente em metabasitos e rochas metavulcanoclásticas em

temperaturas de 200-300oC e numa ampla faixa de pressões (P=2 - 8 kbar). Forma-se em

amígdalas, como substituição parcial ou total de minerais magmáticos primários (especialmente

plagioclásio) ou em veios. Em pressões mais baixas associa-se tipicamente a prehnita e a outros

minerais como clorita, quartzo, epidoto e/ou calcita, caracterizando a fácies prehnita-pumpelliíta.

Em pressões mais altas ( 4 kbar) a pumpelliíta ocorre com epidoto e actinolita na transição para a

fácies xisto verde. Na fácies xisto azul associa-se a glaucofana, granada, lawsonita e epidoto,

embora seja muitas vezes retrometamórfica, ocorrendo como produto de alteração destes minerais.


54

QUARTZO

SiO2 Sistema trigonal

Generalidades: há vários polimorfos de SiO2, dos quais as duas modificações de quartzo, a de alta

temperatura (quartzo , estável de 573 a 870oC) e a de baixa temperatura (quartzo , estável até 573

oC), são

as mais comuns. Os principais polimorfos de SiO2 são (Deer et al., 1992):

Quartzo : sistema trigonal, estável da temperatura ambiente até 573oC.

Quartzo : sistema hexagonal, estável de 573 a 870oC.

Tridimita: sistema hexagonal, estável de 870 a 1470oC.

Cristobalita: sistema cúbico, estável de 1470 até a temperatura de fusão de 1713oC.

Coesita: sistema monoclínico, estável de 450 a 800oC sob pressões muito altas (P=38 kbar). Encontrada

em zonas de impacto de meteoritos.

Stishovita: sistema tetragonal e densidade alta (d=4,3), ocorre em zonas de impacto de meteoritos. Foi

sintetizada em temperaturas superiores a 1200oC a 130kbar.

Calcedônia (sílica criptocristalina): composta de agregados de cristais muito pequenos de quartzo.

As propriedades ópticas a seguir referem-se ao quartzo.

Hábito: granular anédrico nas rochas plutônicas ígneas e em metamorfitos. Em vulcanitos pode constituir fenocristais euédricos com seções hexagonais, que muitas vezes se apresentam marginalmente corroídos e

com cavernas (baías) de reabsorção (textura do tipo embaiamento = embayement). Esta reabsorção reflete

uma brusca mudança de pressão da fusão durante a ascensão, o que acarreta a instabilidade entre fusão e

fenocristais. Embora o quartzo natural seja sempre a forma de baixa temperatura, o hábito bipiramidal hexagonal destes fenocristais sugere que a cristalização tenha ocorrido na forma de alta temperatura

(quartzo-, sistema hexagonal), com subseqüente transformação em quartzo-. Os cristais de quartzo de rochas metamórficas são, em geral, grãos anédricos interdigitados, às vezes alongados paralelamente à

xistosidade e outras vezes constituem mosaicos poligonais, indicando recristalização sob baixas condições de

stress. Cor: incolor.

Clivagem: ausente.

Relevo: baixo (n 1,55).

Birrefringência: baixa ( 0,009). A cor de interferência não excede o branco de 1a ordem nas seções com

espessura padrão (30m). Como o quartzo ocorre na maioria da rochas, a sua cor de interferência é comumente utilizada para se conferir se a espessura da lâmina está normal. O quartzo deformado apresenta

extinção ondulante.

Sinal óptico: uniaxial (+). Cristais deformados podem tornar-se biaxiais (+) com pequeno ângulo 2V (até

10o).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: mineral incolor, baixo relevo e também baixa

birrefringência, uniaxial (+), sem clivagem, geminação ou alteração.

MINERAIS SEMELHANTES: os álcali-feldspatos têm relevo um pouco menor (caracterizar pela franja

de Becke!), clivagem e caráter óptico biaxial (-). O quartzo não apresenta a maclação polissintética da

maioria dos plagioclásios e estes são biaxiais. Cordierita é biaxial, às vezes apresenta maclas polissintéticas, pode portar halos pleocróicos amarelados em torno das inclusões de minerais radioativos e

altera-se facilmente. Berilo e apatita têm relevos maiores e são uniaxiais negativos. Nefelina é uniaxial

negativa e comumente turva por alteração. Topázio é biaxial (+) e o seu relevo é um pouco maior.

OCORRÊNCIA: quartzo é um dos minerais mais abundantes da crosta terrestre. Nas rochas ígneas ácidas

como granitos, granodioritos e tonalitos e nos seus correspondentes vulcânicos, riolitos e dacitos, é um constituinte majoritário (20 a 30% em volume em média). Em rochas intermediárias aparece em quantidade

menor e nas básicas, ocorre em pequeno volume ou pode estar ausente. Quartzo é uma forma de sílica livre

e, portanto, não pode associar-se a feldspatóides (sodalita, leucita, nefelina), olivina magnesiana, córindon,

perovskita e outros minerais deficientes em sílica. Portanto, não ocorre em rochas insaturadas em sílica.

Nas rochas metamórficas o quartzo é igualmente muito comum, sendo estável em todos os graus

metamórficos.

Devido a sua grande resistência física e química, o quartzo é abundante em rochas sedimentares detríticas, nas quais ele também pode formar o cimento.


55

RUTILO

TiO2 Sistema tetragonal

Hábito: prismático curto ou granular anédrico.

Cor: muito escura, em matizes de castanho avermelhado ou amarelado. Os cristais são

comumente semi-opacos.

Clivagem: prismática perfeita segundo {110}.

Relevo: muitíssimo alto (n 2,61 – 2,90).

Birrefringência: muitíssimo alta ( 0,29). As cores de interferência ficam no branco de

ordem superior e são mascaradas pela cor de absorção castanha escura. Cristais alongados

segundo o eixo c mostram extinção paralela.

Sinal óptico: uniaxial (+), mas às vezes é anomalamente biaxial, com pequeno ângulo 2V.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: relevo e birrefringência altíssimos, cor

acastanhada que pode ser tão escura que os grãos são quase opacos (a utilização da lente do

condensador permite verificar que se trata de um mineral translúcido e não de um opaco).

MINERAIS SEMELHANTES: delgadas palhetas de hematita são mais avermelhadas (às vezes

com cor vermelho sangue). Titanita e baddeleyita são biaxiais, de birrefringência menor e, em

geral, mais fracamente coloridas. Cassiterita tem birrefringência menor e não apresenta clivagem.

Zircão metamíctico pode ser castanho escuro, mas distingue-se pelo relevo menor e pela

birrefringência baixa ou nula.

OCORRÊNCIA: rutilo é um mineral acessório comum em metamorfitos de graus

metamórficos variáveis, particularmente em eclogitos, xistos azuis, anfibolitos e granulitos. Nas

rochas ígneas é raro, embora possa constituir grandes cristais em pegmatitos graníticos. Pode

formar-se, por exsolução, em biotita titanífera ou em clorita formada a partir de Ti-biotita,

constituindo inclusões aciculares orientadas cristalograficamente segundo três direções. Esta

variedade de rutilo chama-se sagenita. A cor azulada do quartzo de certas rochas de catazona

(fácies granulito) deve-se a inclusões muito delgadas de rutilo.


56

SERPENTINAS

Mg3Si2O5(OH)4 Sistema monoclínico

Generalidades: há três variedades principais no grupo das serpentinas: antigorita (serpentina lamelar),

crisotila (serpentina fibrosa) e lizardita. Embora lizardita seja a mais comum, é a crisotila a mais conhecida

pela sua importância econômica como asbesto (variedade fibrosa e flexível), ocorrendo em agregados

fibrosos de brilho sedoso que preenchem fraturas em rochas metaultramáficas metamorfizadas. Garnierita é uma serpentina rica em Ni.

Hábito: crisotila é asbestiforme, isto é, fibrosa, antigorita é lamelar e lizardita ocorre em agregados feltrosos,

maciços. Cor: incolor ou, quando a variedade contém algum Fe, pode ser verde bem clara a verde amarelada clara.

Clivagem: basal (001), perfeita (antigorita).


Birrefringência: baixa ( 0,006 - 0,013); as cores de interferência são, usualmente, cinza ou branco de 1a

ordem. A extinção, determinada nas seções longitudinais, é paralela ao alongamento.

Sinal óptico: devido à fina granulação é difícil obter-se a figura de interferência. A antigorita, que pode

ocorrer em escamas de tamanho suficiente para obter-se a figura, é biaxial (-) com 2V 40 - 60o. A

elongação é positiva (1+) para a antigorita.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: crisotila ocorre em agregados fibrosos de baixo relevo e com

cores de interferência baixas (branco de 1a ordem). Antigorita constitui agregados lamelares, incolores, de

baixo relevo e cores de interferência ainda mais baixas (cinza - branco de 1a ordem). A distinção de lizardita

e antigorita/crisotila é dificultada pela granulação muito fina da primeira, sendo necessário recorrer-se à

difração de raios X ou à microscopia eletrônica.

MINERAIS SEMELHANTES: as cloritas ricas em Fe são esverdeadas e apresentam cores de

interferência anômalas, azuladas ou acastanhadas. A Mg-clorita, que é incolor e apresenta cores de

interferência normais como a antigorita, distingue-se pelo sinal óptico biaxial (+) e elongação negativa (1-).

OCORRÊNCIA: serpentinas (mais comumente lizardita) formam-se às custas de olivinas ou piroxênios das

rochas ultramáficas como dunitos, peridotitos e piroxenitos, que sofreram alteração hidrotermal ou

metamorfismo de grau muito baixo a baixo com participação de água. Verifica-se que, com

temperaturas metamórficas crescentes, há formação das variedades de serpentina na seguinte

seqüência: lizardita crisotila antigorita. A faixa de temperaturas de ocorrência dos serpentinitos

compostos de antigorita situa-se na fácies xisto verde, em geral, entre 300 e 550oC.

A água necessária à serpentinização de uma rocha ultramáfica pode provir de diferentes fontes. A absorção de água das encaixantes parece ser uma origem bastante comum. A hipótese de que a serpentinização se

realiza pela ação de soluções residuais autometassomáticas é problemática para explicar a serpentinização de

grandes massas, em virtude da pequena quantidade de água no magma ultramáfico. Uma outra fonte é a água

atmosférica, que penetra por gravidade, o que seria uma explicação lógica para a observada diminuição no grau de serpentinização com profundidades crescentes em muitos corpos de peridotitos serpentinizados.

A serpentinização de olivinas não é um processo isoquímico, porque o teor de SiO2 da serpentina é superior

ao da olivina. A composição da olivina forsterita é Mg2SiO4, isto é, a sua relação MgO: SiO2 é de 2:1. Na serpentina [Mg3Si2O5(OH)4] a relação é menor, de 1,5:1. Portanto, a serpentinização de olivinas implica num

enriquecimento do sistema em SiO2 e água, por exemplo segundo a reação:

3 olivina + SiO2 + 4 H2O 2 serpentina A introdução de água e sílica no sistema obviamente acarreta um aumento de volume. Em alguns casos,

deformação nas encaixantes e fraturamento interno do corpo evidenciam realmente a sua expansão. Em outros, porém, há indícios de serpentinização sob volume constante. Para este caso, a seguinte reação é

plausível:

2 olivina + 3 H2O serpentina + Mg2+

+ 2(OH)-

O magnésio, dissolvido no fluido aquoso circulante, escapa do sistema e pode alterar metassomaticamente as

encaixantes.


57

SILLIMANITA

Al2SiO5 Sistema ortorrômbico

Hábito: prismático, acicular ou fibroso, este último caracteriza a variedade denominada fibrolita.

As seções basais dos prismas são quadradas ou retangulares (pseudo-tetragonais).

Cor: incolor ou, principalmente no caso da fibrolita, pode ser acastanhada clara.

Clivagem: perfeita (010), paralela ao alongamento do cristal. Nas seções basais a orientação do

traço do plano de clivagem é uma característica diagnóstica, dispondo-se segundo uma diagonal das

seções quadráticas.


Birrefringência: moderada ( 0,020). As cores de interferência podem chegar ao azul da 2a

ordem nas seções prismáticas (nas basais, ficam no início da 1a ordem), embora sejam normalmente

mais baixas nos cristais fibrosos ou aciculares (espessura inferior à padrão). A extinção, medida em

relação ao traço da clivagem ou ao alongamento das seções longitudinais, é paralela.

Sinal óptico: biaxial (+), com pequeno a médio 2V 20 – 30o. Elongação: l (+).

Alteração: em sericita, à vezes em pirofilita ou em argilominerais (caulinita).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: relevo moderadamente alto, hábito prismático,

acicular ou fibroso, clivagem diagonal nas seções basais, cores de interferência variando do meio da

1a. ordem até o início da 2

a em função da espessura dos cristais, extinção paralela, 1(+).

MINERAIS SEMELHANTES: apatita e andaluzita têm elongação negativa (1-). Além disso,

apatita possui birrefringência menor e andaluzita tem 2V bem maior. Cianita apresenta relevo bem

mais alto, duas direções de clivagem e é biaxial (-) com ângulo 2V elevado. Anfibólios incolores

(tremolita, antofilita) têm clivagens diferentes (2 direções nas seções basais) e extinção oblíqua.

OCORRÊNCIA: sillimanita é o polimorfo de Al2SiO5 de alta temperatura gerado no

metamorfismo regional de rochas aluminosas (pelitos). Em temperaturas mais baixas ocorre

cianita ou andaluzita em seu lugar (vide diagrama de estabilidade dos polimorfos de Al2SiO5 na

descrição da cianita). No metamorfismo regional de pressão média (tipo Barrowiano, vide

figura na descrição da cianita) forma-se normalmente acima de 650oC (para uma pressão de

6 kbar), sendo o polimorfo típico da fácies granulito. Em xistos, gnaisses e granulitos ocorre

associada a cordierita (a qual comumente contém um grande número de agulhas de sillimanita),

biotita, quartzo, moscovita (ou K-feldspato na fácies granulito), plagioclásio, granada e outros

minerais. A sillimanita pode ocorrer tanto com andaluzita, quanto com cianita. Em casos

excepcionais já se observam até as três modificações de Al2SiO5 juntas. Na maioria das vezes estas

paragêneses são meta-estáveis, porque as transições polimórficas de cianita em sillimanita ou de

andaluzita em sillimanita, com temperaturas crescentes, são muito lentas.

No metamorfismo de contato a sillimanita ocorre raramente, formando-se somente nas

elevadas temperaturas da fácies sanidinito, isto é, na zona mais próxima de intrusões de alta

temperatura.


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STILPNOMELANA

(K,Na,Ca)0,6(Fe2+

,Mg,Fe3+

)6Si8Al(O,OH)27.2-4H2O Sistema monoclínico

Generalidades: a variedade rica em Fe2+

chama-se ferrostilpnomelana e a rica em Fe3+

,

ferristilpnomelana.

Hábito: lamelar, às vezes em agregados radiais.

Cor: varia, com o grau de oxidação, de verde para castanho escuro.

Ferrostilpnomelana: pleocroísmo amarelo claro - verde escuro.

Ferristilpnomelana: pleocroísmo amarelo dourado - castanho avermelhado escuro

(quase preto).

Clivagem: (001) basal boa; às vezes também aparece a clivagem imperfeita (010),

perpendicular ao alongamento.

Relevo: varia de baixo até alto, aumentando com o grau de oxidação do Fe (n 1,54 - 1,75).

Birrefringência: varia de alta até muito alta com graus de oxidação crescentes do Fe (

0,03 - 0,11). As cores de interferência, que ficam fortemente mascaradas pela cor de

absorção, vão do meio da 2a ordem (ferrostilpnomelana) até o branco de ordem superior

(ferristilpnomelana).

A stilpnomelana não apresenta a extinção incompleta (estrutura “olho de pássaro”)

característica dos filossilicatos de clivagem perfeita, como a biotita, com a qual pode ser

confundida.

Sinal óptico: pseudo-uniaxial (-), 2V 0. Elongação: l (+).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cristais alongados, intensamente coloridos em

tonalidades castanhas ou verdes, forte pleocroísmo, birrefringência alta, porém com cores de

interferência comumente mascaradas pela forte cor de absorção.

MINERAIS SEMELHANTES: biotita é muito parecida com stilpnomelana no que tange

o hábito e o pleocroísmo, porém tem uma clivagem muito mais perfeita, que é responsável

pela sua diagnóstica estrutura “olho de pássaro” (superfície coalhada por pontos luminosos

os quais, sob nicóis cruzados, não desaparecem nem na posição de extinção do cristal). Em

casos de fina granulação a distinção pode não ser possível opticamente. Cloritóide tem

relevo bem maior, birrefringência menor e o seu ângulo 2V é grande. Cloritas apresentam

menor birrefringência.

OCORRÊNCIA: stilpnomelana ocorre tipicamente em metamorfitos de grau baixo,

sendo muitas vezes confundida com biotita. Em rochas da fácies xisto verde (filitos,

rochas verdes) associa-se a clorita, sericita, quartzo, calcita e albita. Também é encontrada

em formações ferríferas silicatadas e em glaucofana xistos.


59

TALCO

Mg3Si4O10(OH)2 Sistema triclínico ou monoclínico

Hábito: lamelar, tabular. Comumente ocorre em agregados maciços, fibrosos ou foliados.

Cor: incolor. Clivagem: (001) muito perfeita.


Birrefringência: muito alta ( 0,05). As cores de interferência são vivas, da 3a ordem. Nas seções basais a

ordem das cores de interferência cai, chegando ao cinza de 1a ordem.

Extinção: as seções longitudinais extinguem-se paralelamente à clivagem. No entanto, o talco, como

também as micas e as cloritas, apresenta uma característica extinção incompleta sob nicóis cruzados (estrutura “olho-de-pássaro”, vide micas), que se manifesta pela superfície pintalgada, salpicada por pontos

luminosos difusos, que não desaparecem nem na posição de extinção do cristal. A superfície mosqueada

surge no polimento da lâmina e é uma conseqüência da clivagem excelente. As seções basais não apresentam a estrutura olho-de-pássaro.

Sinal óptico: biaxial (-), com pequeno 2V 0 – 30o.

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: incolor, hábito lamelar, relevo moderado, uma direção de

clivagem muito perfeita, cores de interferência vivas de 3a ordem, estrutura olho-de-pássaro, biaxial (-) com

pequeno 2V.

MINERAIS SEMELHANTES: micas brancas (moscovita, paragonita) e pirofilita diferenciam-se pelo

ângulo 2V maior (30 – 50o) e birrefringência geralmente menor. Pode ser impossível distinguir opticamente

talco fino da sericita. Brucita é uniaxial (+) e comumente tem cores de interferência anômalas. Flogopita,

que é a biotita magnesiana, diferencia-se do talco por apresentar uma leve tonalidade amarela (talco é

incolor).

OCORRÊNCIA: talco é um mineral metamórfico típico da epizona (grau baixo) e forma-se em

protólitos ricos em MgO e SiO2, tais como rochas ígneas ultramáficas (peridotitos) ou rochas sedimentares calciossilicáticas (calcários dolomíticos silicosos). Nos metamorfitos gerados às custas de metaultramáficas o

talco ocorre comumente acompanhado de serpentina ou clorita, de anfibólios (tremolita ou antofilita) e de

magnesita (ou dolomita), constituindo os talco xistos. A pedra sabão, rocha composta quase que exclusivamente por talco e que tipicamente ocorre na região de Ouro Preto (em Minas Gerais), é utilizada

para a confecção de objetos de adorno, panelas etc. e para a indústria (cosméticos, lubrificantes, cerâmica,

isolante).

Nos protólitos ultramáficos o talco é formado no metamorfismo de grau baixo (associado a alteração hidrotermal) de minerais magnesianos como olivina e enstatita, através da adição de SiO2 ou retirada de

cátions (Mg) do sistema (pois o talco é mais rico em SiO2 do que, por exemplo, a olivina - Mg2SiO4).

Portanto, a formação de talco nestes protólitos é decorrente de um metamorfismo metassomático. Comumente, porém, o metamorfismo de rochas ultramáficas dá origem primeiro à serpentina e esta então se

transforma em talco, por exemplo segundo a reação:

2 serpentina + 3CO2 talco + magnesita + 3H2O. Nas rochas calciossilicáticas o talco forma-se a partir da reação abaixo, cujas temperaturas médias, de 350 –

400oC, variam em função da razão CO2/H2O:

3 dolomita + 4 quartzo + H2O talco + calcita + 3 CO2.

Sob temperaturas mais elevadas, no início da mesozona ( 500oC), e frações molares médias de CO2, o talco

tende a desaparecer segundo a reação:

5 talco + 6 calcita + 4 quartzo 3 tremolita + 6 CO2 + 2 H2O.

Nos Alpes ocorre uma rocha rara, chamada xisto branco, composta principalmente por cianita e talco. Os

xistos brancos, que são derivados de protólitos aluminosos (pelitos), são gerados em temperaturas de 600oC

e sob as altas pressões das fácies xisto azul ou eclogito, segundo a reação:

clorita + quartzo cianita + talco + H2O.


60

TITANITA (Esfênio) CaTi [O/SiO4] Sistema monoclínico

Hábito: em cristais com seções tipicamente losangulares ou lenticulares. Nos metamorfitos é

comum também o hábito granular.

Cor: castanha, amarelada ou quase incolor. As variedades coloridas apresentam um fraco

pleocroísmo: amarelo claro – castanho.

Clivagem: prismática {110} distinta, raramente observável em seções delgadas.

Relevo: muito alto (n 1,84 - 2,11).

Birrefringência: muito alta ( 0,10 - 0,19). As cores de interferência são esbranquiçadas de

ordem superior. Às vezes observa-se uma extinção incompleta decorrente de uma forte dispersão

dos eixos ópticos.

Macla: mais comumente é a simples, dividindo as seções losangulares ao meio segundo a diagonal

longa. Geminação lamelar é infreqüente.

Sinal óptico: biaxial (+), 2V pequeno a moderado (2V 20 – 50o).

Alteração: em leucoxênio (agregado fino, terroso, castanho escuro e que não se extingue por

completo, composto por óxidos de Ti tais como anatásio ou rutilo, por hematita etc.).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: seções losangulares ou lenticulares de cor

acastanhada ou amarelada, com relevo e birrefringência extremamente elevados e forte

dispersão.

MINERAIS SEMELHANTES: monazita tem relevo, birrefringência, ângulo 2V e dispersão

menores. Zircão, cassiterita, xenotima e rutilo (este último com cor mais escura, semi-opaco,

birrefringência mais alta) são uniaxiais (+). Anatásio e carbonatos são uniaxiais (-).

Baddeleyita (mineral raro) é biaxial (-) e possui clivagem melhor.

OCORRÊNCIA: titanita é um mineral acessório comum tanto em rochas ígneas como em

metamórficas. Nas rochas magmáticas plutônicas ácidas e intermediárias (granitos, granodioritos,

tonalitos e especialmente sienitos e nefelina sienitos) é o principal mineral portador de Ti. Nas

rochas metamórficas é comum em xistos, gnaisses, anfibolitos, mármores e escarnitos,

formando-se numa ampla faixa de pressões e temperaturas.


61

TURMALINAS (Na,Ca)(Fe

2+,Mg,Mn,Li,Al)3(Al,Mg,Fe

3+)6(Si6O18)(BO3)3(O,OH)3(OH,F)

Sistema trigonal

Generalidades: os minerais do grupo das turmalinas são soluções sólidas quimicamente complexas, cuja

fórmula geral é XY3Z6(Si6O18)(BO3)3(O,OH)3(OH,F). Considerando os elementos das posições X, Y e Z, alguns membros do grupo são:

X Y Z

elbaíta Na Al,Li Al

dravita Na Mg Al schorlita Na Fe

2+ Al

uvita Ca Mg Al,Mg

As turmalinas mais comuns pertencem à série schorlita - dravita.

Hábito: prismático, acicular, raramente granular anédrico. As seções basais dos prismas possuem uma

típica forma triangular de faces curvas ou, às vezes, pseudo-hexagonal.

Cor: varia com a composição química, sendo mais forte nas variedades ricas em Fe. Nas seções basais as cores podem apresentar um zonamento concêntrico. Em seções delgadas as cores para três variedades

comuns do grupo dos turmalinas são:

Schorlita: verde oliva, verde azulada ou acinzentada. Dravita: amarela clara a castanha clara.

Elbaíta: praticamente incolor.

Uma característica diagnóstica das turmalinas coloridas é o seu pleocroísmo “inverso”, isto é, a máxima

absorção (isto é, a cor mais forte) ocorre quando o eixo cristalográfico c fica perpendicular à direção de vibração do polarizador. Na maioria dos microscópios isto se traduz numa cor mais intensa quando o eixo

maior do cristal é colocado paralelamente ao retículo vertical. Em outros minerais coloridos, que exibem

cristais alongados (hornblenda, actinolita, estaurolita, biotita, clorita, cloritóide), o pleocroísmo é “normal”, isto é, a cor mais forte aparece quando o eixo maior do cristal está orientado segundo o retículo horizontal.

Clivagem: não apresenta.


Birrefringência: alta, aumentando com teores crescentes de Fe ( 0,019 - 0,035). As cores de interferência situam-se, geralmente, na 2

a ordem e são muitas vezes mascaradas pela forte cor de absorção. A

extinção, medida em relação às faces do prisma nas seções alongadas, é paralela. Sinal óptico: uniaxial (-). Elongação: l (-).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: hábito prismático a acicular com seções basais triangulares,

cor verde azulada (variedades ricas em Fe) apresentando zonamento concêntrico nas seções basais, pleocroísmo inverso, cores de interferência de 2

a ordem, extinção paralela, uniaxial negativa.

MINERAIS SEMELHANTES: anfibólios e piroxênios coloridos (por exemplo, hornblenda,

egirinaugita), biotita e estaurolita apresentam pleocroísmo “normal”. Além disso, anfibólios e

piroxênios possuem clivagens perfeitas e, tal como a estaurolita, são biaxiais. Biotita apresenta a

estrutura olho-de-pássaro. A elbaíta, que é incolor, confunde-se com topázio (este é biaxial) e com

apatita (esta tem menor birrefringência).

OCORRÊNCIA: turmalinas são minerais típicos de pegmatitos e aplitos graníticos. Também ocorrem em

veios pneumatolíticos, compostos de quartzo e turmalinas, e em alguns granitos, formando-se nestes quando há suficiente oferta de boro nos fluidos magmáticos residuais. Em alguns casos pode ocorrer alteração

pneumatolítica de granitos normais, em que a introdução de boro leva à turmalinização dos seus minerais,

primeiro da biotita e, num estágio mais avançado, também dos feldspatos. O resultado desta alteração pneumatolítica é uma rocha composta apenas por turmalinas e quartzo.

Nos metamorfitos as turmalinas são estáveis em todos os graus metamórficos. Nas rochas

metamórficas de protólito sedimentar, como mica xistos, o boro necessário à formação das turmalinas

ou já estava contido na rocha pré-metamórfica (freqüentemente o boro é derivado da água do mar e

adsorvido nos minerais argilosos), ou teve origem metassomática. As turmalinas também podem ser

formadas pela recristalização metamórfica de turmalinas detríticas.

Em rochas sedimentares as turmalinas podem ser detríticas ou autigênicas.


62

VESUVIANITA (Idocrásio)

Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)5(Si2O7)2(OH)4 Sistema tetragonal

Hábito: colunar curto ou, mais comumente, granular anédrico.

Cor: incolor ou em tonalidades pálidas amareladas, acastanhadas ou esverdeadas.

Variedades contendo Mn são de cor rosada.

Clivagem: ruim, em geral não observável em lâmina delgada.

Relevo: alto (n 1,70 - 1,74).

Birrefringência: muito baixa a baixa ( 0,005). As cores de interferência ficam no início

da 1a ordem e são comumente anômalas (azul-de-Berlim ou acastanhadas), devido à forte

dispersão. Zonamento é comum, na forma de nítidas bandas concêntricas com diferentes

cores de interferência.

Sinal óptico: uniaxial (-). Algumas variedades são opticamente positivas (viluíta) ou mesmo

biaxiais (-).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cores pálidas, relevo alto, cores de

interferência anômalas (azul-de-Berlim, castanho), zonamento, uniaxial (-).

MINERAIS SEMELHANTES: zoisita e clinozoisita apresentam relevo semelhante e

cores de interferência também anômalas, porém são biaxiais e têm clivagem boa.

Andaluzita é biaxial (-) com grande ângulo 2V, seu relevo é menor e a birrefringência é

maior. A separação de vesuvianita e grossularita, a qual pode ser anomalamente anisótropa

e também zonada, requer outros métodos além dos ópticos.

OCORRÊNCIA: vesuvianita é um mineral típico do metamorfismo de contato de

calcários impuros (margas), mas também se forma no metamorfismo regional. Ocorre

em rochas calciossilicáticas, mármores e escarnitos, associando-se a diopsídio,

wollastonita, grossularita, epidoto e outros silicatos de Ca e Mg. O campo de estabilidade da

vesuvianita é muito amplo, formando-se em variadas condições de PT, desde o grau baixo

até o grau alto do metamorfismo.


63

WOLLASTONITA

CaSiO3 Sistema triclínico

Hábito: colunar longo até fibroso, às vezes tabular. Os cristais comumente constituem agregados

subparalelos ou divergentes.

Cor: incolor.

Clivagem: (001) boa, (100) perfeita, (102) boa. O ângulo de interseção (100) (001) é 85o

(lembra a clivagem dos piroxênios) e o (100) (102) é 70o (lembra a clivagem dos anfibólios).


Birrefringência: moderada ( 0,014). As cores de interferência vão até o amarelo - alaranjado de

1a ordem. O ângulo de extinção, medido nas seções alongadas, é pequeno (0

o-5

o).

Macla: lamelar segundo (100).

Sinal óptico: biaxial (-), 2V = 36 – 60o. Elongação: l (+) ou (-).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: em cristais alongados e incolores, com relevo

moderado, sinal óptico biaxial (-), 2V moderado, cor de interferência amarelo - alaranjado de 1a

ordem, extinção quase paralela nas seções alongadas.

MINERAIS SEMELHANTES: anfibólios incolores, como tremolita, apresentam ângulo de

extinção, 2V e birrefringência maiores. Antofilita (ortoanfibólio) tem maior birrefringência e

maior ângulo 2V. Diopsídio possui relevo e ângulo de extinção bem maiores e é biaxial (+). Mica

branca tem a típica estrutura olho-de-pássaro e maior birrefringência.

OCORRÊNCIA: wollastonita é um mineral tipicamente metamórfico de rochas

calciossilicáticas que sofreram metamorfismo de contato em condições de grau alto, onde se

associa, com freqüência, a calcita, tremolita, diopsídio, grossularita, epidoto, vesuvianita e anortita.

Também pode ser gerada em rochas metacalcárias submetidas a um metamorfismo metassomático

no contato com intrusões graníticas, com simultânea introdução de SiO2 oriundo da intrusão.

Uma reação comum de formação da wollastonita, a partir de calcita e quartzo, é:

CaCO3 + SiO2 CaSiO3 + CO2.

A temperatura desta reação aumenta com pressões crescentes (vide abaixo). Por isso, no

metamorfismo de contato, que se caracteriza por pressões relativamente baixas, a formação de

wollastonita é mais favorável do que no metamorfismo regional (P mais alta), já que em pressões

baixas ela já pode formar-se em temperaturas menores. No metamorfismo regional, como o

Barrowiano, que se caracteriza por pressões relativamente elevadas, o gradiente geotérmico

regional é baixo, e as temperaturas são insuficientes para a reação acima. Isso justifica a ocorrência

mais freqüente de wollastonita em rochas de metamorfismo de contato. A temperatura da reação

acima também depende da composição da fase fluida, aumentando com teores crescentes de CO2.

Assim, considerando Ptotal = Pfluida = 2 kbar e uma fase fluida composta apenas por CO2 (isto é,

Pfluida = PCO2), a temperatura de formação da wollastonita seria de 750oC. Se a fase fluida for

composta também por H2O, além do CO2 (isto é, Pfluida = pCO2 + pH2O), então a temperatura da

reação cai, por exemplo para cerca de 650oC, no caso de uma fração molar de CO2 0,5 na fase

fluida.

Como raridade a wollastonita é encontrada em algumas rochas ígneas alcalinas tais como fonolitos

(Complexo de Alnö, Suécia; Kaiserstuhl, Alemanha), ijolitos (Oldoinyo Lengai, Tanzânia) e

nefelina sienitos.


64

ZEÓLITAS

Generalidades: o grupo das zeólitas abrange cerca de 45 variedades de aluminossilicatos

hidratados, que são quimicamente e estruturalmente semelhantes aos feldspatos. Sua

fórmula geral é:

(Na2,K2,Ca,Ba)[(Al,Si)O2]n . xH2O

As zeólitas mais comuns são analcima, laumontita e heulandita. Quimicamente a analcima

é uma zeólita, porém ela é a única a se cristalizar primariamente em rochas ígneas. Devido

ao fato da sua paragênese ser semelhante à dos feldspatóides, ela é descrita à parte neste

atlas (vide analcima).

Propriedades ópticas: as características comuns à maioria das zeólitas são o baixo índice

de refração (n 1,46 – 1,54), a baixa birrefringência ( 0 – 0,015), acarretando cores

de interferência do início até o meio da 1a ordem) e o fato de serem incolores (raramente

são turvas a avermelhadas devido a pigmentos como óxidos de Fe). A identificação das

variedades por métodos ópticos é muito difícil, porque elas apresentam propriedades

similares. É necessário recorrer-se portanto a outros métodos, como difratometria de raios X

ou espectroscopia de infravermelho. Uma classificação tradicional das zeólitas baseia-se nas

características morfológicas dos cristais. Segundo esta classificação há três grupos de

zeólitas:

1. Zeólitas de hábito fibroso/acicular: natrolita, mesolita, thomsonita, escolecita, laumontita,

mordenita.

2. Zeólitas de hábito lamelar: heulandita, estilbita.

3. Zeólitas de hábito equidimensional (romboédrico, colunar curto, pseudo-cúbico, granular

anédrico): chabasita, phillipsita, harmotoma, analcima.

OCORRÊNCIA: as zeólitas comumente preenchem vesículas, amígdalas e fraturas em

rochas vulcânicas (principalmente basaltos, andesitos e fonolitos), onde se formam na fase

magmática hidrotermal. Tipicamente, estas amígdalas contêm mais de uma espécie de

zeólitas, além de calcita. As zeólitas ocorrem também em rochas sedimentares detríticas

como preenchimento autigênico de interstícios. Em rochas do metamorfismo de

soterramento, cujo locus tipicus fica na Nova Zelândia, heulandita e laumontita

(zeólitas cálcicas) formam-se no grau muito baixo (fácies zeólitas) às custas do

componente anortítico de plagioclásios.


65

ZIRCÃO ZrSiO4 Sistema tetragonal

Generalidades: o zircão pode conter uma certa quantidade de háfnio substituindo o zircônio, além de

elementos radioativos como U e Th que tornam este mineral apropriado para datações radiométricas das

rochas. A radioatividade emitida por estas impurezas destrói a estrutura cristalina do zircão, o qual tende a se

tornar progressivamente amorfo e, portanto, isótropo. O zircão isotropizado, isto é, metamíctico, é

chamado malaconita.

Hábito: prismático curto até longo. Em metamorfitos e mesmo em certos granitos o zircão pode ser granular

anédrico, constituindo grãos arredondados que podem ser interpretados como de origem detrítica. No entanto, o hábito granular anédrico também pode ser o resultado de uma parcial dissolução metassomática ou

de uma corrosão pelo magma. Às vezes, estes cristais arredondados sofrem uma regeneração, adquirindo um

sobrecrescimento posterior euédrico. O estudo sistemático dos cristais de zircão em uma rocha e, em

particular, de sua cor, zonamento interno e morfologia (relação comprimento/largura, formas

cristalográficas) permite uma série de considerações genéticas. Por exemplo, estes estudos permitem a

identificação de diferentes gerações de zircões em metamorfitos, permitem considerações em relação às áreas

fontes de sedimentos e rochas sedimentares e levam ao estabelecimento de relações de parentesco entre as rochas de uma suíte magmática.

Cor: incolor ou castanho claro. O zircão dos basaltos pode ser rosado. Variedades metamícticas são mais

intensamente coloridas, acastanhadas. Clivagem: ruim, dificilmente observável em lâmina delgada.

Relevo: muito alto (n 1,92 – 2.02). Nas variedades metamícticas n diminui, caindo para 1,83.

Birrefringência: muito alta ( 0,042 - 0,065). As cores de interferência são vivas e brilhantes, em

geral de 3a ordem. Nas variedades metamícticas a birrefringência cai, podendo chegar a zero, isto é, os

cristais tornam-se progressivamente isotropizados. Cristais alongados segundo c mostram extinção paralela

em relação ao eixo maior do cristal.

Zonamento: não é raro observar-se um nítido zonamento, com camadas concêntricas de cor, relevo e birrefringência diferentes.

Sinal óptico: uniaxial (+). Variedades metamícticas podem apresentar caráter ótico biaxial, com 2V < 10o.

Elongação: l (+).

CARACTERÍSTICAS DIAGNÓSTICAS: cristais prismáticos geralmente pequenos, de relevo muito

alto, incolores ou acastanhados, comumente zonados, com cores de interferência vivas e extinção

paralela. As variedades metamícticas (amorfas) são mais castanhas e possuem relevo e birrefringência

mais baixos. Cristais inclusos em minerais coloridos (biotita, hornblenda, clorita) ou na cordierita, são comumente rodeados por auréolas de cor mais escura, os chamados halos pleocróicos, causados pela

radioatividade do zircão.

MINERAIS SEMELHANTES: titanita é biaxial, tem birrefringência maior (gerando cores de

interferência esbranquiçadas de ordem superior) e os seus cristais apresentam-se, comumente, em

seções losangulares ou lenticulares. Xenotima tem relevo menor e maior birrefringência. Monazita é

biaxial (porém com 2V pequeno), tem relevo mais baixo e clivagem melhor. Allanita, que é uma

variedade radioativa de epidoto a qual também causa halos pleocróicos em minerais adjacentes,

geralmente ocorre em cristais maiores, de menor birrefringência e relevo mais baixo. Cassiterita e

rutilo têm relevo e birrefringência mais elevados e são mais castanho-avermelhados.

OCORRÊNCIA: zircão é um mineral acessório bastante comum na maioria das rochas. Nos

magmatitos plutônicos, especialmente nas rochas graníticas e sieníticas, freqüentemente aparece sob a forma de pequenos cristais euédricos inclusos nos outros minerais (principalmente em biotita e hornblenda), pois é

um dos primeiros minerais a se cristalizar. Nas rochas básicas (gabros, basaltos) a cristalização dos

piroxênios se inicia antes do término da cristalização do zircão e, assim, boa parte do elemento zircônio entra

na composição destes. Consequentemente as rochas básicas são mais pobres em zircão do que as ácidas. Nos metamorfitos o zircão é também um acessório comum, sendo estável em todos os graus. Em mica

xistos e paragnaisses ele pode ser encontrado em grãos arredondados que foram herdados do sedimento pré-

metamórfico (processos de corrosão durante o metamorfismo também pode causar o arredondamento do zircão). Em outros casos os cristais são euédricos e devem ter-se formado pela recristalização metamórfica.

Nas rochas sedimentares detríticas o zircão é um mineral acessório comum por ser muito resistente ao

intemperismo e transporte.


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BIBLIOGRAFIA

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