Rochas Magmticas

Fernando Joo Fernandes Oliveira Martins Julho de 2010Leiria1. Introduo

Para se estudar Petrologia de Rochas gneas (ou Magmticas), deve-se primeiro apresentar alguns conceitos fundamentais da geologia geral, o que iremos fazer de seguida.

1.1. Afloramento, rocha e mineralA superfcie da Terra est coberta geralmente pelo solo. Abaixo do solo, porm, existe a parte slida, composta principalmente de materiais silicatados. De acordo com o tamanho e as propriedades, esses materiais, constituintes da crosta terrestre, so classificados em: 1) afloramento; 2) rocha; e 3) mineral. Afloramentos so unidades que compem a crosta terrestre, com tamanho que varia de metros at dezenas de quilmetros, estudadas normalmente em trabalhos de campo pelos gelogos. O estudo dos afloramentos denominado Geologia (stricto sensu), ou, mais correctamente, Geologia do Campo. Rochas so materiais constituintes dos corpos geolgicos, estudadas no tamanho de amostras de mo (geralmente com cerca de 10 cm) em laboratrios. As rochas so normalmente materiais heterogneos, compostas principalmente de vrias fases de silicatos, sendo cada fase quimicamente homognea, denominada mineral. Os estudos especficos das rochas e dos minerais so chamados respectivamente de petrologia e mineralogia. A descrio e a classificao das rochas so feitas por uma cincia intitulada Petrologia.

Fig. 1 - Esquema sobre os conceitos de Afloramento, Rocha e Mineral.

O tamanho dos minerais varia geralmente de valores micromtricos at centimtricos. Cientificamente, o termo mineral, sensu stricto, corresponde aos materiais inorgnicos que possuem estrutura cristalina ordenada e composio qumica homognea.

Os afloramentos gneos podem ser definidos como afloramentos formados atravs do arrefecimento de magmas. Um afloramento gneo corresponde a uma ascenso de uma intruso magmtica ou sada de lava num vulco. A diferena entre rochas gneas e afloramentos gneos est basicamente nas escalas. Certos afloramentos gneos so compostos apenas de um tipo de rocha gnea, porm, boa parte dos afloramentos gneos inclui mais de um tipo de rocha gnea. 1.2. Rochas gneas, sedimentares e metamrficas

As rochas so classificadas, desde longa data, de acordo com a sua origem, em trs grupos: 1) gneas; 2) Sedimentares; e 3) Metamrficas. As rochas gneas so definidas como as que so formadas por meio do arrefecimento de magmas, sendo consideradas como rochas primrias, ou seja origem lquida. A energia formadora das rochas gneas a partir dos magmas o calor interno da Terra. O arrefecimento dos magmas pode ocorrer tanto na superfcie quanto no interior da Terra. As rochas sedimentares so definidas como as que so formadas por meio da sedimentao ou deposio de materiais na superfcie da Terra. Normalmente existem rochas originais que foram desagregadas, decompostas e transportadas, e esses materiais foram levados at o local de sedimentao. Neste sentido, as rochas sedimentares so consideradas secundrias, de origem slida. A energia formadora das rochas sedimentares fundamentalmente a solar e qumica. O local de formao especificamente a superfcie da Terra ou o meio aqutico superficial terrestre. As rochas metamrficas so definidas como as que se formam por meio da transformao de rochas originais sob altas temperaturas e presses do interior da Terra. As rochas originais podem ser tanto gneas, sedimentares ou mesmo metamrficas. Neste sentido, as rochas metamrficas so tambm classificadas como secundrias e tambm de origem slida. A energia formadora das rochas metamrficas trmica e mecnica da parte interna da Terra, e o local de formao especificamente o interior do planeta. Desta forma, a gnese das rochas gneas, sedimentares e metamrficas podem ser comparadas com os processos de fabricao de vidro (minerais fundidos), cimento (gros de areia colados) e cermica (argila calcinada no forno).

Fig. 2 - As Rochas gneas, Sedimentares e Metamrficas.1.3. Estrutura do Planeta Terra e formao de magmasO termo geolgico magma corresponde ao material subterrneo de composio silicatada em fuso devido alta temperatura. Mesmo sendo um lquido subterrneo, a gua termal no um magma, porque no um silicato. Mesmo sendo lquido silicatado, o vidro em fuso numa fbrica de vidro no magma, porque a energia trmica no subterrnea. Na literatura geolgica, este termo utilizado comummente para lquidos silicatados, eventualmente para os carbonatados, com incluso de volteis (gases) e cristais (slidos). O termo ingls melt corresponde somente parte lquida do magma. Quando o magma arrefece e solidifica formam-se ento as rochas gneas. Na dcada de 1960, houve descoberta de lavas compostas de rochas carbonatadas no Vulco Oldoinyo Lengai, Tanznia. Alm disso, foram descobertos corpos intrusivos de rochas carbonatadas em vrios locais do mundo. Apesar de no ser de composio silicatada, os comportamentos destes lquidos comparvel ao dos magmas silicatados. Assim essas rochas carbonatadas foram includas na categoria de rochas gneas, denominadas de carbonatitos junto com reconhecimento de magma carbonattico. Os carbonatitos esto associados frequentemente a minerais de importncia econmica, tais como apatite (minrio de fsforo), pirocloro (minrio de nibio), monazite (minrio de urnio, trio e elementos das terras raras), isto para alm dos prprios diamantes.

Fig. 3. Estrutura interna da Terra, baseada no estudo das informaes recolhidas pela Sismologia.

O Planeta Terra possui um raio de aproximadamente 6.330 km, sendo constitudo principalmente pelo ncleo, com 3.470 km de raio, e o manto, com 2.850 km de espessura. Nas reas continentais, a espessura da crosta muito varivel, sendo de aproximadamente 30 a 60 km de espessura, e nas regies ocenicas, a espessura relativamente homognea, sendo de aproximadamente 6 km. A estrutura foi determinada atravs de estudos ssmicos, ou seja, os tempos de propagao de ondas ssmicas dentro da Terra e os seus percursos. A diviso entre o ncleo, o manto e a crosta est relacionada com as diferenas na composio qumica e estado fsico de cada um destas camadas terrestres. Mais de 90% de componentes do ncleo so materiais metlicos, interpretados como uma liga de Ferro e Nquel (Fe e Ni). A parte externa, com 2.660 km de espessura, est em estado lquido e denominada de ncleo externo. O facto de estar em estado lquido foi comprovado por no deixar passar as ondas ssmicas S, que no atravessam meios lquidos. A parte interna, com 1.210 km de raio, est em estado slido e chamada de ncleo interno. Pesquisas recentes indicam que o ncleo interno composto provavelmente de ferro puro. O manto ocupa cerca de 83 % do volume da Terra e constitudo principalmente por silicatos slidos com elevado teor de Mg e Fe e muito baixo teor de Na, K, Al e Si. Tais materiais so denominados rochas ultramficas. As rochas ultramficas so os silicatos predominantes no Sistema Solar, inclusive na Terra, mas muito raros na superfcie da Terra. O manto superior, at 670 km de profundidade, composto de rochas ultramficas menos densas. O manto inferior, de 670 km at 2.850 km, constitudo pelas rochas da mesma composio, porm mais densas devido compactao e transformao de fase mineralgica por causa da alta presso.

A crosta tambm composta de silicatos slidos. A crosta continental constituda por rochas com muito baixo teor de Mg e Fe e com alto teor de Na, K, Al e Si, denominadas rochas flsicas. O granito uma rocha representativa de composio flsica. Por outro lado, a crosta ocenica composta de rochas com teor relativamente elevado de Mg e Fe, e baixo teor de Na, K, Al e Si, mas no tanto quanto as rochas do manto, denominadas rochas mficas. O basalto uma rocha representativa da composio mfica. Tradicionalmente, as composies flsicas e mficas so chamadas respectivamente de Sial (slica e alumnio) e Sima (slica e magnsio).At dcada de 50 do sculo XX, acreditava-se que na regio continental a crosta ocenica de composio mfica (bsica, basltica, Sima) era sobreposta pela crosta continental flsica (cida, grantica, Sial). O plano da descontinuidade ssmica de Conrad era interpretado como o limite entre as duas partes (p.e. Wilson, 1954). Entretanto, as pesquisas ssmicas detalhadas aps a dcada de 1960 vm revelando o fato de que no h a crosta ocenica basltica abaixo da crosta continental grantica. Actualmente, acredita-se que a parte superior da crosta continental composta de rochas de composio flsica (granticas), e a parte inferior, de rochas de composio intermdia (andestica ou diortica), entretanto, h uma grande heterogeneidade na distribuio horizontal. A variao vertical de composio da crosta continental gradativa, no havendo plano de descontinuidade notvel (v.g. Oliver 1982; Kaneoka, 1989). O plano (descontinuidade) de Conrad, que se detecta em algumas regies continentais, pode corresponder camada de fuso parcial, ou seja, da anatexia, (estado de fuso parcial) na crosta continental mdia, com cerca de 15 km de profundidade.

Fig. 4 - Modelos (clssico e moderno) da Costa Terrestre.

Ao entrar no interior da Terra, eleva-se a temperatura. Desta forma, antes do sculo XX, prevaleceu a seguinte ideia: abaixo de determinada profundidade as rochas estariam em estado de fuso, isto , o magma estaria presente em qualquer regio do mundo. Entretanto, junto com a temperatura eleva-se, tambm, a presso. O aumento da presso dificulta a fuso do manto, sendo de efeito contrrio ao da temperatura. Com a excepo da parte superficial, a velocidade de ondas ssmicas dentro do manto aumenta conforme a profundidade.

O facto significa que, de acordo com a profundidade, o manto se torna mais rgido, e a sua fuso se torna mais difcil. No estado trmico actual da Terra, o efeito da presso superior ao da temperatura, sendo contrrio da opinio que prevaleceu no sculo XIX. Quanto maior for a profundidade tanto mais difcil ser a fuso. Nos dicionrios, livros, jornais e revistas de carcter popular e no cientfico, encontra-se ainda a opinio de que o manto geral est em estado pastoso, semi-derretido, ou o manto inferior est em estado lquido. Entretanto, tal argumento de facto j era derrubado pelas observaes sismolgicas estabelecidas na dcada de 1930. Como se sabe desde essa altura, as ondas ssmicas S propagam-se no manto. Este um comportamento fsico tpico de materiais em estado slido. Desta forma, pode-se afirmar que no h uma camada geral em estado lquido no manto. A gerao do magma um fenmeno raro e regional, que ocorre na parte prxima superfcie do manto.

O ncleo externo est certamente em estado lquido mas, no entanto, o facto no devido elevao da temperatura, e, sobretudo, ao factor presso e sua composio qumica metlica. Os materiais metlicos que constituem o ncleo possuem a temperatura de fuso mais baixa do que a dos silicatos que compem o manto.

A parte prxima da superfcie da Terra, at cerca de 100 km de profundidade, intensamente arrefecida pela irradiao, ou seja, a emisso (perda) do calor interno do planeta para o espao. Nesta camada fria, denominada litosfera, no ocorre formao de magmas, devido baixa temperatura, apesar de estar em pequena profundidade. Portanto, a fuso parcial do manto pode ocorrer somente em uma faixa estreita de profundidade, logo abaixo da litosfera, denominada astenosfera. A astenosfera uma camada onde as ondas ssmicas perdem velocidade, que est presente de 100 a 400 km de profundidade, e as velocidades de ondas ssmicas P e S so inferiores s velocidades na camada superior, a litosfera. O magma gerado a partir da fuso parcial do manto superior denominado magma primrio.

Sabe-se hoje que a maioria dos magmas primrios so de composio basltica. O basalto que constitui a crosta ocenica denominado MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) e possui composio prxima dos magmas primrios. No sculo XIX, com base na hiptese do manto em estado lquido, acreditava-se que o magmatismo poderia ocorrer em qualquer regio do mundo onde as fracturas da crosta continental chegassem at o manto. Entretanto, com a compreenso do estado slido do manto, pode-se dizer que em condies normais, o manto no se funde, isto , no h lenol de magma dentro do manto. Nota-se que as curvas da fuso de rochas baslticas e do gradiente geotrmico da regio ocenica no se cruzam.

Fig. 5 - Variao da temperatura de fuso de rochas gneas (basalto e eclogito) em estado seco (sem H2O) e de granito em estado hmido (com H2O em excesso) em comparao com a temperatura subterrnea (gradiente geotrmico) da regio continental e da ocenica, em funo da profundidade (presso).

Porm, estas se aproximam na faixa de profundidade de 60 a 150 km (rea sombreada na figura). O facto indica que a fuso parcial do manto pode ocorrer nesta faixa de profundidade em condies especiais. Alm da fuso parcial do manto superior, a crosta continental mdia, em profundidades de cerca de 15 km tambm podem fundir-se com presena de H2O em quantidade suficiente. O magma gerado atravs deste processo tem composio grantica a granodiortica. Considera-se que a maioria das rochas granticas da regio continental de idade inferior a 2700 Ma so derivadas principalmente do magma grantico gerado a partir deste tipo de refuso da crosta continental antiga. A sigla internacional Ma (ou M.a.) usada para idades geocronolgicas das rochas e significa milhes de anos antes do presente. Por exemplo a expresso 2700 Ma corresponde a 2 mil e 700 milhes de anos antes do presente (usando certos autores o bilio como sinnimo de milhar de milho de anos, no traduo directa incorrecta de termos anglo-saxnicos).

Os magmas mficos e ultramficos podem ser gerados tambm pelo calor dos impactos de pequenos corpos celestes, tais como asterides e cometas. At o final do sculo XX, os fenmenos extraterrestres eram considerados como pouco importantes para a gnese de magmatismos terrestres. Entretanto, nas ltimas dcadas, os impactos permitiram aos gelogos perceber a gnese de certos depsitos minerais terrestres, sobretudo no sentido de formao de jazigos metlicas do Pr-Cmbrico.Na segunda metade do Sculo XX, chegou a ser considerado que a fuso parcial do manto, que o processo principal da gerao dos magmas, se processa apenas abaixo de algumas regies em condies excepcionalmente favorveis, onde ocorre: 1) aquecimento local do manto por ascenso activa de pluma quente em hot-spots; 2) descompresso por ascenso passiva do manto nas cadeias mdio-ocenicas; 3) abaixamento de temperatura de fuso por actividades fsico-qumicas de materiais volteis, sobretudo de H2O, nas zonas de subduco.Estudos recentes indicam que o efeito de H2O muito mais importante do que as consideraes anteriores, isto , a gerao do magma no manto mais difcil a ocorrer do que as interpretaes de meados do Sculo XX. O aquecimento local e a descompresso podem estabelecer condies regionais de gerao magmtica porm, habitualmente, no so factores satisfatrios para o estado trmico da Terra do presente. O manto terrestre parece no ser to quente tanto quanto ideia anterior. Desta forma, a partir do final do Sculo XX, surgiu a ideia de que a presena de H2O o factor directo e fundamental para gerao dos magmas primrios do manto, sobretudo nas zonas de subduco e hot-spots.A interpretao sobre o processo de ascenso magmtica tambm transformou na segunda metade do Sculo XX. Na primeira metade do Sculo XX, prevalecia a ideia de que o magma estaria presente debaixo de qualquer regio. Bastaria a existncia de zonas de fraqueza na crosta slida, tais como falhas, diaclasamentos e zonas de cizalhamento, que o magma subiria atravs destas, resultando em erupes vulcnicas. Certos autores basearam-se nesta ideia e interpretaram as zonas de fraqueza como factores fundamentais para vulcanismo e plutonismo.2. Classificao de Rochas Magmticas

Antes do sculo XIX, os afloramentos, as rochas e os minerais no eram bem distinguidos e compreendidos. Desta forma, a classificao de rochas recorrendo situao geolgica, idade geolgica e cor caracterstica eram comummente praticadas, havendo mais de 1000 nomes usados habitualmente s nas rochas magmticas. Para resolver este problema, foram realizados vrios esforos para padronizar os nomes das rochas gneas (Shand 1927; Niggli 1931; Trgger 1938; Johanssen 1931-1938, etc.). At hoje a classificao de rochas gneas no est ainda bem organizada, principalmente para as rochas mficas e ultramficas. Entretanto, graas aos esforos de vrios gelogos, a classificao foi sendo organizada, diminuindo a nomenclatura usada para menos de um dcimo do passado.

2.1. Critrios de classificao

Cada mtodo de classificao tem sua vantagem e desvantagem e, portanto difcil apresentar um mtodo adequado para classificar quaisquer rochas gneas. Entre as tentativas de classificao organizada de rochas gneas propostas at o presente, a recomendao pela Subcomisso da Sistemtica de Rochas gneas da IUGS (Subcomission on the Systematics of Igneous Rocks, Commission on Petrology, International Union of Geological Sciences) mais a conhecida (Streckeisen 1967; 1976; 1978, etc.). Actualmente, a classificao de rochas gneas baseada na textura, principalmente granulometria, e composio mineralgica quantitativa, e subordinadamente na textura especfica, composio qumica, gnese, modo de ocorrncia, etc. A granulometria representada pelas categorias grosseira, mdia e fina, e a composio mineralgica pelo ndice de cor, proporo entre feldspato alcalino e plagioclase, composio da plagioclase, etc.

2.2. Critrios texturais

Os critrios texturais importantes para classificao de rochas gneas so: 1) cristalinidade; 2) granulometria; 3) homogeneidade granulomtrica. Estas texturas so intimamente relacionadas com o processo de arrefecimento magmtico, mas a granulometria a mais importante.

2.2.1. Cristalinidade

A cristalinidade corresponde ao grau de cristalizao do magma, ou seja, a proporo de minerais e vidro que esto presentes nas rochas gneas. Para ocorrer a cristalizao dos minerais a partir do magma, precisa-se de um determinado tempo. Portanto, quando o arrefecimento relativamente lento, h tempo suficiente para formar uma rocha gnea constituda totalmente por cristais. Por outro lado, quando o arrefecimento extremamente rpido, no h tempo suficiente, resultando uma rocha feita de vidro natural. De acordo com a cristalinidade as rochas so classificadas em: 1) holocristalina; 2) hemicristalina; 3) vtrea:

Holocristalina: A rocha composta inteiramente de cristais. A maioria das rochas gneas se encaixa nessa categoria. Todas as rochas plutnicas so holocristalinas. As expresses rocha cristalina e macio cristalino, encontradas na literatura tradicional correspondem respectivamente, rocha holocristalina e ao macio continental constitudo por rochas holocristalinas, tais como granito e gneisse, sobretudo de granulometria grosseira e de idade Pr-Cmbrica. Entretanto, tais expresses tendem a serem menos utilizadas nas publicaes recentes. As rochas holocristalinas so formadas atravs de arrefecimento relativamente lento do magma. O prefixo grego holo significa totalmente.

Hemicristalina: chamada tambm de hialocristalina: A rocha constituda por uma mistura de cristais e vidro. As rochas hemicristalinas so formadas atravs de arrefecimento rpido do magma. Determinadas rochas constituintes de lavas so hipocristalinas. Os prefixos hemi e hialo significam, respectivamente, meio (parcial) e vtreo.

Vtrea: A rocha composta quase inteiramente de vidro, o que significa arrefecimento magmtico extremamente rpido. Algumas rochas vulcnicas constituintes de lavas, tais como a obsidiana, so vtreas.

Fig. 6 - Tipos de Cristalinidade das Rochas gneas.

2.2.2. Granulometria

A granulometria representa a medida quantitativa do tamanho dos minerais constituintes de rochas gneas, sobretudo as holocristalinas. A expresso gro, que utilizada frequentemente como sinnimo de granulometria, desaconselhvel devido a ter outros significados em Geologia. Para um cristal formado a partir do magma tornar-se grande, necessita-se de um determinado tempo. Portanto, quando o arrefecimento lento, h tempo suficiente para formar uma rocha gnea constituda por minerais de granulometria grosseira. Por outro lado, quando o arrefecimento rpido, no h tempo para formar cristais grandes, resultando uma rocha com granulometria fina. A definio quantitativa das categorias de granulometria grosseira, mdia e fina varivel de acordo com cada autor. Portanto, na descrio das rochas, aconselhvel referir-se medida quantitativa, tal como milimtrica. A definio aqui apresentada apenas um exemplo prtico, retirada de livro da especialidade:

Fig. 7 - Granulometria das Rochas gneas.

Grosseira: Granulometria de 1 a 10 mm. Muitas rochas de natureza plutnica possuem granulometria em torno de 6 mm, se encaixando nesta categoria. As rochas gneas com granulometria maior do que 10 mm so raras. Normalmente, as rochas compostas de minerais com tamanho suficientemente grande, podendo ser identificados com facilidade a olho nu, so descritas como de granulometria grosseira. Granito, sienito, diorito e gabro so exemplos de rochas de granulometria grosseira.

Mdia: Granulometria de 0.2 a 1 mm. Esta categoria granulomtrica quantitativamente no bem definida, sendo varivel de acordo com cada autor. Na prtica, muitas rochas descritas como de granulometria mdia so compostas de minerais de tamanho visvel a olho nu ou a lupa, porm, so pouco difceis de serem identificados.

Fina: Granulometria menor do que 0.2 mm. Normalmente, as rochas compostas de minerais com tamanho dos gros invisveis a olho nu ou a lupa so descritas como de granulometria fina. Tais rochas so estudadas em lminas delgadas ao microscpio petrogrfico. Riolito, fonolito, traquito, andesito e basalto so exemplos de rochas com granulometria fina.

Encontram-se os seguintes termos utilizados na literatura para representar a granulometria macroscpica de rochas gneas:Fanerocristalina: A rocha constituda por minerais de tamanho distinguvel, ou seja, identificvel a olho nu ou com lupa. Todas as rochas de granulometria grosseira e uma parte das rochas de granulometria mdia se encaixam nesta categoria.

Afantica: A rocha composta de minerais de granulometria fina, sendo indistinguveis a olho nu ou em lupa. Em muitas publicaes, a expresso textura afantica utilizada para expressar textura da matriz de rochas porfirticas.

Nas observaes das rochas naturais, a maioria das rochas gneas se classifica em uma das duas categorias acima citadas, sendo fanerocristalina (grosseira) ou afantica (fina). Existem rochas com granulometria entre as duas categorias, que poderia corresponder a granulometria mdia, porm, os exemplos no so muito frequentes. Nas observaes microscpicas de rochas com granulometria fina, so utilizados os seguintes termos granulomtricos:

Microcristalina: A rocha constituda por minerais de tamanho distinguvel, ou seja, so identificveis lmina delgada. Quando o tamanho dos minerais constituintes da rocha maior do que a espessura da lmina (25 a 30 m), cada mineral identificvel.

Criptocristalina: A rocha composta de minerais de granulometria muito pequena, sendo menor do que a espessura da lmina delgada, e portanto, no se pode identificar ao microscpio petrogrfico.2.2.3. Homogeneidade granulomtrica

Existem rochas gneas constitudas por minerais de tamanho aproximadamente igual, que so denominadas de textura equigranular. As rochas compostas de minerais de granulometria gradativamente varivel so denominadas transgranulares, porm, essas so raras em rochas gneas. Desta forma, a maioria das rochas inequigranulares, ou seja, no equigranulares, classificada em uma das duas texturas granulomtricas distintas, equigranular e porfirtica (ou porfiride):Equigranular: A rocha constituda por minerais com tamanho relativo aproximadamente igual, ou seja, a granulometria homognea. Muitas rochas gneas de granulometria grosseira so equigranulares. O prefixo latino equi significa igual. A expresso textura granular encontrada na literatura referente s rochas gneas corresponde textura equigranular, porm, tende a ser menos utilizada. A maioria das rochas equigranulares possui granulometria de 1 a 10mm. A homogeneidade granulomtrica das rochas equigranulares significa que o arrefecimento do magma foi um processo contnuo em um nico momento. O arrefecimento natural de uma cmara magmtica grande habitualmente forma um corpo intrusivo cuja maioria das partes constituda por rochas equigranulares. A textura equigranular observada comummente em granito, granodiorito, quartzo diorito, diorito, gabro, sienito alcalino e sienito nefelnico.

Porfirtica (ou porfiride): A rocha constituda por minerais com duas granulometrias distintas, minerais grandes e pequenos. Os minerais grandes, normalmente menos frequentes, so denominados fenocristais, e os pequenos, que constituem a maioria, so chamados de matriz. O termo prfiro corresponde ao gro de mineral destacadamente grande em relao aos outros de qualquer gnese, ou seja, fenocristal um tipo de prfiro de origem gnea e porfiroblasto outro tipo, porm, de origem metamrfica, que chamado de porfiroblasto. Por outro lado, o termo matriz corresponde massa fina de qualquer origem, neste caso de origem magmtica. A textura porfirtica observada tipicamente em rochas como o riolito, dacito, andesito, basalto, traquito e fonolito. A heterogeneidade granulomtrica das rochas porfirticas indica que o arrefecimento magmtico no foi um processo contnuo e regular, havendo pelo menos dois momentos. Os fenocristais foram cristalizados no primeiro estgio por meio do arrefecimento lento, que ocorreu provavelmente em uma cmara magmtica dentro da crosta terrestre. Durante a cristalizao dos fenocristais, a parte correspondente matriz ainda estava em estado lquido. Posteriormente, aconteceu o evento de arrefecimento rpido, tais como a sada de lava, que solidificou a matriz. O tamanho dos fenocristais geralmente est na faixa de 1 a 10 mm, e da matriz submilimtrica. Existem rochas com matriz holocristalina, e tambm, hialocristalina e vtrea. Muitas rochas de granulometria fina possuem textura porfirtica. Certas rochas granticas e sienticas possuem duas granulometrias distintas, neste sentido, podem ser classificadas descritivamente como de textura porfirtica. Entretanto, a granulometria dos fenocristais e da matriz so incomparavelmente maiores do que rochas porfirticas comuns. Os fenocristais, normalmente feldspato alcalino, possuem tamanho centimtrico, podendo atingir 10 cm. A matriz apresenta granulometria de 1 a 10 mm, correspondendo ao tamanho dos fenocristais da textura porfirtica comum. Esses fenocristais, denominados fenocristais, frequentemente exibem textura de zonamento heterogneo. Os fenocristais so de tamanho varivel, e encontram-se normalmente orientados, formando faixas de concentrao. A matriz tambm tende a ser orientada, formando faixas de concentrao de minerais incolores e coloridos. Quando os fenocristais de feldspato alcalino esto em contacto uns com os outros, a textura chamada de porfiride. Tais rochas so exploradas frequentemente para usos ornamentais e aplicadas fabricao de mesas e balces. Acredita-se que a gnese da textura porfirtica de rochas granticas diferente da textura porfirtica comum. Para os fenocristais crescerem at o tamanho dos fenocristais, necessrio um longo tempo ou condies especiais, tais como alta viscosidade e alto teor de materiais volteis do magma grantico. Certas rochas granticas com esta textura, sobretudo as que se encontram na parte inferior de um corpo de forma tabular de intruso sub-horizontal, a textura pode ser originada da acumulao dos minerais na base, sobretudo no caso da textura porfiride. Muitos textos didcticos clssicos explicam que a textura equigranular originada do arrefecimento lento, e a textura porfirtica, do arrefecimento rpido. A velocidade do arrefecimento pode definir a granulometria, mas no, a homogeneidade granulomtrica. Entretanto, de facto as rochas com textura equigranular so grosseiras e as porfirticas possuem sua matriz fina. Existem tambm as rochas de granulometria grosseira com textura porfirtica e as finas com textura equigranular.

Fig. 9 - Texturas granulomtricas gneasConforme o atrs citado, a textura porfirtica representada por duas granulometrias distintas, sendo caracterizada por dois estgios de arrefecimento com velocidades diferentes. Quando o magma sobe na crosta em baixa velocidade, ou se aloja numa cmara magmtica, este magma arrefece lentamente, dando origem a minerais grandes. Neste estgio, h coexistncia de slido e lquido. Quando este magma retoma a ascenso e extravasa superfcie, a parte lquida transforma-se em matriz de granulometria fina ou vtrea, formando a matriz da rocha, e os minerais grandes j cristalizados tornam-se fenocristais. Se no acontecesse o retomar da ascenso magmtica, o magma cristalizaria lentamente at o final, e a cmara magmtica transformar-se-ia num corpo intrusivo constitudo por rocha com textura equigranular grosseira. Neste sentido, a velocidade do arrefecimento magmtico de rochas de textura porfirtica representada pela granulometria da matriz, e no, pelos fenocristais.

2.2.4. Granulometria e velocidade de arrefecimento

A granulometria das rochas gneas, ou seja, a velocidade de arrefecimento do magma foi correlacionada tradicionalmente profundidade de posicionamento do magma: os magmas intrusivos nos locais profundos deveriam arrefecer lentamente, e os da superfcie ou da sub-superfcie deveriam arrefecer rapidamente. A partir deste ponto de vista, foi estabelecida a seguinte classificao granulomtrica clssica das rochas gneas.Rochas vulcnicas, chamadas tambm de rochas eruptivas, efusivas ou extrusivas, so formadas atravs do arrefecimento rpido do magma na superfcie da Terra, constituindo corpos vulcnicos, tais como lava e tufo. As rochas possuem granulometria fina e textura porfirtica, com matriz vtrea, hialocristalina ou holocristalina. Exemplos tpicos so basalto, andesito e riolito. Rochas hipabissais, chamadas tambm de rochas subvulcnicas, ou no Sculo XIX de rochas de diques ou rochas filonianas, so formadas atravs do arrefecimento magmtico com velocidade mdia, constituindo corpos subvulcnicos, ou seja, intrusivos pequenos e rasos, tais como diques e sills. Possuem textura porfirtica com matriz holocristalina. Exemplos tpicos so granito porfiride e dolerito. Rochas plutnicas so formadas atravs do arrefecimento lento de magma nos locais profundos, constituindo corpos intrusivos grandes, tais como batlitos e stocks. Possuem granulometria grosseira e textura equigranular. Exemplos tpicos so granito, sienito e gabro.

De acordo com este conceito, era aplicada a denominao de rochas gneas conforme o modo de ocorrncia geolgica, tais como: a rocha constituinte de uma lava era basalto, a de um dique era dolerito, e a de um stock era gabro. Os corpos vulcnicos, subvulcnicos e plutnicos eram interpretados como bem distinguidos de acordo com a profundidade. Da mesma maneira, foi praticada a deduo do modo de ocorrncia geolgica e profundidade de posicionamento a partir da granulometria de uma amostra.

Entretanto, na realidade, a granulometria de rochas gneas est relacionada velocidade de arrefecimento magmtico, e no ao modo de ocorrncia geolgica ou profundidade de posicionamento.Hoje em dia, os termos texturais esto utilizados puramente no sentido petrogrfico, como por exemplo: rochas vulcnicas correspondem s rochas de granulometria fina, seja de ocorrncia extrusiva ou intrusiva; rochas plutnicas so de granulometria grosseira, sejam de diques ou de stocks. Isto , as expresses rochas vulcnicas, hipabissais e plutnicas representam apenas granulometria, e nada mais. Neste sentido, aconselhvel adoptar as expresses granulometria fina, mdia e grosseira. Por outro lado, as expresses corpo vulcnico, hipabissal e plutnico devem ser utilizados no sentido geolgico, conforme modo de ocorrncia determinada por trabalhos de campo, independentemente da granulometria de amostras de mo observada no laboratrio. A classificao granulomtrica moderna das rochas gneas a seguinte:

Rochas vulcnicas: Rochas de granulometria fina, formadas atravs do arrefecimento rpido do magma. Certas rochas desta categoria possuem textura porfirtica. A matriz pode ser tanto holocristalina, hialocristalina quanto vtrea. Exemplos tpicos so basalto, andesito e riolito.

Rochas hipabissais: Rochas de granulometria mdia, formadas atravs do arrefecimento magmtico com velocidade mdia. Quando estas rochas possuem textura porfirtica, a matriz holocristalina. Exemplos tpicos so granito porfiride e dolerito.

Rochas plutnicas: Rochas de granulometria grosseira, formadas atravs do arrefecimento lento de magma. Exemplos tpicos so o granito, sienito e gabro.

As rochas da granulometria mdia de textura porfirtica so denominadas adicionando-se porfiride depois do nome da cada rocha de granulometria grosseira, tais como granito porfiride, granodiorito porfiride, etc. As rochas de granulometria mdia com textura equigranular (sem fenocristais) so chamadas frequentemente com o prefixo micro, tais como microgranito, microgranodiorito, microdiorito, microgabro, etc. O termo diabase foi utilizado mais frequentemente pelos petrlogos americanos para representar as rochas bsicas de granulometria mdia. Porm, este termo possui significados diferentes na Alemanha (rochas mficas pr-tercirias) e na Inglaterra (basaltos alterados). Neste sentido, os autores recomendam o termo dolerito (origem ingls) no lugar de diabase. No campo, encontram-se rochas gneas de composio mfica de granulometria grosseira (gabro), mdia (dolerito) e fina (basalto), com eventual passagem granulomtrica gradativa dentro de um corpo. Entretanto, no caso de rochas flsicas, as rochas de granulometria mdia (granito-prfiro, micro-granito) so raras, apesar da abundncia de rochas grosseiras (granito) e finas (riolito). Devido escassez dos exemplos da categoria hipabissal, certos pesquisadores propuseram abolio desta categoria. Por outro lado, os magmas mficos contm baixo teor de materiais volteis representados por H2O (maioria) e CO2 (minoria), enquanto que, os magmas flsicos contm alto teor destes materiais.

O facto acima citado sugere que a velocidade de arrefecimento no o nico factor controlador de granulometria de rochas gneas. Os materiais volteis contidos no magma aumentam a granulometria por meio da elevao de fluidez do magma. Este factor pode ser de importncia comparvel velocidade de arrefecimento, sobretudo para rochas flsicas. O pegmatito um grupo de rochas gneas altamente flsicas constitudas por minerais de tamanho extremamente grande, de tamanho de alguns centmetros at 1 m, originadas de magmas de baixa temperatura, cerca de 500 C, sobre-saturados em H2O. A temperatura de magma comum, denominado ortomagma, acima de 600 C. Neste caso, acredita-se que os materiais volteis so factores mais importantes do que a velocidade de arrefecimento magmtico para definio da granulometria.2.3. Critrios composicionais

Conjuntamente com a granulometria, a composio mineralgica quantitativa constitui um importante critrio fundamental para classificao de rochas gneas. A composio mineralgica quantitativa de rochas holocristalinas obtida atravs de anlise modal quantitativa, aspecto que no abordaremos aprofundadamente neste trabalho.

2.3.1. ndice de cor

Os minerais constituintes das rochas gneas so classificados por meio do estudo da transparncia microscpica, em trs categorias: 1) minerais incolores; 2) minerais coloridos; 3) minerais opacos:

Minerais incolores: Minerais transparentes em lminas delgadas e, normalmente brancos ou de cor clara a olho nu. Muitos minerais coloridos a olho nu so incolores nas lminas delgadas observadas no microscpio petrogrfico. So normalmente silicatos, compostos principalmente de SiO2, Al2O3, Na2O e K2O com baixo teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista qumico, esses so chamados como minerais flsicos. Quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e feldspatides so alguns exemplos de minerais incolores. A sua densidade geralmente baixa.

Minerais coloridos: Minerais coloridos, translcidos, em lminas delgadas e de cor escura a olho nu. Normalmente, so silicatos compostos principalmente de SiO2, MgO, FeO e Fe2O3, sendo caracterizados por alto teor de MgO e FeO. Sob o ponto de vista qumico, so chamados como minerais mficos. Olivina, ortopiroxena, clinopiroxena, hornblenda e biotite so exemplos destes minerais coloridos. A sua densidade geralmente alta.

Minerais opacos: Minerais opacos mesmo nas lminas, e possuem frequentemente brilho metlico. So estudados e podem ser vistos e estudados atravs de seces polidas em microscpio ptico de luz reflectida. Quimicamente so xidos, sulfatos e hidrxidos de metais pesados. Magnetite, ilmenite e pirite so exemplos. A densidade geralmente muito alta, sendo chamados de minerais pesados.

Os minerais incolores e coloridos constituem os principais minerais das rochas gneas. Os opacos so encontrados em baixo teor, normalmente inferiores a 1 %. Apesar da pequena quantidade, observam-se em quase todas as rochas gneas. Juntos com zirco e apatite, os minerais opacos so agrupados como minerais acessrios ou secundrios.A percentagem volumtrica dos minerais constituintes de rochas denominada moda ou quantidade modal e, a moda de minerais coloridos e opacos totais denominada ndice de cor, abreviando-se M. Este parmetro um factor importante na classificao de rochas gneas, Sob o ponto de vista de transparncia microscpica a muscovite, a apatite e os minerais primrios de carbonatos como calcite so enquadrados dentro da categoria de minerais incolores, portanto, devem ser excludos no clculo do ndice de cor (refere-se o ndice M da IUGS). Entretanto, certos autores incluem estes minerais por serem acessrios. Na prtica, o ndice de cor representa a soma dos minerais mficos.

Por meio do ndice de cor, M, rochas gneas foram subdivididas por Shand (1927) em trs categorias: 1) rochas leucocrticas, 0