Mais

8.2: Origem da rocha ígnea - Geociências


Composição Magma

Parece uma piada de mau gosto, mas antes que qualquer rocha ígnea possa se formar, deve haver material fundido conhecido como magma produzido, o que significa que você deve primeiro ter uma rocha para derreter para fazer magma, a fim de que esfrie e se torne uma rocha ígnea . O que traz mais perguntas: que rocha se derreteu para formar o magma? Houve mais de um tipo de rocha que derreteu para formar esse magma? As rochas derreteram completamente ou apenas alguns minerais dentro dessas rochas derreteram (um processo conhecido como fusão parcial)? Depois que o material derretido se formou, o que aconteceu a seguir? Ocorreu algum outro processo para alterar a composição desse magma, antes de terminar como a rocha ígnea que estamos estudando? Essas são apenas algumas das questões que uma pessoa deve considerar ao estudar a origem das rochas ígneas.

A maioria das rochas (há muito poucas exceções!) Contém minerais que são sólidos cristalinos compostos de elementos químicos. Em seu capítulo sobre minerais, você aprendeu que os minerais mais comuns pertencem a um grupo conhecido como minerais de silicato, então faz sentido que magmas se formem a partir da fusão de rochas que provavelmente contêm minerais de silicato abundantes. No entanto, todos os minerais (não apenas os silicatos) têm um certo conjunto de condições, como temperatura, nas quais podem derreter. Como as rochas contêm uma mistura de minerais, é fácil ver como apenas alguns dos minerais em uma rocha podem derreter e por que outros permanecem sólidos. Além disso, as condições de temperatura são importantes (como apenas minerais que podem derreter em temperaturas "mais baixas" (como 600 ° C) podem experimentar fusão), enquanto a temperatura teria que aumentar (por exemplo, para 1200 ° C) para que outros os minerais também derretem (lembre-se de que os minerais de baixa temperatura ainda estão derretendo) e, assim, adicionam seus componentes químicos ao magma que está sendo gerado. Isso traz um ponto importante: mesmo que os mesmos tipos de rochas estejam derretendo, podemos gerar diferentes composições de magma puramente derretendo em diferentes temperaturas!

Uma vez que o magma é gerado, ele eventualmente começará a subir através da litosfera da Terra, pois o magma é mais flutuante do que a rocha-fonte que o gerou. Essa separação do magma da região de origem resultará em novas condições térmicas à medida que o magma se afasta da porção aquecida da litosfera e encontra rochas mais frias, o que resulta no magma também em resfriamento. Tal como acontece com a fusão, os minerais também têm um determinado conjunto de condições nas quais se formam, ou cristalizam, a partir de um corpo de magma em resfriamento. Você estaria certo em pensar que a sequência de cristalização do mineral é a sequência oposta da fusão do cristal. A sequência de formação mineral do magma foi determinada experimentalmente por Norman L. Bowen no início de 1900, e a agora famosa série de reações de Bowen aparece em incontáveis ​​livros e manuais de laboratório (Figura 8.1).

Esta “série de reações” refere-se às reações químicas que são a formação de minerais, por meio da ligação química dos elementos dentro do magma, em uma sequência que se baseia na queda das temperaturas do magma. Um exame atento da Figura 8.1 mostra que o primeiro mineral a cristalizar em um magma de refrigeração de composição ultramáfica é a olivina; o comprimento da seta indica a faixa de temperaturas em que a olivina pode se formar. Quando as temperaturas caem abaixo dessa faixa, os cristais de olivina não mais se formarão; em vez disso, outros minerais como o piroxênio começarão a cristalizar (existe um pequeno intervalo de temperaturas onde a olivina e o piroxênio podem se cristalizar). Os minerais que se formam no magma de resfriamento são chamados de cristais ou fenocristais. À medida que esses fenocristais estão se formando, eles estão removendo elementos químicos do magma. Por exemplo, os fenocristais de olivina retiram magnésio (Mg) e ferro (Fe) do magma e os incorporam em sua estrutura cristalina. Este comportamento dos fenocristais minerais para incorporar certos elementos químicos em sua estrutura, enquanto exclui outros elementos, significa que a composição do magma deve estar mudando conforme os fenocristais estão se formando!

Pode haver mais de um tipo de mineral cristalizando dentro do magma em resfriamento, como as setas na Figura 8.1 demonstram. Os minerais no lado esquerdo da série de reações de Bowen são referidos como uma série descontínua, uma vez que esses minerais (olivina, piroxênio, anfibólio e biotita) removem o ferro (Fe), magnésio (Mg) e manganês (Mn) de o magma durante a cristalização, mas fazê-lo em certas faixas de temperatura. Esses minerais ricos em ferro e magnésio são referidos como ferromagnésio minerais (ferro = ferro) e são geralmente de cor verde, cinza escuro ou preto devido à absorção da luz visível pelos átomos de ferro e magnésio. No lado direito da série de reações de Bowen está uma longa seta marcada com feldspato de plagioclásio. O plagioclásio cristaliza em um grande intervalo de temperatura e representa uma série contínua de cristalização, embora sua composição mude de rica em cálcio (Ca) para rica em sódio (Na). À medida que a temperatura do magma cai e o plagioclásio começa a se cristalizar (formar), ele absorve os átomos de cálcio na estrutura cristalina, mas à medida que as temperaturas do magma continuam a cair, o plagioclásio absorve átomos de sódio preferencialmente. Como resultado, o plagioclásio rico em cálcio de temperatura mais alta é cinza escuro devido ao alto teor de cálcio, mas o plagioclase rico em sódio de temperatura mais baixa é branco devido ao alto teor de sódio. Finalmente, na parte inferior do gráfico da Figura 8.1, vemos que mais três minerais podem se formar à medida que as temperaturas continuam a cair. Esses minerais (feldspato potássico, muscovita e quartzo) são considerados os “minerais de baixa temperatura”, pois são os últimos a se formar durante o resfriamento e, portanto, os primeiros a derreter quando uma rocha é aquecida. A remoção prévia de ferro e magnésio do magma resulta na formação dos minerais de última formação que são deficientes nesses elementos químicos; esses minerais são referidos como não ferromagnesiano minerais, que são muito mais claros. Por exemplo, o feldspato rico em potássio (também conhecido como ortoclásio) pode ser rosa claro ou branco. As referências à cor do mineral são necessárias, pois a cor de qualquer mineral se deve principalmente aos elementos químicos que estão nos minerais e, portanto, a cor das rochas ígneas dependerá do conteúdo mineral (ou composição química) da rocha.


Rocha ígnea

Rocha ígnea (derivado da palavra latina Ignis significando fogo), ou rocha magmática, é um dos três principais tipos de rocha, sendo as outras sedimentares e metamórficas. A rocha ígnea é formada pelo resfriamento e solidificação de magma ou lava.

O magma pode ser derivado de derretimentos parciais de rochas existentes no manto ou na crosta de um planeta. Normalmente, o derretimento é causado por um ou mais dos três processos: um aumento na temperatura, uma diminuição na pressão ou uma mudança na composição. A solidificação em rocha ocorre abaixo da superfície como rochas intrusivas ou na superfície como rochas extrusivas. A rocha ígnea pode se formar com cristalização para formar rochas granulares e cristalinas, ou sem cristalização para formar vidros naturais.

Rochas ígneas ocorrem em uma ampla gama de configurações geológicas: escudos, plataformas, orógenos, bacias, grandes províncias ígneas, crosta estendida e crosta oceânica.


2. Rochas ígneas

As células de convecção devem ter se desenvolvido no manto da Terra em um estágio muito inicial, conseqüentemente iniciando a diferenciação dos elementos que compõem o magma original. Assim como a espuma em uma panela fervente, os elementos menos densos se acumularam no topo do lado do fluxo ascendente das células de convecção, concentrando-se na superfície e consolidando-se em uma & # 8220crosta & # 8221, criando assim os continentes.

Essas rochas mais leves, ricas em silício, são classificadas como supersaturadas (ácidas) e contêm quartzo em abundância. Eles abrangem a família do granito, e seu equivalente vulcânico é denominado riolito. Do magma remanescente, o membro mais comum e que forma os fundos oceânicos, não possui silício suficiente para o quartzo se formar, é classificado como saturado, e sua família de rochas mais comum é o gabro, com suas lavas denominadas basalto. As rochas com menor teor de silício são classificadas como subsaturadas (alcalinas) e um de seus tipos de rocha é o peridotito.

É fácil entender que ao longo dos limites divergentes da placa crustal, numerosas rachaduras se formarão através das quais o magma fluido do manto será ejetado. Conseqüentemente, as rochas ígneas associadas a fronteiras divergentes, se dentro de um oceano, terão uma composição basáltica e formarão uma crista ao longo das fissuras que separam as placas. Naturalmente, todas as porções da crista da fissura & # 8217s que emergem acima da superfície do oceano formam ilhas. A mais conhecida dessas dorsais oceânicas é a que fica no centro do Atlântico. Além disso, esta é a razão pela qual, com muito poucas exceções, a maioria das ilhas existentes são constituídas por rochas basálticas como a Islândia, e elas são chamadas de Ilhas Oceânicas. Uma das exceções é o Seychelles, que tem uma composição granítica porque na verdade representa um remanescente que ficou para trás quando as placas da Índia, Austrália e África se separaram. Na verdade, Madagascar também deve ser incluída, seja como um microcontinente ou uma ilha de grandes dimensões. Essas ilhas são denominadas Ilhas Continentais.

Se a divergência da placa estiver dentro de um continente em fratura como o Vale do Rift na África, as rochas ígneas serão basálticas, mas apenas se o magma sendo extraído for do manto. Quanto aos limites convergentes, onde os maciços rochosos estão sob compressão, não é tão simples porque:

  • Se as duas placas têm densidades idênticas (continentes), a colisão, obdução, causará a formação de montanhas.
  • Ou, se uma das placas for mais pesada, será subduzido sob o outro.

Então, para placas convergentes, acho que na maioria dos casos, as rochas ígneas se originam do derretimento das rochas locais devido às temperaturas e pressões incrivelmente altas causadas pelo atrito desenvolvido durante a compressão. Assim, sua composição será diferente de acordo com sua localização relativa, com rochas básicas para o setor próximo ao subducção trincheira, porque eles serão alimentados por rochas do fundo do oceano. Dentro das massas continentais, as rochas ácidas irão predominar.

2.2 Tipo de Ocorrência

2.2.1 Rochas Vulcânicas

Magma derretido é continuamente expelido do manto através de todos os tipos de fraturas existentes. Se ejetado na atmosfera, é conhecido como lava, e os dutos através dos quais a lava flui são os vulcões. Além disso, como a temperatura atmosférica circundante é nitidamente mais baixa, a lava esfriará muito rapidamente e a rocha resultante tenderá a ter granulação fina. Hoje em dia, os vulcões costumam ter estruturas semelhantes a tubos através dos quais o magma flui e, à medida que esfria, cria as conhecidas formas cônicas (fig. 1).

Figura 1 & # 8211 O topo do cone vulcânico do Teide (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

Além disso, eles freqüentemente desenvolvem aberturas laterais (fig. 2). No entanto, o magma também pode ser derramado ao longo de fissuras, como ocorre atualmente na Islândia e no passado, por exemplo, durante a vulcanicidade do Karroo (jurássico), na África do Sul.

Figura 2 & # 8211 Abertura vulcânica lateral do Teide (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

Os fluxos de lava ampliarão o cone vulcânico e se espalharão em forma de leque na base. No exemplo mostrado na figura 3 em Tenerife, o leque realmente entrou no mar, e foi aí que a cidade de Garuchio foi construída.

Figura 3 & # 8211 Cidade construída sobre um leque de fluxo de lava ao nível do mar (Garuchio, Tenerife).

As exalações vulcânicas podem ser suaves e razoavelmente contínuas, caso em que assume a forma de uma massa muito fluida denominada fluxo de lava, como por exemplo a camada superior escura da figura 4. Ou, como a camada inferior da mesma figura, o derramamento pode ser mais violento e ter a forma de cinza, denominado piroclástico, com predomínio de pequenos fragmentos, mas também podem ser comuns clastos maiores e, no presente caso, são facilmente identificados devido à sua cor muito mais escura.

Figura 3 e # 8211 Camada de cinzas vulcânicas (piroclastos) recoberta por basalto (vista de aproximadamente 6 m de altura) (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

Essas explosões piroclásticas são devidas ao alto conteúdo de gás do magma, bem como ao estágio de consolidação da lava sendo expelida. Em casos extremos, teremos brechas vulcânicas (fig. 4B)

Figura 4B e # 8211 Brecha vulcânica (Barberton Mountain Land, África do Sul)

A aparência da lava consolidada também será afetada por:

• seu grau de plasticidade, que quando muito alto dá uma aparência muito contorcida (fig. 5)

Figura 5 & # 8211 Aspecto contorcido de um fluxo de lava muito plástico (vista de aproximadamente 1 m de altura) (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

• a taxa de resfriamento que, quando muito rápida, produz vidro vulcânico, denominado obsidiana (fig. 6)

Figura 6 & # 8211 Campo de lava com obsidiana abundante (preta), (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

• alta fluidez, bem como conteúdo gasoso, fará com que a lava seja muito porosa, pedra-pomes, e a porosidade tornará essas rochas muito leves (fig. 7).

Figura 7 - Demonstração do quão leve é ​​a pedra-pomes (Tenerife, Arquipélago das Canárias).

Além disso, essa porosidade permitirá que a água flua através das cavidades e, com o tempo, as substâncias em solução precipitarão e preencherão as cavidades, dando origem ao que é conhecido como lava amigdaloidal (fig. 8).

Figura 8 & # 8211 Lava amígdaloidal (Ventersdorp lavas, Carletonville, África do Sul).

Quando o tamanho dessas cavidades é suficientemente grande, temos a formação das famosas ágatas e geodos (fig. 9), que tendem a ter uma forma amplamente esférica, mas podem atingir um tamanho considerável e apresentar uma grande variedade de formas internas. O termo ágata é usado quando o precipitado não é cristalino e geodo quando é.

Figura 9 - Ágatas / geodos das Karroo lavas (Montanhas Lebombo, Moçambique).

• A lava que flui para o mar congela ao cair e forma elementos esféricos muito característicos, chamados de travesseiros. À medida que essas almofadas caem sobre as que já estão assentadas e a lava ainda é suficientemente plástica, sua parte inferior ficará meio que comprimida entre as mais sólidas abaixo (fig. 10).

Figura 10 & # 8211 Afloramento de pillow lavas (Barberton, África do Sul).

Se, por outro lado, as almofadas caem em solo macio, suas formas esféricas são preservadas à medida que comprimem o solo abaixo (fig. 11).

Figura 11 & # 8211 Pillow lavas cobrindo o VCR (East Driefontein Mine, Carletonville, S. Africa).

• O resfriamento da lava em terra freqüentemente desenvolve uma junta hexagonal muito característica, colunar. Isso ocorre tanto com o basalto (fig. 12).

Figura 12 & # 8211 Basalto de tampão vulcânico mostrando junta colunar (vista de aproximadamente 6 m de altura) (região de Mafra, Portugal).

bem como riólito (fig. 13).

Figura 13 & # 8211 Riolito colunar (vista de aproximadamente 2 m de altura) (Castro Verde, Portugal).

Dado que os vulcões produzem uma variedade de materiais, desde lavas a piroclastos, as suas características de sedimentação dão origem a montagens rochosas consideravelmente semelhantes às das rochas sedimentares (Item 6), como bem exemplificado pela assembleia rochosa no Pico do Arieiro, na Madeira. Como pode ser visto (fig. 13B), existem camadas de lava horizontais com articulações colunares distintas e acima delas temos uma espessa sucessão de horizontes piroclásticos “estratificados”.

Figura 13B & # 8211 Seção transversal espetacular de uma assembléia de rocha vulcânica (Pico do Arieiro, Madeira).

Dentro deste sortimento superior, existem leitos que variam de mal classificados (fig. 13C),

Figura 13C & # 8211 Coluna de piroclastos mal separados (altura aproximadamente 2,5m) (Pico do Arieiro, Madeira).

a moderadamente bem selecionado, mas de grão grosso (fig. 13D).

Figura 13D & # 8211 Montagem de piroclastos bastante grosseiros (largura da imagem, aproximadamente 30 cm) (Pico do Arieiro, Madeira).

2.2.2. Rochas hipabissais

Uma proporção significativa do magma que flui através das rachaduras de tensão na verdade se consolidará ao longo delas. As rochas resultantes são denominadas hipabissais, ou seja, intermediárias entre plutônicas e vulcânicas. A maioria dos dutos através dos quais o magma flui é estreita. Como tal, os magmas que preenchem essas fissuras esfriarão muito rápido e as rochas resultantes serão predominantemente de granulação fina a média. Se esses intrusivos são paralelos aos estratos circundantes, eles são chamados de peitoris (fig. 13E),

Figura 13E & # 8211 Exemplo de um peitoril com camadas de calcário cobrindo-o (Foz do Rio Samarra, Portugal).

e ao serem cortados são chamados de diques e, como mostrado, podem ser muito longos (fig. 14).

Figura 14 & # 8211 Foto aérea de um afloramento de dique muito longo em um peneplano (Planalto Central de Angola).

Além disso, essas fissuras são uma consequência do rompimento das placas continentais e fraturamento de materiais frágeis não homogêneos geralmente têm divisão associada, denominada falha conjugada. Assim, os diques tendem a ocorrer em conjuntos conjugados (fig. 15).

Figura 15 & # 8211 Conjunto de diques conjugados (Praia do Estoril, Potugal).

As rochas hipabissais ocasionalmente têm formas semelhantes a tubos, muitas delas correspondendo aos vulcões, e podem ter diâmetros consideravelmente grandes. Para aqueles que realmente não alcançaram a superfície, o magma levará mais tempo para esfriar, tornando-se mais granulado. Quando ocorrem ao longo de linhas de rachadura e sua fonte de magma é muito profunda, ou seja, do manto, pode ter uma composição subsaturada como os kimberlitos (fig. 16),

Figura 16 - Mina de diamantes Kimberly (África do Sul).

ou eles já podem mostrar um nível considerável de diferenciação como os carbonatitos (fig. 17).

Figura 17 & # 8211 Vista aérea de um grande afloramento de um tampão de carbonatito em um peneplano (Planalto Central de Angola).

As brechas vulcânicas são moderadamente frequentes (fig. 4B), mas acho que o Complexo Ígnea Boula na Índia é um exemplo único (fig. 18)

Figura 18 & # 8211 Brecha ígnea ultramáfica (bloco de aproximadamente 2,5 m de altura) (Boula, Orissa, Índia).

Na verdade eu coloquei aqui e não com as rochas vulcânicas, porque, de acordo com Augé e Thierry, essa brecha foi causada por uma explosão violenta dentro dos dutos de magma com os fragmentos pertencentes à intrusão, ao invés da rocha intrusa e deve ter aconteceu a uma profundidade considerável, uma vez que o basalto intruso é de granulação muito grossa, frequentemente pegmatítico. No entanto, a parede-rocha brechada mostra muito pouco movimento. Por exemplo, a posição do fragmento de cromita muito grande mostrado na figura 19 está muito próxima de sua posição inicial em relação ao setor da lente de cromita não afetado pela explosão explosiva.

Figura 19 & # 8211 Brecha ígnea contendo clastos de cromita (vista de aproximadamente 16 m de altura) (Boula, Orissa, Índia).

Além do estilhaçamento in situ, o que tivemos foi a rotação dos fragmentos dentro de uma câmara muito quente que derreteu parcialmente a parede de rocha (fig. 20).

Figura 20 & # 8211 Fragmento de brecha ígnea metassomatizada mostrando circularidade e borda de reação concêntrica devido à fusão parcial (Boula, Orissa, Índia).

2.2.3 Rochas Plutônicas

As rochas plutônicas são formadas por intrusões magmáticas em grandes profundidades. Como se trata de uma intrusão de fluido, os contatos com as rochas circundantes tendem a ser irregulares (fig. 21).

Figura Figura 21 & # 8211 Contato intrusivo granito / calcário (Serra de Sintra, Portugal).

Além disso, mesmo que essas intrusões ocorram em grandes profundidades, as rochas hospedeiras ainda são bastante frágeis e o magma pode intrometer-se através de planos de estratificação e juntas, formando um labirinto de diques e soleiras em toda a rocha hospedeira nas imediações do pluton (fig. 21B).

Figura 21B & # 8211 Labirinto de diques e soleiras graníticas cortando os calcários que circundam o Granito de Sintra (altura da escarpa, cerca de 20 m) (Serra de Sintra, Portugal)

A outra conseqüência dessas intrusões ocorrendo em grandes profundidades e o fato de geralmente apresentarem volumes muito grandes é que, com exceção das áreas marginais de contato, esse magma tem um tempo muito longo para esfriar, permitindo o desenvolvimento de grãos grossos. rochas. Freqüentemente, como algumas das substâncias cristalizam mais facilmente do que outras, elas crescem até um tamanho relativamente maior, como os cristais de feldspato no granito. Nestes casos, apresentam textura porfirítica (fig. 21C).

Figura 21C & # 8211 Granito porfirítico onde os grandes cristais de feldspato se assemelham a dentes de cavalo.

Ou, quando o magma é rico em voláteis, muitas vezes tem veias pegmatíticas hidrotérmicas (grão ultra grosso) associadas, dando origem a cristais magnificamente bem desenvolvidos (fig. 22).

Figura 22 & # 8211 Minerais pegmatíticos: livro de muscovita (verso) (Perth, Canadá) turmalina negra, turmalina vermelha e verde e berilo azul (frente) (Ligonha, Moçambique) Wolframita (Panasqueira, Portugal)

2.3 Diferenciação Magmática

A diferenciação magmática já foi mencionada (item 2.1), mas aqui estou apenas me referindo a dois exemplos bastante únicos, o Complexo Ígnea de Boula na Índia e o Complexo Ígnea de Bushveld (B.I.C.) na África do Sul. Ambos os lopolitos ígneos têm uma composição básica a ultrabásica, o que significa que o magma intruso já teve uma significativa diferenciação química do magma do manto inicial.

2.3.1 Assentamento Diferencial de Cristal

Durante o resfriamento dentro das câmaras intrudidas dos complexos ígneos acima, uma diferenciação adicional ocorreu devido à taxa de sedimentação dos vários minerais conforme eles se cristalizavam no topo, a área mais fria, e lentamente caíam para o fundo. A razão pela qual esses dois casos são tão espetaculares é porque ambas as assembléias consistem em um membro de cor clara, peridotito na Índia e anortosito na África do Sul, intercalado com um membro preto, cromita. Além disso, a gravidade específica deste último é muito maior do que qualquer um dos outros dois, permitindo assim uma separação muito mais clara dos respectivos minerais (figs. 23 e 24).

Figura 23 & # 8211 Diferenciação magmática por sedimentação de cristal (Boula, Orissa, Índia).

Figura 24 & # 8211 Diferenciação magmática por assentamento de cristal (Dwars River, África do Sul).

Outro exemplo, mas de aspecto diferente, é a estratificação gradativa vista na figura 25. Nunca vi tamanha perfeição em sedimentos. Nesse caso, temos a magnetita granular formando a base da sequência, com os cristais de feldspato aumentando progressivamente em quantidade para cima, assim como nos sedimentos, com os clastos mais pesados ​​atingindo o fundo primeiro. Essa semelhança impressionante entre a sedimentação normal e o assentamento de cristais, inicialmente levou uma escola de geologia na África do Sul a acreditar que o B. I. C. era uma sequência sedimentar metamorfoseada.

Figura 25 & # 8211 Camada graduada por assentamento de cristal (vista de aproximadamente 1 m de altura) (Rio Dwars, África do Sul).

Além disso, os exemplos de BIC que se seguem ainda mostram semelhanças impressionantes com a sedimentação, mas o que quero realçar são as características de sedimentação do cristal ígneo. Começo, portanto, apresentando a coluna estratigráfica do setor relevante, com sua sequência estratigráfica contínua magnificamente bem definida e facilmente correlacionável, incluindo as espessuras consistentes dos vários constituintes, resumida na figura 25B. Do topo, e usando a terminologia Impala Platinum Mines, temos a parede suspensa 1 (HW1) que é um norita, seguida para baixo pelo Recife Bastard, constituído por uma piroxenita de granulação média denominada & # 8220bastard & # 8221 porque não contém platina. Abaixo temos o horizonte médio 3 (M3) do anortosito manchado, seguido pelo M2 e M1 do anortosito manchado e norito, respectivamente. A seguir, temos o Recife Merensky, que é apresentado em mais detalhes mais adiante.

Figura 25B & # 8211 A coluna de sedimentos do complexo Bushveld Ígneo nas proximidades do recife Merensky intocado (fora da escala).

Em primeiro lugar, porém, observe que na base da lapa 6 (FW6), logo acima da faixa contínua de piroxenita que define seu contato com o fundo, há um horizonte de nódulos de piroxenita de granulação grossa com um diâmetro médio de 15 cm (fig. 25C). Eles são localmente chamados de “horizonte de rocha de piroxenita” (fig. 25B) e geralmente são um setor consistente da sequência.

Figura 25C & # 8211 Piroxenita normal & # 8220boulder & # 8221 horizonte, cerca de 50 cm acima da faixa distinta de piroxenita (Bafokeng Mine, Rustemberg, África do Sul).

No entanto, conforme mostrado na figura 26, um desses & # 8220boulders & # 8221, consideravelmente maior do que o normal, parece ter caído através da massa semifluida da faixa de piroxenita já estabelecida. Observe que a “pedra” não poderia ser totalmente sólida, pois parece que está um pouco desgastada nas bordas. As fotos 25C e 26 foram tiradas ao longo de uma das galerias da mina, a 2 m uma da outra, e acho que esse exemplo é bastante útil para ajudar a entender a noção de um ambiente de sedimentação de cristais.

Figura 26 & # 8211 “Pedregulho” de piroxenita caindo através da faixa de piroxenita (Mina Bafokeng, Rustemberg, África do Sul).

2.3.2 & # 8220Pot Holes & # 8221 Dentro do Recife Merensky

O recife Merensky (MR) com platina é geralmente um horizonte conformável do BIC e é aceito que essa banda é a primeira camada após um novo influxo de magma ter sido injetado na câmara de decantação, elevando sua temperatura e introduzindo platina. É por isso que o MR possui textura pegmatítica, com granulometria muito mais grosseira do que a camada imediatamente inferior, a norita de aproximadamente 3 m de espessura formando a parede lombar 1 (FW1). Além disso, o aumento da temperatura também leva ao desenvolvimento de correntes de convecção dentro da câmara de sedimentação, causando redemoinhos irregulares que em alguns lugares perturbam os cristais já assentados, desenvolvendo o que é localmente denominado “buracos”.

Meu primeiro exemplo desses buracos foi escolhido porque se encaixa no quadro de uma fotografia. Mesmo sendo em preto e branco, as marcações adicionadas deixam bem claro porque essas irregularidades são conhecidas como buracos (fig. 26B). Mostra também que o MR é formado por uma piroxenita pegmatítica com finas costuras de cromita descontínuas na base e no topo, e esta é coberta por uma piroxenita de granulação média. Além disso, no centro da foto, o pegmatito MR “cortou” o FW2, uma banda de anortosita de 50 cm de espessura, bem como cerca de 30 cm no FW3. Observe, entretanto, que a observação da sequência não perturbada (fig. 25B) indica que, na verdade, o que a figura 26B mostra é apenas a parte inferior de um buraco consideravelmente maior, uma vez que o FW1 não está presente. Ou seja, esse buraco atinge, na verdade, uma profundidade total de cerca de 4 m, sendo apenas sua parte central inferior visível na foto.

Figura 26B e # 8211 Exemplo de um buraco no Recife Merensky (Mina Bafokeng, África do Sul).

Este exemplo é excepcional. Predominantemente os buracos são muito maiores, como o mostrado na figura 27 onde vemos apenas uma fração do buraco com, do lado direito, uma piroxenita pegmatítica MR em contato praticamente vertical com um anortosito mosqueado. Este anortosito é interpretado como o preenchimento do centro do buraco e mostra uma vaga sugestão de estratificação horizontal, correspondendo a um último período mais silencioso de sedimentação do cristal.

Figura 27 & # 8211 Borda do “buraco” do recife Merensky (Bafokeng Mine, Rustenberg, África do Sul).

Finalizando, a figura 28 é uma seção transversal interpretativa ao longo de um furo de diamante que cruzou um grande buraco e acho que ajuda a entender a situação. M3 e M2 estão presentes, mas, embora M1 não esteja, podemos aceitar que o MR (faixa rosa), na parte superior do diagrama, está em sua posição não perturbada. Mais abaixo, o poço cruzou outro anortosito mosqueado, interpretado como o preenchimento interno do buraco. Em seguida, vem outro horizonte MR, desta vez consistindo em uma camada de cromita muito fina. A seguir, está um norito (FW1) abaixo do qual temos o segmento final de MR na base do buraco, consistindo de um horizonte de cromita bastante espesso e muito rico em platina, coberto por um anortosito mosqueado interpretado como representando FW4. Em outras palavras, este & # 8220pothole & # 8221 tem uma profundidade aproximada de pouco mais de 12 m.

Figura 28 e # 8211 Interpretação esquemática de uma borda de “buraco” interceptada por um furo de prospecção de broca de diamante de superfície (Maricana, África do Sul).


8.2: Origem da rocha ígnea - Geociências

A maneira mais simples e intuitiva de datar características geológicas é observar as relações entre elas. Existem algumas regras simples para fazer isso, algumas das quais já vimos no Capítulo 6. Por exemplo, o princípio da superposição afirma que as camadas sedimentares são depositadas em sequência e, a menos que toda a sequência tenha sido revertida por processos tectônicos ou interrompidos por falhas, as camadas na parte inferior são mais antigas do que as do topo. O princípio de inclusões afirma que quaisquer fragmentos de rocha incluídos na rocha devem ser mais antigos do que a rocha na qual estão incluídos. Por exemplo, um xenólito em uma rocha ígnea ou um claste em rocha sedimentar deve ser mais antigo do que a rocha que o inclui (Figura 8.6).

Figura 8.6a Um xenólito de diorito incorporado em um fluxo de lava de basalto, vulcão Mauna Kea, Havaí. O fluxo de lava ocorreu algum tempo depois que o diorito esfriou, foi elevado e então erodiu. (Martelo para escala) [SE]

Figura 8.6b Clastos de rip-up de folhelho embutidos no arenito da Formação Gabriola, Ilha Gabriola, B.C. Os pedaços de xisto foram erodidos quando o arenito foi depositado, então o xisto é mais antigo que o arenito. [SE]

O princípio das relações transversais afirma que qualquer recurso geológico que atravesse ou interrompa outro recurso deve ser mais recente do que o recurso que foi interrompido. Um exemplo disso é dado na Figura 8.7, que mostra três camadas sedimentares diferentes. A camada inferior de arenito é rompida por dois falhas, panes, então podemos inferir que as falhas são mais jovens do que essa camada. Mas as falhas não parecem continuar na camada de carvão e certamente não continuam no arenito superior. Portanto, podemos inferir que a camada de carvão é mais jovem do que as falhas (porque as perturba) e, claro, o arenito superior é o mais jovem de todos, porque fica no topo da camada de carvão.

Figura 8.7 Superposição e relações de corte cruzado em rochas do Grupo Nanaimo do Cretáceo em Nanaimo, B.C. A camada de carvão tem cerca de 50 cm de espessura. [SE]

Exercícios

Exercício 8.1 Relacionamentos transversais


O afloramento mostrado aqui (em Horseshoe Bay, B.C.) tem três tipos principais de rocha:

1. Rocha ígnea intrusiva félsica rosa / amarela presente como massas um tanto irregulares que se estendem da direita inferior para a esquerda superior

2. Basalto metamorfoseado cinza escuro

3. Um dique ígneo intrusivo félsico cinza claro de 50 cm de largura se estendendo da parte inferior esquerda para a direita intermediária - deslocado em vários lugares

Usando o princípio de relações de corte cruzado delineado acima, determine as idades relativas desses três tipos de rocha.

(As listras quase verticais são furos de perfuração. A imagem tem cerca de 7 m de diâmetro.) [Foto SE]

A discordância represents an interruption in the process of deposition of sedimentary rocks. Recognizing unconformities is important for understanding time relationships in sedimentary sequences. An example of an unconformity is shown in Figure 8.8. The Proterozoic rocks of the Grand Canyon Group have been tilted and then eroded to a flat surface prior to deposition of the younger Paleozoic rocks. The difference in time between the youngest of the Proterozoic rocks and the oldest of the Paleozoic rocks is close to 300 million years. Tilting and erosion of the older rocks took place during this time, and if there was any deposition going on in this area, the evidence of it is now gone.

Figure 8.8 The great angular unconformity in the Grand Canyon, Arizona. The tilted rocks at the bottom are part of the Proterozoic Grand Canyon Group (aged 825 to 1,250 Ma). The flat-lying rocks at the top are Paleozoic (540 to 250 Ma). The boundary between the two represents a time gap of nearly 300 million years. [SE ]

There are four types of unconformities, as summarized in Table 8.1, and illustrated in Figure 8.9.

Unconformity Type Descrição
Nonconformity A boundary between non-sedimentary rocks (below) and sedimentary rocks (above)
Angular unconformity A boundary between two sequences of sedimentary rocks where the underlying ones have been tilted (or folded) and eroded prior to the deposition of the younger ones (as in Figure 8.8)
Disconformity A boundary between two sequences of sedimentary rocks where the underlying ones have been eroded (but not tilted) prior to the deposition of the younger ones (as in Figure 8.7)
Paraconformity A time gap in a sequence of sedimentary rocks that does not show up as an angular unconformity or a disconformity

Table 8.1 The characteristics of the four types of unconformities

Figure 8.9 The four types of unconformities: (a) a nonconformity between non-sedimentary rock and sedimentary rock, (b) an angular unconformity, (c) a disconformity between layers of sedimentary rock, where the older rock has been eroded but not tilted, and (d) a paraconformity where there is a long period (millions of years) of non-deposition between two parallel layers. [SE ]


3.5 IGNEOUS ROCK FORMATION—INTRUSIVE VS. EXTRUSIVE

The different crystal sizes and presence or absence of glass in an igneous rock is primarily controlled by the rate of magma cooling. Magmas that cool below the surface of the earth tend to cool slowly, as the surrounding rock acts as an insulator, which slows the rate of cooling. Magma that stays below the surface of the earth can take tens of thousands of years to completely crystallize, depending on the size of the magma body. Upon inspection of this rock, you would see that it is composed of minerals that are large enough to see without the aid of a microscope. Any igneous rock sample that is considered to have a phaneritic texture (or porphyritic-phaneritic), is referred to as an intrusive rock, as it is derived from magma that intruded the rock layers but never reached the earth’s surface.

If magma reaches the earth’s surface, it is no longer insulated by the rocks around it and will cool rapidly. Magma that reaches the earth’s surface through a fissure or central vent will lose some of its dissolved gas and becomes lava, and any rock that forms from lava will have either an aphanitic texture due to fast cooling, or a glassy texture due to very fast cooling. Flowing lava may continue to release gas while cooling this is typical of mafic lava flows. If the lava hardens while these gases are bubbling out of the lava, a small hole or vesicle may form in the rock, the term “vesicular” is given to the rock to indicate the presence of these vesicles. For example, a basalt with vesicles is called vesicular basalt (Figure 3.7). These vesicles can be filled with a secondary mineral, such as quartz or calcite, long after the rock was formed these filled vesicles are known as “amygdaloids”, giving an amygdaloidal texture (e.g. Figure 3.8).

Figure 3.7 | An aphanitic mafic rock (basalt), with gas escape structures called vesicles. Arrow points to one vesicle that is

1cm in diameter. This is an example of another texture type, called vesicular texture, and the name of this rock is a vesicular basalt.
Source: Karen Tefend (2015) CC BY-SA 3.0 view source

Figure 3.8 | An aphanitic mafic rock (basalt) with amygdaloids, which are vesicles filled with a secondary mineral. Arrows point to amygdaloids that are both partially and completely filled. This is an example of another texture type, called amygdaloidal texture, and the name of this rock is an amygdaloidal basalt.
Source: Joyce M. McBeth (2018) CC BY 4.0 view source

Aphanitic rocks and rocks with a glassy texture are also known as extrusive igneous rocks, as the magma was extruded onto the surface of the earth. Porphyritic-aphanitic rocks are also considered to be extrusive rocks, as these rocks began crystallizing under the earth’s surface, forming visible crystals, but this magma later emerged onto the surface as lava, crystallizing to form an extrusive igneous rock with a porphyritic-aphanitic texture.

Figure 3.9 | Chart showing some common igneous rock textures and compositions. MCI is the mafic colour index, or the percentage of dark coloured ferromagnesian minerals present. Recall that any composition can be phaneritic, aphanitic, porphyritic or glassy. Vesicular texture is not as common and is only seen in some aphanitic rocks.
Source: Karen Tefend (2015) CC BY-SA 3.0 view source

A summary of the terms used to classify the igneous rocks are provided in Figure 3.9 in order to help with the identification of the igneous rock in this lab. Refer to the preceding figures for further help.


8. Prospecting

Grass roots exploration is the general term for the very initial stage of prospecting that starts from a zero base, that is, neither geological maps, nor aerial photos are available, and often not even topographic maps. Of these, my first experience was in Mozambique in 1972, when communication with the outside world was a very precarious land line and some times, when we were lucky, a fax, both by means of the post office at the nearest village, which was about 150 km away. I do not think it appropriate here, to go into the prospecting work itself which consists of mapping, sampling, drilling, data interpretation and synthesising. However, under advanced prospecting I will show some photos referring to sampling which overall, I think, takes most of the prospecting time.

8.1.1 Transport

In areas of grass roots exploration, most of the times even the main roads are simple tracks across the veld. Hence a tough reliable 4 wheel drive vehicle is fundamental as this example, still in Mozambique and which was my baptism of bundu bashing, indicates. Figure 143 shows the end of my successful attempt of taking my lovely car out of a river side mud bog. I was alone, and it took me 4 hours to get it out.

Figure 143 – Bogged down in deep Africa (Porto Amélia District, Mozambique).

Just for comparison purposes I also show the same kind of experience, but in Portugal in 1996 (fig. 144). This time it was easy, we only had to call the local farmer to bring his tractor and pull us out. So, not only was this in a different continent, but also 24 years later.

Figure 144 – Bogged down in paradise (Alentejo, Portugal).

What I want to make clear is that if I had the fancy comfortable white car in Africa, even today, it would take me perhaps weeks to get it out, if at all. This because today’s sophisticated jeeps have so many complicated electronic gismos that one needs to have a highly qualified, not just mechanic, but a well equipped garage within easy reach. Unfortunately I’m now considered too old by the powers that be, to continue prospecting. One thing is for sure though, if I did go, the jeep I would choose is the Indian manufactured Mahindra (fig. 145). It is incredibly robust and has a totally old fashioned simple, reliable engine that will go anywhere and the only assistance it needs is regular greasing and any simple mechanic assistant to deal with minor difficulties. Just as an interesting memory of my stay in India, notice the jeep’s front decorations with the string of flowers and the painted swastikas. This is a must to make sure the car is accepted by the gods.

Figure 145 – One of our local 4-wheel drive vehicles (Orissa, India).

8.1.2 Accommodations

Even in many remote parts of Africa it is often possible to organise a side farm building or similar locations to use as living and working quarters. When that is not possible, as in my stay in Angola, one has to organize camping facilities which must have a minimum of practicality and comfort. My full staff (fig. 146) consisted of one local geologist, one local person of the correct tribe and political affiliations, one overall organizer, two security guards (hence the guns), one cook with an assistant and two laborers. I was fortunate to find a very reliable and professional organizer, Vete Willy, who not only built our camp but also kept it going, always in impeccable conditions. He is not in the picture because, other than me, he was the only one capable of using the camera.

Figure 146 – My Angolan prospecting staff and me in the vicinity of our camp at Bentiaba.

I was working for a medium sized mining company but, not so far away, there was the camp of a very large mining group, who also had to arrange a camp and whose chief geologist I became acquainted with. Since I have pictures of both camps it is interesting to put them side by side. The dimension difference is impressive. Two of my whole camps (fig. 147)

Figure 147 – The entrance to my prospecting camp (Bentiaba, Angola).

would fit within the entrance area of the other camp (fig. 148). Or putting it another way, when there are funds, much more can be done in a much shorter period, and in much more efficient working conditions.

Figure 148 – Camp site entrance of a large mining group and the chief geologist’s caravan (Caama region, Angola)

The fleet difference is also striking. Figure 149 shows my two cars,

Figure 149 – My camp, and whole vehicle fleet, my tent and the office (Bentiaba, Angola).

and figure 150 shows part of the, let us call opposition, fleet. Also shown in my camp is my tent in the foreground and the office tent in the middle ground. Fortunately this little office was strictly for rough work. We did have a comfortable house and office at the nearest town.

Figure 150 – Partial vehicle fleet of the opposition (Caama region, Angola).

Going now to the eating facilities, the comparison continues to be striking. Not only is there a great difference in space, but also the accommodation and the furniture. My little dining hut (fig. 151) was built with the minimum of the essentials.

Figure 151 – The dining room of my camp (Bentiaba, Angola).

The other one even had a TV, with its dish aerial at the left edge of figure 152 . One must be fair though, I did have a satellite phone and it worked pretty well. It was not as bad as in Mozambique but, after all, I was in Angola in 1997/8, that is, 26 years later.

Figure 152 – The dining facilities of the opposition (Caama region, Angola).

Finally, the ablution facilities. Our toilet (fig. 153) was the long drop method and to reduce unpleasant smells it was sufficiently far away, outside the camp area and on the correct side of the prevaling winds.

Figure 153 – My camp’s toilet facilities (Bentiaba, Angola).

Notice that the opposition even had a water pump so that one could have a nice cleansing shower at the end of the day (fig. 154). In my case, to wash we had to go to the nearby river and use the remaining water pools during the dry season. I will never forget though, the most enjoyable showers I had. During the rainy season it practically rained every day, and often late in the afternoon, that is, at the correct time to clean all the work day dirt and sweat. I would undress in my tent, come out with the soap and use the rain as a shower. It was divinely refreshing and it lasted long enough for me to complete the job. It is definitely a lovely memory.

Figure 154 – The oppositions ablutions area (Caama region, Angola).

8.2 ADVANCED PROSPECTING

8.2.1 In the Field

After basic geological mapping, trenching is often used, especially over areas with poor or no outcrop. Additional geological mapping is done along them and, when applicable, tentative initial trench sampling will also be considered (fig. 155).

Figure 155 – Trenching along very weathered strata (Trás-os-Montes, Portugal)

Nowadays, after detailed mapping as well as soil, trench and rock outcrop sampling, if the indications are positive a drilling programme will be planned. In the old days short underground adits into the hill sides would be cut or, in flatter areas they would sink small shafts from which adits would be cut, generally along strike. In present day prospecting sites it is frequent to encounter such old workings. Since geologists are eternal optimists, the assumption is that whoever was there before did not prospect well enough or, most likely, the price of the resource concerned was not high enough to make the venture viable at that stage. Obviously, these old workings are always very closely scrutinized since they will add valuable data at practically no additional cost (fig 156).

Figure 156 – Preparing to go down a prospecting shaft (Alentejo, Portugal).

Returning to the rock outcrop sampling, it is most advantageous where the outcrop is good and continuos, since it is much cheaper than drilling. In the old days the sampling was done by chipping the rock with a chisel and hammer but now there are diamond circular saws that do not need water to cool. It makes the exercise much simpler and faster, although a bit dusty, hence the masks (fig. 157).

Figure 157 – Sampling team at work (Boula, India).

Figure 158 shows the sample groove and respective number.

Figure 158 – Sample groove and respective number (Boula, India).

At this stage, if all indications are positive, a drilling programme is planned and budgeted. It is now fundamental to prepare a yard to store the drilling core and also a sample preparation laboratory where the samples can be cut crushed quartered, a portion sent to an assaying laboratory and the remainder kept for potential future use (fig. 159). Naturally this sample laboratory must have all the necessary equipment to prevent contamination. For the more basic prospecting facilities the core is simply split and half is sent for assaying.

Figure 159 – Initial stage of preparation of future core shed, left, and sample preparation lab, right (Boula, India).

Drilling especially in new areas, is done not only for sampling purposes, but primarily to assist with the identification and interpretation of the rock assemblage where the ore is located. For that, not only must each hole be meticulously geologically logged, but more important still, when sufficient holes have been drilled, the core of as many of the holes as possible, must be laid side by side to facilitate in the identification and correlation of the constituents present, in order to determine the local stratigraphy, hence the need for a large yard. Figure 160 is the core yard where I was fortunate enough, at a very early period of my career, to be present during the initial stages of a diamond drilling programme in the Bushveld Igneous Complex and assist a very capable senior colleague. His good understanding of the stratigraphic principals lead to the identification of all the individual units immediately above and below the Marensky Reef (item 2.3 Magmatic Differentiation), so necessary for a successful final synthesis.

Figure 160 – Very well planned Core shed and yard (Springs, South Africa).

8.2.2 In the Mine

Prospecting is not done only to find new ore resources in new areas. Within a working mine prospecting must continue throughout its life time to maintain a detailed advanced knowledge of the location and grade of the ore ahead of the working face. For this, in the Witwatersrand gold mines, there was a continuous diamond drilling programme at the faces of all advancing development drives.

Also, within already working mines a possibility might occur requiring the reevaluation of an additional existing mineral which was previously considered uneconomical. This is what happened at a chrome mine at Boula in India, where platinum was identified and it was hoped it might have sufficient grade to be exploited as well. The first step to ascertain this possibility was to sample the chromite waste dumps (fig. 161). The little markers seen all over the stone pile actually form a well delineated sampling grid. It is possible that the sampling method selected, which only used chips cut from every piece of rock within the delineated square might not be adequate, but that is how it was done. The next stage was to sample the chromite ore exposed at the open cast pit (fig. 157). This would be followed by a drilling programme for which the necessary core shed and sampling lab were already being prepared (fig. 159). At that stage I left the project.

Figure 161 – Chrome mine waste dump sampled for platinum (white tags on little metal rods) (Boula, India).

8.2.3 Sampling

As already mentioned, sampling is a vital part of prospecting without which a factual synthesis is not possible. Thus, its correctness and reliability is fundamental. Even though figures 162 and 163 actually represent stope sampling for grade control in a mine, they are good examples to show the basic importance of strictly adhering to a statistically predetermined grid. The yellow lines are actually the markings of each sample. When I left the gold mines the hammer and chisel chipping method was still being used, hence the shape of the area to be sampled. Careful examination of figure 162 shows very nice looking buckshot pyrite just to the left of the sampling line. This means good gold values, because there was a direct relationship between buckshot and gold. Since there is no buckshot at the sample location, its gold value will most likely be poor. However, if the sampling position is moved to include the buckshot, we are no longer dealing with a statistically valid sample but rather with a bias grab specimen.

Figure 162 – Underground single channel sampling for gold in the Witwatersrand, South Africa.

In figure 163 we are dealing with an ore horizon consisting of various conglomerate bands separated by quartzite, termed internal waste because, as it should be expected, it never carried any gold. In the present case, for a detailed study and considering the abrupt changes in thickness of the conglomerates the sampling zone consists of four adjoining sections.

Figure 163 – Underground detailed sampling for gold in the Witwatersrand, South Africa.


Request permission to reuse content from this site

1 Introduction and Occurrence.

1.1 The Importance of Fieldwork.

1.2 The Global Picture – Igneous Rocks in Relation to Regional Tectonics.

1.3 Mode of Occurrence of Igneous Bodies.

2 Field Skills and Outcrop Structures.

2.2 Preparing Maps and Basic Mapping.

2.3 Notebooks and Data Recording.

2.4 Primary Outcrop Structures.

2.5 Secondary or Late Stage Outcrop Structures.

2.6 Outcrop Contact Relationships.

2.7 Summary of Igneous Outcrop Descriptions.

3 Igneous Textures and Classification.

3.2 Colour and Composition.

3.3 Texture, Grain-Size/Shape and Fabric.

3.4 Mineral Identification.

3.5 Naming and Classification.

4 Volcanics 1 – Lava Flows.

4.1 Lava Flow Emplacement Mechanisms.

4.2 A Compositional Divide for Lava Flows.

4.3 Mafic/Basaltic Lava Flows.

4.5 Pillow Lavas and Hyaloclastites.

5 Volcanics 2 – Pyroclastic Rocks.

5.1 Structures, Textures and Classification.

5.2 Pyroclastic Flows and Ignimbrites.

5.4 Water/Magma and Sediment/Magma Interactions.

6 Shallow-Level Intrusions.

6.2 Working Out Emplacement History.

6.3 Volcanic Plugs and Diatremes.

6.4 High-Level Subvolcanic Intrusions.

7.2 General Features and Occurrence.

7.4 Internal Structures and Textures.

7.7 Distinctive Granitoid Textures.

7.9 Summary of the Field Characteristics of Granitic Complexes.

8.1 General Features and Occurrence.

8.2 Continental Mafic-Ultramafic Intrusions.

8.5 Summary of the Field Characteristics of Mafic-Ultramafic Intrusions.

9 Magma Mixing and Mingling.

9.4 Synplutonic Dykes and Sills.

9.5 Magma Mingling in Subvolcanic and Volcanic Environments.

10 Mineralisation and Geotechnical Properties.

10.1 Mineralisation and Key Minerals.

10.2 Mineralisation in Layered Mafic Intrusions.

10.3 Geotechnical Properties of Igneous Rocks.

10.4 Rock Mass Classification.


Glossary

Calcareous – Contains calcium carbonate (calcite) or calcium-magnesium carbonate (dolomite). Will fizz when dilute hydrochloric acid (HCl) is placed on a sample. Calcite will fizz vigorously. Dolomite will fizz gently. Limestone, dolomite, and marble are common calcareous rocks. Other rocks may also be calcareous.

Claystone – A sedimentary rock in which more than 50 percent of the particles are less than 0.00015 inches in diameter. Grains are too small to be visible as individuals, giving the rock a smooth appearance. It looks like clay that has been hardened into rock. It does not have the fine layering of shale.

Coal – A black, relatively lightweight rock composed of accumulations of plant matter converted by pressure and heat.

Conglomerate – A sedimentary rock with rounded pebbles that are greater than 0.08 inches in diameter. It has an appearance somewhat like concrete, with pebbles cemented together by finer-grained material.

Dolomite – A sedimentary rock composed of magnesium (Mg), calcium (Ca) and carbonate (CO3). Also called dolostone. It reacts to dilute hydrochloric acid, but not as vigorously as will limestone or marble. Surfaces that have been powdered by scratching (or by scraping during drilling) may react more readily. Dolomite is generally gray or tan in color. Grain size ranges from small, visible crystals to grains that are too small to see individually.

Dike – A tabular body of igneous rock that cuts across the bedding or foliation of the surrounding rock. Most dikes in Pennsylvania are composed of diabase, a dark-colored igneous rock.

Foliated – A property of metamorphic rocks where a planar feature exists, either due to the orientation of platy grains, or the separation of different minerals into bands. Foliated rocks include slate, phyllite, schist, and gneiss.

Gneiss – A metamorphic rock characterized by alternating light and dark-colored bands. Color is determined by the minerals present in each layer. One color usually predominates, such that a gneiss can be categorized as either a light crystalline rock or a dark crystalline rock. The mineral grains in a gneiss are large enough to be easily visible. Most of the grains are relatively equidimensional, meaning that they are more like little chunks than like plates or sheets.

Limestone – A sedimentary rock composed of calcium (Ca) and carbonate (CO3). Its most obvious defining characteristic is that it reacts vigorously to dilute hydrochloric acid. Limestone is generally gray or tan in color, although they can be dark gray or black. Grain size ranges from small, visible crystals to grains that are too small to see individually. Limestone may contain fragments of fossil shells.

Marble – Metamorphosed limestone and dolomite. Marble is composed of large crystals of calcite or dolomite that sparkle when light reflects off of their flat surfaces. In Pennsylvania, marble is white or very light gray, and generally contains flakes of golden-brown or white mica. It reacts to dilute hydrochloric acid. Marble can be scratched by a knife.

Mica – A series of minerals that form thin sheets. Mica is found as layers in schist, phyllite, and some gneisses, and as flakes in marble and some sandstones. Several varieties that are common in Pennsylvania are white (usually appears silver-gray), black, or golden-brown. Mica has a glassy or metallic appearance.

Phyllite – A fine-to-medium grained, layered metamorphic rock. Mica grains are just large enough to be visible. Rock surfaces are smooth and have a satiny sheen. Layers tend to be fairly planar, and the rock splits easily along them. The most common colors are silvery gray or greenish gray.

Quartzite – A very hard rock composed almost entirely of quartz. In the metamorphic variety, quartz grains are interlocked like puzzle pieces. Grains are usually relatively large. In the sedimentary variety, sand-sized quartz grains are cemented together by fine-grained material of the same composition. Quartzite is generally white or beige. Quartzite is harder than steel and cannot be scratched by a knife.

Sandstone – A sedimentary rock in which more than 50 percent of its particles are sand-sized (0.002–0.08 inches in diameter). It looks like sand held together by cement. Sandstones can be found in a variety of shades of white, red, green, and gray.

Schist – A metamorphic rock dominated by coarse-grained mica arranged in layers. The layers tend to be wavy or bumpy, and separated by granular layers usually dominated by quartz. Large crystals of other minerals are common. One of these other minerals is garnet – dark red, rounded, pinhead- to pea-sized or larger. Rock surfaces have a shiny, sparkly, or sequined appearance. Schist usually appears silver-gray due to the abundant mica.

Shale – A finely layered sedimentary rock similar in grain size to claystone, but that breaks out into thin sheets or plates parallel to the layers. Shale is found in many shades of gray, black, red, and green.

Siltstone – A sedimentary rock in which more than 50 percent of its particles are silt-size (0.00015–0.002 inches in diameter). Visually indistinguishable from shale and claystone, it feels slightly gritty between the teeth.

Slate – A very fine-grained layered metamorphic rock that splits into thin sheets. Grains are too small to be individually visible, giving the rock a smooth appearance. Surfaces are dull and tend to be absolutely flat. The most common colors are black and shades of gray. Slate is commonly used for roofing and pavers. In Pennsylvania, slate is found ONLY in the southeastern quarter of the state. The most important locations are in Lehigh, Northampton, York, and Lancaster Counties. Lesser occurrences are in Adams, Berks, Carbon, Dauphin, and Lebanon Counties.


Assista o vídeo: tipos de rochas-Parte 1 introdução a tipos de rochas Sedimentar Ígnea e Metamórfica (Outubro 2021).