A Petrografia dos Meteoritos

IMAGEM DE MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO COM NICOIS CRUZADOS DE UM CONDRITO CARBONÁCEO. OBSERVE OS OBJETOS REDONDOS, SÃO OS CÔNDRULOS. OS MINERAIS MAIS COMUNS QUE APARECEM NESTA IMAGEM SÃO OLIVINA E PIROXÊNIOS, OS MINERAIS MAIS ABUNDANTES NOS METEORITOS ROCHOSOS.

As rochas terrestres e os meteoritos compartilham semelhanças no que diz respeito a muitos minerais, sendo estes materiais geológicos identificados de forma macroscópica quando os cristais dos minerais são grandes o suficiente para isso ou de forma microscópica, através de microscópio óptico. As rochas são classificadas de acordo com sua textura e mineralogia e um nome é dado a elas de acordo com a frequência de ocorrência de minerais, presença de texturas e estruturas de natureza ígnea plutônica ou vulcânica, sedimentar e metamórfica. Os minerais que ocorrem formando mais de 90% da massa de uma rocha são chamados de minerais essenciais e os que compõem menos de 10% da rocha são chamados de minerais acessórios. 

Mas o que são os minerais? A definição formal de mineral em geologia é um sólido natural inorgânico com estrutura tridimensional em arranjo organizado e repetitivo a nível atômico e com uma composição química definida podendo ser variada dentro de limites definidos. Os minerais são gerados por processos ígneos, sedimentares e metamórficos. Os minerais podem cristalizar a partir de magmas e lavas, que nada mais são do que magmas que extravasam na superfície em processos vulcânicos, podem ser resultado de reações metamórficas, produto de recristalização no estado sólido, processo esse chamado de metamorfismo, em que uma rocha é modificada quanto à sua mineralogia por tectônica de placas, aquecimento junto a um corpo ígneo ou outras fontes de calor suficientes para recristalizar a rocha ou mesmo modificar sua mineralogia original. Processos sedimentares de precipitação de minerais a partir de águas supersaturadas em sais em bacias evaporíticas são exemplos de geração de minerais em ambiente sedimentar. Também durante o processo de transformação de sedimentos inconsolidados em rochas sedimentares, fenômeno denominado litificação, ocorrem transformações físico-químicas com participação da água, aumento de pressão e subsidência tectônica em uma bacia sedimentar, um processo em conjunto chamado de diagênese, e durante a diagênese minerais podem ser formados a baixa temperatura. Quantos minerais existem catalogados até hoje? De acordo com a International Mineralogical Association, em novembro de 2018 existiam 5413 minerais oficiais catalogados. Apenas uma pequena fração desses minerais ocorrem nos meteoritos e outra pequena fração de minerais extremamente raros ocorrem apenas em meteoritos.

CRISTAIS DE HÁBITO CÚBICO BEM FORMADOS DE HALITA, CLORETO DE SÓDIO. ESTE MINERAL É FORMADO EM BACIAS SEDIMENTARES EM LAGOS EVAPORÍTICOS NA TERRA. ESTE É UM EXEMPLO DE PRECIPITAÇÃO SEDIMENTAR.

DETALHE DE UM CRISTAL DE OLIVINA BEM FORMADO, COM SUA TÍPICA COR VERDE OLIVA. ESSE MINERAL É GERADO EM CRISTALIZAÇÃO MAGMÁTICA DE ALTA TEMPERATURA EM EVENTOS PLUTÔNICOS OU VULCÂNICOS

Existem muitos ambientes de formação de minerais na Terra, mas o mais expressivo processo de formação de minerais é através da cristalização magmática. Na Terra as rochas do manto estão sob alta pressão e elevada temperatura, sendo sólidas e quando ocorre uma descompressão por movimentos tectônicos entre placas litosféricas, isto é, pedaços da crosta terrestre separados por falhas transformantes (transcorrência) e zonas de aproximação (convergência) e afastamento (divergência) estas rochas são fundidas. Quando a descompressão atinge grandes profundidades, por exemplo, atingindo o manto superior da Terra a uma profundidade mínima de 100 quilômetros, as rochas atingem a chamada linha de solidus quando a pressão diminui e parte da rocha é fundida espontaneamente num processo chamado de fusão parcial. A fusão nunca é total porque muitos componentes minerais das rochas do manto têm temperaturas mais elevadas do que o grau geotérmico da Terra, a geoterma regional, pode fornecer. Esse grau geotérmico representa o calor residual da época de acreção planetesimal da Terra, onde a fonte desse calor é o núcleo do planeta. O grau geotérmico representa a taxa de aumento da temperatura das rochas com o aumento da profundidade e essa taxa não aumenta de forma linear existindo descontinuidades que causam a geoterma ser uma curva em vez de uma reta num gráfico de temperatura versus profundidade.

GRÁFICO DA CURVA DA GEOTERMA DA TERRA, RELACIONANDO TEMPERATURA COM PROFUNDIDADE DESDE O MANTO SUPERIOR ATÉ O NÚCLEO DA TERRA. NOTAR NÃO LINEARIDADE DA CURVA. A TAXA DE CRESCIMENTO DA CURVA É O GRAU GEOTÉRMICO. A LINHA DE SOLIDUS É A TEMPERATURA MÍNIMA NECESSÁRIA PARA FUNDIR AS ROCHAS DO INTERIOR DA TERRA. QUANDO OCORRE UMA DESCOMPRESSÃO POR EVENTOS TECTÔNICOS, A QUEDA DE PRESSÃO FAZ A CURVA DE SOLIDUS NAQUELE PROFUNDIDADE CRUZAR A LINHA DE GEOTERMA E NESSE MOMENTO ACONTECE A FUSÃO PARCIAL DAS ROCHAS PRODUZINDO MAGMA.

Uma vez atingida a temperatura média de solidus, as rochas do manto são submetidas à fusão parcial e o líquido magmático gerado ascende à superfície através de dutos e fraturas gerados pela abertura tectônica, esse magma pode se alojar na crosta terrestre formando câmaras magmáticas e parte dele pode chegar à superfície gerando atividade vulcânica. O magma alojado na crosta terrestre resfria lentamente por estar em contato com rochas adjacentes a uma temperatura elevada em relação à temperatura da superfície terrestre. Devido ao gradiente termal menor entre o magma na câmara e as rochas encaixantes, o magma perde calor lentamente para a vizinhança cristalizando em uma taxa lenta. O resultado é a cristalização de grandes cristais gerando as rochas plutônicas cujos minerais podem ser vistos a olho nu sendo a textura denominada fanerítica. O magma que extravasou na superfície é chamado de lava, que perde calor rapidamente para a atmosfera formando cristais microscópicos ou mesmo vidro vulcânico, a rocha neste tem uma textura não visível chamada de textura afanítica. Então aqui temos nesta última situação uma rocha vulcânica. Exemplo clássico de magma é o de composição basáltica que quando solidifica em profundidade forma uma rocha plutônica denominada genericamente gabro e quando cristaliza rapidamente em derrames vulcânicos forma a rocha denominada basalto. Quando a cristalização se dá de forma intermediária entre a plutônica e a vulcânica, a rocha é chamada de hipoabissal ou subvulcânica, podendo conter uma matriz fina e cristais grandes numa textura porfirítica ou uma matriz de cristais aciculares ou tabulares pequenos, mas visíveis. Neste caso o magma basáltico cristaliza formando uma rocha subvulcânica denominada diabásio ou dolerito. Estas rochas se encaixam em plútons, diques, sills, etc. Estas são formas de jazimento das rochas ígneas nas rochas encaixantes. Plútons são as câmaras magmáticas solidificadas e expostas à superfície após milhões de anos de erosão das rochas encaixantes. Diques são estruturas verticalizadas, como veios, preenchidos de magma que solidificou para basaltos ou diabásios, sills são preenchimentos horizontais, normalmente entre estratos de rochas sedimentares.

DIAGRAMA GEOLÓGICO MOSTRANDO AS PRINCIPAIS FORMAS DE JAZIMENTO DAS ROCHAS ÍGNEAS NAS ROCHAS ENCAIXANTES AQUI REPRESENTADAS COMO ESTRATOS SEDIMENTARES. OS PLÚTONS E BATÓLITOS SÃO AS CÂMARAS MAGMÁTICAS ONDE AS ROCHAS PLUTÔNICAS CRISTALIZAM. O MAGMA ASCENDE ATRAVÉS DE FRATURAS EXTENSIONAIS PREENCHENDO-AS DE FORMA VERTICAL GERANDO DIQUES E DE FORMA HORIZONTAL AO LONGO DOS ESTRATOS DAS ROCHAS ENCAIXANTES FORMANDO OS SILLS.

Os minerais que compõem uma rocha basáltica são plagioclásio cálcico, clinopiroxênio cálcico - geralmente augita, podendo conter como minerais acessórios quartzo, magnetita, ilmenita, apatita, zircão, olivina e ortopiroxênio hiperstênio. Os minerais olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio e plagioclásio são muito comuns tanto nas rochas terrestres quanto nos meteoritos, eles são sempre minerais essenciais e são ditos minerais formadores de rocha. Os minerais formadores de rocha, assim como muitos dos milhares de outros minerais, são soluções sólidas. Uma solução sólida é também chamada de série isomórfica, em que um mesmo mineral, com a mesma estrutura cristalográfica, tem composições químicas distintas com respeito aos cátions que ocupam os sítios cristalinos. Os minerais são normalmente sólidos iônicos, principalmente silicatos. Todos os minerais formadores de rocha aqui citados são silicatos. Sendo assim eles representam sais que contêm ânions silicato, que possui geometria molecular tetraédrica, um átomo de silício rodeado por quatro átomos de oxigênio com uma carga iônica de -4, ligados ionicamente a cátions metálicos. Por exemplo, a olivina é composta de um ânion silicato e dois cátions magnésio e/ou ferro. O mineral possui uma estrutura cristalina definida e essa estrutura possui uma unidade geométrica básica chamada de cela unitária. Uma cela unitária geralmente contém a fórmula química mínima do mineral. Usando a olivina como exemplo, existe para cada cela unitária um ânion silicato e dois cátions metálicos. O magnésio pode ocupar 100% dos sítios metálicos ou o ferro pode ocupar 100% dos sítios. No entanto, pode ocorrer que os sítios estão 50% preenchidos com cátions ferro e os outros 50% preenchidos com cátions magnésio. As proporções de ferro e magnésio podem variar desde 0% até 100% sendo complementares para balancear a carga negativa do íon silicato. No caso da olivina dizemos que ela é uma solução sólida contendo proporções variadas de ferro e magnésio. A forma pura silicato de ferro, quando o ferro ocupa 100% do sítio metálico na olivina, é chamda de fayalita e a forma pura de silicato de magnésio, quando o magnésio ocupa 100% do sítio metálico da olivina, é chamada de forsterita. A composição química de um cristal de olivina em uma rocha é dada pelos percentuais molares de fayalita e forsterita. Dizemos que a olivina é uma solução sólida ou série isomórfica de fayalita e forsterita que são os extremos composicionais desse mineral.

Com respeito aos piroxênios, eles são subdivididos em ortopiroxênios e clinopiroxênios. Primeiramente, os piroxênios são também silicatos de ferro e magnésio. A diferença entre eles e a olivina é que o ânion silicato na verdade está ligado a outro ânion silicato, formando um ânion dissilicato com carga -2. Sendo assim, existe um sítio cristalográfico para o cátion metálico que pode ser ferro ou magnésio. Os ortopiroxênios são assim chamados porque sua estrutura cristalina é ortorrômbica e eles admitem em sua estrutura um sítio de cátion metálico. Se 100% dos sítios de um ortopiroxênio são ocupados por cátions ferro ele é chamado de ferrosilita, mas se 100% dos sítios são ocupados por cátions magnésio ele é chamado de enstatita. A composição do ortopiroxênio é dada pelas proporções de ferrosilita e enstatita, os extremos composicionais deles. Dizemos que os ortopiroxênios são soluções sólidas ou séries isomórficas dos extremos composicionais ferrosilita e enstatita. Os clinopiroxênios possuem estrutura cristalina monoclínica e admitem dois sítios distintos de cátions metálicos, um deles é ocupado pelo cálcio e o outro pelo ferro ou magnésio. Quando 100% dos sítios do cálcio estão preenchidos e 0% de ferro e magnésio existem na estrutura do clinopiroxênio temos o extremo composional que é o dissilicato de cálcio chamado de wollastonita. Quando 100% do sítios de cálcio estão preenchidos de cátions cálcio e 100% dos sítios metálicos II estão preenchidos com cátions ferro obtemos o clinopiroxênio puro hedenbergita. Quando 100% do sítio I está preenchido com cátions cálcio e 100% do sítio II está preenchido com cátions magnésio, temos o outro extremo composional puro denominado diopsídio. Quando um clinopiroxênio contém proporções variávies de hedenbergita e diopsídio com menos cálcio ele é chamado de pigeonita. Quando o clinopiroxênio contém elevado teor em cálcio e proporções variáveis de hedenbergita e diopsídio, ele é chamado de augita. A classificação dos piroxênios é resumida em um gráfico ternário de fases, onde as pontas do triângulo são os extremos composicionais enstatita, ferrosilita e wollastonita, os extremos intermediários quando o teor total de cálcio é 50% são hedenbergita e diopsídio. A composição de um piroxênio é geralmente dada pelos percentuais molares de ferrosilita, enstatita e wollastonita.

DIAGRAMA TERNÁRIO DE CLASSIFICAÇÃO DOS PIROXÊNIOS COM OS EXTREMOS COMPOSICIONAIS ENSTATITA, FERROSILITA E WOLLASTONITA. OS EXTREMOS INTERMEDIÁRIOS SÃO DIOPSÍDIO E HEDENBERGITA. OS CLINOPIROXÊNIOS ABRANGEM OS CAMPOS HEDENBERGITA, DIOPSÍDIO, AUGITA E PIGEONITA. ABAIXO DA PIGEONITA O CONTEÚDO EM CÁLCIO É INFERIOR A 5% E TÊM-SE A SÉRIE ISOMÓRFICA DOS ORTOPIROXÊNIOS COM SOLUÇÃOS SÓLIDAS COMPLETAS ENTRE OS EXTREMOS ENSTATITA E FERROSILITA. AQUI HÁ UMA BREVE REFERÊNCIA ÀS FASES METAESTÁVEIS DE CLINOPIROXÊNIO POBRE EM CÁLCIO, COM OS EXTREMOS COMPOSICIONAIS CLINOENSTATITA E CLINOFERROSILITA.

Os plagioclásios são parte do grupo dos feldspatos, estes são tectossilicatos, isto é, são compostos de ânions silicato complexos que se ligam em uma rede tridimensional e podem ter sítios de silício substituídos por cátions alumínio. Os sítios catiônicos admitem cálcio e sódio, que possuem raios iônicos similares. Quando cálcio é substituído por sódio na estrutura do plagioclásio têm-se a troca de cátion alumínio por cátion silício num processo chamado de substituição acoplada. Isto acontece por que a carga do cálcio é +2 e a do sódio é +1, a carga do silício é +4 e do alumínio é +3, a troca deve ser Ca + Al = Na + Si, conservando as cargas positivas. Como os raios iônicos do Ca e Na são semelhantes e do Si e Al também, a substituição se dá em todas as proporções, formando uma solução sólida contínua. Quando 100% do plagioclásio é composto de cálcio em seu sítio metálico temos o extremo composicional chamado de anortita, e quanto 100% do sítio metálico do plagioclásio é preenchido com sódio, tem-se o extremo composicional albita. A composição de um plagioclásio é dada pelos percentuis molares de anortita e albita. A série dos feldspatos alcalinos ocorre quando temos sódio e potássio substituindo os sítios cristalográficos do feldspato. Aqui existe uma solução sólida descontínua, porque o raio iônico do potássio é maior do que do sódio e do cálcio. Esses íons não se substituem em todas as proporções. Devido a isto, a série dos plagioclásios cristaliza no sistema triclínico, mas a série dos álcali-feldspatos cristaliza no sistema monoclínico. Quando um magma que contém uma mistura de íons sódio, cálcio e potássio começa a cristalizar lentamente para formar uma rocha plutônica, o potássio, de maior raio iônico, é expulso da estrutura cristalina do plagioclásio compondo o álcali-feldspato potássico denominado ortoclásio. Esse processo de expulsão de íons incompatíveis durante lenta cristalização magmática é chamado de exsolução. Nesta situação formam-se lamelas de ortoclásio em meio a lamelas de plagioclásio. A série dos álcali-feldspatos é composta dos extremos composionais albita e ortoclásio, o cálcio não é admitido na estrutura dos álcali-feldspatos. Lamelas de exsolução também ocorrem em clinopiroxênios. Quando a cristalização magmática é lenta, o cálcio, que tem raio iônico muito maior do que os cátions ferro e magnésio, é exsolvido formando uma fase mais rica em cálcio. O resultado é um cristal de Cpx pobre em cálcio, pigeonita, com lamelas de augita, o Cpx rico em cálcio. 

DIAGRAMA TERNÁRIO DA SÉRIE DOS FELDSPATOS COM OS EXTREMOS COMPOSICIONAIS NAS PONTAS DO TRIÂNGULO, ALBITA, ANORTITA E ORTOCLÁSIO. EMBAIXO VEMOS A SÉRIE ISOMÓRFICA DOS PLAGIOCLÁSIOS, QUE FORMAM UMA SÉRIE DE SOLUÇÃO SÓLIDA COMPLETA ENTRE OS EXTREMOS ALBITA E ANORTITA. OS INTERMEDIÁRIOS RECEBEM NOMES: OLIGOCLÁSIO, ANDESINA, LABRADORITA E BYTOWNITA. A SÉRIE DOS ÁLCALI-FELDSPATOS É CONTÍNUA ENTRE ALBITA E ORTOCLÁSIO E UMA GIGANTESCA LACUNA EXISTE NO TRIÂNGULO DEVIDO À INCOMPATIBILIDADE ENTRE OS RAIOS IÔNICOS DO SÓDIO E PRINCIPALMENTE DO CÁLCIO COM O POTÁSSIO, EXISTINDO EXSOLUÇÃO DE FASES ÁLCALI-FELDSPATO DAS FASES DE PLAGIOCLÁSIO EM MAGMAS DE LENTA CRISTALIZAÇÃO.

Muitos minerais meteoríticos difcilmente ocorrem em rochas terrestres. O exemplo mais comum é a fase metálica de ferro-níquel. Essa consiste de uma liga metálica, uma solução sólida de ferro e níquel. Os extremos composicionais de uma fase metálica são a kamacita (pobre em níquel) e a taenita (rica em níquel). Devido a uma pequena diferença de raio iônico entre o ferro e o níquel, eles formam estruturas cristalinas distintas em fases distintas. Quando um magma metálico esfria lentamente a cristalização gera lamelas de exsolução de kamacita em taenita, da mesma forma como acontece com os plagioclásios e os clinopiroxênios magmáticos. A fase sulfetada comum nos meteoritos é a troilita, um sulfeto de ferro estequiométrico em que a proporção atômica de ferro e enxofre é exatamente 1:1. Neste mineral o ferro encontra-se no estado de oxidação zero, sendo esta fase chamada de protosulfeto de ferro, onde os átomos estão unidos numa forma de "liga metálica" em que o enxofre está substituindo o sítio metálico do ferro em proporção estequiométrica. O ferro-níquel e a trolita são fases comuns nos meteoritos devido à abundância cósmica elevada dos elementos químicos ferro, níquel e enxofre. Estes elementos são abundamente sintetizados em estrelas gigantes e durante as fases finais de gigante vermelha quando as reações termonucleares estão prestes a cessar. Quando a estrela explode em uma supernova ela libera para o espaço matéria enriquecida em elementos mais pesados que o hidrogênio e o hélio. 

TABELA MOSTRANDO ALGUNS DOS PRINCIPAIS MINERAIS QUE OCORREM NOS METEORITOS, AQUI INCLUÍDOS ALGUNS RAROS MINERAIS ACESSÓRIOS.

Os elementos mais abundantes na nucleossíntese são oxigênio, carbono, silício, magnésio, ferro, níquel e enxofre. São exatamente estes elementos mais abundantes que geraram as fases minerais mais abundantes nos meteoritos.  O carbono é uma excessão sendo um elemento químico geoquimicamente volátil e atmófilo, preferindo as fases de mais baixa temperatura. Apenas quando carbono reduzido condensa junto das fases metálicas no disco protoplanetário ele forma fases distintas de alta temperatura como a cohenita, o carbeto de ferro e níquel. Mas normalmente o carbono é oxidado para dióxido de carbono e incorporado nos planetesimais mais distantes da protoestrela, onde se formam minerais carbonáticos, ou o carbono está na forma de material carbonáceo fino amorfo e grafita, como também na forma de grãos pré-solares moissanita (carbeto de silício) e nanodiamantes. Parte do carbono também ocorre na forma de moléculas orgânicas interestelares. 

O silício e o oxigênio se ligaram para formar os ânions silicato, os silicatos se uniram aos cátions de ferro e magnésio em ambiente oxidante para formar os silicatos ferromagnesianos de alta temperatura olivina e piroxênios. As fases voláteis compondo a matriz dos condritos primitivos são os reservatórios dos elementos menos abundantes e mais voláteis como sódio, potássio, fósforo, manganês, etc. O plagioclásio nos meteoritos é resultado de metamorfismo termal da matriz dos condritos ou de magmatismos em meteoritos acondritos, resultantes de asteroides e protoplanetas capazes de desenvolver magmatismos por diferenciação sendo o exemplo clássico o maior subgrupo dos acondritos, os eucritos, que têm composição basáltica. O ferro e o níquel condensaram na forma de fases metálicas, mistura de kamacita e taenita, e parte do ferro metálico se uniu ao enxofre para formar abundantes grãos de troilita. 

Normalmente não é possível identificar os minerais dos meteoritos a olho nu, portanto, a aplicação da mineralogia descritiva para minerais macroscópicos não se aplica quando o assunto é identificação da mineralogia dos meteoritos. Os minerais nos meteoritos possuem granulação variando de alguns micrômetros até, no máximo, menos de 10 milímetros. O microscópio óptico é a única opção para se descrever os minerais dos meteoritos e esta descrição é chamada de petrografia. A mineralogia óptica depende de um equipamento muito diferente de um microscópio biológico. Antes de mais nada, devemos entender algumas propriedades físicas dos minerais do ponto de vista da mineralogia óptica. A luz utilizada na petrografia é polarizada. A luz se comporta como onda e partícula de acordo com a mecânica quântica, no entanto, precisamos aqui apenas do comportamento ondulatório da luz para entender a maioria dos fenômenos na microscopia. A luz é composta de oscilações no vácuo de campos elétricos e magnéticos cujos vetores oscilam em planos perpendiculares entre si. Os minerais afetam apenas os planos de vetores elétricos da luz. A trajetória da luz no espaço é retilínea e chamada de raio luminoso. Vamos avaliar o comportamento apenas da componente do campo elétrico da luz. A luz natural de uma lâmpada comum, assim como a luz emitida por uma lanterna ou pelo Sol não é polarizada, isto é, ela possui planos de oscilação do campo elétrico em todas as direções. No entanto, se fizermos a luz passar por um material específico, um polarizador, podemos subtrair todos os planos de oscilação e deixar apenas um plano específico passar. A luz polarizada contém um único plano de oscilação de campo elétrico, ou seja, um plano de vetores de campo elétrico que vibram em uma única direção. A maioria dos minerais permite a passagem da luz através deles, essa propriedade física é denominada diafaneidade. A maioria deles é translúcido ou transparente. Os silicatos são transparentes ou translúcidos.

Os minerais possuem um arranjo tridimensional ordenado em escala atômica, se cristalizando em um dos sete sistemas cristalinos: cúbico ou isométrico, tetragonal, trigonal ou romboédrico, hexagonal, ortorrômbico, monoclínico e triclínico. Isto quer dizer que num cristal os átomos não ocupam posições idênticas no espaço, fazendo dos minerais materiais anisotrópicos, ou seja, que não possuem a mesma aparência em todas as direções. As exceções são o sistema cúbico que é isotrópico, onde os átomos ocupam posições idênticas em todas as direções ou materiais amorfos, vítreos, que não possuem estruturas ordenadas a nível atômico. Quando a luz atravessa um material isotrópico, como o vidro, o raio luminoso sofre um ligeiro desvio devido a diminuição da velocidade da luz neste meio. Isto se dá porque o meio é mais denso em átomos do que o vácuo e esta propriedade de mudança da trajetória do raio de luz na interface entre dois meios distintos é chamada de índice de refração. No entanto, no vidro a luz polarizada não modifica seu plano de vibração de campos elétricos. Os materiais isotrópicos possuem apenas um valor de índice de refração. Quando a luz atravessa um meio anisotrópico, como a maioria dos minerais, além de sofrer desvio característico, seu plano de vibração de campos elétricos é rotacionado ligeiramente dependendo do ângulo do raio luminoso em relação a um determinado plano cristalográfico no interior do mineral. Assim, um mineral anisotrópico estando em diferentes posições gera diferentes rotações do plano vibracional elétrico da luz polarizada. Estes fenômenos permitem diferenciar um mineral do outro, porque eles terão diferentes propriedades ópticas respondendo de forma diferente à luz polarizada. 

OS SETE SISTEMAS CRISTALINOS E TODAS AS SUAS POSSIBILIDADES DE POSIÇÕES ONDE OS ÁTOMOS PODEM OCUPAR. AS CELAS UNITÁRIAS DOS MINERAIS OBEDECEM À UMA DESTAS SETE SIMETRIAS GEOMÉTRICAS PRINCIPAIS.

Para visualizar um mineral no microscópio é necessário o preparo de uma lâmina delgada da rocha. Isto é, para que a luz polarizada seja transmitida com maior eficiência é preciso cortar uma fatia muito fina da rocha para ela se tornar transparente à luz. A espessura média padrão de uma fatia de rocha para petrografia é de 30 micrômetros. A fatia de rocha é mantida fixa com uma cola especial numa lâmina de vidro que pode ser polida na outra face ou ser colocada uma lamínula para proteção da face exposta da fatia da rocha. Várias etapas de corte e polimentos são necessários até se chegar à lâmina petrográfica. Existe uma relação entre a cor de interferência dos minerais e a espessura da lâmina e o profissional confeccionador da lâmina sabe qual a espessura ideal ao avaliar se chegou às cores de interferência específicas para àquela espessura. Por exemplo, o quartzo fica com a cor amarelada ou branca acinzentada quando a espessura da lâmina é ideal. O microscópio petrográfico consiste de uma fonte de luz com um polarizador inferior. Este polarizador faz a luz chegar polarizada na lâmina da rocha. Após isto temo as lentes objetivas que geralmente têm aumentos de 5X, 10X, 20X, 40X, 50X e 100X. Entre as lentes objetivas e as lentes oculares existem acessórios que são eles: O polarizador superior chamado de analisador, a lente de Amici-Bertrand e entrada para placas de desvio de velocidade da luz, normalmente placas de quartzo ou cunhas de gipso. O polarizador analisador está sempre a noventa graus do polarizador inferior. Quando não há minerais no campo de visão, a luz é totalmente absorvida quando cruzamos os polarizadores, isto porque a luz entra com ângulo de 0º de seu plano de vibração e é barrada pelo analisador que está a 90º desta posição. No entanto, a presença de minerais rotaciona este ângulo inicial da luz polarizada em diversos outros ângulos e estes ângulos fazem a luz não ser totalmente absorvida pelo analisador, passando para as oculares um componente de luz com plano de vibração de campo elétrico resultante dos vetores rotacionado e absorvido no analisador. 

O MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO E SEUS PRINCIPAIS COMPONENTES.

O resultado são as chamadas cores de interferência dos minerais. Minerais possuem pelo menos dois índices de refração distintos porque a maioria deles apresenta estrutura anisotrópica. Portanto, a diferença entre os índices de refração de um mineral é chamada de birrefringência e esta propriedade está diretamente relacionada ao grau da cor de interferência do mineral. Existe um diagrama que relaciona espessura da lâmina de rocha com valor birrefringência e cor de interferência chamado de Carta de Michel-Levy. Esta carta de cores permite estimar o valor de birrefringência e o grau de cor de interferência do mineral. Por exemplo, o plagioclásio possui cor de interferência de primeira ordem, caracterizada por tons cinzas claros, brancos e amarelos claros. Os clinopiroxênios e as olivinas possuem cores de segunda ordem caracterizadas por tons fortes e mais claros de azul, verde, rosa, amarelo, lilás, etc. Minerais de alto índice de refração e birrefringência como zircão, titanita e calcita, possuem cores de interferência de terceira ordem, caracterizadas por tons extremamente brilhantes de amarelo, rosa, branco e cinza. A presença do acessório chamado de placa de quartzo ou cunha de gipso tem a função de desviar os comprimentos de onda gerados pelas cores de interferência, porque estes agem como um outro mineral, de cor de interferência conhecida e padronizada, o quartzo e a gipsita, que desvia os planos dos campos elétricos da luz que já foi rotacionada pelos minerais presentes na lâmina da rocha. Isso é feito para se descobrir em qual direção estão determinados planos cristalográficos dos minerais.

CARTA DE MICHEL-LEVY QUE RELACIONA CORES DE INTERFERÊNCIA DOS MINERAIS (NO SISTEMA ORTOSCÓPICO) COM A ESPESSURA DA LÂMINA DA ROCHA E VALORES DE BIRREFRINGÊNCIA. A CARTA CONSIDERA CORES DE 1ª A 6ª ORDENS.

Vimos alguns componentes do microscópio petrográfico. Ele possui uma fonte de luz, geralmente lâmpada halógena, com um polarizador inferior, o estágio onde a lâmina é colocada é chamado de platina e este é um disco de metal que gira em torno de seu próprio eixo. Girando o estágio do microscópio obtemos vários ângulos de exposição dos minerais à luz polarizada revelando suas propriedades ópticas que dependem essencialmente de como os raios luminosos atravessam em ângulos diferentes em relação aos planos cristalográficos dos minerais. As lentes objetivas foram citadas, depois temos o polarizador superior ou analisador, os acessórios placa de quartzo e cunha de gipso e a lente de Amici-Bertrand e por último as lentes oculares. Esta é a estrutura básica de um microscópio petrográfico. Pode-se fazer a descrição petrográfica em três etapas completas de configuração do microscópio. A primeira etapa é análise dos minerais à luz natural, onde apenas a luz polarizada inferior é usada e as propriedades dos minerais são avaliadas nestas condições. Algumas propriedades são relevo, pleocroísmo, clivagens, fraturas e linha de Becker. O relevo é o contorno do mineral em relação ao seu entorno. Quando o contorno é elevado, bem preto, o mineral tem índice de refração maior que os minerais a sua volta e ele é dito ter relevo alto. 

Quando o contorno do mineral é uma linha tênue ele tem relevo baixo, possui índice de refração inferior a dos minerais a sua volta. O pleocroísmo é a mudança de coloração ou tom de coloração quando o mineral é rotacionado. O exemplo clássico é a biotita que possui forte pleocroísmo. Quando os planos de clivagem da biotita estão paralelos à direção do polarizador ela adquire uma cor marrom escura ou negra, quando esse mesmo plano é rotacionado para ficar perpendicular à direção do polarizador inferior a biotita adquire coloração marrom ou verde clara. A clivagem representa planos de fraqueza bem definidos nos minerais, controlados pela estrutura cristalográfica deles. Geralmente se apresentam como linhas finas e tênues no interior de um grão mineral perfazendo toda a sua extensão. Podem existir clivagens em uma única direção como no caso da biotita, em duas direções com ângulos oblíquos nos piroxênios e três direções em ângulos oblíquos na calcita. Fraturas têm contornos escuros e são irregulares num grão mineral. Linhas de Becker são linhas de luz observadas na lente objetiva de 40X ou 50X quando mudamos o foco ao girar o ajuste do foco em sentido antihorário. Quando a linha observada nas bordas do mineral caminha para dentro do grão dizemos que seu índice de refração é elevado, quando a linha caminha para fora do grão o seu índice de refração é pequeno. Também podemos observar a forma do grão, seu hábito, e como estão dispostas as faces de um cristal. Por exemplo, o plagioclásio tem hábito tabular, tendendo a ter formas prismáticas. Quando um mineral tem todas as suas faces bem formadas, retas, dizemos que o grão é euedral ou euédrico. Quando algumas são distinguidas e outras não o grão é dito subedral ou subeuédrico e quando o grão é totalmente disforme, sem faces definidas, ele é denominado anedral ou anédrico.

No chamado sistema ortoscópico colocamos o polarizador superior ou analisador no sistema do microscópio, agora dizemos que os minerais são observados com os polarizadores cruzados, também chamados de nicois cruzados. Nesta situação observamos as propriedades: Extinção, cor de interferência e geminação. A extinção é o ângulo em que o grão mineral, quando rotacionado, fica completamente negro, o que significa que nesta posição você o observa ao longo de se eixo isotrópico, onde toda a luz transmitida é absorvida no analisador entregando um sinal nulo nas lentes oculares. O ângulo de extinção permite separar subgrupos de minerais. Por exemplo, os ortopiroxênios têm ângulos de extinção reta, ou seja, seus grãos extinguem nas posições 0º e 90º em relação a sua forma anedral prismática alongada no seu eixo maior. Já os clinopiroxênios têm extinção oblíqua com ângulos de extinção de 46º em média. A cor de interferência é uma propriedade fundamental para distinguir minerais uns dos outros. Plagioclásios têm cores de interferência branca a amarela pálida, ortopiroxênios têm cores de interferência cinzas claros a escuros ou amarelo queimado, clinopiroxênios possuem cores de interferência amarelo claro brilhante, olivina possui cores de interferência brilhantes rosa, azul, amarelo, verde e até branco. A geminação é outro aspecto importante dos minerais. Geminações ou maclas são estruturas de intercrescimento de um mesmo mineral em posições cristalográficas distintas. A característica diagnóstica dos plagioclásios bem formados é a sua geminação polissintética, um padrão zebrado, onde listras se extinguem e saem de extinção quando giramos o estágio do microscópio. Álcali-feldspatos bem desenvolvidos como a microclina também apresentam uma geminação cruzada característica chamada de geminação albita-periclina. O álcali-feldspato ortoclásio possui a característica geminação Carlsbad, em que dois cristais estão juntos em posições diferentes deixando um extinto e o outro claro. 

IMAGEM NO SISTEMA ORTOSCÓPICO DE UM CRISTAL EUEDRAL DE OLIVINA, APRESENTANDO COR DE INTERFERÊNCIA AZUL TURQUESA, O CRISTAL APRESENTA MÚLTIPLAS FRATURAS E ALGUMAS MANCHAS DE OXIDAÇÃO.

CRISTAL DE ORTOPIROXÊNIO (Opx) PRISMÁTICO SUBEUEDRAL AO MICROSCÓPIO NO SISTEMA ORTOSCÓPICO. OBSERVAMOS SUA COR DE INTERFERÊNCIA DE PRIMEIRA ORDEM, UM CINZA AZULADO, RELEVO ALTO E CLIVAGENS BEM DEFINIDAS EM UMA DIREÇÃO, EXISTEM PLANOS DE CLIVAGEM IMPERFEITOS PERPENDICULARES NÃO VISÍVEIS. EM VOLTA VEMOS VÁRIOS PEQUENOS CRISTAIS ANEDRAIS DE OLIVINA (Ol) COM VÁRIAS CORES DE INTERFERÊNCIA.

IMAGEM AO SISTEMA ORTOSCÓPICO DE GRANDE CRISTAL DE AUGITA COM CORES DE INTERFERÊNCIA DE SEGUNDA ORDEM ROSA E AMARELO CLARO. OBSERVAR AS LISTRAS AO LONGO DE TODA A EXTENSÃO DO CRISTAL, ESTAS LISTRAS SÃO LAMELAS DE EXSOLUÇÃO DE PIGEONITA NA AUGITA.

IMAGEM AO SISTEMA ORTOSCÓPICO DE UM CRISTAL SUBEUEDRAL TABULAR DE PLAGIOCLÁSIO COM SUA COR DE INTERFERÊNCIA CINZA CLARA A ESBRANQUIÇADA DE PRIMEIRA ORDEM. AQUI APARECEM REGIÕES EM EXTINÇÃO NO CRISTAL EM PADRÃO LISTRADO, A TÍPICA GEMINAÇÃO POLISSINTÉTICA DO PLAGIOCLÁSIO, ONDE OS CRISTAIS DE ALBITA E ANORTITA CRESCEM EM DIFERENTES PLANOS CRISTALOGRÁFICOS GERANDO DIFERENTES ÂNGULOS DE INTERAÇÃO COM A LUZ.

O outro modo de uso do microscópio petrográfico é através do sistema conoscópico. Neste caso, com os nicois cruzados, mudamos um acessório abaixo do estágio do microscópio chamado de condensador móvel ou iluminador oblíquo, esse condensador trata-se de uma lente logo abaixo da lâmina delgada que tem como objetivo tornar os raios de luz ligeiramente divergentes formando um cone de luz. Coloca-se na lente ocular de 40X ou 50X e então coloca-se a chamada lente de Amic-Bertrand. O objetivo da lente de Bertrand é separar os raios de luz em regiões de interferência destrutiva e interferência construtiva formando padrões circulares denomiandos figuras de interferência. Cada mineral é analisado como grão isolado no sistema conoscópico para determinar sua figura de interferência. Existem dois tipos de figura de inteferência, uma figura uniaxial e outra biaxial. Um cristal uniaxial forma padrões de interferência destrutiva, chamadas isógiras, em forma de cruz e minerais uniaxiais cristalizam nos sistema tetragonal, trigonal e hexagonal. Quando a figura forma arcos escuros, isto é, quando as isógiras são arcos em vez de uma cruz o cristal é biaxial. Minerais biaxiais cristalizam nos sistemas ortorrômbico, monoclínico e triclínico. É possível deduzir muito sobre a estrutura cristalina de um mineral utilizando as figuras de interferência. Exemplos de minerais uniaxiais são quartzo e o zircão. Os piroxênios, olivinas e plagioclásios são minerais biaxiais.  

 

À ESQUERDA FIGURA DE INTERFERÊNCIA UNIAXIAL DE UM GRÃO DE QUARTZO, À DIREITA FIGURA DE INTERFERÊNCIA BIAXIAL DE UM GRÃO DE OLIVINA.

Os sistemas à luz polarizada natural, ortoscópico e conoscópico em conjunto permitem a identificação qualitativa dos minerais. O microscópio petrográfico é uma poderosa ferramenta para o geólogo na área de petrologia. A petrologia consiste no estudo da descrição, composição química, classificação e da formação e evolução de processos geológicos de uma rocha. A rocha analisada representa uma amostra de um todo. Este todo pode representar um afloramento de sequências de rochas ígneas, sedimentares ou metamórficas, dentro de um contexto regional que pode revelar muito sobre eventos tectônicos, magmáticos ou de deposição/erosão sedimentar. No contexto da meteorítica, a ciência que estuda os meteoritos, os meteoritos representam amostras raras de corpos sólidos do Sistema Solar. As amostras de meteoritos disponíveis para estudo representam em grande parte os corpos menores do sistema solar, os asteroides. Muitos destes asteroides são de natureza condrítica, outros são fragmentos de protoplanetas diferenciados que foram quebrantados por colisões bilhões de anos atrás e ainda outros são asteroides gigantes diferenciados em crosta, manto e núcleo. Alguns raros meteoritos são amostras da crosta da Lua, de Marte e provavelmente do planeta Mercúrio. Não temos conhecimento de se algum meteorito não agrupado seja com certeza amostras de partes distantes do Sistema Solar, talvez de algum satélite pequeno de Júpiter ou Saturno, não sabemos. As amostras para o estudo petrológico na meteorítica são pontuais e escassas, o meteoriticista deve fazer uma profunda investigação realizando análises químicas refinadas nos meteoritos tais como análises pontuais de fases minerais através de microssonda eletrônica para obter teores dos elementos químicos maiores, menores e traços, através de espectrômetro de massa para obter dados de isótopos radiogênicos e estáveis e também análises do mais recente instrumento analítico, a microssonda iônica, que mede pontualmente a composição de isótopos estáveis numa amostra. Existem ainda outras técnicas analíticas tais como espectroscopia Mossbäuer, espectroscopia em infravermelho, Raman e ativação de nêutrons.

Com todas estes dados em mãos o petrólogo de meteoritos deve inferir modelos de formação e evolução do corpo parental desse meteorito. Mas diante de tanta tecnologia e avanço a etapa básica de petrografia é insubstituível. De nada adianta fazer análises em equipamentos complexos e caros numa lâmina de rocha às cegas sem fazer uma descrição petrográfica ao microscópio óptico. Sem isso o pesquisador não terá a menor ideia de qual caminho analítico tomar, ele não saberá que tipo de rocha é, não terá informações da mineralogia, textura, estrutura, etc. Sem saber nada da rocha através do microscópio petrográfico a pesquisa é cega e inútil. Falamos até agora dos minerais que permitem a transmissão da luz polarizada, mas quanto aos minerais opacos? Normalmente minerais metálicos tais como o ferro-níquel, troilita e sulfetos metálicos tais como pentlandita, pirrotita, cromita, ilmenita e oldhamita absorvem a luz sendo materiais opacos. Neste caso a análise petrográfica é feita à luz polarizada refletida. O microscópio possui um acessório extra que representa uma fonte de luz polarizada que atravessa a lente objetiva, reflete na superfície da lâmina da rocha e retorna para a ocular. Neste caso a lâmina da rocha não pode ter lamínula em cima e a superfície deve ser bem polida para que os minerais opacos ajam como refletores ideais e retornem o sinal luminoso com maior qualidade. O petrólogo vai avaliar as propriedades ópticas dos minerais opacos à luz refletida. As principais propriedades que podemos citar aqui como exemplo são cor, refletividade, anisotropia e maclas. Com respeito à cor tudo depende da fonte de luz, no entanto, considerando uma luz policromática polarizada o ferro-niquel se apresenta branco prateado claro a amarelo brilhante, a troilita tem cor bronze escura, cromita aparece com cor cinza clara, sulfetos de ferro como a pentlandita apresentam-se em tons de bronze brilhante, minerais de minério comuns como a magnetita apresenta cor preta acinzentada com maclas em duas direções aparecendo como linhas que lembram sulcos retos no grão mineral. A anisotropia do mineral é fornecida quando a refletividade, o grau de intensidade de luz recebido na lente ocular, modifica-se em ângulos específicos quando giramos o estágio do microscópio. Minerais opacos anisotrópicos não cristalizam no sistema cúbico.

IMAGEM À LUZ POLARIZADA REFLETIDA DA LÂMINA DELGADA DE UM METEORITO EVIDENCIANDO GRÃOS DE FERRO-NÍQUEL COM COR BRANCA PRATEADA E UMA INCLUSÃO DE TROILITA COM COR BRONZE CLARA EM UM GRÃO DE FERRO-NÍQUEL. AQUI O AUTOR CONSEGUIU IDENTIFICAR TAMBÉM PEQUENAS INCLUSÕES DE COBRE METÁLICO AO LADO ESQUERDO DA TROILITA.

Uma ferramenta muito importante para a distinção de fases opacas numa rocha é o microscópio eletrônico de varredura (MEV ou SEM, em inglês - Scanning Electron Microscope) associado a um equipamento de espectroscopia de dispersão de raios X, o EDS (sigla para Energy Dispersive Spectroscopy). O equipamento permite a obtenção de uma imagem em tons de cinza da região da lâmina de rocha e no caso de imagens em elétrons retroespalhados é possível distinguir fases que contêm mais elementos químicos de maior peso atômico de fases contendo elementos de menor peso atômico. Por exemplo, observando a imagem de elétrons retroespalhados de um grão de cromita ao lado de um grão de plagioclásio pode-se ver claramente a diferença porque o grão de cromita vai aparecer mais branco e o plagioclásio vai aparecer cinza. Devido à presença de cromo e ferro na cromita e de cálcio e sódio no plagioclásio, elementos de maior peso atômico e menor peso atômico respectivamente, mais elétrons são desviados do feixe de elétrons do microscópio em uma amostra contendo átomos pesados porque contêm mais elétrons para a interação ocorrer entregando para o computador um sinal mais forte do espectro de elétrons retroespalhados pela fase mineral. O EDS permite análise química pontual semi-quantitativa, devido à baixa precisão, das fases minerais, fornecendo os percentuais em massa dos elementos químicos na forma isolada ou na forma de seus óxidos. O limite de resolução analítica do EDS é geralmente de 1000 ppm até 100 ppm. A microssonda eletrônica seria um EDS mais sofisticado com mais cristais analisadores que utilizam comprimentos de onda de raios X em vez de energias de fótons de raios X e eles são calibrados constantemente com padrões de composições químicas conhecidas. A microssonda eletrônica tem uma resolução analítica de até 0,1 ppm, dependendo muito do equipamento e seu modo de operação. O EDS é muito útil para se ter uma análise química de qualidade boa e rápida, dando a oportunidade ao pesquisador de identificar com maior propriedade as fases minerais numa rocha. Por exemplo, supondo que identificamos na petrografia um grão de cromita, mas queremos ter a certeza de nossa descrição; ao realizar análise de EDS no suspeito grão de cromita o software vai nos mostrar a identidade química da cromita, aparecendo no espectro os picos de cromo, ferro e oxigênio. Os percentuais em óxidos do cromo e do ferro serão os dados entregados pelo software do equipamento. Realizando cálculos estequiométricos podemos chegar à fórmula empírica da cromita, confirmando nosso mineral em questão.

IMAGEM DE MEV DE ELÉTRONS RETROESPALHADOS DE UM CUMULATO CROMITÍFERO TERRESTRE, O PRINCIPAL MINÉRIO DE CROMO NO PLANETA. NA IMAGEM "D" OBSERVAMOS UM GRÃO DE CROMITA APARECENDO BRANCO E GRÃOS DE OLIVINA BEM CINZAS ESCUROS, DEMONSTRANDO A DIFERENÇA DE NÚMEROS ATÔMICOS MÉDIOS NESTES MINERAIS.

ESPECTRO DE EDS DE FERRO-NÍQUEL METÁLICO EM UM METEORITO, OBSERVAMOS OS DOIS PICOS DE ENERGIA DO FERRO E DO NÍQUEL. A ALTURA DO PICO É DIRETAMENTE PROPORCIONAL À CONCENTRAÇÃO DO ELEMENTO NA FASE.

Além da identificação e classificação dos minerais e texturas específicas nas rochas, a maioria dos meteoritos rochosos, com exceção dos condritos, são rochas ígneas ou brechas de rochas ígneas, geralmente plutônicas a subvulcânicas, que possuem composição básica de olivinas, ortopiroxênios, clinopiroxênios e plagioclásio. Tais meteoritos, os acondritos, são muitas vezes classificados de acordo com diagramas ternários utilizados para as rochas máficas e ultramáficas terrestres. O único equivalente vulcânico mais recorrente nos meteoritos são os basaltos. Os diagramas para dar nome a uma rocha levam em conta as frequências modais dos minerais numa lâmina delgada avaliada. Esse é chamado de percentual modal, quando contamos e estimamos a frequência de ocorrência dos minerais numa rocha. Por exemplo, um ortopiroxenito é uma rocha que possui mais de 90% de ortopiroxênio em sua composição. Assim os meteoriticistas também se valem dessas classificações de rocha para caracterizar muitos meteoritos acondritos.

DIAGRAMA TERNÁRIO DE CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS PLUTÔNICAS MÁFICAS ONDE OS EXTREMOS SÃO AS FREQUÊNCIAS MODAIS DE OPX, CPX E PLAGIOCLÁSIO. QUANDO A ROCHA TEM MAIS DE 90% DE PLAGIOCLÁSIO ELA RECEBE O NOME DE ANORTOSITO, QUANDO TEM 90% DE CPX É CHAMADA DE CLINOPIROXENITO E QUANDO TEM MAIS DE 90% DE OPX É CHAMADA DE ORTOPIROXENITO. UMA ROCHA COM PROPORÇÕES CONSIDERÁVEIS DE CPX E PLAGIOCLÁSIO É CHAMADA DE GABRO E ROCHAS COM PROPORÇÕES CONSIDERÁVEIS DE OPX E PLAGIOCLÁSIO SÃO CHAMADAS DE NORITOS, INTERMEDIÁRIAS SÃO GABRONORITOS. OS EQUIVALENTES VULCÂNICOS DOS GABROS SÃO GENERICAMENTE CHAMADOS DE BASALTOS.

DIAGRAMA TERNÁRIO DE CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS ULTRAMÁFICAS COM OS EXTREMOS SENDO OPX, CPX E OLIVINA, AS ROCHAS QUE PLOTAM NOS CAMPOS INTERMEDIÁRIOS RECEBEM O NOME GENÉRICO DE PERIDOTITOS, QUANDO POSSUEM MENOS DE 50% DE OLIVINA SÃO DITOS WEBSTERITOS E QUANDO POSSUEM MAIS DE 50% DE OLIVINA SÃO CHAMADOS DE LHERZOLITOS. AUSÊNCIA DE CPX CONFIGURA UM HAZBURGITO E AUSÊNCIA DE OPX CONFIGURA UM WHERLITO. O QUE NÃO APARECE NESTE DIAGRAMA SÃO OS TROCTOLITOS, ROCHAS COMPOSTAS DE 50% DE PLAGIOCLÁSIO E 50% DE OLIVINA.

A seguir vamos ver alguns exemplos de microscopia à luz polarizada de várias lâminas delgadas de diferentes grupos de meteoritos e como estão dispostos seus minerais, quais são suas composições mineralógicas, que texturas e estruturas estão presentes e como são descritas, dentre outros detalhes. Vamos avaliar cada lâmina delgada e observarmos a beleza destas rochas quando observadas através do microscópio petrográfico.

- CONDRITOS AO MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO:

IMAGEM COM NICOIS CRUZADOS DE UM CONDRITO L3.8 APRESENTANDO AINDA UMA MATRIZ INTERSTICIAL DE GRANULAÇAÕ FINA, ALGUNS CÔNDRULOS APARECEM DE FORMA VISÍVEL, UM CRIPTOCRISTALINO (C), OUTRO DE OLIVINA PORFIRÍTICA COM UM CRISTAL DE OLIVINA MARCADO (Ol) E CRISTAIS MENORES RESULTANTES DA MATRIZ RECRISTALIZADA COMO UM GRÃO DE ORTOPIROXÊNIO EVIDENCIADO (Opx).

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM CONDRITO H4 EVIDENCIANDO DOIS CÔNDRULOS UNTADOS, SUAS TEXTURAS SÃO DE OLIVINA BARRADA, AQUI A OLIVINA APRESENTA COR DE INTEFERÊNCIA AMARELA ESCURA. AO REDOR PODEMOS OBSERVAR NO CANTO INFERIOR ESQUERDO CRISTAIS DE CLINOPIROXÊNIO POBRE EM CÁLCIO CHAMADO CLINOENSTATITA. REGIÕES ESCURAS PODEM SER MINERAIS OPACOS, PRINCIPALMENTE FERRO-NÍQUEL.

IMAGEM COM NICOIS CRUZADOS DE UM CONDRITO CARBONÁCEO CV3 MOSTRANDO PEQUENOS CÔNDRULOS DE OLIVINA BARRADA E GRANULAR (Ol), UMA INCLUSÃO REFRATÁRIA CÁLCIO-ALUMINOSA (CAI) ESTÁ EM EVIDÊNCIA, CONSISTINDO DE UM AGLOMERADO POROSO DE MINERAIS COM COR DE INTERFERÊNCIA CINZA. A SETA MOSTRA O ESPAÇO INTERSTICIAL ESCURO, EM EXTINÇÃO, QUE É A MATRIZ AMORFA E CRIPTOCRISTALINA.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM CONDRITO CARBONÁCEO CM2, MOSTRANDO A ABUNDÂNCIA DE MATRIZ DE GRANULAÇÃO FINA, COMPLETAMENTE EM EXTINÇÃO ÓPTICA, ONDE ESTÃO MINERAIS DE ALTERAÇÃO AQUOSA DE BAIXA TEMPERATURA. ESPALHADOS NA MATRIZ ESTÃO PEQUENOS CÔNDRULOS E FRAGMENTOS DE CÔNDRULOS E CAIs.

IMAGEM À LUZ POLARIZADA NATURAL DE UMA LÂMINA INTEIRA DE UM CONDRITO ORDINÁRIO LL3.2, OBSERVAR A ABUNDÂNCIA DE CÔNDRULOS MUITO BEM DEFINIDOS, AQUI A ESCALA É DE 0,5 mm a 1 mm EM MÉDIA. OBSERVAR A POUCA QUANTIDADE DE MATRIZ NESTE CONDRITO.

- ACONDRITOS PRIMITIVOS AO MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO:

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM UREILITO, COMPOSTO DE MAIS DE 90% DE CRISTAIS DE OLIVINA (Ol) AQUI COM VÁRIAS CORES DE INTERFERÊNCIA. AS REGIÕES INTERSTICIAIS ESCURAS (ENTRE OS GRÃOS DE OLIVINA) SÃO A MATRIZ QUE É NORMALMENTE COMPOSTA DE FERRO-NÍQUEL E MATERIAL CRIPTOCRISTALINO NORMALMENTE DE COMPOSIÇÃO CARBONÁCEA, PRINCIPALMENTE GRAFITA.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM LODRANITO, NOTAR A GRANULAÇÃO GROSSA COMPOSTA DE OLIVINA (Ol), ORTOPIROXÊNIO (Opx) E FERRO-NÍQUEL METÁLICO ABUNDANTE (Met), O METAL EXISTE NOS INTERSTÍCIOS. OS GRÃOS TENDEM A FORMAR CONTATOS EM GEOMETRIA TRÍPLICE COM ÂNGULOS APROXIMADOS DE 120º INDICANDO TEXTURA DE EQUILÍBRIO METAMÓRFICO. OS LODRANITOS SÃO ROCHAS RESULTANTES DE METAMORFISMO DE ALTO GRAU DE ROCHAS ORIGINALMENTE CONDRÍTICAS.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM ACAPULCOÍTO, QUE ESSENCIALMENTE TEM A MESMA COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DOS LODRANITOS, AS PORÇÕES ESCURAS INTERSTICIAIS SÃO FERRO-NIQUEL, EXCETO QUE OS ACAPULCOÍTOS TÊM A GRANULAÇÃO MAIS FINA, A IMAGEM DOS LODRANITOS ACIMA ESTÁ NA MESMA ESCALA COMPARANDO O TAMANHO DOS GRÃOS. OS ACAPULCOÍTOS FORMAM UMA SÉRIE PETROLÓGICA COM OS LODRANITOS, ONDE ESTES PRIMEIROS SÃO RESULTANTES DE METAMORFISMO DE ALTO GRAU DE CONDRITOS, MAS AINDA DE MENOR GRAU QUE OS LODRANITOS.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM WINONAÍTO, QUE PARECE TER A MESMA TEXTURA DOS ACAPULCOÍTOS, A MINERALOGIA É A MESMA, MAS A GRANULAÇÃO É LIGEIRAMENTE MENOR E A QUANTIDADE MODAL (PERCENTUAL EM VOLUME) DE FERRO-NÍQUEL É MAIOR. OS WINONAÍTOS SÃO AGRUPADOS COM OS METEORITOS METÁLICOS CONTENDO SILICATOS, TAMBÉM CONSIDERADOS DE ORIGEM METAMÓRFICA A PARTIR DE ROCHAS ORGINALMENTE CONDRÍTICAS. NA IMAGEM É POSSÍVEL NOTAR UM VEIO DE METAL CORTANDO A ROCHA, INDICANDO PROVÁVEL EVENTO DE IMPACTO EM SEU ASTEROIDE PARENTAL.

IMAGEM COM OS POLARIZADORES CRUZADOS DE UM BRACHINITO, UMA ROCHA COMPOSTA PRATICAMENTE POR OLIVINA, AQUI VEMOS CRISTAIS DE OLIVINA COM VÁRIAS CORES DE INTERFERÊNCIA, A REGIÃO ESCURA NO CENTRO É OUTRO GRÃO DE OLIVINA EM EXTINÇÃO. ELE É CLASSIFICADO COMO UM DUNITO, UMA ROCHA COMPOSTA POR MAIS DE 90% DE OLIVINA. NÃO SE SABE SE OS BRACHINITOS SÃO RESULTANTES DE CRISTALIZAÇÃO CUMULÁTICA A PARTIR DE UM MAGMA DE COMPOSIÇÃO CONDRÍTICA OU SE REPRESENTA RESTITO DE FUSÃO PARCIAL DE MATERIAL ORIGINALMENTE CONDRÍTICO. DIFERENTEMENTE DOS UREILITOS, OS BRACHINITOS POSSUEM GRÃOS MAIS ARREDONDADOS DE OLIVINA E NÃO POSSUI MATRIZ COM ABUNDANTE FERRO-NÍQUEL, GRAFITA É AUSENTE NOS BRACHINITOS.

- ACONDRITOS DIFERENCIADOS AO MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO:

IMAGEM COM NICOIS CRUZADOS DE UM ANGRITO MOSTRANDO CRISTAIS ESQUELETAIS (PRISMAS CURTOS E FORMAS PONTUDAS) TÍPICA TEXTURA DE ROCHA VULCÂNICA, A COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA É ESSENCIALMENTE CLINOPIROXÊNIO (Cpx), PLAGIOCLÁSIO (Pl) E OLIVINA (Ol) CLASSIFICANDO ESTE COMO UM OLIVINA BASALTO. OS ANGRITOS SÃO RESULTANTES DE VULCANISMOS EM EMBRIÕES PLANETÁRIOS OCORRIDOS HÁ 4,55 BILHÕES DE ANOS.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM AUBRITO COM TEXTURA DE BRECHA, PROVAVELMENTE UMA BRECHA DE IMPACTO COM ABUNDANTES CLASTOS DE CRISTAIS DE ORTOPIROXÊNIO MAGNESIANO (ENSTATITA) E OLIVINA MAGNESIANA EM MENOR QUANTIDADE, A REGIÃO ESCURA PODEM SER CRISTAIS EM EXTINÇÃO ÓPTICA, MAS TAMBÉM REPRESENTA MATRIZ DE MATERIAL VITRIFICADO. OS AUBRITOS SÃO RESULTADO DA FUSÃO PARCIAL DE CONDRITOS ENSTATITOS, FORMANDO UMA ROCHA CLASSIFICADA COMO ORTOPIROXENITO MAGNESIANO OU MAIS APROPRIADAMENTE UMA ACONDRITO ENSTATITO.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE LÂMINA INTEIRA DE UM HOWARDITO, UMA ROCHA COM TÍPICA TEXTURA DE BRECHA. OS CLASTOS COLORIDOS AQUI SÃO GRÃOS DE OLIVINA E ORTOPIROXÊNIO IMERSOS NUMA MATRIZ FINA DE MESMA COMPOSIÇÃO. ALGUNS GRÃOS BRANCOS PODEM SER CRISTAIS DE PLAGIOCLÁSIO. OS HOWARDITOS SÃO RESULTADO DE LITIFICAÇÃO DE MATERIAL INCONSOLIDADO DO REGOLITO DO ASTEROIDE 4 VESTA. ESSE MATERIAL É UNIDO EM UMA ROCHA ATRAVÉS DE IMPACTOS NA SUPERFÍCIE DO ASTEROIDE, FUNDINDO E UNTANDO OS CLASTOS ANTES SEPARADOS NO REGOLITO. HOWARDITOS CONTÊM FRAGMENTOS DE EUCRITOS E DIOGENITOS.

IMAGEM COM POLARIZADORES CRUZADOS DE UM EUCRITO, OBSERVAR OS CRISTAIS ALONGADOS DE HÁBITO ACICULAR DE PLAGIOCLÁSIO (Pl) FORMANDO EMARANHADOS DE AGULHAS DE PLAGIOCLÁSIO E CRISTAIS DE CLINOPIROXÊNIO PIGEONITA (Cpx). ESSA TEXTURA DE CRISTAIS ACICULARES E ESQUELETAIS É TÍPICA DE RÁPIDO RESFRIAMENTO NO CORPO PARENTAL, OU SEJA, UMA ROCHA VULCÂNICA. OS EUCRITOS SÃO BASALTOS DE ORIGEM EM DERRAMES VULCÂNICOS OU INTRUSÕES SUBVULCÂNICAS NA CROSTA DO ASTEROIDE 4 VESTA.

LÂMINA PETROGRÁFICA SOB POLARIZADORES CRUZADOS DE UM DIOGENITO, ESTA ROCHA É COMPOSTA POR MAIS DE 90% DE ORTOPIROXÊNIO MAGNESIANO E OLIVINA COMO MINERAL ACESSÓRIO. OS DIOGENITOS SÃO CUMULATOS ULTRAMÁFICOS, ROCHAS PLUTÔNICAS CRISTALIZADAS NO INTERIOR DA CROSTA DO ASTEROIDE 4 VESTA. ELES COMPÕEM UM GRUPO JUNTO DOS EUCRITOS E DOS HOWARDITOS.

- ACONDRITOS PLANETÁRIOS AO MICROSCÓPIO PETROGRÁFICO:

IMAGEM À LUZ POLARIZADA NATURAL DE UM SHERGOTTITO, METEORITO MARCIANO, COM CRISTAIS DE ORTOPIROXÊNIO (Opx) E PLAGIOCLÁSIO VITRIFICADO DE IMPACTO EM BRANCO CHAMADO DE MASKELYNITA (Mask). A PRESENÇA DE MASKELYNITA INDICA ESTÁGIO DE CHOQUE ELEVADO, TÍPICO DE MUITOS SHERGOTTITOS, DEVIDO AO PODER DO IMPACTO NECESSÁRIO EM MARTE PARA EJETAR PEDAÇOS DA CROSTA MARCIANA PARA O ESPAÇO INTERPLANETÁRIO.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM NAKHLITO, UM METEORITO MARCIANO, COMPOSTO PRATICAMENTE POR CLINOPIROXÊNIO RICO EM CÁLCIO (AUGITA), SENDO UMA ROCHA PLUTÔNICA CUMULÁTICA, UM CLINOPIROXENITO MARCIANO.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DO PRIMEIRO METEORITO CHASSIGNITO, O PRÓPRIO CHASSIGNY, METEORITO MARCIANO, EVIDENCIANDO GRANDES CRISTAIS DE OLIVINA (Ol) ABUNDANTES E CLINOPIROXÊNIO (Cpx) INTERSTICIAL COM LAMELAS DE EXSOLUÇÃO. OS CHASSIGNITOS SÃO DUNITOS, ROCHAS COMPOSTAS POR MAIS DE 90% DE OLIVINA, DE TEXTURA CUMULÁTICA PLUTÔNICA. OS CHASSIGNITOS SÃO PROVAVELMENTE RESULTADO DE CRISTALIZAÇÃO MAGMÁTICA NO INTERIOR DA CROSTA DO PLANETA MARTE.

IMAGEM COM OS POLARIZADORES CRUZADOS DE UMA BRECHA ANORTOSÍTICA LUNAR, CLASSIFICADA COMO BRECHA DE REGOLITO. A PORÇÃO ESCURA É UMA MATRIZ QUE CONTÉM EVIDÊNCIAS DE QUE ESTA ROCHA ERA REGOLITO LUNAR, TAIS COMO GASES SOLARES IMPLANTADOS, MICROMETEORITOS, VIDRO DE IMPACTO ESFERULÍTICO, ETC. BOA PARTE DOS CLASTOS BRANCOS E FRAGMENTOS SÃO DE PLAGIOCLÁSIO E ROCHAS CONTENDO PLAGIOCLÁSIO. AS BRECHAS ANORTOSÍTICAS SÃO ORIUNDAS DE IMPACTOS RECORRENTES NAS TERRAS ALTAS LUNARES DE COMPOSIÇÃO PREDOMINANTEMENTE ANORTOSÍTICA E TROCTOLÍTICA.

IMAGEM COM OS NICOIS CRUZADOS DE UM BASALTO LUNAR, ORIUNDO DOS MARES LUNARES, ONDE OBSERVAMOS TEXTURAS SIMILARES A DOS EUCRITOS, COM CRISTAIS ACICULARES DE PLAGIOCLÁSIO, CRISTAIS ESQUELETAIS DE CLINOPIROXÊNIO PROVAVELMENTE DE COMPOSIÇÃO AUGITA E OLIVINA. TEXTURA TÍPICA DE ROCHA VULCÂNICA, PORTANTO CLASSIFICADA COMO BASALTO.