formação, minerais, tipos e usos
Fique ao pé do Half Dome, no vale de Yosemite, e o que você tem diante dos olhos é um afloramento de rocha plutônica com quilômetros de espessura, que cristalizou há cerca de 93 a 90 milhões de anos, a quilômetros de profundidade sob um arco vulcânico do Cretáceo. A maioria dos visitantes chama essa rocha de granito. Um petrólogo diria granodiorito. A distância entre a palavra do dia a dia e a definição mineralógica rigorosa é parte do que faz do granito uma das rochas mais estudadas e mais discutidas da geologia.
O que é o granito?
O granito é uma rocha ígnea plutônica, félsica e de granulação grossa, dominada por quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio. Na classificação QAPF da IUGS, de Streckeisen (1976), o granito propriamente dito contém de 20 a 60% de quartzo em volume, e o feldspato alcalino representa de 35 a 90% do feldspato total. Ele cristaliza lentamente, em profundidade, a partir de um magma rico em sílica, o que lhe dá uma textura fanerítica de cristais entrelaçados.
A palavra vem do latim granum, “grão”, em referência a esse mosaico visível de cristais. O granito forma boa parte da crosta continental superior e é o tipo de rocha dominante nos crátons, nos núcleos dos cinturões orogênicos e nos grandes batólitos situados sob os arcos vulcânicos. O basalto é a rocha do assoalho oceânico; o granito é a rocha dos continentes.
Química, mineralogia e estrutura cristalina
O granito é supersaturado em sílica. O SiO2 da rocha total costuma ficar entre 69 e 77% em peso, com Al2O3 em torno de 12–16% em peso, e a soma Na2O + K2O em geral ultrapassa 7% em peso. Essa composição obriga o quartzo livre a cristalizar junto com o feldspato, em vez de ser absorvido pelos tectossilicatos.
Os minerais essenciais são o quartzo (SiO2), o feldspato alcalino (ortoclásio ou microclínio, KAlSi3O8, muitas vezes pertítico) e o plagioclásio sódico (de oligoclásio a andesina, An10–30). A biotita é o mineral máfico mais comum; a muscovita aparece nas variedades peraluminosas e a hornblenda, nas metaluminosas. Entre as fases acessórias estão zircão, apatita, titanita, monazita, allanita, ilmenita e magnetita. Juntas, raramente passam de um por cento da rocha; ainda assim, só o zircão abriga a maior parte do U e do Th que ela contém, e é o mineral mais usado na datação radiométrica.
Ficha técnica
| Propriedade | Faixa típica |
|---|---|
| Dureza efetiva global | ~6–7 (escala de Mohs, agregado mineral) |
| Peso específico | 2,65–2,75 g/cm³ |
| Porosidade | Geralmente < 1% |
| Textura | Fanerítica, de equigranular a porfirítica |
| Granulação | 1–10 mm (localmente chegando a centímetros) |
| Cor | Branca, cinza, rosa, salmão, raramente esverdeada |
| SiO2 | 69–77% em peso |
| Temperatura de cristalização | ~700–900 °C |
| Pressão de alojamento | 0,2–1,0 GPa (≈ 5–30 km de profundidade) |
A cor é, em boa parte, uma questão de feldspato. Os granitos rosa e salmão são ricos em feldspato potássico, colorido por traços de ferro e por inclusões submicroscópicas de hematita. Os granitos cinza têm mais plagioclásio. O “granito preto” comercial, usado em monumentos e bancadas, é quase sempre gabro ou diabásio, uma rocha plutônica basáltica sem nenhum quartzo. O comércio de pedras e o petrólogo discordam com frequência e com cortesia.
Como se forma o granito
O granito nasce de um fundido félsico que cristaliza em profundidade. Esse fundido pode vir por dois caminhos principais. Um é a cristalização fracionada de um magma parental mais máfico, em que olivina, piroxênio e plagioclásio cálcico precoces se depositam e o líquido residual evolui para composições ricas em sílica. O outro é a anatexia, a fusão parcial de rochas crustais preexistentes sob alto fluxo de calor. A maioria dos petrólogos atuais trata os grandes volumes graníticos como produtos de fusão crustal modificada por recarga máfica vinda do manto, embora a contribuição relativa de cada processo continue em debate.
Seguindo Chappell e White (1974), os granitos são classificados conforme a fonte:
- Tipo S: derivados da fusão de protólitos sedimentares ou metassedimentares. Peraluminosos, muitas vezes com muscovita, comuns em cinturões colisionais como o Cinturão Dobrado de Lachlan, no sudeste da Austrália.
- Tipo I: derivados da fusão de crosta ígnea (metaígnea) mais antiga. De metaluminosos a levemente peraluminosos, com hornblenda, característicos de arcos vulcânicos continentais.
- Tipo A: anorogênicos, de alta temperatura, muitas vezes alcalinos e anidros; definidos por Loiselle e Wones (1979). Típicos de riftes e da extensão pós-colisional. Bonin (2007) e trabalhos posteriores, entre eles Sasim et al. (2024), sustentam que o tipo A não é uma única família petrogenética, mas uma química convergente produzida por fontes variadas.
- Tipo M: de origem mantélica, raros, encontrados em alguns ambientes primitivos de arco de ilhas. Quantitativamente pouco expressivos no registro continental.
Os experimentos de Patiño Douce e Harris (1998) com metapelitos do Himalaia mostraram que a fusão por desidratação da muscovita começa a 750–800 °C e 0,6–1,0 GPa e produz líquidos praticamente idênticos aos leucogranitos naturais. A desidratação da biotita ocorre em temperaturas mais altas. Essas reações liberam apenas alguns por cento em peso de água: o suficiente para lubrificar a extração do fundido, mas não para inundar o magma em ascensão.
Uma vez gerado, o fundido granítico sobe pela crosta e se acumula em plútons que vão de stocks de escala quilométrica a batólitos que cobrem centenas de milhares de quilômetros quadrados, como o Batólito de Sierra Nevada, na Califórnia, ou o Batólito Costeiro do Peru. As profundidades de alojamento abrangem cerca de 5–30 km. A velha imagem dos livros didáticos era a de uma única câmara magmática bulbosa, inflando como um balão. Essa imagem foi em grande parte superada.
Glazner, Bartley, Coleman, Gray e Taylor (2004), em artigo na GSA Today, argumentaram, com base na geocronologia U–Pb em zircão da Suíte Intrusiva Tuolumne, que grandes plútons se montam de forma incremental ao longo de milhões de anos. A datação mais refinada de Bartley, Glazner e Coleman (2018), na Geosphere, deu mais nitidez ao quadro para o plúton do Half Dome em particular. O Granodiorito Half Dome, mapeado como um único corpo, forneceu idades de zircão entre 92,8 ± 0,1 e 89,8 ± 0,8 Ma: uma duração de 3–4 milhões de anos, incompatível com qualquer câmara magmática única termicamente viável. O modelo que ganhou terreno desde então, em parte graças ao arcabouço do “mush cristalino” (crystal mush) de Bachmann e Bergantz (2004), no Journal of Petrology, trata os batólitos como reservatórios de longa duração, em sua maior parte cristalinos, periodicamente rejuvenescidos por recargas máficas.
Localidades notáveis
O Batólito de Sierra Nevada, na Califórnia, é o batólito de arco cretáceo clássico dos livros didáticos: cerca de 600 km de comprimento, composto sobretudo de granodiorito e granito, exposto em Yosemite como o Granito El Capitan, o Granodiorito Half Dome e o Granodiorito Cathedral Peak. Stone Mountain, na Geórgia, é um único plúton exposto de granito com biotita do Carbonífero tardio (~300 Ma), exumado e intemperizado até formar um domo que se ergue cerca de 251 m acima do piemonte ao redor. O Granito Conway, em New Hampshire, é um membro mesozoico de complexo anelar da série magmática White Mountain, com geoquímica clássica do tipo A.
Na Europa, o Batólito Cornubiano, no sudoeste da Inglaterra, forma os afloramentos de Land’s End, Dartmoor e Bodmin Moor, granitos permianos do tipo S famosos pela mineralização de estanho e tungstênio. O Granito do Monte Branco, nos Alpes ocidentais, é uma intrusão carbonífera (~303 Ma) soerguida por cavalgamentos durante a orogenia alpina. O plúton de Adamello, no norte da Itália, é uma intrusão composta clássica do Eoceno–Oligoceno, montada de forma incremental.
Os granitos de Assuã, no sul do Egito, rochas pré-cambrianas do Escudo Árabe-Núbio, forneceram os obeliscos e a estatuária do Egito faraônico. A Suíte Granítica do Cabo, na África do Sul, forma o substrato das encostas inferiores da Montanha da Mesa. O Complexo Erongo, na Namíbia, é um complexo anelar cretáceo do tipo A, famoso por suas águas-marinhas de qualidade gemológica. No corredor Himalaia–Karakoram, leucogranitos do Mioceno formam um cinturão descontínuo de mais de 2.200 km, do Nanga Parbat ao Namche Barwa. A região de Kosciuszko, na Austrália, expõe granitos do Siluriano do Cinturão Dobrado de Lachlan, a área-tipo da petrogênese do tipo S.
Variedades e rochas relacionadas
“Granito”, no sentido amplo de campo, refere-se a qualquer membro da família dos granitoides. O esquema QAPF divide essa família em campos composicionais com nomes próprios, e a textura acrescenta novas subdivisões:
- Álcali-feldspato granito: o feldspato alcalino representa > 90% do feldspato total (campo 2).
- Sienogranito e monzogranito: as duas metades do campo 3, separadas em A/(A+P) = 65.
- Granodiorito: o plagioclásio supera o feldspato alcalino (campo 4). A rocha dominante na maioria dos batólitos “graníticos”, inclusive o de Sierra Nevada.
- Tonalito: rico em quartzo e com muito pouco feldspato alcalino (campo 5); dominado por plagioclásio.
- Granito porfirítico: fenocristais grossos de feldspato potássico em uma matriz de granulação mais fina.
- Granito rapakivi: distingue-se pelo feldspato alcalino ovoide envolvido por plagioclásio; descrito pela primeira vez na Finlândia por Sederholm, em 1891; tipicamente do tipo A e do Proterozoico médio.
- Granito gráfico: intercrescimento íntimo de quartzo e feldspato alcalino que produz desenhos de aspecto rúnico, formado por cocristalização simultânea em pegmatitos.
- Pegmatito e aplito: os termos extremos de textura, grossa e fina, dos diferenciados graníticos tardios. Os pegmatitos hospedam boa parte da produção mundial de lítio, berílio, tântalo e gemas.
- Leucogranito: < 5% de minerais máficos; clássico no Alto Himalaia.
Por que o granito importa
Do ponto de vista prático, o granito é extraído em pedreiras há pelo menos 5.000 anos. As pirâmides de Gizé usaram granito de Assuã em suas câmaras internas e sarcófagos, e a pirâmide de Miquerinos foi revestida de granito nas dezesseis fiadas inferiores. Os pilares da ponte Eads, em St. Louis, o Monte Rushmore (esculpido no Granito Harney Peak, de 1,7 Ga), a Agulha de Cleópatra, os meios-fios da Londres do século XIX e uma parcela considerável de todas as bancadas de cozinha modernas são de granito ou de rochas muito próximas dele. As pedras de curling são, por tradição, torneadas em microgranito de Ailsa Craig, uma pequena ilha escocesa.
Do ponto de vista científico, a rocha pesa muito mais. O granito é o componente dominante da crosta continental superior, e os continentes são o que distingue a Terra de qualquer outro corpo rochoso do Sistema Solar. Os zircões extraídos de rochas graníticas continuam sendo o arquivo mais importante da história da Terra primitiva; o mais antigo mineral terrestre conhecido, um zircão detrítico de Jack Hills, na Austrália Ocidental, vem de um protólito granítico e tem idade de 4,404 ± 0,008 Ga (Wilde et al., 2001, Nature). A química do granito acompanha o regime de tectônica de placas: composições do tipo I e granodioríticas marcam arcos de subducção, os tipos S marcam colisões continentais e os tipos A marcam extensão. Leia os granitos de uma região e você poderá ler a sua história tectônica.
Como identificar o granito em campo
Três testes rápidos funcionam em uma amostra de mão. Primeiro, a rocha deve ser grossa o bastante para que os grãos minerais individuais sejam visíveis sem lupa; isso descarta o riolito, o equivalente vulcânico do granito, que é de granulação fina ou vítreo. Segundo, você deve ver três minerais diferentes em quantidades mais ou menos comparáveis: quartzo cinza e vítreo (sem clivagem, fratura conchoidal), feldspato rosa ou branco (boa clivagem a ~90°, muitas vezes com estrias no plagioclásio) e lamelas escuras de biotita ou cristais curtos e atarracados de hornblenda. Terceiro, a trama deve ser isotrópica e granular, com os cristais entrelaçados ao acaso. Uma trama planar ou bandada, com camadas claras e escuras, aponta para o gnaisse, o primo metamórfico do granito, e não para o granito propriamente dito.
O feldspato potássico tende a ser mais rosado; o plagioclásio tende a ser mais branco e, com uma lupa de mão, pode mostrar finas estrias de macla. Se um grão de feldspato rosa exibe filetes pertíticos, você quase certamente está diante de um granito ou de um sienito. Se não houver quartzo algum, a rocha é um sienito ou um monzonito, e não um granito.
Debates científicos em andamento
A petrologia do granito parece resolvida vista de longe e é tudo menos isso de perto. Quatro debates dominam a literatura atual.
Taxas de montagem dos plútons e o “problema do granito”. O modelo de montagem incremental de Glazner et al. (2004), em escalas de tempo de milhões de anos, é hoje o dominante, mas estudos de campo, geoquímicos e analógicos continuam discutindo se grandes corpos magmáticos transitórios chegaram a existir sob o arco vulcânico. Uma síntese de 2025 na Nature Reviews Earth & Environment (Bergantz e coautores) descreve a crosta superior como uma coluna de mush de longa duração, da qual um fundido passível de erupção é extraído ocasionalmente. Como um plúton quimicamente homogêneo surge de muitas pequenas intrusões, cada uma com a sua própria geoquímica, continua sem explicação satisfatória.
Armazenamento frio versus armazenamento quente. A cronometria por difusão aplicada à zonação de zircão, quartzo e feldspato sugere que os cristais passam a maior parte da existência abaixo do solidus ou perto dele, mobilizados apenas por pouco tempo antes da erupção. Os críticos respondem que termômetros e relógios de difusão carregam, cada um, as próprias premissas de modelo. A história térmica de um cristal granítico “médio” continua sendo recalibrada, artigo por artigo.
Petrogênese do tipo A. Loiselle e Wones (1979) reuniram sob um único rótulo um conjunto diverso de granitos anorogênicos, ricos em Fe e em HFSE. Bonin (2007) e contribuições mais recentes na Lithos (entre elas Sasim et al. 2024, sobre leucogranitos do tipo A do Cazaquistão) tratam o tipo A como uma textura e uma química convergentes, produzidas por rochas-fonte e regimes tectônicos muito diferentes. Não existe uma receita única para o tipo A.
Leucogranitos do Himalaia e colisão continental. Patiño Douce e Harris (1998) mostraram experimentalmente que a fusão por desidratação pura de metapelitos reproduz a química dos leucogranitos. Um conjunto mais recente de artigos na Lithos e na EPSL (Hou et al. 2012; Zhang et al. 2018; Wu et al. 2020; revisões até 2023) aponta para uma contribuição de magmas máficos acumulados na base da crosta (underplating) e de fluidos crustais. Saber se os leucogranitos do Himalaia datam a colisão Índia–Ásia ou apenas o relaxamento térmico pós-colisional depende de qual modelo está correto.
