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Magma

 

Magma
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Sob a crosta terrestre encontra-se uma vasta e profunda região, similar a um oceano semifluido de material a elevada temperatura que constitui o magma.

Sua emissão para a superfície, através das crateras dos vulcões, constitui um dos mais impressionantes espetáculos da natureza.

Magma é o material semifluido, altamente aquecido (de 800 a 1.200o C), encontrado em regiões profundas da crosta terrestre e que consiste predominantemente de silicatos em fusão (ou líquidos).

O magma que flui contém cristais em suspensão e bolhas de gás. Quando expelido violentamente pelos vulcões, recebe o nome de lava e, pelo resfriamento e solidificação, dá origem às rochas magmáticas ou ígneas.

A composição química dos magmas só pode ser conhecida após sua solidificação. Observa-se então que o oxigênio é o elemento mais abundante. A composição química das rochas ígneas pode ser expressa em termos de sua quantidade de óxidos. O mais importante deles é o de silício (SiO2), que compõe 35 a 75% de uma rocha magmática típica.

As rochas magmáticas de origem crostal profunda que afloram na superfície da Terra acham-se totalmente cristalizadas.

Isso acontece porque o magma que as originou encontrou condições necessárias para a cristalização: altas pressões e temperaturas lentamente decrescentes num meio inicialmente líquido.

Os primeiros constituintes dos magmas a se cristalizar são os minerais ditos "pirogenéticos", que incluem a maioria dos silicatos encontrados como constituintes primários das rochas básicas -- as olivinas, a maioria dos piroxênios, os plagioclásios cálcicos etc. A separação dos minerais pirogenéticos deixa o líquido relativamente rico em água e em vários outros componentes de pesos atômicos e moleculares baixos, conhecidos pelos nomes de voláteis, hiperfusíveis ou constituintes fugitivos. Os minerais ditos "hidratogenéticos" exigem para sua formação alta concentração desses voláteis.

A história do resfriamento e da cristalização de um magma pode ser dividida em diferentes estágios, baseados principalmente na temperatura e na concentração dos voláteis.

Denomina-se província magmática ou petrográfica uma região relativamente ampla da crosta terrestre que contém rochas ígneas aproximadamente da mesma idade, derivadas da mesma matriz magmática. Uma província desse tipo é a existente ao redor de Roma e Nápoles, na Itália. Os maciços alcalinos de Itatiaia e de Passa Quatro, que abrangem partes dos estados de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo, constituem também uma província petrográfica ou magmática.

Fonte: geocities.yahoo.com.br

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INTRODUÇÃO

Magmas são complexas fusões naturais de rochas, de consistência viscosa, com temperaturas que variam entre 1.500°C e 700°C.

Magmas quando solidificados formam as rochas ígneas.

Magmas são formados por três fases principais: uma fase líquida majoritária (silicatos fundidos e íons metálicos), uma fase sólida (os cristais) e uma fase gasosa.

A fase líquida dos magmas é formada por silicatos fundidos (ainda que há outras possibilidades, como é o caso por exemplo dos magmas carbonatíticos - formados por carbonatos) com proporções variadas de cátions (Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Ti entre outros) junto com íons metálicos (Fe2+, Fe3+, Mg2+, Na+ entre outros). A fase sólida pode ser constituída por cristais que formam-se inicialmente a partir do próprio líquido ou serem incorporados no magma (xenocristais), junto com fragmentos de rochas (xenólitos) incorporados durante a ascensão em direção as porções superiores da Terra. A fase gasosa inclui vapor de água, dióxido de carbono, dióxido de enxofre e muitos outros.

A parte rochosa da Terra é sólida sob condições normais de temperatura e pressão. Vulcanismo é a erupção de rocha fundida ou parcialmente fundida (o magma) sobre a crosta terrestre. Portanto, o primeiro passo para geração de vulcões na superfície é a fusão de rochas em profundidade.

GERAÇÃO DOS MAGMAS

A geração de magmas e o movimento e a cristalização desses líquidos magmáticos são os mecanismos primários por meio do qual o planeta Terra diferenciou-se em núcleo, manto e crosta oceânica e continental.

Atualmente, a geração de magmas é limitada aos 200 km mais externos do planeta, dentro das camadas mais superiores do manto e na crosta.

Evidências sobre o ambiente e condições de geração de magmas são fornecidas por estudos geofísicos (sísmicos e geotérmicos), por estudos de fragmentos de rochas (xenólitos) transportados pelos magmas desde as suas regiões de origem, e também por estudos de petrologia experimental que procuram reproduzir em laboratório as condições de temperatura e pressão em que os magmas são formados.

O processo de geração de magmas raramente é uma fusão completa, sendo o que normalmente ocorre é uma fusão parcial das rochas do manto na astenosfera, ou do manto superior ou crosta inferior na litosfera, aonde se vai produzindo de forma progressiva a fusão dos componentes minerais menos refratários entre os que compõe a rocha que está sendo fundida. Os magmas formados dessa maneira (in situ) e que não tenham sofrido processos de diferenciação (vistos abaixo) são denominados de magmas primários.

A fusão parcial de rochas pode ocorrer por uma elevação da temperatura, por descompressão, pela variação na composição química dos fluídos do sistema ou por uma combinação desses fatores.

Fusões de rochas por descompressão e por variação na composição química do sistema são dominantes no manto terrestre, porque na astenosfera o transporte de massa é muito mais rápido que o transporte de calor e, também, porque a geração de calor interno por decaimento radioativo é pequena atualmente. Ao contrário, na litosfera, que inclui a crosta, o transporte de massa e as temperaturas ambientais são mais baixas, assim que um aumento na temperatura por fluxo de calor radioativo ou geração de calor é requerido para ocorrer a fusão de rochas. Entretanto, para a Terra como um todo a fusão astenosférica gera muito maior volume de magma a cada ano do que as fusões litosféricas.

Fusão por descompressão

Fusão por descompressão é o principal processo de geração de magmas na Terra e ocorre em cordilheiras meso-oceânicas e em ilhas vulcânicas, como o Havaí e Islândia.

Fusão por descompressão ocorre em qualquer lugar onde o magma originado no manto alcança profundidades rasas. Em zonas de rifteamento, onde as placas tectônicas são afastadas, fraturas profundas atingem o manto sólido, liberando a pressão interna. O manto responde a diminuição pressão ascendendo para preencher o espaço vazio. Devido à diminuição da pressão, o manto funde espontaneamente e flui para cima, pelas mesmas fraturas profundas, sem adição de calor.

Fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema

Fusão induzida por variações na composição química dos fluídos do sistema é o segundo processo mais importante de geração de líquidos magmáticos no planeta Terra, sendo responsável pelo vulcanismo de arco de ilha e de margens continentais. Nesse ambiente geotectônico, o fenômeno da subducção coloca uma placa fria dento do manto, gerando baixas temperaturas e um fluxo de energia para baixo. O único processo razoável para induzir a fusão nesse ambiente é a adição de componentes, como a água e o CO2, que rebaixam drasticamente a temperatura de fusão do manto. O conteúdo abundante de água fica evidente pelo comportamento explosivo dos magmas produzidos e erupcionados em arcos de ilhas e em margens continentais.

Fusão por aumento na temperatura

Vários mecanismos distintos podem diretamente aumentar a temperatura de uma massa de rochas induzindo a fusão:

1) aquecimento por impacto de objetos extraterrestres
2)
aquecimento por geração de calor radioativo
3)
aquecimento por condução (ocorre em vulcões localizados em regiões continentais longe de limites de placas e pontos quentes)
4)
aquecimento friccional (ocorre em zonas de falhas). Nenhum desses mecanismos é volumetricamente significante nos dias de hoje no nosso planeta, mas podem ter sido muito importantes na história da Terra ou em outros planetas.

PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA

Durante a ascensão do magma até a superfície ou para porções mais rasas na crosta podem se produzir uma série de processos de diferenciação magmática que variam a composição do magma.

Os principais mecanismos de diferenciação são:

a) imiscibilidade de líquidos

Consiste na separação de um líquido inicialmente homogêneo em duas fases líquidas distintas composicionalmente. Em muitos processos de fusão, a imiscibilidade dos líquidos resulta em um líquido rico em metais separado de um líquido rico em fases silicatadas;

b) cristalização fracionada

O magma primário pode conter cristais e quando estes possuem uma densidade distinta do magma, e em condições favoráveis, pode-se produzir a separação desses cristais, por acumulação na porção superior (os feldspatos, por exemplo) ou no fundo da câmara magmática (olivinas, piroxênios, por exemplo). Isto origina a segregação de determinados componentes minerais, variando a composição do magma residual

c) assimilação

Durante a ascensão em direção à superfície, o magma pode fundir porções das rochas encaixantes e incorporá-las, variando assim a composição do magma original

d) mistura de magmas

Ocorre fundamentalmente durante a residência em câmaras magmáticas, como conseqüência do aporte de novas pulsos de magmas primários, que variam a composição do magma ali acumulado.

Como conseqüência desses processos de diferenciação se originam os denominados magmas diferenciados ou derivados, cuja composição pode ser muito diferente do magma primário correspondente. Todos estes fatores (modo de formação, maior ou menor ascensão na crosta, grau de diferenciação...) são os responsáveis pela grande variedade de rochas ígneas que conhecemos.

CRISTALIZAÇÃO DOS MAGMAS

Outra questão importante nas rochas ígneas é a ordem de cristalização de seus minerais, identificada em muitos casos pelas reações texturais que se estabelecem entre eles. Quando o magma começa a resfriar a maior parte desses elementos químicos começam a formar ligações químicas e cristalizarem na forma de minerais (cristais). Esta cristalização inicia quando há uma queda da temperatura no magma abaixo de um valor crítico, que varia com a composição do magma e também, em menor escala, com a pressão. A cristalização não é total, isto é, não ocorre ao mesmo tempo e sim durante um longo intervalo de temperatura, originando minerais numa determinada seqüência (a ordem de cristalização).

Esta seqüência é determinada por dois fatores principais: a termodinâmica do processo de cristalização e a composição do magma que está cristalizando.

O primeiro fator foi estudado por um cientista chamado Bowen, que observou que a cristalização dos minerais durante o resfriamento de um magma segue, de maneira geral, uma seqüência determinada, que pode-se dividir em dois grandes ramos: o denominado ramo descontínuo (minerais ferromagnesianos; olivina - piroxênio - anfibólio - mica) e o ramo contínuo (plagioclásios cálcicos e sódicos; anortita - bitownita - andesina - labradorita - albita), que convergem para um tronco comum, que corresponde a cristalização do feldspato potássico e do quartzo, sempre os últimos a cristalizar. Isto se conhece com o nome de Série de Bowen. A maior ou menor evolução da série depende fundamentalmente do conteúdo inicial de sílica, visto que as reações dos minerais ferromagnesianos (olivina - piroxênio - anfibólio - mica) implicam em um consumo crescente desse componente.

Por outra parte, a composição do magma impõe restrições a esta seqüência, de forma que se o magma é pobre em sílica e rico em Mg, Fe, Ca (magmas básicos) somente cristalizarão os primeiros termos das duas séries (olivina, piroxênio, plagiocásico cálcico), ainda que em magmas mais ricos em sílica e pobres em Mg e Fe (magmas ácidos) os minerais ferromagnesianos se formarão durante os primeiros estágios da cristalização magmática, mas irão reagir com o líquido sucessivamente até gerar termos mais evoluídos da série. No final a rocha será formada por plagioclásio sódico, biotita, feldspato potássico e quartzo. Nas rochas formadas a partir de magmas de composição intermediária encontraremos, por tanto, plagioclásios intermediários, anfibólio e piroxênio como minerais característicos.

COMPOSIÇÃO QUÍMICA DOS MAGMAS

A composição química de um magma é convencionalmente expressa em termos de elementos maiores, menores e traços.

Os elementos maiores e menores são expressos como óxidos: SiO2, Al2O3, FeO, Fe2O3, CaO, MgO e Na2O (elementos maiores); K2O, TiO2, MnO e P2O5 (elementos menores). Elementos maiores são, por definição, aqueles com abundâncias acima de 1% em massa, ao passo que elementos menores são aqueles entre 0,1 e 1% da massa. Alguns elementos, tais como o Potássio (K) e o Titânio (Ti) estão presentes como elementos de abundância menor em algumas rochas, mas podem atingir proporções de elementos maiores em outras. Abaixo de 0,1% de massa, entra-se no domínio dos elementos traço, sendo que a concentração desses elementos é convencionalmente expressa em termos de ppm (partes por milhão).

Os principais elementos traços presentes no magma são: V, Cr, Ni, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Yb, Lu, Ta, Hf, Th e U. Diversos óxidos e elementos voláteis (os gases) podem ser adicionados a esta lista, entre os quais se destacam o H2O, o CO2, o SO2, o Cl e o F.

Magmas de origem crustal (riolíticos, dacíticos ou andesíticos) são ricos em O, Si, Al, Na, K e H, enquanto que magmas gerados no manto terrestre (basálticos) são mais ricos em O, Si, Al, Ca, Mg e Fe. Magmas carbonatíticos (que contém mais de 50% de carbonatos) também são gerados no manto terrestre.

PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MAGMAS

As propriedades físicas são relevantes no estudo do comportamento deformacional dos materiais, a reologia. Os principais fatores que afetam o comportamento reológico dos magmas incluem a temperatura, a densidade e a viscosidade.

Temperatura

Medições diretas das temperaturas em lavas podem ser feitas tanto utilizando-se uma sonda térmica inserida dentro do fluxo de lava (ou de um lago de lava) como utilizando-se um pirômetro ótico (especialmente utilizado para medição da temperatura de fontes de lava).

Estimativas de temperaturas de erupção típicas dos principais tipos de magmas (Cas & Wright, 1988):

Tipo de Rocha

Temperatura (°C)

Basalto 1000  -  1200
Andesito   950  -  1200
Dacito   800  -  1100
Riolito   700  -    900

Estimativas de temperaturas baseadas entre a correspondência entre a cor e a temperatura das lavas:

Cor Temperatura (°C)
Vermelho incipiente

  540

Vermelho escuro   650
Vermelho brilhante   870
Vermelho amarelado 1100
Branco incipiente 1260
Branco 1480

Densidade

A densidade é marcantemente diferente para cada tipo composicional, mas mostra uma diminuição na densidade com o aumento da temperatura. A densidade é também dependente da pressão, aumentando em proporção junto com a pressão confinante.

A tabela abaixo mostra quatro medições de densidade a diferentes temperaturas para três tipos de rochas vulcânicas realizadas por Murase & McBirney, 1973 (in Cas & Wright, 1988):

Tipo de Rocha 800°C 1100°C 1300°C 1500°C
Basalto 2,72 g cm-3 2,64 g cm-3 2,60 g cm-3 2,58 g cm-3
Andesito 2,50 g cm-3 2,45 g cm-3 2,43 g cm-3 2,41 g cm-3
Riolito 2,23 g cm-3 2,19 g cm-3 2,17 g cm-3   -

A densidade dos magmas torna-se um parâmetro importante quando é considerada como um comportamento do corpo de magma com respeito as rochas fonte e o possível movimento dos cristais dentro da câmara magmática. A densidade do magma acompanha o aumento de pressão indicando a relativa compressibilidade do líquido magmático. A diferença de densidade entre uma fase sólida qualquer e o magma em que ele se encontra é um dos fatores principais para se determinar a eficiência dos processos de diferenciação magmática por afundamento ou flutuação dos cristais. No caso, a densidade de óxidos, sulfetos e minerais silicatados ferro-magnesianos é, de uma maneira geral, bem maior que a de qualquer líquido silicatado, fazendo com que esses minerais tendam a afundarem para a base da câmara magmática. Por outro lado, a densidade dos plagioclásios gira em torno daquela dos magmas basálticos ou andesíticos.

Assim, eles devem afundar em magmas dessas composições sob baixas pressões; porém, sob pressões elevadas, podem flutuar.

Viscosidade

Segundo Williams & McBirney, 1979 (in Middlemost, 1985) a viscosidade é a propriedade física mais importante dos magmas.

Ela é particularmente importante:

a) nos processos que separam os magmas desde as fases que permanecem na região fonte;
b)
na ascensão e posicionamento dos magmas;
c)
na diferenciação magmática; e
d)
na difusão dos elementos dentro do magma.

Viscosidade é a propriedade que todo fluido real oferece ao movimento relativo de qualquer de suas partes; também é conhecido por atrito interno de um fluido.

Dados de viscosidade são obtidos desde o estudo de lavas no campo e também desde estudos laboratoriais de materiais naturais ou sintéticos. Estes estudos têm demonstrado que variações na viscosidade dos magmas são principalmente derivadas de mudanças na temperatura e pressão, composição química, conteúdo de voláteis, conteúdo de cristais e conteúdo de bolhas no magma.

Estudos em líquidos naturais e sintéticos mostram que a viscosidade torna-se menor com o aumento da pressão, especialmente em pressões elevadas. A viscosidade é muito dependente da temperatura do magma. A viscosidade dos magmas aumenta significativamente quando eles perdem temperatura, devido parcialmente a cristalização. Entretanto, em temperaturas e pressões equivalentes magmas diferentes possuem diferentes viscosidades, sugerindo que aspectos composicionais são também importantes na determinação de suas viscosidades.

O efeito de cristais suspensos no líquido magmático aumenta a viscosidade efetiva de um magma. Quanto maior a quantidade de cristais no magma, maior é a sua viscosidade. É por causa que magmas com quantidades muito grandes de cristais tornam-se muito viscosos para erupcionar que o conteúdo de cristais de rochas vulcânicas efusivas raramente excede os 50%.

A composição química de um magma afeta a viscosidade em uma maneira complexa. Os elementos em um magma podem ser divididos em elementos formadores de rede tridimensional de átomos e elementos não formadores de rede tridimensional de átomos. O Si4+ e em menor extensão o Al+3 e o Fe3+ são os principais elementos formadores de rede tridimensional, enquanto que o Mg2+ e o Ca+ são os principais elementos não formadores de rede tridimensional. Nos minerais silicatados, quatro íons de oxigênio são ligados a um cátion de sílica formando uma configuração tetraédrica. A união de tetraedros de sílica e oxigênio é comumente denominada de polimerização. Quanto mais sílica (SiO2) existir na composição de um magma, mais polimerizado é este magma, conseqüentemente, também mais viscoso. Estudos têm demonstrado que magmas riolíticos (72-75% de SiO2) são mais polimerizados e viscosos que magmas dacíticos (65-71% de SiO2) e andesíticos (53-64% de SiO2), e esses são mais polimerizados e viscosos que magmas basálticos (45-52% de SiO2). Magmas ultramáficos, por exemplo Komatiíticos, contém menos sílica (< 45% de SiO2) que os magmas basálticos e, portanto, são menos polimerizados e viscosos.

O conteúdo de elementos voláteis também influencia na viscosidade do magma. Os voláteis compreendem somente uma pequena proporção nos magmas, com o conteúdo de água variando desde menos do que 1% em magmas basálticos até em torno de 6% em magmas riolíticos. Em temperaturas fixas, a viscosidade do magma torna-se mais baixa com um aumento no conteúdo de água, especialmente em magmas mais silicosos. A solubilidade da água no magma é controlada principalmente pela temperatura, pressão e presença de outros elementos voláteis. A solubilidade da água no magma aumenta com um decréscimo na temperatura e elevação da pressão, e diminuiu com uma abundância maior de outros elementos voláteis.

Elementos voláteis dissolvidos no magma afetam também a natureza das erupções vulcânicas, em termos se elas serão explosivas ou não. Magmas com baixo conteúdo de elementos voláteis serão mais efusivos, enquanto que magmas que possuem um maior conteúdo de elementos voláteis tenderão a ser mais explosivos.

Quando um magma ascende para a superfície, a pressão confinante diminui, com isso a água e outros elementos voláteis, como o CO2, poderão a uma certa profundidade começar a se separar do magma e se tornarem fases fluídas individuais. A principal característica dessa fase é a criação de bolhas (vesículas) no magma. A profundidade que isto ocorre depende do tipo de magma e do conteúdo de voláteis. Uma vez formadas, as bolhas podem crescer por coalescência, difusão de gases e/ou diminuição da pressão confinante. O crescimento das vesículas pode gerar um aumento na pressão dentro da câmara magmática, e portanto aumentar o potencial para ocorrer uma erupção explosiva.

A separação de uma fase fluída poderá começar quando a pressão de voláteis igualar a pressão confinante. Se o conduto do vulcão estiver fechado e se a pressão da câmara magmática igualar ou exceder a resistência das rochas encaixantes, o teto da câmara magmática e o próprio edifício vulcânico poderão ruir, possivelmente em um grande evento explosivo. Se o conduto do vulcão estiver aberto, o magma com um elevado conteúdo de voláteis subirá em direção à superfície e se fragmentará explosivamente devido ao elevado gradiente de pressão existente entre o magma vesiculado e a atmosfera.

ASCENSÃO DOS MAGMAS NA CROSTA

Uma vez formados, os magmas tendem a ascender em direção a superfície, como conseqüência da densidade (menor densidade dos magmas em relação a densidade das rochas que os rodeiam) e da expansão volumétrica que sofrem.

A ascensão dos magmas em direção a superfície pode variar desde velocidades supersônicas, capazes de trazer para a superfície magmas originados no manto superior, até velocidades lentas, combinadas com estágios temporários em câmaras magmáticas intermediárias que incrementam o tempo de residência dos magmas em porções da crosta mais ou menos profundas.

Vulcões podem erupcionar explosivamente, gerando elevadas colunas de cinzas e ocasionais fluxos piroclásticos, ou podem extravasar lentamente formando fluxos ou domes de lava. A razão de erupção é controlada pela razão de ascensão de magma através do conduto vulcânico e pelo tamanho do conduto. A razão de ascensão do magma por si própria é uma função da pressão existente na zona de armazenagem, das propriedades físicas do magma (densidade e viscosidade), o diâmetro do conduto e a resistência ao fluxo no conduto que conecta a zona de armazenagem a superfície.

Sempre que possível os magmas ascendem em direção a superfície através de falhas ou fraturas. Quando estas descontinuidades crustais não estão disponíveis formam-se bolsões de magmas com formas de gigantescas "bolhas invertidas" ou "balões" (diápiros) que se deslocam por fluxo plástico em meio às rochas sobrejacentes.

Alguns magmas não conseguem atingir à superfície, cristalizando e esfriando em profundidade (formando as intrusões magmáticas), sendo eventualmente revelados posteriormente por erosão. Outros magmas, por sua vez, conseguem alcançar a porção externa da Terra, alimentando dessa forma os vulcões. Assim, os vulcões estão localizados acima de zonas de fusão parcial dentro do nosso planeta. Porém, a composição dos produtos vulcânicos depende das causas da fusão, a natureza do material fonte, e os processos que afetaram o magma na sua rota de subida, desde a sua fonte até a superfície. Os produtos vulcânicos podem variar desde um líquido magmático puro (raro) até produtos essencialmente sólidos.

Estudos da razão de ascensão de magmas têm demonstrado interessantemente que extrusões de magmas de composição basálticas mostram a mesma velocidade de magmas mais ricos em sílica.

CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS VULCÂNICAS

A classificação das rochas vulcânicas (e por conseqüência dos magmas que elas representam) pode ser realizada por duas maneiras: uma baseada na composição química do magma ou da rocha e a outra no seu conteúdo mineralógico observável. Nenhum dos esquemas pode ser considerado como ideal para todos os propósitos, e a metodologia utilizada deverá ser governada pelos propósitos desejados de se fazer a classificação.

Classificações Químicas

Os elementos mais abundantes no magma são o Oxigênio e o Silício, por conseqüência é conveniente descrever os diferentes tipos de rochas vulcânicas em termos de seu conteúdo de Óxido de Silício (SiO2). Assim, as rochas variam desde ultrabásicas (com conteúdos de SiO2 abaixo de 45%), básicas (conteúdos de SiO2 entre 45 e 52%), intermediárias (conteúdos de SiO2 entre 52 e 65%) e ácidas (com conteúdos de SiO2 acima de 65%). Esses valores mudam um pouco de autor para autor, mas são bastante aproximados.

De um modo geral é possível tirar-se conclusões quanto aos tipos de elementos mais freqüentes existentes numa rocha conhecendo-se a sua classificação quanto ao teor de sílica. Assim, as rochas básicas e ultrabásicas são muito ricas em Mg, Ca e Fe, enquanto que as rochas ácidas são ricas K, Al e Na. As rochas intermediárias possuem proporções de elementos intermediários entre esses grupos.

Outro modo de classificação das rochas vulcânicas é a utilização do conceito de saturação em SiO2 e Al2O3 que são os dois mais abundantes componentes das rochas ígneas.

A saturação em SiO2:

Os minerais presentes nas rochas ígneas podem ser divididos em dois grupos:

1) aqueles minerais que são compatíveis com o quartzo ou outros minerais a base de SiO2 (tridimita, cristobalita) são chamados de minerais saturados com relação ao Silício (Si), por exemplo, o feldspato, piroxênios, anfibólios, entre outros; e
2)
aqueles que nunca ocorrem junto com mineral primário a base de sílica (quartzo) são denominados de minerais subsaturados com relação ao Silício (Si), por exemplo, a olivina rica em Magnésio, a nefelina, entre outros.

Desse modo, as rochas vulcânicas podem ser classificadas com base na saturação de Sílica em:

1) rochas supersaturadas - p. ex, dacitos, riolitos entre outra - que contém minerais a base de sílica primários (quartzo...) junto com minerais saturados (feldspato, piroxênios, anfibólios...);
2) rochas saturadas -
p. ex, basaltos, andesitos - que são compostas exclusivamente por minerais saturados, não contendo nem quartzo nem minerais subsaturados; e
3)
rochas subsaturadas - p. ex, fonolitos, olivina basalto - que contém minerais subsaturados (nefelina, leucita...) junto com minerais saturados.

A saturação em Al2O3:

Um caminho complementar de subdivisão química das rochas vulcânicas é avaliar a abundância relativa de Al2O3 com relação ao Na2O, K2O e CaO, isto é, o grau de saturação em Alumínio. Assim, as rochas podem ser classificadas em (1) rochas peraluminosas - Al2O2 > (Na2O + K2O + CaO); (2) rochas metaluminosas - Al2O3 < (Na2O + K2O + CaO) mas Al2O3 > (Na2O + K2O); (3) rochas subaluminosas - Al2O3 = (Na2O + K2O); e (4) rochas peralcalinas - Al2O3 < (Na2O + K2O).

Classificações Mineralógicas

A gradação de cores pode ser utilizada para distinção de rochas vulcânicas:

1) rochas ultramáficas - um termo utilizado para descrever rochas ígneas muito densas, escuras e compostas dominantemente por minerais máficos (olivina, piroxênio e anfibólio). Ainda que este termo é muitas vezes intercambiável com rochas ultrabásicas, há suaves diferenças. Como vimos acima, ultrabásicas são rochas com baixo conteúdo de sílica. Muitas rochas ajustam-se a ambos os termos, mas há rochas que são ultrabásicas mas que não são ultramáficas;
2) rochas máficas -
são rochas densas e escuras que contém minerais máficos (olivina, piroxênio, anfibólio e biotita). Estes minerais contribuem para as cores negra, marrom ou verde destas rochas; e
3) rochas félsicas -
são rochas de colorações claras, pouco densas e que contém minerais félsicos (feldspato, feldspatóides e quartzo).

SUÍTES GEOQUÍMICAS DE ROCHAS VULCÂNICAS

Resultados de estudos petroquímicos interpretativos sugerem que as rochas vulcânicas podem ser divididas em quatro grandes suítes geoquímicas. Suíte representa um grupo de rochas ígneas aparentemente comagmáticas ou uma coleção de rochas desde uma única área, geralmente representando rochas ígneas relacionadas.

Suíte Komatiítica

Distinguida pela presença de lavas ultramáficas, incluindo "rochas não cumuláticas variando em composição desde peridotitos até basaltos ou andesitos, e rochas cumuláticas variando desde peridotito até gabros máficos. As lavas comumente exibem textura "spinifex". Todas as rochas da série têm baixo Ti e baixo Fe/Fe + Mg e alto Mg, Ni e Cr. Komatiítos ultramáficos são restritos ao Arqueano e são associados com centros de rifteamento.

Suíte Subalcalina

Constituída por rochas com concentração elevada de sílica em relação ao Na e K.

É subdividida em:

Suíte Subalcalina Toleítica: Constituída por basaltos supersaturados em sílica, caracterizados pela presença de piroxênios com baixo cálcio (ortopiroxênios e/ou pigeonita) em adição ao clinopiroxênio e plagioclásio cálcico. São rochas enriquecidas em ferro.
Suíte Subalcalina Cálcio-Alcalina:
Caracterizada por rochas ígneas na qual a porcentagem de CaO=K2O+Na2O e a percentagem de sílica está entre 56-61% (supersaturados). Incluem desde rochas basálticas, passando por andesitos e rochas de composição intermediária, até riolitos. Estas rochas não possuem o enriquecimento em ferro característico da suíte toleítica.
Suíte Alcalina:
Caracterizada por rochas com concentração elevada Na e K em relação a sílica, resultando na formação de rochas subsaturadas. Minerais presentes são o feldspato, feldspatóides, piroxênios alcalinos, anfibólios e olivina. O tipo de rocha mais comum nesse grupo é o olivina basalto alcalino.
Suíte Peralcalina:
Caracterizada por rochas com concentração de Na2O + K2O > Al2O3, resultando em minerais máficos ricos em álcalis. Rochas extremamente raras.

CONTROLES TECTÔNICOS SOBRE A GERAÇÃO DOS MAGMAS

A atual razão global de geração de magma de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas é em torno de 30 km3/ano. Geração de magmas em cordilheiras meso-oceânicas (limites de placas tectônicas divergentes) contribui com 75% do volume, 20% do volume ocorre em zonas de subducção (limites de placas tectônicas convergentes). Os 5% remanescentes ocorrem em atividade magmática intraplaca dentro tanto de placas continentais como oceânicas (vulcanismo intraplaca).

Nas cordilheiras meso-oceânicas a produção de magmas é dominada por ascensão passiva do manto astenosférico (descompressão).

Os magmas produzidos por esse processo de fusão são basálticos em composição e os controles primários sobre a geração do magma são a temperatura da pluma astenosférica e a composição do manto.

Magmas gerados em cordilheiras meso-oceânicas são menos evoluídos e mais simples, consistindo quase inteiramente de basaltos toleíticos com variações dependendo da razão de espalhamento do fundo oceânico. Cordilheiras meso-oceânicas com rápidas razões de espalhamento do fundo oceânico sofrem poucos processos de diferenciação devido a presença de grandes câmeras magmáticas e são caracterizadas por pulsos de magma relativamente homogêneos. Por outro lado, cordilheiras meso-oceânicas com lentas razões de espalhamento do fundo oceânico possuem pequenos e descontínuos reservatórios de magmas que sofrem mais extensos processos de diferenciação, produzindo uma ampla variação de tipos basálticos.

Em zonas de subducção, tanto continentais como oceânicas, a geração de magmas é controlada por um processo que envolve a interação de fluídos (principalmente H2O) liberados pela placa que está sendo subduzida com o manto sobrejacente (fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema). Magmas produzidos através desse processo são hidratados. A quantidade de água que é incorporada no magma depende da pressão e da temperatura. A solubilidade da H2O no magma é extremamente pequena em pressões superficiais, mas aumenta dramaticamente com o aumento da pressão. Em ambiente de subducção estão presentes também magmas gerados por descompressão. Ambos os tipos de magmas (gerados por descompressão e hidratados) ascendem dentro de crosta continental ou oceânica, onde eles resfriam e sofrem cristalização fracionada. O magma quente interage quimicamente com a crosta.

Estes processos produzem uma grande variação na composição química dos magmas originados em margem convergentes. Os magmas resultantes variam em composição desde basálticos, passando por andesíticos, até ríolíticos.

Suítes vulcânicas de arco de ilhas variam de acordo com a espessura e composição da litosfera oceânica sobrejacente. No início de desenvolvimento de um arco de ilha oceânico, magmas derivados do manto não são de uma maneira geral obstruídos durante sua ascensão devido a pequena espessura da crosta oceânica, resultando na erupção de basaltos toleíticos e andesitos basálticos muito fluídos. Quando o arco desenvolve-se mais, a crosta oceânica torna-se mais espessa e começa a atuar como um filtro, fazendo com que o magma primário fique armazenado em uma série de câmaras magmáticas interconectadas em uma posição crustal mais superficial. A ascensão do magma, particularmente dentro do centro do arco vulcânico, é um processo lento e caprichoso onde processos de diferenciação magmática começam a atuar, gerando magmas cálcio-alcalinos e mais intermediários, tais como andesitos.

Ao longo de margens continentais convergentes a situação é mais complexa ainda, grandemente devido a passagem dos magmas cálcio-alcalinos através da crosta continental espessa, com a mais notável diferença em relação aos arcos de ilhas oceânicos sendo a maior abundância de magmas mais ricos em sílica (dacitos e riolitos).

Vulcões intraplaca oceânicos erupcionam tanto magmas toleíticos como alcalinos. Grandes ilhas oceânicas mostram uma seqüência evolucionária comum, desde um estágio inicial toleítico no qual são construídos os vulcões do tipo escudo até uma fase mais tardia alcalina, que muitas vezes sucedem períodos prolongados de calmaria (dormência), como por exemplo no Havaí. Produtos eruptivos iniciais (toleíticos) presumidamente representam fusões parciais relativamente não contaminadas da fonte da pluma mantélica, enquanto que os produtos mais tardios (alcalinos) refletem pequenos graus de fusão parcial da litosfera oceânica.

Magmas mais alcalinos possuem concentrações mais elevadas de elementos voláteis, e consequentemente possuem minerais hidratados (por exemplo, anfibólio), e assim as erupções são mais explosivas.

Vulcanismo em regiões de riftes continentais mostram dois membros finais que refletem a evolução dessas estruturas: riftes ativos vulcanicamente são caracterizados por atividade magmática mais volumosa, elevadas razões de extensão crustal, basaltos moderadamente alcalinos e distribuição bimodal de tipos de magmas básicos e ácidos; riftes passivos possuem localmente centros vulcânicos alcalinos e são caracterizados por relativamente pequenos volumes de produtos erupcionados, baixas razões de extensão crustal, atividade vulcânica descontínua e um amplo espectro de magmas basálticos alcalinos e também de magmas composicionalmente mais diferenciados.

Grandes áreas continentais também têm sido cobertas por vastos e espessos fluxos de lava basálticos toleíticos. Estas áreas são denominadas de Províncias Basálticas Continentais (por exemplo, o vulcanismo da Formação Serra Geral na Bacia do Paraná ).

O vulcanismo nesse ambiente é bimodal, com magmas basálticos derivados desde plumas mantélicas que tanto erupcionam ou interagem com a crosta continental produzindo grandes volumes de fusões parciais de composições químicas riolíticas.

A tabela abaixo mostra a relação existente entre o tipo de magma e os ambientes de placas tectônicas:

Suíte Geoquímica de Rochas Ambientes de Placas Tectônicas
Subalcalinas Toleíticas
Cordilheiras Meso-Oceânicas, Arcos de Ilhas Oceânicos Jovens, Vulcões Intraplaca Oceânica e Províncias Basálticas Continentais
Subalcalinas Cálcio-Alcalinas
Arcos de Ilhas Oceânicos Maduros e Arcos Vulcânicos de Margem Continentais
Alcalinas
Vulcões Intraplaca Oceânica e Zonas de Riftes Continentais
Peralcalinas
Ambientes Continentais Intraplaca

PRINCIPAIS TIPOS DE ROCHAS VULCÂNICAS

Quando um magma ultrabásico resfria na superfície ele dá origem a um komatiíto (muito raro atualmente) ou a um basalto picrítico, um magma básico origina um basalto, um magma intermediário a um andesito ou traquito, e um magma ácido a um dacito ou riolito.

Um Komatiíto é uma rocha ultramáfica que contém minerais de olivina (com ou sem textura spinifex = grandes cristais de olivina com formas alongadas e esqueletais) e cromo espinélios (em menor quantidade) em uma matriz de clinopiroxênios e vidro vulcânico desvitrificado. Sua mais distintiva característica química é seu elevado conteúdo de MgO (+ de 20% em bases anidras, normalmente + de 30%). Os Komatiítos têm uma ampla distribuição temporal e espacial, mas a maior parte ocorre em terrenos Arqueanos. O equivalente intrusivo do Komatiíto é denominado de Peridotito.

Um basalto picrítico é uma rocha ultramáfica e contêm minerais de olivina, clinopiroxênio e plagioclásio junto com uma quantidade acessória de minerais tais como hornblenda, biotita-hornblenda, óxidos de titânio e apatita. Basaltos picríticos quando comparados com os basaltos normais são significativamente enriquecidos em MgO e empobrecidos em SiO2, Al2O3, CaO e Na2O.

Basaltos são geralmente reconhecidos como rochas vulcânicas máficas de granulometria fina ou vítrea que são essencialmente compostas pelos minerais plagioclásio (normalmente a espécie labradorita), um ou mais piroxênios, olivina (que pode estar ou não presente) e óxidos de Fe-Ti. Geoquimicamente, os basaltos possuem baixos conteúdos de SiO2 (45-52%), Na2O e K2O e conteúdos elevados de MgO, FeO e CaO. O equivalente intrusivo em profundidade do basalto é denominado de gabro, enquanto que o equivalente intrusivo hipabissal (em pequena profundidade, principalmente na forma de diques e sills) recebe o nome de diabásio.

Andesitos são rochas vulcânicas que possuem uma composição mineralógica a base de plagioclásio (andesina), piroxênios, hornblenda, olivina (em pequena quantidade) e óxidos de Fe-Ti. Os andesitos possuem conteúdos de SiO2 intermediários entre basaltos e dacitos. Tendem a possuir conteúdos relativamente elevados de Al2O3 e moderados de Na2O + K2O. O equivalente intrusivo dos andesitos é chamado de diorito.

Traquitos são rochas vulcânicas porfiríticas com grandes cristais de feldspatos alcalinos (sanidina ou ortoclásio) imersos em uma matriz de fina granulometria que é principalmente composta de feldspatos tabulares com forma de ripas. Outros minerais que podem ser reconhecidos em espécimes de mão são o plagioclásio e um ou mais minerais ferro-magnesianos de coloração escura (augita, hornblenda ou biotita). Cristais a base de sílica (quartzo e/ou tridimita) são encontrados na matriz. Minerais acessórios comuns são os óxidos de Fe-Ti, esfeno, apatita e zircão. Estas rochas geralmente entre 56 e 66% de SiO2, 15 a 19% de Al2O3 e tem elevados valores de Na2O + K2O. O equivalente plutônico dos traquitos é o sienito.

Dacitos são rochas vulcânicas félsicas com composição mineralógica formada por plagioclásio (varia entre bitownita, labradorita e andesina), feldspato alcalino (sanidina), quartzo, clino e ortopiroxênios, hornblenda, biotita, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. Geoquimicamente, os dacitos apresentam um conteúdo de SiO2 em torno de 65-66% e normalmente são enriquecidos em Fe total, MgO, CaO e TiO2. O equivalente intrusivo dos dacitos é denominado de granodiorito ou tonalito.

Riolitos são rochas vulcânicas félsicas que tipicamente contém minerais do tipo feldspato alcalino (sanidina), quartzo, plagioclásio (oligoclásio), clino e ortopiroxênios, biotitas, anfibólios, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. Quimicamente, os riolitos são enriquecidos em SiO2 (em torno de 72-75%), Na2O e K2O e conteúdos baixos de MgO, FeO e CaO. O equivalente intrusivo de granulometria grossa dos riolitos é chamado de granito.

Algumas rochas vulcânicas (mais raras) devem seus nomes a presença ou dominância de um mineral específico; por exemplo, nefelinito (nefelina), leucitito (leucita) e carbonatito (carbonatos). Outras rochas vulcânicas têm seus nomes derivados de lugares específicos; por exemplo, Islanditos (Islândia) e Havaítos (Havaí).

A tabela abaixo mostra a composição química média de elementos maiores dos principais tipos de rochas vulcânicas (Middlemost, 1985):

  

Komatiíto*

Basalto Picrítico**

Basalto

Andesito

Traquito

Dacito

Riolito

SiO2 41,6 45,0 49,2 57,6 61,2 65,0 72,8
TiO2 0,3 1,5 1,9 0,8 0,7 0,6 0,3
Al2O3 2,7 5,7 15,8 17,3 17,0 15,9 13,3
Fe2O3 5,6 3,4 3,0 3,1 3,0 2,4 1,5
FeO 4,3 10,2 8,0 4,3 2,3 2,3 1,1
MnO 0,2 0,2 0,2 0,1 0,1 0,1 0,1
MgO 30,6 24,1 7,0 3,6 0,9 1,8 0,4
CaO 4,3 6,3 10,0 7,2 2,3 4,3 1,1
Na2O 0,1 0,9 2,7 3,2 5,5 3,8 3,5
K2O 0,0 0,7 1,0 1,5 5,0 2,2 4,3
P2O5 0,0 0,2 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1
H2O+ 8,8 0,9 0,9 1,0 1,1 0,9 1,1

* Composição química média de 8 komatiítos peridotíticos desde a Formação Komati, Barbenton Mountain Land, South Africa (Viljoen & Viljoen, 1969a in Middlemost, 1985)

** Composição química de basalto picrítico desde Shamandali Hills, Malibangwe District, Zimbabwe (Cox et al. 1965 in Middlemost, 1985)

Fonte: www.vulcanoticias.hpg.com.br

Magma

Magma
Magma

ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS

As rochas ígneas ou magmáticas são caracterizadas por terem sua origem a partir do magma rocha fundida.

O termo ígneo tem origem no latim ignis , que significa originado do fogo.

O magma, rocha fundida a diferentes profundidades na crosta da Terra pode atingir a superfície através de vulcanismo ou dar origem a corpos ígneos cristalizados em profundidade. Cristalização é o processo que tem início com a perda de calor do magma e conseqüente formação de cristais.

Desta forma as rochas ígneas ou magmáticas podem ser separadas em dois grupos:

A) Rochas ígneas Plutônicas: formadas a profundidades variáveis na crosta e manto da Terra.
B)
Rochas ígneas Vulcânicas: formadas próximo á superfície da Terra ou extrudidas de vulcões em forma de lavas.

MAGMA

O que é

Uma definição simples de magma rocha fundida. Pasta viscosa formada quando a temperatura no interior da Terra é suficiente para promover fusão das rochas.

Magmas apresentam temperaturas no intervalo de 700 a 1200 ° C, em função de sua composição química e profundidade de formação na crosta da terra.

Os magmas possuem três constituintes básicos:

1- porção líquida, composta por rocha fundida
2-
porção sólida composta por cristais formados a partir do magma ou fragmentos sólidos transportados pelo mesmo.
3-
porção gasosa constituída por voláteis, tais como H 2 O, CO 2 , H 2 S etc.

As principais características do magma são:

Composição química
Temperatura
Viscosidade

Estas propriedades físicas do magma estão intimamente relacionadas entre si.

Composição Química o magma é composto por fusão de rocha.

Como silício é um dos elementos mais abundantes nas rochas podemos afirmar que os magmas são fusões silicáticas. Líquidos ricos em silício.

O teor de SiO 2 dos magmas varia de 35% até 75%.

TODOS OS MAGMAS SÃO FUSÕES SILICÁTICAS ?

Não. Como em todos os casos há exceções :

1 - lavas carbonáticas do vulcão Oldoínio Lengai no leste da África
2 -
lavas ricas em enxofre Siretoki-Iow -San em Hokkaido Japão
3
- as concreções sulfúricas da Etiópia

Temperatura

A temperatura dos magmas variam de 700 a 1200 ° C. Um dos fatores mais importantes no controle da temperatura é a composição do magma.

Quando o magma é rico em Mg e Fe e pobre em Si sua temperatura é mais elevada do que aqueles pobres em Mg e Fe e ricos em Si.

Viscosidade

Esta é uma das mais importantes propriedades físicas dos magas.

A velocidade de escoamento do magma é controlada pela viscosidade.

Quanto mais viscoso menor a velocidade de deslocamento. A viscosidade é diretamente proporcional ao teor de Si no magma.

Quanto mais rico em Si maior a viscosidade. A viscosidade é inversamente proporcional à temperatura. Quanto mais quente o magma menor a viscosidade.

É possível estabelecermos uma comparação entre o magma e uma sopa de feijão.

Quando a sopa esta fria ela é mais viscosa (grossa) quando aquecemos a sopa a sua viscosidade diminui e se adicionarmos água a viscosidade é ainda menor. EUREKA ! Água reduz a viscosidade de magmas.

Como solvente a água quebra a estrutura do líquido (magma) tornando-o mais fluido.

ONDE SÃO GERADOS MAGMAS?

Como mostra a figura abaixo magma pode ser gerado em três tipos principais de ambientes que chamaremos de ambientes tectônicos.

Zona de Subducção

Quando uma placa tectônica oceânica mergulha sob uma placa continental. Ã medida que a placa mergulha ocorre a perda de voláteis, em função do aumento da temperatura, e este voláteis favorecem a fusão do manto litosférico acima desta placa, gerando magma.

O magma gerado pode ascender a diferentes níveis da crosta dando origem a cadeias de montanhas como, por exemplo, os Andes. Neste ambiente é comum a ocorrência de vulcanismo e tremores de terra.

Zonas Divergentes

Este movimento ocorre entre a América do Sul e África, dando origem a formação do assoalho oceânico. Este ambiente é caracterizado por intenso magmatismo (produção de magma) de composição basáltica.

Plumas Quentes (Hot Spots)

Estes pontos quentes podem ter origem no manto ou na interação entre manto e núcleo. O calor gerado por estes pontos quentes promove fusão das rochas do manto da Terra.

A cadeia de ilhas que constituem o Havaí é formada pr um ponto quente. Ã medida que a placa se move acima do ponto quente há possibilidade de geração de magma formando cadeias de ilhas alinhadas.

CARACTERÍSTICAS DAS ROCHAS ÍGNEAS PLUTÔNICAS

As rochas ígneas plutônicas são formadas a profundidades diversas na crosta e manto superior da terra. Desta forma o magma troca calor lentamente com as rochas à sua volta, formando cristais.

Nas rocas ígneas plutônicas o magma é completamente cristalizado. A rocha formada é holocristalina composta por cristais. Algumas rochas ígneas plutônicas possuem granulação grossa (> 5 mm ), muitas vezes com cristais de dimensões centimétricas, como na foto abaixo.

Granito com megacristais feldspato potásssico (cristais brancos) com até 5 cm de comprimento. Nesta foto observa-se a ocorrência de duas rochas distintas. A clara possui granulação grossa e a escura granulação fina. Ambas são rochas ígneas plutônicas. A rocha escura em forma de dique (diorito) corta a clara, ilustrando a relação temporal entre as duas.

CARACTERÍSTICAS DAS ROCHAS ÍGNEAS VULCÂNICAS

As rochas ígneas vulcânicas cristalizam próximo à superfície da Terra ou, no caso dos derrames de lava, diretamente na superfície. Este comportamento implica em um contraste térmico considerável. O choque térmico inibe a formação de cristais cristalização da rocha. Desta forma é comum nas rochas vulcânicas a presença de uma massa fina vítrea e alguns minerais incrustados nesta massa. Em um caso extremo toda a rocha é vítrea obsidiana- vidro vulcânico.

Riolito rocha vulcânica com cristais de quartzo e feldspato potássico em uma matriz fina.

GORKI MARIANO

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Teixeira, W.; Toledo, M. C. M.; Fairchild, T. R.; Taioli, F. 2000 Decifrando a terra. Oficina de Textos 549p.
Ernst, W.G. 1969. Minerais e rochas. Série textos básicos em geociência. Editora Edgard Blucher Ltda. São Paulo. 162p.

Fonte: gmariano.com.br

Magma

Pela primeira vez na história, pesquisadores norte-americanos atingiram uma camada de rocha incandescente após terem perfurado experimentalmente a crosta terrestre. O magma é normalmente observado durante as erupções vulcânicas, mas essa é a primeira vez que uma equipe de perfuração atinge a camada magmática.

Segundo Bruce Marsh, perito em vulcões da Universidade Johns Hopkins, nos EUA, o encontro do magma após uma perfuração é uma descoberta sem precedentes.

Normalmente os vulcanologistas realizam estudos do magma quando este já está solidificado ou então estudam a lava (o magma após atingir a superfície) durante os períodos de erupções, mas encontrar o magma em seu ambiente natural não tem precedentes. "É tão emocionante quanto encontrar um dinossauro vivo brincando em uma ilha distante. Esse é o meu Jurassic Park", disse durante uma palestra da União Geofísica Americana.

Descoberta

A descoberta da camada de magma ocorreu a 2.500 metros de profundidade, durante uma prospecção de solo conduzida nos arredores do vulcão Kilauea, no Havaí, em atividade desde1983. O objetivo dos pesquisadores era encontrar uma nova fonte de energia geotérmica para complementar o abastecimento de uma usina já existente na região.

Durante as perfurações de rotina a equipe se deparou com algo bastante incomum: um espesso fluxo de magma havia preenchido 8 metros da tubulação exploratória e se solidificou em uma substância clara e vítrea, provavelmente devido ao resfriamento que sofreu após passar pela água do lençol freático, centenas de metros acima.

Os cientistas já sabiam que poderiam existir câmaras magmáticas no entorno do local de escavação. Segundo Don Thomas, cientista do Centro de Estudo de Vulcões Ativos, da universidade do Havaí, a descoberta era apenas uma questão de tempo antes que alguma perfuração atingisse o magma incandescente. Apesar de esperado, Thomas se disse surpreso com o fato de que realmente tenha acontecido. "É realmente muito emocionante", disse.

Magma

Mais surpresas

Além da descoberta da câmara de magma, os cientistas também descobriram que a substância encontrada é composta de dacito, uma espécie de rocha precursora do granito e não de basalto, constituinte principal da maior parte do arquipélago do Havaí.

"Se tivéssemos encontrado o basalto, o impacto da descoberta seria bem menor", disse William Teplow, geólogo e consultor independente que está no Havaí assessorando o projeto.

Teplow está bastante entusiasmado com as perspectivas e disse que isso é só a ponta de um iceberg. "Não sabemos onde essa descoberta vai nos levar, mas sem dúvida é uma oportunidade de ouro". Segundo o consultor poderá até ser possível conduzir experiências científicas no interior do magma.

Marsh, da Universidade Johns Hopkins, disse que a câmera de magma descoberta é bastante grande e poderá ser usada como fonte geradora de energia e também para futuras pesquisas científicas na mesma região. "O poço que escavamos é bem pequeno. Tem dimensões equivalentes a picada de mosquito nas costas de um elefante", afirmou.

"Acredito que estamos falando do primeiro observatório de magma instalado no planeta", disse Marsh. "Trata-se de um evento singular, do nosso primeiro contato com as entranhas da Terra, onde vive o magma".

Fonte: www.apolo11.com

Magma

Magma
Magma

Rochas Magmáticas ou Ígneas

As rochas magmáticas, tal como o nome indica provém do magma. Podem ser formadas em profundidade ou à superfície. As primeiras designam-se por rochas Plutónicas (ou intrusivas)e as segundas por rochas Vulcânicas (ou efusivas).

Existe ainda outro tipo de rochas magmáticas que resultam do preenchimento das fissuras das rochas pelo magma, estas chamam-se Filoneadas (filão).

MINERAIS ESSENCIAIS E ACESSÓRIOS

As rochas magmáticas são caracterizadas pelos minerais principais e acessórios. Os minerais essenciais caracterizam a rocha e os acessórios podem ou não, estar presentes na rocha.

A rocha sendo uma associação natural de um ou mais minerais, para procedermos à sua identificação temos que saber qual é a associação natural de minerais que forma a essa determinada rocha. Só assim a conseguimos identificar.

Vejamos o seguinte exemplo: Estamos na presença de um granito pegmatítico, caracterizado por ter como minerais essenciais o quartzo e o feldespato e como mineral acessório a mica preta, biotite. Chama-se pegmatítico porque os minerais que apresenta são grandes (fenocristais).

Cuidado que há livros que teimam em dizer que as micas (moscovite ou biotite) fazem parte da associação que dá origem ao granito, é falso! Em Portugal é verdade que é vulgar encontrarmos o granito com uma, ou mesmos as duas micas, mas não fazem parte dos minerais PRINCIPAIS.

Existem mais minerais acessórios do granito, por exemplo o BERILO, aquele mineral que dependente do seu aspecto origina a Esmeralda (pedra preciosa), ou a Água Marinha (semi-preciosa); a Turmalina é um outro mineral que pode aparecer, etc. etc.

EXTURA DAS ROCHAS MAGMÁTICAS

As rochas, contam a sua história, na verdade basta observar o aspecto da rocha para sabermos onde se formaram e em que condições (pressão e temperatura).

Chama-se Textura da rocha magmática, ao aspecto que a rochas tem à vista desarmada.

Temos três tipos de texturas:

Textura HOLOCRISTALINA - quando a rocha está toda cristalizada, neste caso conseguimos identificar os minerais presentes na rocha.

Uma rocha que apresente textura HOLOCRISTALINA, facilmente nos apercebemos que levou milhões de anos a formar-se, pois houve tempo suficiente para todos os minerais se formarem. E tempo porquê? Porque os minerais não se formam todos ao mesmo tempo, a cristalização dos minerais é fraccionada, ou seja, um de cada vez. As rochas que apresentam este tipo de textura, são as rochas PLUTÓNICAS e as FILONEANAS.

Textura HEMICRISTALINA- quando a rocha está parcialmente cristalizada, neste caso identificamos um ou outro mineral disperso numa massa aparentemente vítrea.

Se a rocha tem textura HEMICRISTALINA, quer dizer que o magma teve "aprisionado" durante algum tempo dentro da câmara magmática, formando os primeiros minerais, mas o material ascendeu à superfície e a formação dos restantes minerais ficou interrompida. Como o arrefecimento à superfície é rápido não deu tempo para se formarem os restantes minerais. Assim, conseguimos identificar alguns minerais dispersos numa massa vítrea (não cristalizada). As rochas que apresentam este tipo de textura, são as rochas vulcânicas.

Textura VÍTREA - quando não identificamos nenhum mineral.

A textura VÍTREA aparece quando o magma ascende à superfície sem ter dado tempo para se formar minerais. As rochas que apresentam este tipo de textura, são as rochas vulcânicas.

TONALIDADE DAS ROCHAS

Há diferentes tipos de magma, a composição do magma pode variar de lugar para lugar, assim como, numa determinada altura temos um tipo de magma e noutra altura um outro tipo.

Por isso é tão vulgar encontrar rochas magmáticas numa mesma área com composição tão diferente.

Consequentemente diferentes magmas originam diferentes tipos de rocha.

Dependendo da composição dos magmas teremos também rochas mais claras e rochas mais escuras.

Um magma rico em sílica irá originar rochas claras, um exemplo do mineral mais abundante deste magma é o quartzo (MAGMAS ÁCIDOS ao contrário dos outros, pobres em sílica que constituem MAGMAS BÁSICOS), e como sabes é um mineral incolor no seu estado mais puro.

A tonalidade das rochas falam-nos da composição dos magmas, como tal, é também uma propriedade que nos auxilia na identificação das rochas.

Quanto à tonalidade da rocha (atenção que não se fala em cor, esta é uma característica dos minerais e não das rochas), esta pode ser classificada em:

LEUCOCRATAS - a maioria dos minerais que formam estas rochas são claros, ex: granito
MESOCRATAS -
a rocha é formada sensivelmente pelo mesmo números de minerais claros e escuros, tom intermédio, ex: diorito
MELANOCRATAS -
a maioria dos minerais que constituem a rochas são escuros, ex: o basalto.

Basicamente podemos dizer que um magma rico em sílica (sílicio-Si), origina rochas do tipo granítico (rochas leucocratas), enquanto que um magma pobre em sílica forma rochas do tipo basáltico (rochas melanocratas). Assim, para cada tipo de magma iremos ter uma rocha plutónica, a sua equivalente vulcânica e a sua equivalente filoneana.

Fonte: ciencias3c.cvg.com.pt

Magma

Rochas magmáticas - Diversidade de magmas

As rochas Magmáticas também conhecidas por rochas Ígneas, podem ser endógenas (geradas no interior da terra, no manto) ou eruptivas (expelidas para a superfície terrestre), formando-se a partir do arrefecimento e respectiva consolidação do magma.

O magma é uma profusão de materiais de origem profunda, formado por uma mistura de sílica em fusão a uma temperatura superior a 800ºC (material líquido), uma quantidade diversa de gases dissolvidos, como o CO2, CO, H2O, SO2, SO (material gasoso), e cristais suspensos, cinzas, bagacinas (material sólido).

Esta massa de materiais derretidos, resulta da fusão de rochas da crosta oceânica e continental e do manto superior, que resultam, por sua vez, dos processos dinâmicos de divergência e convergência (subducção) das placas litosféricas. Todo este processo dá-se em diferentes condições de temperatura e pressão originam diferentes tipos de magma, visto haver um condicionamento da fusão das rochas.

Também ocorrem situações em que se geram rochas magmáticas em zonas não coincidentes com os limites de placas, ou seja, no interior de placas continentais ou de placas oceânicas relacionadas com a existência de pontos quentes.Assim, por consolidação do magma, são formadas rochas intrusivas ou plutonitos e rochas extrusivas ou vulcanitos, conforme a consolidação do magma em profundidade ou à superfície, respectivamente.

O entendimento das rochas magmáticas é demonstrado por estudos laboratoriais, sendo estes relativos ao aparecimento de rochas e à sua caracterização de acordo com a sua composição minerológica e textural.Em regiões tectonicamente e vulcanicamente ativas, o aumento de temperatura com a profundidade é muito rápido, existindo por vezes temperaturas a rondar os 1000ºC a profundidades de 40km, na base da crosta terrestre.

Existem outras condições, que podem contribuir para a fusão de materiais originados no manto e da crosta, como por exemplo a diminuição da pressão e a hidratação desses materiais.A origem dos magmas a partir da fusão das rochas provém da diminuição de pressão, resultante do movimento divergente das placas nas zonas de rifte e da diminuição da pressão que se verifica nas plumas térmicas, ao chegarem a zonas mais superficiais.

Em fusões por hidratação, existe uma diminuição da temperatura, devido há água, apesar dos materiais do manto permanecerem à mesma temperatura e profundidade.A união da água aos materiais mantélicos, desloca o ponto de fusão para temperaturas mais baixas.

O material começa a fundir-se a uma temperatura mais baixa do que a que se fundiria sem a presença de água, nos limites convergentes das placas. O material fundido sendo menos denso do que as rochas envolventes, desloca-se até à superfície originando rochas extrusivas, ou cristaliza em profundidade e origina rochas intrusivas.

Tipos de magma

Magma
Magma

Sabe-se, na atualidade, que diferentes tipos de rochas podem formar-se a partir da solidificação de magma resultantes da fusão parcial de outras rochas.

São três os principais tipos de magma: basáltico, andesítico e riolítico.

Magma basáltico – cerca de 50% de sílica (SiO2) e pequena quantidade de gases dissolvidos. Origina o basalto e o gabro.
Magma andesítico –
cerca de 60% de sílica (SiO2) e bastantes gases dissolvidos. Origina o andesito e o diorito.
Magma riolítico –
cerca de 70% de sílica (SiO2) e elevada quantidade de gases dissolvidos. Origina o riólito e o granito.

Os seus nomes baseiam-se na sua textura e composição que apresentam, sendo que estas propriedades mostram o modo como se formaram, mas sabendo que todas elas provêm dos três tipos fundamentais de magmas como o basáltico, andesítico e riolítico.

Estes três tipos de magmas formam-se em quantidades diferentes, cerca de 80% de magmas emitidos pelos vulcões são basálticos, só 10% são andesíticos e os outros 10% são riolíticos. São os 80% de magmas basálticos, constituintes da grande parte das rochas dos fundos oceânicos.

A viscosidade depende, entre outros, da temperatura e da riqueza em sílica: quanto maior for a riqueza do magma em sílica, mais baixa é a temperatura necessária para o manter no estado liquido e maior é a sua densidade. Assim, o magma nolítico, com um maior teor em sílica, é o mais viscoso e o magma basáltico, com um menor teor em sílica é o mais fluido.

Magmas basálticos: Expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes, com origem na fusão parcial das rochas do manto (peridotitos) – que têm composição química semelhante à do basalto, mas mais rica em minerais ferromagnesianos e com uma pequena percentagem de gases dissolvidos, e cerca de 50% de sílica.

Nos pontos quentes situados nos oceanos, fluem por vezes grandes quantidades de magmas basáltico como é o caso da ilha do Hawai. Nestas zonas ascendem as plumas quentes oriundas do manto profundo, que ao subirem devido à descompressão podem originar magma que atravessa a placa litosférica, alimentando os vulcões de pontos quentes.

Experiências laboratoriais, mostram a existência de pequenas diferenças na constituição dos magmas basálticos, tendo condicionantes devido aos ambientes em que se geram, ou seja que um peridotito com granadas, em pressões de 100Km e 350Km, isto é, na astenosfera, deve-se fundir parcialmente, sendo que o material resultante dessa fusão apresenta uma composição idêntica à do magma basáltico.A subida de um magma como a sua velocidade de ascensão vai depender de vários fatores.

A sua viscosidade vai depender da sua densidade, da sua riqueza em sílica, da sua temperatura e da sua quantidade de fluidos que contém. Se houver acumulação de magma basáltico em câmaras magmáticas a uma profundidade de 10 a 30km, a consolidação origina rochas plutónicas, os gabros.

Se o magma basáltico for expelido em erupções de lava, a sua consolidação origina rochas vulcânicas, os basaltos (com texturas pouco cristalinas ou mesmo vítreas, dependendo da velocidade de arrefecimento).Quando a velocidade de ascensão do magma é superior à de arrefecimento, o magma pode chegar à superfície sem ter consolidado e, neste caso, verificam-se erupções de lava que, por solidificação, originam rochas vulcânicas.

Muitas vezes essas rochas são basaltos cuja textura revela duas fases de formação: uma durante a ascensão que possibilita a génese de cristais microscópicos e, por vezes, mesmo de algum material não cristalizado.

Magmas andesíticos:

A sua formação é originária nas zonas de subdução e relacionam-se com zonas altamente vulcânicas, como por exemplo como os Andes, na América do Sul e as Ilhas Aleutas, no Alaska.

O nome Andesítico, advém do fato de seres característicos das cadeias montanhosas dos Andes.A sua composição depende da quantidade e da qualidade do material do fundo oceânico subdutado, é composto por água, sedimentos e uma mistura de material com origem quer na crusta oceânica, quer na crusta continental.

Os sedimentos têm água retida nos poros e são ricos em minerais de argila, que contém água na sua estrutura cristalina. Estes sedimentos aprofundam com a subducção ou seja quando a placa se move para baixo da outra.

Se os magmas andesíticos consolidarem em profundidade, originam rochas chamadas Dioritos. Se consolidarem na superficie ou próximo, originam-se rochas designadas por Andesitos.

Magmas Riolíticos:Originam-se a partir da fusão parcial das rochas constituintes da crosta continental ricas em água e dióxido de carbono por isso estes magmas são muito ricos em gases. A presença de água faz baixar o ponto de fusão dos minerais. No entanto, esse efeito deixa de se verificar a baixas pressões, isto é, em zonas muito próximas da superfície.

Experiências efetuadas em laboratório com material de composição igual à composição média da crosta continental e submetidos às condições de pressão e de temperatura provavelmente existentes no interior da crosta terrestre, comprovam a elevada concentração de gases no magma durante a fusão das rochas continentais.

Por isso, formam-se em zonas onde as condições de pressão, temperatura e humidade sejam adequadas à sua génese e onde se verifique choque de placas da crosta terrestre, dando origem a cadeias montanhosas - orogenése. Nestas regiões, a crosta terrestre vai deformar-se devido às tensões tectônicas, aumentando a sua espessura como consequência origina o aumento de pressão e de temperatura, criando as condições para o metamorfismo, e também à fusão parcial das rochas da crusta.

A consolidação do magma riolítico em superfície dá origem a rochas designadas de Riolítos. Em profundidade, esta consolidação origina rochas de Granito.

Fonte: maisbiogeologia.com

Magma

ROCHAS MAGMÁTICAS

São misturas complexas de substâncias fundidas, onde podem existir em suspensão cristais de minerais cuja temperatura de fusão ou cristalização seja superior à da mistura fundida.

Uma definição de magma

Material de origem profunda, formado por uma mistura complexa de silicatos em fusão, entre 800 e 1500 ºC, com uma percentagem variável de gases dissolvidos, podendo conter ainda cristais em suspensão.

Em regra, nos limites convergentes e divergentes das placas litosféricas, em certas condições de pressão e temperatura, ocorre a fusão das rochas da crosta e do manto superior originando magmas.

Rochas magmáticas intrusivas ou plutónicas

São rochas cujo magma consolidou no interior da crusta, como por exemplo o granito.
Esta rocha é constituída essencialmente por quartzo,felspatos e micas.

Rochas magmáticas extrusivas ou vulcânicas

São rochas cujos magmas consolidam à superfície ou próximo dela. Exemplo, basalto.
Esta rocha apresenta cor negra, compacta e densa e apresenta, por vezes, cristais visíveis de um mineral esverdeado, a olivina.

Consolidação de magmas

São geradas rochas intrusivas ou plutonitos, se o magma consolida em profundidade, ou rochas extrusivas ou vulcanitos, se o magma consolida à superfície.

Tipos de magmas

Magma basáltico - cerca de 50% de sílica (SIO2) e pequena quantidade de gases dissolvidos. Origina o basalto e o gabro.
Magma andesítico - cerca de 60% de sílica (SIO2) e elevada quantidade de gases dissolvidos. Origina o andesito e o diorito.
Magma riolítico - cerca de 70% de sílica (SIO2) e elevada quantidade de gases dissolvidos. Origina o riólito e o granito.

Magmas basálticos

Expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes, com origem nas rochas do manto (peridotitos).

Se houver acumulação de magma basáltico em câmaras magmáticas, a sua consolidação origina rochas plutônicas, os gabros.

Se o magma basáltico for expelido em erupções de lava, a sua consolidação origina rochas vulcânicas, os basaltos (com texturas pouco cristalinas ou mesmo vítras, dependendo da velocidade arrefecimentos).

Magmas riolíticos

Formam-se por fusão parcial de rochas da crosta continental, ricas em água e dióxido de carbono.

Ocorrem em zonas de choque de placas, com deformação, onde surgem cadeias montanhosas.

Em profundidade, a consolidação de magmas riolíticos origina rochas plutônicas, os granitos.

Se a consolidação ocorre à superfície ou próximo dela formam-se rochas vulcânicas, os riólitos.

Um magma, diferentes rochas

Magma
Magma

Um só tipo de magma pode originar diferentes tipos de rochas porque:

O magma é uma mistura complexa de substâncias minerais;
A cristalização desses minerais ocorre a temperaturas diferentes dado serem diferentes os seus pontos de solidificação;
Com o arrefecimento, do contínuo processo de cristalização resultas um magma residual de composição continuamente alterada.

Classificação

Os critérios utilizados na classificação das rochas magmáticas são a composição mineralógica e a textura da rocha.

Associações de minerais

Minerais essenciasis - minerais que conferem caráter à rocha e determinam a sua designação (quartzo, feldspato, moscovite, biotite, piroxena, anfíbola e olivina).

Minerais acessórios - minerais que não afetam o aspecto fundamental da rocha, ocorrem em diminutas quantidades e, geralmente, só são visíveis ao microscópio (magnetite, zircão, apatite, rútilo, turmalina, ...)

Cor dos minerais

Minerais félsicos (feldspato + sílica) - apresentam cores claras, como quartzo, feldspatos e moscovite.
Minerais máficos (magnésio + ferro) - apresentam cores escuras, como biotite, piroxenas, anfíbolas e olivina

Cor das rochas

Rochas leucocratas - ácidas, com tons claros, ricas em minerais félsicos.
Rochas mesocratas - com coloração intermédia, resultado de idênticas proporções de minerais félsicos e máficos.
Rochas melanocratas - básicas, com tons escuros, ricas em minerais máficos

Fonte: www1.susanapacheco.eu

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