Magma Recorda: O Magma é um material que se encontra no interior da Terra e que resulta da fusão dos materiais que o constituem. A sua composição varia com a profundidade e vai influenciar o tipo de rocha que origina.
Magmas são formados por três fases principais: 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 catiões (Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Ti entre outros) junto com iões 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 direcção as porções superiores da Terra. A fase gasosa inclui vapor de água, dióxido de carbono, dióxido de enxofre e muitos outros.
Características do magma Temperatura : ~ 800 C a 1500 C A % de SiO 2 é variável e interfere nas características e no comportamento do magma: > % SiO 2 > polimerização > % SiO 2 > viscosidade > % SiO 2 < mobilidade A viscosidade do magma depende: Temperatura > T < Viscosidade Composição > SiO 2 > Viscosidade Voláteis > voláteis < Viscosidade Pressão > P > Viscosidade Mantendo-se o Vol magma constante, se P e T aumentam simultaneamente < viscosidade (T é mais influente)
Wilson (1989) definiu quatro regiões distintas para a geração de magmas: Placas Divergentes Riftes Intraplaca Continental e Intraplaca Oceânica - Pontos Quentes Placas Convergentes Zonas de subducção Placas Convergentes Zonas de convergência de placas continentais
Nestas regiões podem ser formados 3 tipos básicos de magma: Magma Basáltico Magma Andesítico Magma Riolítico
Magma Basáltico Este tipo de magma tem origem a partir de rochas do manto (peridotito) ao nível das placas divergentes - Riftes e do manto profundo em pontos quentes (hot-spots). Características: cerca de 50% de sílica, baixa viscosidade, fluido, retém poucos gases, apresenta pequena quantidade de água e temperatura superiores a 1200ºC
Rochas de origem basáltica
Magma Andesítico Este tipo de magma tem origem a partir da fusão de rochas de uma placa oceânica e uma continental ao nível das zonas de subducção. Nestas zonas duas placas tectónicas onde uma placa de maior densidade, normalmente a fracção oceânica, é empurrada para baixo de uma zona continental, levando à fusão e à geração de magmas andesíticos (mistura entre as composições do continente e do oceano), que chegam à superfície sob a forma de extensos vulcões, como a cordilheira andina. Características: cerca de 60% de sílica, viscosidade e fluidez intermediária, retém alguns gases, apresenta relativa quantidade de água e temperatura de cerca de 1000ºC.
Rochas de origem Andesítica
Magma Riolítico Este tipo de magma tem origem a partir de duas placas continentais que convergem e se chocam gerando um aumento da temperatura e pressão o que leva à fusão dessas rochas. Características: cerca de 70% de sílica, alta viscosidade, pouco fluido, retém muitos gases, apresenta grande quantidade de água e temperatura de cerca de 800ºC
Rochas de origem Riolítica
Minerais Os geólogos definem os minerais como corpos sólidos homogéneos, de ocorrência natural, inorgânicos que apresentam uma estrutura interna cristalina e que possuem uma composição química específica. Este último aspecto leva a que, por um lado a sua composição química só possa variar dentro de certos limites, e por outro, que eles possam assumir formas poliédricas, os denominados cristais.
O que representa afinal um cristal? Os minerais têm um arranjo interno atómico tridimensional. Os átomos ou iões constituintes de um mineral encontram-se distribuídos ordenadamente, formando uma rede tridimensional o retículo ou rede cristalina. Esta rede é gerada pela repetição de uma unidade atómica ou iónica fundamental que contém em si todos os constituintes do mineral nas suas devidas proporções e que tem as propriedades físico-químicas do mineral completo.
Em meados do séc. XIX, um cristalógrafo de nome Bravais formula uma teoria Teoria Reticular, segundo a qual, os átomos encontram-se dispostos de forma tridimensional, representando o cristal, onde a característica da estrutura cristalina, é a repetição do arranjo atómico interno dos cristais. Essa repetição resulta em unidades de desenhos idênticos, que se encontram dispostos em pontos do retículo tridimensional, que é definido pelas três direcções e pelas distâncias, nas quais, o desenho é repetido. A unidade atómica ou iónica fundamental que contém em si todos os constituintes do mineral e que se repete é designada malha elementar, motivo ou célula unitária. Sistema reticular ou rede cristalina Nó (átomos ou iões) Fiadas (arestas) Célula unitária
Exemplo de mineral com estrutura cristalina - halite Fórmula química: NaCl cloro sódio O arranjo atômico forma uma estrutura cúbica
O arranjo interno pode traduzir-se externamente no aparecimento de uma forma poliédrica com faces, arestas e vértices. Nem todos os cristais apresentam esta forma poliédrica externa já que na maior parte das vezes a cristalização dos cristais não ocorre em condições ideais. Apatite Quartzo Mica biotita
Obisidiana OBS: As substância amorfas são substâncias que não possuem estrutura atómica interna ordenada e regular também chamado de mineralóide (ex. vidro vulcânico, âmbar, carvão, opala ).
Silicatos Principais constituintes das rochas Os silicatos representam o grupo mineral mais importante, constituindo mais de 90% da crosta terrestre. A subdivisão deste grupo é feita com base em critérios estruturais, tendo como unidade fundamental o ião [SiO 4 ] 4-, ou seja, um tetraedro com um átomo de silício ocupando a posição central e quatro átomos de oxigénio dispostos nos vértices deste tetraedro.
Os tetraedros de SiO 4, tem tendência para se ligar uns aos outros polimerização. Dependendo da geometria assumida, ou seja, do grau de polimerização e da amplitude de participação do oxigênio entre os tetraedros, a estrutura dos silicatos pode consistir em tetraedros independentes, em grupos tetraédricos múltiplos e independentes, cadeias, folhas, etc. Tetraedro de sílica: SiO 4
Tetraedro de sílica ligações fortes e híbridas (50% covalentes e 50% iónicas) Estrutura molecular de um silicato Essas estruturas são a base dos minerais silicatados Ponte de oxigénio As estruturas dos silicatos pode ser descrita pelo número de pontes de oxigénio. Quanto maior, mais complexa é a cadeia molecular.
Cadeias lineares de silicatos: piroxena Estrutura linear dupla dos anfibolas Cations Fe, Mg + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 + 2 Oxigênio Sílica etc. etc. etc. etc. etc. etc.
Micas Arranjo em folhas dos tetraedros de sílica Nas micas moscovite (claras), esses tetraedros possuem pontes de ligação com catiões de potássio
A explicação para a clivagem planos de fraca ligação molecular Devido às fracas ligações nos planos entre camadas de sílica, a mica pode ser cortada facilmente entre os sanduíches moleculares Camada planar de sílica Os catiões servem de ponte de ligação entre duas camadas de sílica
Arranjo dos tetraedros nos Silicatos
Principais minerais constituintes das rochas magmáticas Basicamente estão presentes 6 grupos mineralógicos (silicatos) feldspatos (plagióclases), quartzo, olivinas, piroxenas, anfibolas, micas (moscovite e biotite). A % dos minerais essenciais é o critério básico para classificação das rochas ígneas. Feldspatos Olivina Quartzo Piroxena Micas (Biotite e Moscovite)
Os minerais em condições ideais de formação cristalizam e a sua estrutura interna é manifestada externamente, formando minerais com faces planas. Na situação oposta, formam-se minerais sem faces planas. Assim definemse 3 tipos de cristais: Euédrico (idiomórfico): o cristal apresenta as faces perfeitamente desenvolvidas Subédrico (subidiomórfico): o cristal apresenta-se com suas faces imperfeitamente desenvolvidas Anédrico (informe): quando o cristal não apresenta faces.
Isomorfismo Ocorrência de substâncias minerais de composição química diferente e estrutura cristalina (textura) semelhante. Existem na natureza minerais que constituem séries isomorfas. Nos minerais das séries isomorfas, pode ocorrer a substituição de um átomo ou ião por outro diferente (com afinidades químicas). Ex: Série isomorfa das plagioclases ou Série de Bowen Nesta série o ião sódio pode ser substituído pelo ião cálcio formando minerais de estruturas semelhantes.
A estrutura cristalina da Albinite (NaAlSi 3 O 4 ) e da Anortite (CaAl 2 Si 2 O 8 ) são semelhantes, podendo ocorrer a evolução de um mineral em outro por intersubstituição do sódio pelo cálcio, podendo a % de Albinite variar de 0% a 100% e a Anortite de 100% a 0%.
Polimorfismo Ocorrência de substâncias minerais de mesma composição química e estrutura cristalina (textura) diferente. Isto ocorre porque as condições de cristalização desses minerais são diferentes. Ex: Calcite e Aragonite (CaCO 3 ) / Diamante e Grafite (associação de átomos de carbono) Grafite Diamante
Diferenciação Magmática 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 refractários 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 são denominados de Magmas Primários. Quando o magma ascende as substâncias minerais que o constituem ficam expostos a determinadas temperaturas e pressões podendo deste modo cristalizar. A cristalização desses minerais ocorre em condições diferentes já que os seus pontos de solidificação são igualmente diferentes. A génese dos minerais ocorre segundo uma ordem definida Cristalização Fraccionada.
Durante a ascensão do magma até a superfície ou para porções mais rasas na crosta e com a cristalização fraccionada podem se produzir uma série de processos de diferenciação magmática que variam a composição do magma. Com o arrefecimento, do contínuo processo de cristalização fraccionada resulta um Magma Residual de composição continuamente alterada.
Série de Bowen Um cientista chamado Bowen, observou que a cristalização dos minerais durante o arrefecimento de um magma segue, de maneira geral, uma sequência determinada, que pode-se dividir em dois grandes ramos: a denominada série descontínua (minerais ferromagnesianos; olivina - piroxenas - anfíbolas - biotite) e a série contínua (plagioclases cálcicas e sódicas; anortite..albite), 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 reacções dos minerais ferromagnesianos implicam um consumo crescente desse componente.
Série Descontínua: é a série representada pelos minerais ferromagnesianos mais importantes: olivinas, piroxenas, anfibolas e biotite. À medida que a temperatura decresce, os minerais formados em temperatura mais elevadas, tornam-se instáveis e tendem a reagir com a sílica (SiO 2 ), que está em fusão no magma para tornar-se mais estáveis. Por exemplo a olivina forma-se no início do arrefecimento do magma, portanto em temperaturas mais elevadas. À medida que o magma arrefece a olivina reage com a sílica do magama residual: Forsterita (olivina) + Sílica enstatita (piroxena) Mg 2 SiO 4 + SiO 2 2Mg 2 SiO 3 Observa-se que à medida que o magma arrefece, os minerais se tornam mais ricos em sílica. Olivinas (SiO 4 ), piroxenas (SiO 3 ), anfíbolas(sio 4 ), biotite (Si 2 O 5 ), ou seja, os minerais ferromagnesianos cristalizam-se no magma numa ordem crescente de acidez: SiO 4 SiO 3 Si 4 O 4 Si 2 O 5 Obs: Esta série é denominada descontínua porque origina minerais com composição química e estrutura cristalina diferentes.
Série Contínua: é expressada pelos minerais do grupo das plagioclases Ao contrário da série descontínua, as reacções ocorrem continuamente com reajuste das composições à medida que a temperatura diminui. As primeiras plagioclases a se formarem são as cálcicas. Havendo no magma Ca 2+ e Na +, à medida que se forma as plagioclases cálcicas, vai sobrando o Na +, aumentando o seu teor durante o arrefecimento, passando a formar plagioclases sódicas. Como o teor de SiO 2 em anortite (CaAl 2 Si 2 O 8 ) é menor do que da albite (NaAlSi 3 O 8 ), observa-se que também nas plagioclases a ordem é crescente do seu teor de sílicica. Quando ocorre o esgotamento de sílica no local de formação o arrefecimento prossegue até o final com o plagioclase já formada. Obs: Esta série é denominada contínua porque origina minerais com composição química variável, entretanto com a mesma estrutura cristalina.
As duas séries de reacção processam-se simultaneamente, convergindo para uma única. O quartzo (SiO 2 ) é o último mineral a ser formado, só se forma depois de formados os minerais possíveis e se ainda restar SÍLICA RESIDUAL. Se não restar sílica a rocha formada não terá quartzo. Uma rocha pode ser formada pela associação de olivina-plagioclase cálcica, pois são formadas ao mesmo nível de temperatura. Se houver, também, sílica suficiente para formar a plagioclase sódica, a série descontínua não seria interrompida na olivina, mas se prolongaria até a biotite.
A sequência de cristalização de Bowen permite estabelecer algumas regras de associação de minerais, conhecidos como NORMAS DE COEXISTÊNCIA PARAGENÉTICA. O exame da sequência permite afirmar que: Quartzo e Olivina não ocorrem na mesma rocha; Moscovite não se associa a piroxenas e olivina; Quartzo normalmente não se associa a plagioclases cálcicas; Em rochas ricas em sílica, os minerais ferromagnesianos mais frequentes são as micas, nas intermédias as anfíbolas e nas pobres os piroxenas. Quanto maior o teor de sílica, maior será a relação Si:O no mineral ferromagnesiano; Se o magma for muito deficiente em sílica, em vez de formar ALBITE (NaAlSi3O8) ou ORTOCLASE (KAlSi3O8), que são feldspatos, formam-se silicatos mais pobres em sílica do que os feldspatos.
Por outra parte, a composição do magma impõe restrições a esta sequências, 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, piroxenas, plagiocláse cálcica), 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 magma residual sucessivamente até gerar termos mais evoluídos da série. No final a rocha será formada por plagioclase sódica, biotite, feldspato potássico e quartzo. Nas rochas formadas a partir de magmas de composição intermediária encontraremos, por tanto, plagioclases intermediários, anfíbolas e piroxenas como minerais característicos.
Processo de separação dos cristais do Magma residual: compressão da câmara magmática e diferenciação gravítica
A partir da diferenciação um só tipo de magma primário pode dar origem a várias rochas diferentes.
Soluções Hidrotermais São constituídas pelas últimas fracções do magma ( água, gases, sílica e outros solutos minerais) e podem preencher fendas das rochas e solidificar. O resultado dessa solidificação dá origem aos filões ( de um só ou mais minerais).
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS MAGMÁTICAS OU ÍGNEAS
As rochas magmáticas são classificadas tendo em conta as seguintes características: Local de sua génese Composição química ou mineralógica Cor Textura
Classificação Genética Quanto ao local da sua génese INTRUSIVAS (ou plutónicas = grãos variam de 1mm a 1cm) EXTRUSIVAS (ou vulcânicas = grãos < 1mm). Extrusivas
Classificação quanto a composição química A composição química varia com a composição mineralógica. Com base na riqueza em sílica (SiO 2 ), as rochas magmáticas dizemse: CLASSIFICAÇÃO % DE SÍLICA ROCHAS Ácidas 65 granito e riólito Intermédias 65-52 sienito, traquito, diorito e andesito Básicas 52-45 gabro e basalto Ultrabásicas 45 peridotito e kimberlito
Classificação quanto a cor Para a classificação das rochas magmáticas, faz-se a distinção entre minerais mais claros, denominados de félsicos (quartzo, feldspatos) e minerais mais escuros, designados de máficos (ricos em Fe e Mg -biotite, piroxenas, anfíbolas e olivinas). As proporções relativas entre estes dois tipos de minerais, permitem classificar as rochas Rochas Leucocratas Rochas Mesocratas Rochas Melanocratas De cor clara, ricas em minerais félsicos e portanto, pobres em máficos. Ex. Granito, Riólito, Sienito, Traquito. De cor intermédia, com proporções aproximadas dos dois tipos de minerais. Ex. Diorito, Andesito. De cor escura, ricas em minerais máficos. Ex. Gabro, Dolerito, Basalto.
Classificação Quanto a textura Um dos parâmetros que permite distinguir as rochas magmáticas é a dimensão dos grãos dos seus minerais, ou seja, a sua textura. Textura Fanerítica - quando a rocha é formada por minerais bem visíveis e identificáveis à vista desarmada. Textura Afanítica - quando a rocha é formada por minerais muito pequenos, em regra só identificáveis ao microscópio.
Textura Fanerítica 3% 1% Composição química: Legenda: silica 14% 10% óxidos de alumínio óxidos de ferro Granito 72% óxidos de magnésio outros Minerais comuns: Quartzo Feldspatos Plagioclases Cálcicas Anfíbolas Micas (Biotite, Moscovite)
Textura Afanítica Composição química: Legenda: silica Basalto 13% 7% 8% 50% 16% óxidos de alumínio óxidos de ferro óxidos de magnésio outros Minerais comuns: Plagioclases Piroxenas Olivinas Anfíbolas