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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 SiO2 é variável e interfere nas características e no
comportamento do magma:
– > % SiO2  > polimerização
– > % SiO2  > viscosidade
– > % SiO2  < mobilidade
• A viscosidade do magma depende:
– Temperatura > T°  < Viscosidade
– Composição
> SiO2  > 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 [SiO4]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 SiO4, 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: SiO4
Estrutura molecular de um silicato
Tetraedro de sílica –
ligações fortes e híbridas
(50% covalentes e 50%
iónicas)
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
Oxigênio
Cations Fe, Mg
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
+2
Sílica
etc.
etc.
etc.
etc.
etc.
etc.
Estrutura linear dupla dos
anfibolas
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
Os catiões servem
de ponte de ligação
entre duas camadas
de sílica
Camada planar 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
Piroxena
Quartzo
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 (NaAlSi3O4) e da Anortite
(CaAl2Si2O8) 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 (CaCO3) / 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 (SiO2), 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)
Mg2SiO4 +
SiO2  2Mg2SiO3
Observa-se que à medida que o magma arrefece, os minerais se tornam mais
ricos em sílica. Olivinas (SiO4), piroxenas (SiO3), anfíbolas(SiO4), biotite
(Si2O5), ou seja, os minerais ferromagnesianos cristalizam-se no magma
numa ordem crescente de acidez:
SiO4  SiO3  Si4O4  Si2O5
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 SiO2 em anortite (CaAl2Si2O8) é menor
do que da albite (NaAlSi3O8), 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
convergindo para uma única.
processam-se
simultaneamente,
• O quartzo (SiO2) 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 (SiO2), 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
De cor clara, ricas em minerais
félsicos e portanto, pobres em
máficos.
Ex. Granito, Riólito, Sienito,
Traquito.
Rochas Mesocratas
De cor intermédia, com
proporções aproximadas dos dois
tipos de minerais.
Ex. Diorito, Andesito.
Rochas Melanocratas
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
Composição química:
Legenda:
1%
silica
3%
10%
óxidos de
alumínio
14%
óxidos de ferro
72%
Granito
Minerais comuns:
óxidos de
magnésio
outros
Quartzo
Feldspatos
Plagioclases Cálcicas Anfíbolas
Micas (Biotite, Moscovite)
Textura Afanítica
Composição química:
Legenda:
silica
13%
óxidos de
alumínio
7%
50%
8%
16%
óxidos de ferro
óxidos de
magnésio
outros
Basalto
Minerais comuns:
Plagioclases
Olivinas
Piroxenas
Anfíbolas