Rochas Ígneas Plutônicas do Acervo

Rochas Ígneas Vulcânicas do Acervo


Formação das rochas ígneas

As rochas ígneas ou magmáticas representam cerca de 80% em volume da crosta da Terra, e são formadas pelo resfriamento e consequente cristalização de magmas. Os magmas são uma mistura de rochas fundidas, gases dissolvidos (H2O, CO2, SO4, entre outros) e alguns cristais. O magma gerado em profundidade, na crosta e no manto, pode migrar do seu local de formação devido a diferenças no gradiente de densidade entre sólido e líquido, e ascender (subir), podendo ficar alojado em regiões denominadas de câmaras magmáticas, ou então migrar por zonas de fraqueza na rocha até a superfície terrestre. Assim, o magma pode se cristalizar em dois ambientes distintos: em profundidade (crosta e manto) ou na superfície terrestre. Existem várias dezenas de rochas ígneas distintas.

Ambiente de cristalização

Em ambiente profundo (manto ou crosta) o magma cristaliza lentamente, originando uma rocha denominada de plutônica ou intrusiva, que apresenta textura com grãos distinguíveis a olho nu, de tamanho variável, denominada de textura fanerítica. Isto ocorre pois o magma perde a temperatura lentamente para as rochas do entorno, dando tempo para a cristalização e crescimento dos minerais. O granito e gabro são exemplos típicos de rocha ígnea plutônica. Algumas rochas, embora intrusivas, são de colocação rasa, sendo consideradas subvulcânicas, denominadas de rochas hipoabissais, como por exemplo, o diabásio e o riolito.

Na superfície da terra, o magma extravasa na forma de lava que cristaliza muito rapidamente (e.g., material expelido por um vulcão), gerando uma rocha denominada de vulcânica ou extrusiva, que apresenta uma textura com grãos muito finos, indistinguíveis a olho nu, denominada afanítica. Isso se deve ao rápido resfriamento do magma ao entrar em contato com a atmosfera. Desse modo, os minerais se cristalizaram, mas não há tempo hábil para o seu crescimento. O basalto é um exemplo típico de rocha vulcânica.

O rápido resfriamento e solidificação do magma na superfície também pode impedir a formação de núcleos cristalinos originando uma textura vítrea; isto é, o magma resfria e solidifica, mas não forma minerais. A obsidiana é um vidro vulcânico.

Classificação de rochas ígneas

As rochas ígneas podem ser classificadas em função de sua composição mineralógica e química. Com base na proporção de minerais máficos ou escuros (silicatos ricos em ferro e magnésio ou ferromagnesianos) e minerais félsicos ou claros (silicatos pobres em ferro e magnésio) elas podem ser classificadas em:

  • félsica – rocha com menos de 15% de minerais máficos (piroxênio, anfibólio e biotita), e rica em minerais félsicos (feldspato e quartzo); também denominadas de hololeucocráticas-leucocráticas.
  • intermediária – rocha de composição intermediária, com 15 a 35% de minerais máficos (piroxênio, anfibólio e biotita); também denominadas de mesocráticas.
  • máfica – rocha com 35 a 90% de minerais máficos (olivina, piroxênio e biotita); também denominadas de mesocráticas-melanocráticas.
  • ultramáfica – rocha com mais de 90% de minerais máficos (olivina e piroxênio), e com pouco ou nenhum mineral félsico; também denominadas de ultramelanocráticas.

As rochas ultramáficas são também descritas como mais primitivas, uma vez que apresentam composições mais próximas dos materiais originais que deram origem ao nosso planeta, similar aos meteoritos condríticos. Já as rochas félsicas são descritas como mais evoluídas, uma vez que resultam da reciclagem contínua das rochas originais.

As rochas ígneas são predominantemente de composição silicática, ou seja, com predomínio de minerais silicáticos, e assim podendo serem classificadas por seu conteúdo de sílica (SiO2):

  • ácida – rocha com teores de SiO2 superiores a 65%, são rochas ricas em quartzo, como por exemplo o granito;
  • intermediária – rocha com teores de SiO2 entre 65 e 52%, como por exemplo o diorito; 
  • básica – rocha com teores de SiO2 entre 45 e 52%, com quartzo em quantidades diminutas ou ausente, como por exemplo o basalto;
  • ultrabásica – Rocha com teores de SiO2 inferiores a 45%; onde quartzo é ausente, como por exemplo o peridotito. 

Muito raros são os magmas de composição carbonática, ricos em CO2, considerados ultrabásicos, que dão origem aos carbonatitos (rochas que contém mais de 50% de minerais carbonáticos em sua composição)..

Os termos básica, ácida e intermediária aqui utilizados não tem equivalência com os termos de igual nome utilizados em química. 

Viscosidade dos Magmas

A composição desempenha um papel fundamental no controle da viscosidade dos magmas. Quanto mais rico em sílica (SiO2) for o magma, mais polimerizado ele será, pois os tetraedros de Si-O tendem a se ligar pelo compartilhamento de átomos de oxigênio com os tetraedros vizinhos, aumentando assim a sua viscosidade ou resistência ao fluxo. Além disso, em temperaturas mais elevadas os magmas apresentam menor viscosidade, ou seja, fluem mais facilmente.

Tetraedro Si-O

Os magmas básicos são menos viscosos, mais quentes (1000 – 1200 °C) que os magmas ácidos, e tendem a formar fluxos de lava mais fluidos e que resultam em derrames extensos e edifícios vulcânicos do tipo escudo vulcão, ou seja, um tipo de cone amplo com baixo gradiente topográfico (por exemplo, o vulcão Mauna Loa, Havaí, EUA).

Os magmas ácidos apresentam alta viscosidade, menores temperaturas (700 – 900 °C) e alto conteúdo de gás dissolvido; e sua alta resistência em fluir,  juntamente com a expansão dos gases, pode acarretar em erupções explosivas. Nesse tipo de erupção, durante a explosão, a lava se quebra em coágulos que voam pelo ar junto com cinzas vulcânicas e fragmentos diversos (ex. bombas vulcânicas), e pode produzir um fluxo piroclástico. Esse tipo de erupção pode causar grandes desastres ambientais. A deposição do material piroclástico ao redor da cratera do vulcão constrói um edifício vulcânico formado por camadas estratificadas, resultando num estrato vulcão (ex. vulcão Monte Santa Helena, Washington, EUA).

Tipos de plútons

Plútons são grandes corpos ígneos formados pelo resfriamento do magma em grandes profundidades na crosta terrestre.

  • Batólito: corpo intrusivo discordante maior de 100 km2
  • Stock: corpo intrusivo discordante menor de 100 km2
  • Dique: corpo intrusivo tabular discordante
  • Sill: corpo intrusivo tabular sub-horizontal
  • Lacólito: corpo intrusivo concordante, menor que um batólito, com assoalho plano e teto convexo.

Diferenciação magmática

A evolução magmática é um conjunto de processos pelos quais um único tipo inicial de magma pode produzir uma grande variedade de rochas ígneas diferentes, por vezes descritas como mais evoluídas. A evolução magmática ocorre em diferentes graus na maioria dos corpos de magma. Os principais processos envolvidos na evolução magmática são:  cristalização fracionada, assimilação de rochas encaixantes, mistura de magmas e trocas de voláteis.

A cristalização fracionada (fracionamento) é o processo de separação dos minerais precocemente cristalizados do magma que o gerou, impedindo assim que estes reajam com o magma, provocando um desequilíbrio. A separação se dá, em geral, pela deposição dos minerais na base da câmara magmática, que afundam por gravidade e devido a sua maior densidade  em relação ao magma. Nesse processo o magma empobrece nos elementos químicos sequestrados pelos cristais precocemente cristalizados. O processo de cristalização fracionada é responsável pela maior parte da diferenciação que ocorre nas rochas ígneas.

A assimilação é o processo de diferenciação magmática onde o magma aquece a rocha encaixante, que pode fundir e se misturar com esse magma, formando um magma diferente.

A mistura de magmas é o processo pelo qual os corpos adjacentes de magma se misturam nas câmaras magmáticas ou durante a ascensão, formando um magma híbrido.

Os voláteis (H2O, CO2, SO2, O2, F2, Cl2) são encontrados em quantidades variadas em quase todas as rochas e magmas. Esses voláteis participam das reações de formação dos minerais, permitindo a formação de minerais saturados nestas fases.

Série de reação de Bowen – Sequência de cristalização dos minerais

Durante o resfriamento dos magmas silicáticos mais comuns nem todos os minerais se cristalizam na mesma temperatura. Alguns minerais começam a se cristalizar enquanto a temperatura do magma ainda está muito quente. As séries de reação de Bowen definem a ordem de cristalização dos diferentes minerais em função da temperatura e do teor de sílica (SiO2) do magma inicial. São duas sequências de cristalização, a primeira descrita como descontínua é a dos minerais ferromagnesianos/máficos; e a segunda, que ocorre em paralelo, é a sequência contínua de cristalização do plagioclásio, que varia de cálcico a sódico, com a diminuição da temperatura.

Um magma máfico, ou seja rico em ferro e magnésio, mas pobre em sílica, quando resfria, cristaliza inicialmente a olivina e o plágioclásio cálcico.  Na sequência da cristalização dos minerais máficos (série descontínua), com a diminuição da temperatura, cristalizam nesta ordem, o piroxênio, o anfibólio e a biotita. Os últimos minerais a se cristalizarem com o resfriamento do magma são, nesta ordem, feldspato alcalino, muscovita e quartzo.

A série de reações de Bowen, embora muito genérica, permite prever, em uma primeira aproximação, a temperatura na qual diferentes minerais começarão a cristalizar.  Os minerais a serem cristalizados dependem da composição do original desse magma.

No processo de fusão parcial de uma rocha, a sequência é praticamente inversa a da Série de Bowen, em resumo, os minerais que se fundem primeiro são os que apresentam menor temperatura de cristalização. Por exemplo, o quartzo, feldspato alcalino, muscovita e plagioclásio sódico serão os primeiros minerais a sofrerem fusão. E isso resulta em que o primeiro fundido gerado seja mais rico em sílica  do que a rocha original, e conforme a fusão continua, o magma vai se tornando mais máfico a depender dos minerais presentes na rocha original.