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); e (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; e

(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/cm3	2,64 g/cm3	2,60 g/cm3	2,58 g/cm3
Andesito	2,50 g/cm3	2,45 g/cm3	2,43 g/cm3	2,41 g/cm3
Riolito	2,23 g/cm3	2,19 g/cm3	2,17 g/cm3

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: (i) 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; (ii) 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 (iii) 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 - veja Eventos Vulcânicos no Brasil). 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
Subalcalina Toleítica	Cordilheiras Meso-Oceânicas, Arcos de Ilhas Oceânicos Jovens, Vulcões Intraplaca Oceânica e Províncias Basálticas Continentais
Subalcalina/Cálcio-Alcalina	Arcos de Ilhas Oceânicos Maduros e Arcos Vulcânicos de Margem Continentais
Alcalina	Vulcões Intraplaca Oceânica e Zonas de Riftes Continentais
Peralcalina	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):




 

Elementos Maiores	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)

 
Referências bibliográficas utilizadas na confecção do texto acima:

Asimov, P.D. 2000. Melting the Mantle. In: Encyclopedia of Volcanoes, Sigurdsson, H. (Ed.), p. 55 - 68.

Cas, R.A.F. & Wright, J.V. 1988. Volcanic Successions: modern and ancient: a geological approach to processes, products and sucessions. Unwyn Hyman Inc. 525 p.

Grove, T.L. 2000. Origin of Magmas. In: Encyclopedia of Volcanoes, Sigurdsson, H. (Ed.), p. 133 - 147.

Middlemost, E.A.K. 1985. Magmas and Magmatic Rocks: an introduction to igneous petrology. Longman Group Limited. 266 p.

Orton, G.J. 1996. Volcanic Environments. In:  Sedimentary Environments: Process, Facies and Stratigraphy, Reading, H.G. (Ed.), Blackwell Science, Cap. 12, p. 485 - 567.

Rogers, N. & Hawkesworth, C. 2000. Composition of Magmas. In: Encyclopedia of Volcanoes, Sigurdsson, H. (Ed.), p. 115 - 131.

Rutherford, M.J. & Gardner, J.E. 2000. Rates of Magma Ascent. In: Encyclopedia of Volcanoes, Sigurdsson, H. (Ed.), p. 207 - 217.

Spera, F.J. 2000. Physical Properties of Magma. In: Encyclopedia of Volcanoes, Sigurdsson, H. (Ed.), p. 171 - 190.

Szabó, G.A.J.; Babinski, M.; Teixeira, W. 2000. Rochas Ígneas. In: Teixeira, W.; de Toledo, M.C.M.; Fairchild, T.R.; Taioli, F. (Organizadores), Decifrando a Terra - São Paulo: Oficina de Textos, Cap. 16, p. 327 - 346.

Páginas da Web consultadas e informações utilizadas na confecção do texto:

The Classification of Igneous Rocks Into Suites (http://csmres.jmu.edu/geollab/Fichter/IgnRx/suites.html)

Petrography and Petrology (http://www.brocku.ca/earthsciences/people/gfinn/petrology/321lect.htm)

Rocas y yacimientos ortomagmáticos  (http://www.uclm.es/users/higueras/yymm/YM10.html)