Rochas igneas 5

"Um mês de laboratório pode muitas vezes pouparuma hora de trabalho na biblioteca."

F. H. WESTHEIMER

Hámais de 2 mil anos, o cientista e geógrafo gregoEstrabão viajou para a Sicília para ver as erup-ções vulcânicas do Monte Etna. Ele observou

que a lava líquida quente que se derramava do vulcão pa-ra a superfície terrestre resfriava-se e endurecia, forman-do, em poucas horas, rochas sólidas. Dois milênios de-pois, os geólogos do século XVIII começaram a entenderque alguns corpos tabulares- que seccionavam outras for-mações rochosas também haviam sido formados a partirdo resfriamento e solidificação de magmas. Nesse caso, omagma resfriou-se lentamente, por ter permanecido nasprofundezas da crosta terrestre. Hoje, sabe-se que as ro-chas fundem-se nas partes profundas da crosta e do man-to terrestre e ascendem até a superfície. Alguns dessesmagmas solidificam-se antes mesmo de alcançar a super-

fície, enquanto outros abrem caminho até ela, onde, então, extravasam e se solidificam.Ambos os processos produzem rochas ígneas.

Como vimos no Capítulo 4, grande porção da crosta terrestre é composta de rochasígneas, parte das quais foi metamorfizada. Portanto, o entendimento dos processos pe-los quais as rochas se fundem e recristalizam é crucial para compreender a formaçãoda crosta da Terra. Neste capítulo, estudaremos a ampla variedade existente de ro-chas ígneas intrusivas e extrusivas, bem como os processos que as formam.

Também aprendemos, no Capítulo 4, que uma grande variedade de rochas ígneas égerada pela tectônica de placas. Especificamente, as rochas ígneas formam-se em cen-tros de expansão, onde as placas afastam-se mutuamente, e nos limites convergentes,onde uma placa mergulha por baixo da outra. Embora ainda tenhamos muito a apren-der a respeito dos exatos mecanismos de fusão e de solidificação, certamente temosboas respostas para algumas questões fundamentais: Em que uma rocha ígnea diferede outras? Onde se formam as rochas ígneas? Como elas se solidificam a partir de ummagma? Onde se formam os magmas?

Ao responder essas questões, estaremos direcionando nossa atenção ao papel cen-tral que os processos ígneos desempenham no sistema Terra. Quando as rochas fundi-

Em que as rochas ígneas se distinguemumas das outras? 118

Como se formam os magmas? 123

Onde se formam os magmas? 125

A diferenciação magmática 125

As formas das intrusões magmáticas128

A atividade ígnea e a tectõnica de placas132

~ Para Entender a Terra

das são transportadas das câmaras magmáticas do interior daTerra até os vulcões, por exemplo, vários gases são também le-vados conjuntamente. Esses gases, especialmente o dióxido decarbono e o enxofre, afetam a atmosfera e os oceanos. Dessemodo, os magmas podem alterar o clima - uma relação inespe-rada obtida a partir da análise do sistema Terra.

~~~IJlque as rochas ígneas seístinguern umas das outras?

Atualmente, as rochas ígneas são classificadas do mesmo mo-do que alguns geólogos do século XIX faziam:

• Pela textura

• Pela composição mineralógica e química

TexturaHá 200 anos, a primeira divisão das rochas ígneas foi feitacom base na textura, um aspecto que reflete, em grande medi-da, as diferenças de tamanho dos cristais. Os geólogos classi-ficavam as rochas como cristalina grossa ou fina (ver Capítu-lo 4). O tamanho dos cristais é uma característica simples, queo geólogo pode facilmente distinguir no campo. Uma rochade granulação grossa, tal como o granito, tem cristais indivi-duais que são facilmente visualizados a olho nu. Em contra-posição, os cristais de rochas de granulação fina, como o ba-salto, são pequenos demais para serem vistos a olho nu oumesmo com a ajuda de uma lente de aumento. A Figura 5.1apresenta amostras de granito e de basalto acompanhadas delâminas delgadas e transparentes de cada uma dessas rochas.

As fotomicrografias, isto é, fotografias tiradas com o usode um microscópio, fornecem uma imagem ampliada dos mi-nerais e de suas texturas. As diferenças texturais eram óbviaspara os geólogos do passado, mas foram necessárias muitas

Granito

Visto numalente deaumento

~lcm

Visto nummicroscópiode luzpolarizada

lmm

investigações adicionais para que se conseguisse entender osignificado dessas diferenças.

A primeira pista: as rochas vulcânicas Os primeiros geólo-gos observaram as rochas vulcânicas que se formavam a partirda lava, durante as erupções vulcânicas (lava, como você devese lembrar do Capítulo 4, é o termo que aplicamos ao magmaque flui na superfície). Os geólogos notaram que, quando a la-va resfriava rapidamente, formava ou uma rocha cristalina fina,ou uma rocha vítrea na qual nenhum cristal podia ser reconhe-cido. Mas, nos locais onde a lava resfriava-se mais lentamente,como no meio de um espesso derrame com muitos metros deespessura, estavam presentes cristais um pouco maiores.

A segunda pista: estudos de cristalização em laboratório Asegunda pista para o significado da textura surgiu no séculoXIX, quando os cientistas experimentais começaram a entendera natureza da cristalização. Qualquer pessoa que já tenha conge-lado água para obter cubos de gelo sabe que ela se solidifica empoucas horas, à medida que sua temperatura cai abaixo do pon-to de congelamento. Se você alguma vez tentou retirar os cubosantes de a água solidificar-se completamente, com certeza deveter visto finos cristais de gelo formados na superfície da mesmae junto às paredes da forma de congelamento. Durante a crista-lização, as moléculas de água adquirem posições fixas na estru-tura cristalina que está se formando e não podem mais mover-selivremente, como faziam na água líquida. Todos os outros líqui-dos, inclusive os magmas, cristalizam-se dessa forma.

A terceira pista: o granito - uma evidência de resfriamentolento O estudo dos vulcões permitiu que os geólogos fizessema ligação entre as texturas cristalinas finas e o rápido resfria-mento na superfície terrestre. Além disso, possibilitou que pu-dessem entender as rochas ígneas cristalinas de textura fina co-mo evidências de antiga atividade vulcânica. Mas, na ausênciade observações diretas, como poderiam os geólogos deduzirque as rochas de granulação grossa formam-se por meio de res-friamento lento em profundidade? O granito - uma das rochasmais comuns dos continentes - acabou sendo a pista crucial(Figura 5.2). James Hutton, um dos fundadores da Geologia,

Basalto

Figura 5.1 As rochas ígneas foraminicialmente classificadas a partir de suatextura. Os primeiros geólogos avaliavam atextura com uma pequena lente deaumento. Os geólogos modernos têmacesso a potentes microscópios de luzpolarizada, que produzemfotomicrografias de lâminas delgadastransparentes de rochas, como as queestão mostradas ao lado. [Fotografias deamostras de mão, Chip Clark.Fotomicrografias, Raymond Siever]

CAPíTULO 5 • Rochas ígneas: Sólidos que se Formaram de Líquidos ~

Intrusão granítica Rocha sedimentarmetamorfizada

Figura 5.2 Intrusão granítica (cor escura) cortando uma rochasedimentar metamorfrzada. [Tom Bean/DRK]

viugranitos que cortavam e rompiam as camadas de rochas se-dimentares, quando fazia trabalhos de campo na Escócia. Elenotouque o granito havia de alguma forma fraturado e invadi-do as rochas sedimentares, embora tenha entrado à força nasfraturas,como um líquido.

À medida que Hutton examinava mais e mais granitos, co-meçoua prestar atenção nas rochas sedimentares situadas nosbordosdeles. Observou, então, que os minerais dessas rochassedimentares em contato com o granito eram diferentes daque-

Piroclastos

Figura 5.3 Formação de rochas ígneas extrusivas eintrusivas. [Fotos de Chip Clark, exceto a do pórfiro, que éde A.J. Copley/Visuals Unlimited]

les que se encontravam nas mesmas rochas a uma certa distân-cia da intrusão. Chegou à conclusão de que as mudanças nas ro-chas sedimentares teriam de ser resultantes de forte aquecimen-to e que o calor teria de ser proveniente do granito. Hutton tam-bém notou que o granito era composto de cristais encaixadosentre si, como peças de um quebra-cabeça (ver Figura 5.l).Nessa época, os químicos já tinham estabelecido que um pro-cesso lento de cristalização produziria esse tipo de padrão.

Hutton avaliou essas três linhas de evidência e propôs que ogranito deveria ter sido formado a partir de um material fundidoquente, que se solidificava nas profundezas da Terra. As evidên-cias eram conclusivas, pois nenhuma outra explicação poderiaacomodar tão bem todos os fatos. Outros geólogos, ao verem asmesmas características dos granitos em locais de várias partesdo mundo muito distantes entre si, vieram a reconhecer que ogranito e outras rochas cristalinas grossas eram os produtos demagmas que se cristalizaram lentamente no interior da Terra.

Rochas ígneas intrusivas O significado completo das distintastexturas das rochas ígneas está claro agora. Como vimos, a textu-ra está ligada ao tempo de resfriamento e, portanto, também ao lo-cal onde ele acontece. O resfriamento lento dos magmas no inte-rior da Terra proporciona o tempo adequado para o crescimentodos grandes cristais encaixados entre si que caracterizam as rochasígneas intrusivas (Figura 5.3). Uma rocha ígnea intrusiva éaquela que forçou seu caminho nas rochas vizinhas, as quais sãodenominadas de rochas encaixantes.' Mais adiante, neste capítu-lo, discutiremos alguns tipos especiais de rochas ígneas intrusivas.

Cinza vulcânica Pedra-pomes

Os piroclastos formam-seem erupções violentas, apartir da lava lançada no ar.

Máfica Félsica

RiolitoAs rochas ígneas extrusivasresfriam-se rapidamentena superfície terrestre etêm granulação fina.

As rochas ígneas intrusivasresfriam-se lentamenteno interior da Terra,permitindo a formação decristais grossos.

Pórfiro

Os cristais porfiríticos começam acrescer, abaixo da superfície terres-tre, como nas rochas intrusivas.Antes que os cristais se tornemgrandes, as erupções vulcânicas tra-zem-nos para a superfície sob aforma de lava, que resfria rapida-mente, de modo que a rocha entreos cristais tem granulação fina.

120 I Para Entender a Terra

- - '7 _. <'~ ~j ' .•... ...,"""",.,.,.,,1- .#_""'CXYIQuadro 5.1 Os minerais mais comuns das rochas ígneas ~",:S·y!t~ ";jf,o/i'-":" ,1 . ~ • .or"«~ • ,A'..-~.~ ..e '.~

Grupo Composição Estrutura docomposicional Mineral química silicato

Quartzo Si02 Cadeias tridimensionais''

Feldspato KAISipspotássico

FÉLSICOPlagioclásio? { NaAlSi30s

CaAl2Sips

Moscovita KAI3Si3OI0(OH)2 Folhas6

(mica)

K

)Biotita MgSiPIO(OH)2(mica) Fe

AI

Mg

)Grupo dos FeSiS022(OH)2 Cadeias duplas 7

MÁFICO anfibólios CaNa

Mg

)Grupo dos Fe Si03 Cadeias simples-piroxênios Ca

AI

Olivina (Mg,Fe)2Si04 Tetraedros isolados?

Rochas ígneas extrusivas °resfriamento rápido na superfícieterrestre produz as rochas ígneas extrusivas (ver Figura 5.3),que mostram texturas de granulação fina ou têm aparência ví-trea. Essas rochas, que contêm proporções variáveis de vidrovulcânico, formam-se quando a lava ou outro material vulcâni-co é ejetado dos vulcões. Por essa razão, são também conheci-das como rochas vulcânicas. Elas podem pertencer a duas cate-gorias principais:

• Lavas A aparência das rochas vulcânicas formadas a partir delavas é variada. Pode-se encontrar desde lavas com superfície li-sa ou cordada até lavas com arestas atiladas, como também pon-tiagudas ou com bordas irregulares, dependendo das condiçõesem que se formaram.

• Rochas piroclásticas Em erupções mais violentas, formam-sepiroclastos quando fragmentos de lava são lançados ao ar. Os pi-roclastos mais finos são a cinza vulcânica, fragmentos diminu-tos, geralmente de vidro, que se formam quando os gases que es-capam de um vulcão forçam a irrupção de um borrifo de magma.Todas as rochas vulcânicas litificadas a partir desses materiaisvulcânicos são chamadas de tufos (consulte o Capítulo 6 paramais detalhes).

Um tipo de rocha piroclástica é a pedra-pomes, 10 que con-siste em uma massa porosa de vidro vulcânico com um grandenúmero de vesiculas. Estas são buracos vazios que se formamdepois que os gases aprisionados escapam do magma em pro-cesso de solidificação. Outra rocha vulcânica completamentevítrea é a obsídiana, que, diferentemente da pedra-pornes, con-tém apenas minúsculas vesículas e é, portanto, sólida e densa,A obsidiana lascada e fragmentada produz bordas muito atila-das, tendo sido utilizada pelos índios norte-americanos e mui-tos outros grupos de caçadores para fazer pontas de flecha e di-versos instrumentos cortantes.

Um põrfíro!' é uma rocha ígnea com uma textura mista, naqual grandes cristais "flutuam" em uma matriz de textura predo-minantemente tina (ver Figura 5.3). Os grandes cristais, chama-dos de fenocristais, formaram-se quando o magma ainda estavasob a superfície terrestre. Então, antes que outros cristais pudes-sem crescer, uma erupção vulcânica levou o magma para a super-fície, onde ele rapidamente se resfriou como uma massa cristali-na tina. Em alguns casos, os pórfiros desenvolvem-se como ro-chas ígneas intrusivas, por exemplo, em locais pouco profundosda crosta, onde os magmas são colocados e resfriados rapida-mente. As texturas porfiríticas são muito importantes para os


I Félsica = Feldspato-~i~ I Máfica = Magnésio - ~rri~\.

omposição .•••FÉLSICA INTERMEDIÁRIA .••• MÁFICA ULTRAMÁFICA

ha Intrusiva Granito Granodiorito Diorito Gabro PeridotitoExtrusiva Riolito Dacito Andesito Basalto

, ·0,b'o' ,'!o.,(j"o (J

Quartzo rz-~ -- Plagioclásio -+ &:.<L'(",o feldspato. (",0

~ ~

geólogos,pois indicam que diferentes minerais cresceram em di-ferentesvelocidades, um tema que será discutido posteriormen-te,nestecapítulo, com mais detalhe. No Capítulo 6, examinare-mosmais minuciosamente os mecanismos de formação dessasrochase de outras rochas vulcânicas. Por enquanto, vamos dire-cionarnossa atenção à segunda maneira de classificar as rochasígneas,isto é, a partir de sua composição química e mineralógica.

Composição química e mineralógicaVimosanteriormente que as rochas ígneas podem ser subdividi-dasde acordo com sua textura. Contudo, elas também podem sersubdivididas com base na sua composição química e mine-ralógica.O vidro vulcânico, que não tem forma mesmo quandoobservado ao microscópio, é freqüentemente classificado deacordocom as análises químicas. Uma das mais antigas classifi-caçõesde rochas ígneas baseia-se em uma simples análise quími-cado seu teor de sílica (Si02). A sílica, como visto no Capítulo4, é abundante na maioria das rochas ígneas e representa 40 a70% do seu peso total. Ainda hoje, empregamos o termo "silíci-co"para as rochas ricas em sílica, como os granitos.

As classificações modernas agrupam as rochas ígneas deacordocom suas proporções relativas de minerais silicosos(Quadro5.1), que são descritos no Apêndice 5. Esses minerais-quartzo, feldspatos (tanto o ortoclásio como o plagioclásio),micasdos tipos muscovita'? e biotita, os grupos dos anfibólios

cTipos de roc

100Ortoclãslofeldspato

'iõ ~ 80•.. '"<II..c;c: u.- o~ ~ 60

"0"0

~ ~E~ 40c: ><li •••U o•.. a.~ ~ 20

e dos piroxênios e a olivina - formam uma série sistemática.Enquanto os minerais félsicos são ricos em sílica, os máficossão pobres. Os adjetivos félsico (a partir de feldspato e st1ica) emáfico (a partir de magnésio e férrico, do latim ferrum) sãoaplicados para minerais e para as rochas que têm alto teor des-ses minerais. Os minerais máficos cristalizam-se em tempera-turas mais altas - isto é, logo nos primeiros estágios de resfria-mento de um magma - que os minerais félsicos.

Quando o conhecimento da composição mineralógica e quí-mica das rochas ígneas foi ampliado, tomou-se claro, para osgeólogos, que algumas rochas intrusivas e extrusivas tinhamcomposição idêntica, diferindo apenas no aspecto textura!. ObasaIto, por exemplo, é uma rocha extrusiva formada a partirde lava. O gabro tem exatamente a mesma composição mineraldo basalto, porém se forma nas grandes profundidades da cros-ta (ver Figura 5.3). Da mesma forma, o riolito e o granito sãoidênticos em composição, diferindo apenas na textura. Assim,as rochas extrusivas e intrusivas formam dois conjuntos parale-los, no que diz respeito à composição química e mineralógica.Inversamente, grande parte das composições químicas e mine-ralógicas pode aparecer tanto em rochas extrusivas quanto in-trusivas. As únicas exceções são as rochas com alto teor de mi-nerais máficos, que somente ocorreram como rochas ígneas ex-trusivas no Arqueano, nos primórdios da história da Terra.

A Figura 5.4 descreve essas relações. Note que, no eixo ho-rizontal, os teores de sílica são plotados como percentagem de

Piroxênio

·\.ô~oc,("O'i~\c.ô'o\o\\\ô

Anfibólio

Olivina

o(lO% Teor de silica 40% I~r- T_e_o_r_d_e_so_'d_i_o_e_d_e~po_t_á_SS_i_O ~II Teor de ferro, de magnésio e de cálcio >'---------'----=-----

Figura 5.4 A classificação modal das rochas ígneas.13 O eixovertical expressa a composição mineralógica de uma determinadarocha sob forma de percentagem de seu volume. O eixohorizontal é uma escala de teor de sílica por peso de rocha.Assim,se você soubesse, por meio de uma análise química, queuma amostra de rocha de granulação grossa tem 70% de sflica,

ratura em que inicia a fusão 1.200·C

poderia determinar que sua composição teria cerca de 6% deanfibólio, 3% de biotita, 5% de muscovita, 14% de plagioclásio,22% de quartzo e 50% de ortoclásio, e a rocha seria classificadacomo um granito. Embora o riolito tenha a mesma composiçãomineralógica, seria excluído devido a sua textura fina.

1221 Para Entender a Terra

uma determinada massa de rocha. As percentagens representa-das variam de 70% (correspondendo a um alto teor de sílica) a40% (correspondendo a um baixo teor de sílica), e cobrem todaa variedade composicional das rochas ígneas. O eixo verticalmostra uma escala que mede a quantidade de um mineral deuma determinada rocha, sob forma de percentagem do volume.Se você souber o teor de sílica de uma determinada amostra derocha, poderá determinar sua composição mineralógica e, apartir disso, o tipo de rocha.

Poderemos utilizar a Figura 5.4 como auxílio à análise derochas ígneas intrusivas e extrusivas. Começaremos pelas ro-chas félsicas, situadas na extremidade esquerda do modelo.

Rochas félsicas As rochas félsicas são pobres em ferro emagnésio e ricas em minerais que têm altos teores de sílica.Tais minerais são o quartzo, o feldspato potássico e o plagioclá-sio, os quais contêm cálcio e sódio. Como indica a Figura 5.4,os plagioclásios são mais ricos em sódio próximo à extremida-de félsica e mais ricos em cálcio próximo ao extremo máfico dodiagrama. Assim, da mesma forma que os minerais máficoscristalizam-se em temperaturas mais altas que os minerais fél-sicos, os plagioclásios ricos em cálcio cristalizam-se em tempe-raturas mais altas que aquelas dos plagioclásios mais sódicos.

Os minerais e as rochas félsicas tendem a ser de cor maisclara. O granito, que é uma das rochas ígneas intrusivas maisabundantes, contém cerca de 70% de sílica. Sua composição in-clui quartzo e ortoclásio em abundância, e quantidades maisbaixas de plagioclásio (ver parte esquerda da Figura 5.4). Essesminerais félsicos de coloração clara conferem ao granito umacor rosada ou cinza. O granito também contém pequenas quan-tidades de micas (biotita e moscovita) e de anfibólio.

O riolito é o equivalente extrusivo do granito. Essa rocha,de cor castanha-clara a cinza, tem a mesma composição félsicae a coloração clara do granito, porém sua granulação é muitomais fina. Muitos riolitos são compostos inteiramente, ou emgrande parte, de vidro vulcânico.

Rochas ígneas intermediárias A meio caminho entre os ex-tremos félsico e máfico da série, estão as rochas ígneas inter-mediárias. Como seu nome indica, essas rochas não são nemtão ricas em sílica quanto as rochas félsicas nem tão pobresdeste elemento quanto as rochas máficas. As rochas intermediá-rias encontram-se à direita do granito, na Figura 5.4. A primei-ra é o granodiorito!" (ver Quadro 5.2), uma rocha félsica decor clara que tem uma aparência algo semelhante ao granito.Ele é também similar ao granito por ter quartzo abundante, masnele o feldspato predominante é o plagioclásio, e não o ortoclá-sio. À direita do granodiorito, está o diorito, que contém aindamenos sílica e que é dominado por plagioclásio, com pouco ounenhum quartzo. Os dioritos contêm uma quantidade modera-da dos minerais máficos biotita, anfibólio e piroxênio, e tendema ser mais escuros que os granitos e granodioritos.

O equivalente extrusivo do granodiorito é o dacito. À suadireita, na série das rochas extrusivas, está o andesito, que é oequivalente vulcânico do diorito. O nome do andesito é deriva-do de Andes, a cordilheira de montanhas vulcânicas da Améri-ca do Sul.

Rochas máficas As rochas máficas são ricas em piroxênios eolivinas. Esses minerais são relativamente pobres em sílica,

mas ricos em magnésio e ferro, elementos que lhes conferemsuas cores escuras características. O gabro, que tem muito menos sílica que as rochas intermediárias, é uma rocha ígnea decor cinza-escura com granulação grossa e tem minerais máficos, especialmente piroxênio, em abundância. Essa rocha nãocontém quartzo e apresenta quantidade apenas moderada deplagioclásio rico em cálcio.

O basalto, como vimos, tem cor cinza-escura a preta, sendoo equivalente extrusivo do gabro. O basalto é a rocha ígneamais abundante da crosta e está virtualmente presente sob todoo fundo marinho. Nos continentes, extensos e espessos derra-mes de basalto constituem grandes planaltos em alguns locais.O Planalto Colúmbia, no Estado de Washington (EUA), e a no-tável formação conhecida como o Elevado do Gigante (Giani':Causeway), no norte da Irlanda, são exemplos. Os basaltos doDeccan, na Índia, e os da Sibéria, no norte da Rússia, represen-tam enormes derrames que parecem coincidir perfeitamentecom dois dos maiores períodos de extinção em massa do regis-tro fóssil. Esses grandes episódios de formação de basaltos eosmecanismos responsáveis por eles serão discutidos mais adian-te, no Capítulo 6.

Rochas ultramáficas As rochas ultramáficas consistemfundamentalmente em minerais máficos e contêm menos de10% de feldspato. Um exemplo é o peridotito, que tem umteor de sílica muito baixo, de cerca de 45%. Essa rocha degranulação grossa e cor cinza-esverdeada escura é compostaprincipalmente de olivina com pequenas quantidades de piro-xênio e anfibólio. Os peridotitos são a rocha dominante domanto da Terra e constituem a fonte das rochas basálticas quese formam nas dorsais mesoceânicas. As rochas ultramáficasraramente são extrusivas. Como se formam em altas tempera-turas, pela acumulação de cristais no fundo de câmaras mag-máticas, raramente constituem líquidos e, portanto, não for-mam lavas típicas.

Os nomes e as composições exatas das várias rochas dasérie félsica-máfica são menos importantes que as mudançassistemáticas mostradas no Quadro 5.2. Há uma forte correla-ção entre a mineralogia e as temperaturas de cristalização oude fusão. Como indicado no Quadro 5.2, os minerais máficosfundem-se em temperaturas mais altas que os félsicos. Dessaforma, a temperatura de cristalização dos minerais máficostambém acaba sendo mais alta que a dos félsicos, já que osminerais cristalizam-se quando a temperatura fica mais baixaque o ponto de fusão. Podemos ver no quadro que o conteú-do de sílica também aumenta à medida que nos deslocamosdo grupo máfico para o félsico. O aumento do teor de sílicaresulta na formação de estruturas de silicatos cada vez maiscomplexas (ver Quadro 5.1), o que interfere na capacidadeque uma rocha fundida tem de fluir. Assim, a viscosidade,que é a medida da resistência que um líquido tem de fluir, au-menta à medida que o teor de sílica torna-se mais alto.

Está claro que o conhecimento dos minerais de uma rochapode fornecer informações importantes sobre as condições deformação e cristalização do magma parental que a originou.Entretanto, para interpretar essas informações corretamente, te-mos de saber mais sobre os processos ígneos, o que faremos nopróximo tópico.

CAPíTULO 5 • Rochas ígneas: Sólidos que se Formaram de Líquidos 1123

Quadro 5.2.-e l·.... , ,(l •

Mudança{em alguns dos principais elementos químiéosdas rochas félsicas a máficas '

Félsica MáficaIntermediária

Granodiorito'?Granulaçãogrossa(intrusiva)

Granito

Granulaçãofina(extrusiva)

Riolito Dacito

Aumento de sílica

Diorito Gabro

Andesito Basalto

Aumento de sódio

Aumento de otássio

Aumento de cálcio

Aumento de ferro

(Aumento da viscosidade)

(Aumento da temperatura de fusão)

~)-b11 O se formam os magmas?

Sabemos, a partir do modo como a Terra transmite as ondas deterremotos, que a maior parte do planeta é sólida por milharesdequilômetros, até o limite núcleo-manto (ver Capítulo 21). Asevidências fomecidas pelas erupções vulcânicas, entretanto, in-dicam-nos que deve haver também regiões líquidas, onde seoriginam os magmas. Como poderemos resolver essa aparentecontradição? A resposta está nos processos que fundem as ro-chase criam os magmas.

Como as rochas se fundem?Embora ainda não entendamos exatamente os mecanismos defusãoe de solidificação, os geólogos têm aprendido muito comexperimentos de laboratório desenvolvidos para determinar co-moas rochas se fundem. A partir dessas experiências, sabemosqueo ponto de fusão de uma rocha depende de sua composiçãoe das condições de temperatura e pressão (Quadro 5.3).

Temperatura e fusão Quando os geólogos executaram expe-riências com rochas, no começo do século XX, descobriramque uma rocha nunca se funde completamente, seja qual for atemperatura. O fenômeno de fusão parcial, que esses geólogospioneiros descobriram, ocorre porque os minerais que com-põem uma determinada rocha fundem-se em diferentes tempe-raturas.À medida que a temperatura sobe, alguns minerais fun-

l

dem-se e outros permanecem sólidos. Se forem mantidas asmesmas condições em uma dada temperatura, a mesma mistu-ra de rocha sólida e de líquido se mantém. A fração de rochaque se fundiu em uma determinada temperatura é chamada defusão parcial. Para visualizar uma fusão parcial, imagine comoficaria um biscoito contendo pedacinhos de chocolate dispersosna massa ao ser aquecido até que o chocolate derretesse, mas amassa continuasse sólida.

Quadro 5.3I

Fatores qúê 'afetam astemperaturas de fusão

Temperaturas defusão mais altas

Aumento oa guantidade oe á

Composição da rocha

Mais félsicaMais máfica

Temperaturas defusão mais baixas


A proporção entre sólido e líquido em uma fusão parcial de-pende da composição e das temperaturas de fusão dos mineraisque constituem a rocha original. Depende, também, da tempera-tura do nível da crosta ou do manto onde a fusão acontece. A fu-são parcial pode ser inferior a 1% do volume original de uma ro-cha, quando ocorre no limite inferior do intervalo de temperatu-ra em que essa rocha se funde. Grande parte da rocha ainda esta-ria sólida, mas quantidades apreciáveis de líquido estariam pre-sentes sob a forma de pequenas gotículas nos minúsculos espa-ços entre os cristais da massa de rocha. No manto superior, porexemplo, algumas fusões parciais de composição basáltica po-dem ser produzidas pela fusão de 1 ou 2% de peridotito. Entre-tanto, são comuns fusões de 15 a 20% de peridotito mantélicopara produzir magmas basálticos, abaixo das dorsais mesoceâni-caso Já no limite superior do intervalo de temperatura de fusão deuma rocha, grande parte dela estaria líquida, contendo quantida-des menores de cristais não-fundidos. Um exemplo disso seriaum reservatório de magma basáltico contendo cristais situadobem abaixo de um vulcão, tal como ocorre na ilha do Havaí.

Os geólogos do começo do século XX valeram-se dos novosconhecimentos sobre as fusões parciais para poderem determi-nar como os diferentes tipos de magmas formam-se em distintastemperaturas e em diversas regiões do interior da Terra. Comovocê pode imaginar, a composição de uma fusão parcial em quesomente os minerais com os menores pontos de fusão foramfundidos pode ser significativamente diferente da composiçãode uma rocha que foi completamente liquefeita. Assim, os basal-tos que se formam em distintas regiões do manto podem tercomposições um tanto diferentes entre si. A partir dessa obser-vação, os geólogos puderam deduzir que os diversos magmassão resultado de diferentes proporções de fusão parcial.

Pressão e fusão Você sabia que se colocar água em um reci-piente resistente, de modo a comprimi-Ia com muita força, elapoderá congelar? Conclui-se que o mesmo pode acontecer comas rochas, em resposta às mudanças de pressão. Para entendertodo o processo de fusão, devemos considerar a pressão, queaumenta com a profundidade no interior da Terra, como resul-tado da acumulação do peso das rochas sobrejacentes. Os geó-logos descobriram, ao fundir rochas sob várias pressões, que oaumento das mesmas também elevava a temperatura de fusão.Assim, rochas que teriam se fundido na superfície terrestre per-maneceriam sólidas, na mesma temperatura, no interior da Ter-ra. Por exemplo, uma rocha que se funde a 1.000°C na superfí-cie poderia ter uma temperatura de fusão muito mais alta, tal-vez 1.300°C, em níveis mais profundos, onde a pressão é mi-lhares de vezes maior. O efeito da pressão explica por que amaioria das rochas da crosta e do manto não se funde. Uma ro-cha só se funde quando sua composição mineral, pressão e tem-peratura estiverem ajustadas. Da mesma forma que o aumentode pressão pode manter uma rocha sólida, a diminuição dapressão pode fazê-Ia fundir-se, se a temperatura for suficiente-mente alta. Como resultado da convecção, o manto terrestre as-cende na região das dorsais mesoceânicas, a uma temperaturamais ou menos constante. À medida que o material mantélicoascende e a pressão diminui abaixo de um ponto crítico, as ro-chas sólidas fundem-se espontaneamente, sem introdução adi-cional de calor. Esse processo, conhecido como fusão por des-compressão, produz o maior volume de rocha fundida da Terra.É por meio desse processo que a maioria dos basaltos do fundooceânico se forma.

Água e fusão As experiências com temperaturas de fusão e fusão parcial proporcionaram também outros benefícios. Um de·les foi a compreensão do papel desempenhado pela água nosprocessos de fusão das rochas. Os geólogos sabiam, a partir deanálises das lavas naturais, que havia água em alguns magmase, assim, passaram a adicioná-Ia em pequenas quantidades àsrochas que estavam sendo fundidas. Eles descobriram, então,que as composições de fusões parciais e de fusões completasvariam não somente com a temperatura e a pressão, mas tam·bém com a quantidade de água presente.

Considere, por exemplo, o efeito da água dissolvida na aI·bita pura (plagioclásio com alto teor de sódio), em locais debaixa pressão na superfície terrestre. Se uma pequena quaníidade de água estiver presente, a albita pura mantém-se sólidaaté temperaturas um pouco maiores que 1.000°C, que é dez ve·zes mais alta que a do ponto de ebulição da água. Nessas tenperaturas, a água na albita está sob a forma de vapor (gás). Segrande quantidade de água estiver presente, a temperatura defusão da albita diminuirá, caindo até temperaturas em torno de800°e. Esse comportamento segue a regra geral, que estabele-ce que, ao dissolver-se um pouco de uma substância (no caso,a água) em outra (a albita), o ponto de fusão da substância se-rá rebaixado. Se você vive em um local de clima frio, deve es-tar familiarizado com esse princípio, pois as prefeituras espaIham sal nas estradas cobertas de gelo, para baixar o ponto defusão do mesmo.

Segundo esse mesmo princípio, a temperatura de fusão daalbita - e de todos os feldspatos e outros silicatos - cai conside-ravelmente na presença de grandes quantidades de água. Nessecaso, os pontos de fusão de vários silicatos diminuem propor-cionalmente à quantidade de água dissolvida no silicato fundido. Essa é uma questão importante no conhecimento existentesobre os processos de fusão de rochas. A quantidade de água éum fator significativo para determinar as temperaturas de fusãode misturas de rochas sedimentares e de outras rochas. As ro-chas sedimentares contêm um volume bastante grande de águaem seus poros, maior do que pode ser encontrado em rochas íg·neas ou metamórficas. Como discutiremos mais adiante, nestecapítulo, a água das rochas sedimentares desempenha um papelimportante nos processos de fusão no interior da Terra.

A formação das câmaras magmáticasA maioria das substâncias é menos densa na forma líquida doque na forma sólida. A densidade de uma rocha fundida é me-nor que a de uma rocha sólida de mesma composição. Em ou-tras palavras, um dado volume de rocha fundida pesaria menosque o mesmo volume de rocha sólida. Os geólogos argurnen-tam que grandes volumes de magma poderiam se formar deacordo com a explicação que será exposta a seguir. Se o magmamenos denso tivesse uma oportunidade de se mover, ele se mo-veria para cima, da mesma forma que o óleo, que é menos den-so que a água, ascende até a superfície de uma mistura de amobos. Sendo líquida, a fusão parcial poderia mover-se lentamen-te para cima, através de poros e ao longo dos limites intercris-talinos das rochas sobrejacentes. À medida que as gotas de ro-cha fundida se movessem para cima, coalesceriam com outrasgotas, formando borbulhas maiores de rocha fundida no interiorsólido da Terra.

A ascensão de magmas, atravessando o manto e a crosta,pode ser lenta ou rápida. Os geólogos estimam que as velocida-

CAPíTULO 5 • Rochas ígneas: Sólidos que se Formaram de Líquidos 11 25

des de ascensão possam variar de 0,3 até 50 m/ano. O tempo deascensão pode ser de dezenas de milhares até centenas de mi-lhares de anos. À medida que ascendem, os magmas podemmisturar-se com outros e, também, influir na fusão da crosta li-tosférica. Hoje sabemos que as grandes borbulhas de rocha fun-dida idealizadas pelos geólogos pioneiros formam as câmarasmagmáticas - que são cavidades na litosfera, preenchidas commagma, formadas à medida que as gotas de rocha fundida emprocesso de ascensão empurram para os lados as rochas sólidasadjacentes. O volume de uma câmara magmática pode chegar aváriosquilômetros cúbicos. Os geólogos ainda estão pesquisan-doos processos pelos quais se formam as câmaras magmáticase ainda não se pode dizer, com certeza, como é sua forma emtrêsdimensões. Pensa-se que sejam grandes cavidades na rochasólida, preenchidas com líquido, as quais se expandam à medi-daque mais porções das rochas envolventes sejam fundidas, ouà medida que mais líquido seja adicionado ao longo de racha-durase outras pequenas aberturas entre os cristais. As câmarasmagmáticas contraem-se à medida que expelem magmas para asuperfície, durante as erupções. Sabemos, com certeza, que elasexistem, porque as ondas de terremotos conseguem mostrar-nosa profundidade, o tamanho e os contornos gerais das câma-rasexistentes abaixo de alguns vulcões ativos.

Com esse conhecimento de como as rochas se fundem paraformar magmas, poderemos, a seguir, analisar os locais do in-teriorda Terra onde os vários tipos de magmas se formam.

e se formam os magmas?

o conhecimento que temos dos processos ígneos é provenientede inferências geológicas e de experimentos em laboratório.Essasinferências baseiam-se principalmente em dados prove-nientesde duas fontes. A primeira vem dos vulcões nos conti-nentese nos oceanos - todos os lugares onde a rocha fundidasofreerupção. Os vulcões fornecem-nos informações sobre oslocaisonde os magmas estão. A segunda fonte de dados refere-seaos registros de temperaturas medidas em sondagens profun-dase em poços de minas. Esses registros mostram que a tempe-raturado interior da Terra aumenta com a profundidade. Usan-doessas medições, os cientistas puderam estimar a taxa de au-mentoda temperatura com a profundidade.

Em alguns locais, as temperaturas registradas em uma deter-minadaprofundidade são muito mais altas que aquelas medidasnamesma profundidade, em outros locais. Esses resultados indi-camque algumas partes da crosta e do manto da Terra são maisquentesque outras. Por exemplo, a Grande Bacia (Great Basin),noOeste dos Estados Unidos, é uma área onde o continente nor-te-americanoestá sendo estendido e sofrendo afinamento, o queresultaem um aumento da temperatura a uma taxa extremamen-te rápida, alcançando 1.000°C a uma profundidade de 40 krn,nãomuito abaixo da base da crosta. Essa temperatura é quase su-ficientepara fundir o basalto. Em contraste, em regiões tectoni-camenteestáveis, como as porções interiores dos continentes, atemperaturaaumenta muito mais lentamente, alcançando apenas500°Cna mesma profundidade.

Agora sabemos que vários tipos de rochas podem solidifi-car-se a partir de magmas formados por fusão parcial. Sabe-mos,também, que o aumento da temperatura no interior da Ter-

ra pode gerar magmas. Vamos agora voltar a analisar os moti-vos para a existência de tantos tipos diferentes de rochas ígneas.

"r:'l~·ferenciação magmática

Os processos que abordamos até o momento demonstram comoas rochas se fundem para formar magmas. Mas como é possívelexplicar a diversidade de rochas ígneas? Essa diversidade é re-sultante de magmas de distintas composições, formados pelafusão de diferentes tipos de rochas? Ou existem processos queproduzem a diversidade a partir de um material parental origi-nalmente uniforme?

Mais uma vez, as respostas para essas questões vieram deexperiências de laboratório. Os geólogos misturaram elementosquímicos em proporções que simulavam as composições de ro-chas ígneas naturais e, então, fundiram essas misturas em for-nos de altas temperaturas. À medida que as fusões resfriavam-se e solidificavam-se, os pesquisadores observaram cuidadosa-mente as temperaturas nas quais os cristais se formavam e re-gistraram as composições químicas dos mesmos. Essas pesqui-sas deram origem à teoria da diferenciação magmática, que éum processo por meio do qual rochas de proporções variadaspodem surgir a partir de um magma parental uniforme. A dife-renciação magmática ocorre porque diferentes minerais crista-lizam-se em diferentes temperaturas. Durante a cristalização, acomposição do magma muda à medida que ele vai se empobre-cendo dos elementos químicos retirados para formar os mine-rais que já cristalizaram.

Como numa imagem especular invertida do processo de fu-são parcial obtida pelos experimentos, os primeiros minerais quese cristalizam em um magma em resfriamento são aqueles que sefundem por último. Na etapa de cristalização inicial, são retira-dos elementos químicos do líquido que acabam por modificar acomposição do magma. Na continuação do resfriamento, crista-lizam-se os minerais que se fundiram na etapa de temperaturaimediatamente mais baixa do experimento de fusão parcial. Maisuma vez, a composição química do magma modifica-se, comoresultado da retirada de vários elementos químicos. Finalmente,quando o magma solidifica-se por completo, os últimos mineraisa cristalizarem-se são os que se fundiram primeiro. É dessa ma-neira que o mesmo magma parental pode dar origem a diferentesrochas ígneas, como resultado das mudanças na sua composiçãoquímica ao longo do processo de cristalização.

Cristalização fracionada: observações delaboratório e de campoA cristalização fracionada é o processo por meio do qual oscristais formados a partir de um magma em resfriamento sãosegregados do líquido remanescente. Essa segregação acontecede várias formas (Figura panorâmica 5.5). No cenário maissimples, os cristais formados em uma câmara magmática depo-sitam-se no assoalho desta, sendo, assim, impedidos de reagircom o líquido remanescente. Em seguida, o magma migra paraum novo local, formando novas câmaras magmáticas. Os cris-tais que já haviam se formado são, desse modo, segregados domagma remanescente, que continuaria seu processo de cristali-zação à medida que se resfriasse.

Essas descobertas explicama composição das rochas emPalisades, Nova Jersey (EUA),que é uma intrusão basáltica.

À medida que o magma esfria, osminerais cristalizam-se em diferentestemperaturas e são retirados domagma, deixando o líquido remanes-cente com uma composição diferente.

DOs minerais, em Palisades, têm um ordena-mento, com olivina na base, um gradientede piroxênio e de plagioclásio na partemédia e plagioclásio no topo.

A CRISTALIZAÇÃO FRACIONADA EXPLICA A COMPOSiÇÃO DE UMA INTRUSÃO BASÁLTICA

Os experimentos de laboratório estabe-leceram a ordem de cristalização de ummagma (por exemplo, olivina, logo apóspiroxênio e plagioclásio).

---------1-Arenito

Basalto

Predominantemente,plagioclásio rico emsódio, sem olivina

Plagioclásio rico emcálcio e piroxênio,sem olivina

OlivinaBasalto

Arenito

As camadas de basalto de granulação fina, que esfriaramrapidamente nas margens da intrusão, envolvem as porçõesmais internas desta, onde o resfriamento foi lento.

-1.200·C

Cristaisde olivina

Plagioclásio

A olivina cristaliza-seprimeiro, deixando ummagma de composição A.

Piroxênio

~~~~S:';lIfMagma decomposição B

Então, cristalizam-se opiroxênio e o plagioclásio,modificando, de novo, acomposição do magma ...

OlivinaMagma decomposição A

... e, como o piroxênio pre-cipita primeiro, um gradientede piroxênio e de feldspatoé estabelecido, deixando ummagma de composição C.

Por fim, o piroxênio éinteiramente cristalizado e oplagioclásio continua acristalizar a partir do magmade composição D.

113 ... e a composição domagma modifica-se, pas-sando de ultramáfica (bai-xa sflica] a andesítica (teorintermediário de sflica], I-f-------j

Máfico,basáltico

Félsico,riolítico

(alta sílica)

... a olivina e outros mate-riais cristalizam-se segundouma série ordenada ...

Composição do magma

Temperatura

-600'CCristalizaçãofinal de baixatemperatura

I A série de reação de Bowenfornece um modelo no qual, àmedida que a temperatura domagma decresce, ...

Ortoclásio

Quartzo

... e, simultaneamente, oplagioclásio cristaliza-se, desdea forma rica em cálcio até aforma rica em sódio, ...

Intermediário,andesítico

Cristalizaçãoinicial de altatemperatura

-1.200·C

Ultramáfico(baixa sflica)

Figura panorâmica 5.5 Magma diferenciado por cristalização fracionada. A intrusão dePalisades é o resultado de cristalização fracionada. [Foto de Breck P.Kent)

/


Um bom exemplo para testar a teoria da cristalização fra-cionada é o de Palisades, 16 um alinhamento de penhascos im-ponentes próximo à cidade de Nova York, na margem oeste doRioHudson. Essa formação ígnea tem cerca de 80 krn de com-primento e, em alguns locais, chega a 300 metros de altura. Elaresultade um magma de composição basáltica que foi intrudi-doem rochas sedimentares quase horizontais. Contém abun-danteolivina em sua base, piroxênio e plagioclásio na porçãomediana e, próximo ao topo, é composta, principalmente, deplagioclásio. Essas variações da composição mineralógica en-trea base e o topo tomaram Palisades um local perfeito paratestara teoria da cristalização fracionada. Esses testes mostra-ramcomo os experimentos de laboratório podem ajudar a ex-plicaras observações de campo.

A partir das experiências de fusão de rochas com propor-çõesde minerais praticamente idênticas à composição da intru-sãode Palisades, os geólogos determinaram que a temperaturada fusão deve ter sido em tomo de 1.200°C. As porções demagma próximas aos contatos relativamente frios com as en-caixantes sedimentares, no topo e na base, resfriaram-se rapida-mente,formando um basalto de granulação fina, cuja composi-çãoquímica é a mesma do magma original. Entretanto, a por-ção interna da intrusão resfriou-se mais lentamente, como evi-denciam os cristais de tamanho um pouco maior encontradosnointerior da intrusão.

As idéias da cristalização fracionada levam-nos a pensarqueo primeiro mineral a cristalizar no interior da intrusão, sobresfriamento lento, teria sido a olivina. Esse mineral pesado te-riaafundado no magma e depositado-se na base da intrusão. Damesma forma, pode-se encontrar na intrusão de Palisades umacamada rica em olivina de granulação grossa, localizada logoacima da camada de basalto de granulação fina resultante do"congelamento" do magma basáltico no contato inferior da in-trusão. O resfriamento continuado teria produzido cristais depiroxênio, seguidos quase que imediatamente de plagioclásiorico em cálcio. Esses minerais também se deslocaram atravésdo magma e se acumularam no terço inferior da intrusão de Pa-lisades. A abundância de plagioclásio nas porções superiores daintrusão é uma evidência de que a composição do magma con-tinuou a mudar até que sucessivas camadas de cristais deposita-dos fossem cobertas por uma camada de topo, composta princi-palmente de cristais de plagioclásio rico em sódio.

A explicação para a existência das camadas da intrusão dePalisades foi um dos primeiros sucessos da versão inicial dateoria da diferenciação magmática. Ela conseguiu ajustar demaneira muito firme as observações de campo com as expe-riências de laboratório e estava solidamente baseada em dadosquímicos. Mais de 60 anos de pesquisas em geologia passaram-se desde que Palisades foi utilizada como um caso modelar ehoje sabemos que essa intrusão tem, na verdade, uma históriamais complexa, que inclui várias injeções de magma e um pro-cesso de deposição de olivina muito mais complicado. Apesardisso, a intrusão de Palisades continua sendo um exemplo váli-do de cristalização fracionada.

Granitoe basalto: diferenciação magmáticaEstudos das lavas dos vulcões mostraram que os magmas basál-ticos são comuns - muito mais comuns que os magmas riolíti-cos cuja composição corresponde à dos granitos. Como os

abundantes granitos da crosta poderiam ter se derivado de mag-mas basálticos?

A idéia original da teoria da diferenciação magmática erade que um magma basáltico resfriaria-se gradualmente, dife-renciando-se até um magma de temperatura mais baixa e comcomposição mais rica em sílica, por meio do processo de cris-talização fracionada. Os primeiros estágios dessa diferenciaçãoteriam produzido maginas andesíticos, que poderiam sofrererupção para formar lavas andesíticas ou solidificar por meiode resfriamento lento, para formar rochas intrusivas dioríticas.Estágios intermediários produziriam rochas de composiçãogranodiorítica. Se esse processo operasse ainda mais adiante,seus estágios mais tardios formariam lavas riolíticas e intrusõesgraníticas (ver Figura panorâmica 5.5).

Os trabalhos de campo e de laboratório no fim do séculoXX mostraram a necessidade de modificar as teorias de dife-renciação magmática anteriores. Uma das linhas de pesquisademonstrou que o tempo necessário para que pequenos cristaisde olivina atravessassem um magma denso e viscoso seria tãogrande que eles jamais poderiam alcançar o assoalho de umacâmara magmática. Outros pesquisadores demonstraram quemuitas intrusões acamadas similares à de Palisades, porém bemmaiores, não apresentam progressão simples de camadas pre-vistas por uma teoria magmática simples.

O maior problema, entretanto, era a fonte dos granitos. Oprimeiro ponto de conflito é que o grande volume de granitoencontrado na Terra não poderia ter se formado a partir da dife-renciação de magmas basálticos, pois grandes quantidades devolume de líquidos são perdidas por cristalização, durante su-cessivos estágios de diferenciação. Para produzir a quantidadede granito existente, seria necessário um volume inicial de ba-salto 10 vezes maior que o volume de granito. Essa abundânciaimplicaria a cristalização de gigantescas quantidades de basal-to sob as intrusões graníticas. Entretanto, os geólogos nuncaencontraram nada parecido com essas quantidades de basalto.Mesmo nos locais onde grandes volumes de basalto são encon-trados, nas dorsais mesoceânicas, não há conversão generaliza-da de basalto em granito por meio de diferenciação magmática.

A idéia original, de que todas as rochas graníticas eram de-rivadas da diferenciação de um único tipo de magma, uma fu-são basáltica, tem sido questionada. Em vez disso, os geólogosdescobriram que a fusão de várias rochas-fonte do manto supe-rior e da crosta é responsável por grande parte da variação nacomposição dos magmas:

1. Rochas do manto superior poderiam fundir-se parcialmentepara produzir magma basáltico.

2. Uma mistura de rochas sedimentares com rochas basálticasoceânicas, tais como as que existem em zonas de subducção, po-deria fundir-se para formar magma andesítico.

3. A fusão de rochas crustais sedimentares, ígneas e metamórfi-cas poderia produzir magmas graníticos.

A diferenciação magmática efetivamente opera, mas seusmecanismos são muito mais complexos do que se imaginava nocomeço.

• A fusão parcial tem grande importância para a produção demagmas de composição variada. A diferenciação magmática po-

12 Si Para Entender a Terra

de ser alcançada por meio de fusão parcial de rochas mantélicase crustais sob temperaturas e conteúdos de água variados.

• Os magmas não se resfriam uniformemente; eles podem exis-tir transitoriamente em certos intervalos de temperatura dentro deuma câmara magmática.

• As diferenças de temperatura no interior de câmaras magmáti-cas e de uma câmara para outra podem provocar variações nacomposição dos magmas, de uma região para outra.

• Alguns magmas são imiscíveis - não se misturam entre si, damesma forma que água e óleo. Quando tais magmas coexistemem câmaras magmáticas, cada um deles forma seus próprios pro-dutos de cristalização.

• Magmas que são miscíveis podem originar uma trajetória decristalização diferente daquelas que seriam formadas pela crista-lização de cada um deles individualmente.

Agora sabemos mais sobre os processos físicos que intera-gem com a cristalização no interior das câmaras magmáticas(Figura 5.6). Os magmas que estejam em temperaturas diferen-tes, em partes diversas de uma câmara magmática, podem fluirde forma turbulenta, cristalizando-se à medida que circulam.Os cristais podem se assentar no fundo e, depois, ser de novocolocados em suspensão pelas correntes magmáticas. Podem,ainda, ser depositados nas paredes da câmara. Esses bordos, lo-calizados entre a rocha sólida encaixante e o magma completa-mente líquido no interior de tais câmaras, podem ser constituí-dos por uma zona pastosa.!? composta de cristais misturadoscom magma. Em algumas dorsais mesoceânicas, como a Dor-sal do Pacífico Oriental, uma câmara em forma de cogumelopode estar circundada por rocha basáltica quente com pequenasquantidades (l a 3%) de fusão parcial.

A fusão parcial da rocha en-caixante de um certo localgera um magma com umacomposição particular.

o resfriamento faz com que osminerais derivados da fusão darocha encaixante cristalizem-see sejam depositados.

Cristalizaçãode minerais

Fusão parcial darocha enca ixa nte

Magmabasáltico

Figura 5.6 Idéias modernas de diferenciação magmática. Osgeólogos atualmente reconhecem a diferenciação magmáticacomo um processo operante, mas seus mecanismos são maiscomplexos do que se pensava no passado. Alguns magmas

_"-""U'~\ormas das intrusões

magmáticas

Como dito antes, os geólogos não podem observar diretamente a morfologia das rochas ígneas que se formam quando osmagmas intrudem a crosta. Só podemos deduzir as formas eadistribuição dessas rochas a partir de evidências obtidas portrabalhos de campo realizados quando já se passaram muitosmilhões de anos após a sua formação, ou seja, muito tempodepois que esfriaram e foram soerguidas, sendo expostas à

erosão.Existem evidências indiretas de atividades magmáticas atuo

ais. As ondas sísmicas, por exemplo, mostram os contornos ge-rais das câmaras magmáticas que estão subjacentes a algunsvulcões ativos. Entretanto, elas não podem revelar em detalheas formas ou o tamanho das intrusões que se originam dessascâmaras. Em algumas regiões sem ocorrência de vulcanismo,embora tectonicamente ativas, como a área próxima ao MardeSalton, no Sul da Califómia (EUA), a medida das temperaturasem furos de sondagem profundos revelou a existência de umacrosta muito mais quente que o normal, o que pode indicar aexistência de uma intrusão em profundidade.

Mas, de qualquer forma, a maior parte do que sabemos arespeito das rochas ígneas intrusivas baseia-se no trabalho degeólogos de campo que, ao examinarem e compararem umagrande quantidade de afloramentos, têm conseguido reconstruiras histórias dos mesmos. Esses estudos resultaram em descri-ções e classificações das formas muito irregulares e variadasdos corpos intrusivos. Nas páginas que se seguem, vamos estu-dar alguns desses plútons, soleiras, diques e veios. A Figura5.7 ilustra algumas estruturas extrusivas e intrusivas.

Os cristais recolhidos pelofluxo magmático misturam-see são depositados nasparedes da câmara.

Uma câmara magmáticabasáltica irrompe, causandofluxo turbulento.

Câmaramagmática A

A mistura dos doismagmas resulta emum magma decomposiçãoandesítica.

derivados de rochas de diferentes composições podem semisturar, enquanto outros são imiscíveis. Os cristais podem sertransportados para várias partes da câmara magmática porcorrentes turbulentas no líquido.


Plútons 18

Osplútons são grandes massas ígneas formadas em profundi-dade,na crosta terrestre. Seu tamanho varia de um até centenasdequilômetros cúbicos. Esses grandes corpos podem ser estu-dados quando expostos pelo soerguimento e pela erosão, ouquando alcançados por minas ou furos de sondagem. São alta-mentevariados, não só em tamanho como também em suas for-mase relações com as rochas encaixantes.

Essa grande variedade deve-se, em parte, ao modo como omagmaabre espaço para si mesmo, na sua ascensão através dacrosta. A maioria dos magmas intrude-se em profundidadesmaiores que 8 ou 10 km. essa profundidade, existem poucosespaços vazios ou aberturas, pois a enorme pressão das rochassobrejacentes tende a fechá-Ios. Entretanto, o magma em as-censão supera até mesmo essa alta pressão.

Os magmas que ascendem através da crosta abrem espaçoparasi mesmos de três maneiras (Figura 5.8), que podem sercoletivamente referidas como stoping'? magmático:

1. Intrusão forçada ou abertura por acunhamento das rochassobrejacentes. À medida que o magma levanta o enorme pesodasrochas sobrejacentes, fratura-as, penetra nas fendas, abre-ascomose fosse uma cunha e, assim, pode fluir através das rochas,asquais podem arquear-se durante o processo.

2. Rompimento de grandes blocos de rocha. O magma podeabrircaminho aos empurrões, em sua trajetória ascensional, rom-pendoblocos da crosta invadida. Esses blocos, conhecidos comoxenálitos, afundam no magma, fundem-se e misturam-se ao lí-quido,modificando a composição do mesmo em alguns locais.3. Fusão das rochas encaixantes. O magma também abre cami-nhospor meio da fusão das paredes das rochas encaixantes.

Cinzas vulcânicas e

~~~:':;':'::""'--::,:.;;;:=~iro~clásticas,···;·7---"Vulcão

Muitos plútons mostram contatos nitidos com as rochas en-caixantes, além de outras evidências de intrusão de um magmalíquido em rochas sólidas. Outros corpos plutônicos são grada-cionais até suas rochas encaixantes e têm estruturas que se pa-recem vagamente com aquelas das rochas sedimentares.ê? Asfeições desses corpos plutônicos sugerem que eles se forma-ram por fusão parcial ou total de rochas sedimentares preexis-tentes.

Os batólitos, que são os maiores corpos plutônicos, sãoenormes massas irregulares de rochas ígneas de granulaçãogrossa que, por definição, cobrem áreas de, pelo menos, 100km2 (ver Figura 5.7). Os demais corpos plutônicos similares,mas de menor tamanho, são chamados de stocks. 21 Tanto os ba-tólitos quanto os stocks são intrusões discordantes, isto é, quecortam as carnadas-? das rochas encaixantes que intrudem.

Os batólitos são encontrados nos núcleos de cinturões demontanhas tectonicamente deformados. As evidências geológi-cas acumuladas indicam que os batólitos são corpos espessos,horizontais, em forma de folha ou lobados, que se estendem apartir de uma região central em forma de funil. Suas porçõesbasais podem chegar até 10 ou 15 km de profundidade e algunsdeles podem ser ainda mais profundos. A granulação grossados batólitos é resultante de resfriamento lento em grande pro-fundidade.

Soleiras23 e diquesAs soleiras e os diques são similares aos corpos plutônicos emmuitos aspectos, mas são menores e têm uma relação diferen-te com as rochas adjacentes intrudidas. Uma soleira é um cor-po tabular, com forma de folha, formado pela injeção de mag-ma entre as camadas paralelas da rocha acamada preexistente

Os diques cortam ascamadas das rochasencaixantes ...

_~~':"""~__ ~-=~ mas as soleiras sãoparalelas a elas.

Figura 5.7 As estruturas maiscomuns de rochas extrusivas e derochas ígneas intrusivas. Note queos diques cortam as camadas derochas encaixantes, mas assoleiras são paralelas a estas. Osbatólitos são os maiores corposplutônicos.

Os batólitos são os maioresplútons, cobrindo superfíciesde pelo menos 100 krn",

1 30 I Para Entender a Terra

o magma ascendente formacunhas e fratura as rochasencaixantes sobrejacentes.

As rochas sobre-jacentes arque-iam-se para cima.

... que se misturam emudam a composiçãodo magma.

o magma também rompe blocos darocha sobrejacente - os xenólitos -que afundam no magma.

Figura 5.8 Os magmas abrem seu caminho através das rochasencaixantes basicamente de três modos: por invasão derachaduras e abertura de cunhas na rocha sobrejacente, porruptura das rochas e por fusão das rochas adjacentes. Pedaços da

(Figura 5.9). As soleiras são intrusões concordantes, isto é,seus limites são paralelos às camadas, sejam elas horizontaisou não. O tamanho das soleiras varia de um centímetro a cen-tenas de metros e elas podem estender-se por áreas considerá-veis. A Figura 5.9a mostra uma grande soleira no Parque Na-cional Big Bend, no Texas (EUA). A intrusão de Palisades (verFigura panorâmica 5.5), que tem 300 m de espessura, é outragrande soleira.

As soleiras podem lembrar vagamente as camadas de derra-mes vulcânicos e de material piroclástico, mas diferem delesem quatro características:

1. Não têm as estruturas em forma de blocos, ou de cordas, nemas vesículas preenchidas, que caracterizam muitas rochas vulcâ-nicas (ver Capítulo 6).

2. São mais grossas que as rochas vulcânicas, pois esfriarammais lentamente.

3. As rochas acima e abaixo das soleiras mostram efeitos deaquecimento: suas cores podem ter sido modificadas ou sua mi-neralogia pode ter sido alterada pelo metamorfismo de contato.

4. Muitos derrames de lavas cobrem derrames mais antigos, queforam meteorizados, ou solos formados entre derrames sucessi-vos; isso não acontece com as soleiras.

Os diques são a principal rota de transporte de magmasatravés da crosta. Eles são similares às soleiras por seremtambém corpos ígneos tabulares, mas cortam o acamamentodas rochas encaixantes e, portanto, seccionam-nas (Figura5.9b). Algumas vezes, os diques formam-se quando o magmaforça fraturas abertas preexistentes, mas é mais freqüente quea pressão do mesmo, ao ser injetado, abra canais através denovas rachaduras. Alguns diques individuais podem ser segui-dos no campo por dezenas de quilômetros. Suas larguras va-riam de muitos metros a poucos centímetros. Em alguns di-

rocha encaixante fragmentada, chamados de xenólitos, podem sercompletamente dissolvidos no magma. Se muitos xenólitos sãodissolvidos e se a composição da rocha encaixante for diferentedaquela do magma, a composição do mesmo será modificada.

ques, a presença de xenólitos fornece boas evidências do rom-pimenta da rocha encaixante durante o processo de intrusão.Os diques raramente são encontrados sozinhos: mais freqüentemente, enxames de centenas ou milhares de diques são en-contrados numa região que foi deformada por uma grande in-trusão ígnea.

A textura dos diques e das soleiras é variável. Muitos têmtextura cristalina grossa, com aparência típica das rochas intru-sivas. Outros têm granulação fina e parecem-se muito mais comrochas vulcânicas. Como a textura é um resultado da velocida-de de resfriamento, sabemos que os diques e as soleiras de granulação fina intrudiram as rochas encaixantes próximo à superofície terrestre, onde as rochas são frias em comparação com asintrusões. Sua textura fina é, portanto, resultante de resfriarnen-to rápido. Os que têm texturas mais grossas formaram-se emprofundidades de muitos quilômetros e invadiram rochas maisquentes, cujas temperaturas eram muito mais próximas daque-las da própria intrusão.

VeiosOs veios são depósitos de minerais que se localizam em umafratura e que não têm a mesma origem da rocha encaixante.Veios irregulares com formas de lápis ou com formas tabularesirradiam-se a partir do topo ou dos lados de muitos corpos in-trusivos. Podem ter poucos milímetros ou vários metros de es-pessura e tendem a apresentar comprimentos ou larguras da or-dem de dezenas de metros até quilômetros. O famoso Veio-Mãe (Mother Lode) da corrida do ouro de 1849, na Califórnia(EUA), é um veio de quartzo contendo cristais de ouro. Veiosde granito extremamente grosso que cortam uma rocha encai-xante muito mais fina são chamados de pegmatitos'" (Figura5.10). Eles cristalizaram-se a partir de magmas ricos em água,nos estágios finais de solidificação. Os pegmatitos fornecemminérios de vários elementos raros, como lítio e benlio.


(a)

-,

oUma soleira dispõe-separalela às camadasdas rochas encaixantes.

(b)

fiUm dique seccionaas camadas.

Figura 5.9 (a) Duas soleiras escuras formaram-sepor um magma que se intrudiu entre as camadas derochas sedimentares (rocha acamada do topo e dabase) no Parque Nacional BigBend, Texas (EUA).Assoleirasmostram juntas colunares. [Tom Bean/DRK](b) Umdique de rocha ígnea (escura) intrudido emfolhelho (castanho-escuro) no Parque NacionalGrand Canyon. [TomBean/DRK]

Alguns veios são preenchidos com minerais que têm grandesquantidades de água em sua estrutura e que se cristalizam a par-tir de soluções aquosas quentes. A partir de experiências de labo-ratório, sabemos que esses minerais cristalizam-se em altas tem-peraturas - tipicamente 250 a 350°C -, mas não tão altas quantoas dos magmas. A solubilidade e a composição dos minerais pre-sentes nesses veios hidrotermais indicam que abundante águaesteve presente no momento em que se formaram. Um pouco daágua poderia ter vindo do próprio magma, mas parte dela podeser água subterrânea depositada nas rachaduras e nos espaços dosporos das rochas intrudidas. As águas subterrâneas originam-se

Figura 5.10 Um dique de pegmatito granítico. O centro dodique mostra a cristalinidade grossa associada ao resfriamentolento. Os cristais finos ao longo dos limites do veio resfriaram-semais rapidamente. [Martin Miller]


quando a água da chuva se infiltra no solo e nas rochas da super-fície. Os veios hidrotermais são abundantes nas dorsais mesoceâ-nicas. Nessas áreas, a água do mar infiltra-se nas rachaduras dobasalto e circula até as regiões inferiores, mais quentes, da dorsalbasáltica e emergem em chaminés quentes no assoalho oceânicodo vale em rifte localizado entre as placas que estão se afastando.Os processos hidrotermais nas dorsais mesoceânicas serão exa-minados com mais detalhes no Capítulo 6.

,,~'l'Yf:l~ividadeígnea e a tectônica dep acas

Desde o advento da teoria da tectônica de placas, na década de1960, os geólogos vêm tentando ajustar os fatos e as teorias deformação das rochas ígneas ao arcabouço conceitual dessa teo-ria. Vimos que os batólitos, por exemplo, encontram-se nos nú-cleos de cadeias de montanhas que foram formadas pela con-

Vulcões de arco de ilha,lava, Indonésia

vergência de duas placas. Essa observação implica a existênciade uma conexão entre o plutonismo e o processo de soergui-mento de montanhas e entre ambos e a tectônica de placas-que é a força responsável pelos movimentos das placas.

As experiências de laboratório determinaram as ternperatu-ras e as pressões em que os diferentes tipos de rocha fundem-see essas informações nos dão uma idéia acerca dos locais ondeacontece a fusão. Por exemplo, as misturas de rochas sedimen-tares, graças a sua composição e teor de água, fundem-se emtemperaturas centenas de graus mais baixas que o ponto de fu-são do basalto. Essa informação leva-nos a esperar que o basal-to comece a se fundir próximo à base da crosta, em regiões tec-tonicamente ativas do manto superior, e que as rochas sedimen-tares sofram fusão em profundidades mais baixas que aquelasem que o basalto se funde. A geometria dos movimentos de pla-cas é o elo de que precisamos para correlacionar a atividadetectônica e a composição das rochas aos processos de fusão(Figura 5.11). Dois tipos de limites de placas estão associadosà formação de magmas: dorsais mesoceânicas, onde o movi-

Vulcão de ponto quente,Parque Nacional dos Vulcões, Havaí__---""I

Vulcão de margem continental,Monte Rainier, Washington, EUA

SUBDUCÇÃO EM PLACA VULCANISMO DE SUBDUCÇÃO EMPLACA COM ARCO DE ILHA DIVERGENTE PONTOS QUENTES PLACA CONTINENTAL

rr------A \(r---~A~---.....,\(r------,A~-----_vr-----~A -~

· Intrusivas máficas a Extrusivas basálticasintermediárias (plutonismo) Intrusivas basálticas

Extrusivas má ficas aintermediárias (vulcanismo) •

• Vulcão• de arco• de ilha \

Figura 5.11 O magma forma-se em condições estreitamenteconedadas com os movimentos das placas litosféricas. Essesmovimentos controlam a distribuição espacial dos processos defusão das rochas da crosta e do manto superior e a natureza

Extrusivas basálticasIntrusivas basálticas

Intrusivas máficas a félsicasExtrusivas máficas a félsicas

_. Vulcão de ponto quenter-: Vulcão demargemcontinental

r•..

intrusiva ou extrusiva dos magmas. [Da esquerda para a direita:Mark Lewis/Stone/Getty Images; G. Brad Lewis/Stone/GettyImages; Pat O'Hara/DRK]


SUíTE OFIOLíTICA

Figura 5.12 Secção idealizada de umasuíte ofrolítica. A combinação desedimentos de mar profundo. lavasalmofadadas submarinas. enxame dediques laminados26 basálticos eintrusões ígneas máfrcas indica umaorigem de mar profundo. Os ofrolitossão fragmentos da litosfera oceânica queforam transportados sobre o continente.como resultado das colisões de placas.O peridotito - uma rocha predominanteno manto - sofre fusão pordescornpressão, para formar magmagabróico, que então entra em erupçãopara gerar basalto vulcânicoatmofadado " (ver Figura 5.13). [Fotos:cortesia de T. L. Grove]

lâmina delgada de um gabro

Cabro(metamorfizado) lâmina delgada de um peridotito

/1 ';,

Peridotitos eoutras rochasultramáficas(freqüentementemetamorfizadas)

mentodivergente de duas placas causa expansão do assoalhooceânico,e zonas de subducção, onde uma placa mergulha sobaoutra.As plumas do manto, embora não estejam associadas alimitesde placas, são também resultantes de fusão parcial e for-mam-se na interface entre o núcleo e o manto, ou próximo aela,nas profundezas do interior da Terra (ver Capítulo 6).

O local de formação das rochas ígneas mais significativo éa rede de dorsais mesoceânicas, que tem extensão global. Emtodaa extensão dessa rede, os magmas basálticos derivados dafusãopor descompressão do manto superior jorram, trazidosporcorrentes de convecção ascendentes. O magma espalha-sesobforma de lavas, que são fornecidas por câmaras magmáti-cassituadas abaixo do eixo da dorsal. Ao mesmo tempo, ocor-rea intrusão de magma gabróico em profundidade.

Os centros de expansão do assoalhooceânico: geossistemas magmáticosAntesdo advento da tectônica de placas, os geólogos ficavamintrigadoscom estranhas assembléias de rochas, típicas dos as-soalhosmarinhos, mas que eram encontradas também nos con-tinentes.Conhecidas como suítes ofiolíticas, essas assembléiasconsistemem sedimentos de mar profundo, lavas basálticas sub-marinase intrusões ígneas máficas (Figura 5.12). A partir dedados obtidos por meio de submarinos de alcance profundo,dragagens,sondagens em mar profundo e explorações sísmicas,os geólogos podem agora interpretar essas rochas como frag-mentosde crosta oceânica que foram transportados por expan-sãodo assoalho oceânico, levantados acima do nível do mar eacavalados sobre um continente em um episódio posterior decolisãoentre placas. Em algumas das seqüências ofiolíticas maiscompletasque foram preservadas em continentes, pode-se lite-

ralmente caminhar em cima de rochas que ficavam no limite en-tre a crosta e o manto terrestre. As sondagens oceânicas penetra-ram até a camada de gabro do assoalho oceânico, mas não che-garam até o limite crosta-manto mais abaixo. Além disso, perfisfeitos por meio de ondas sísmicas encontraram várias câmarasmagmáticas similares àquela mostrada na Figura 5.13.

De que forma a expansão do assoalho oceânico funcionacomo um geossistema magmático? Pode-se pensar nesse siste-ma como uma gigantesca máquina que processa material domanto para produzir crosta oceânica. A Figura 5.13 é uma re-presentação esquemática e altamente simplificada do que podeestar acontecendo, sendo baseada, em parte, no estudo dos ofio-litos encontrados nos continentes e nas informações obtidas porsondagens em mar profundo e por perfis sísmicos relatados naReportagem 2.1 (página 61).

Material de entrada: peridotitos no manto A matéria-primaque é fornecida à máquina de expansão do assoalho oceânico éproveniente da astenosfera do manto convectivo. O tipo domi-nante de rocha na astenosfera é o peridotito. Os geólogos esti-mam que a composição média do peridotito do manto seria pre-dominantemente de olivina, com quantidades menores. de piro-xênio e de granada. As temperaturas na astenosfera são sufi-cientemente altas para fundir uma pequena fração (menos de1%) desse peridotito, mas não tão altas para gerar volumessubstanciais de magma.

Processo: fusão por descompressão A máquina de expansãodo assoalho marinho gera magma a partir do peridotito manté-lico pelo processo de fusão por descompressão. Relembre que,anteriormente, neste capítulo, vimos que a temperatura de fu-são de um mineral depende da sua pressão, como também da


Um dique estreito irrompe a partir dobolsão fundido, derramando lava nofundo oceânico, sob a forma de"almofadas" características.

I ICentro deexpansão

DiquesIaminados

Águado maraquecidacarregandomineraisdissolvidos

Na câmara magmática, os cristaisseparam-se do magma, formandoa camada de peridotito.

A água do mar friainfiltra-se através da camadade basalto, onde se aquece.

Então, a água do mar aquecida ascende,carregando consigo minerais dissolvidos,que se precipitam no oceano frio.

Diques intrudidos pordiques ...

I4

-10

10 km

... que são, por suavez, intrudidospor novos diques.

À medida que a pasta basáltica esfria,diques são intrudidos por diques,formando os diques Iaminados, e osremanescentes do centro de expan-são movem-se lateralmente para longe.

I6 8

Sedimentos são depositados noassoalho oceânico em expansão.Formam camadas delgadas no novoassoalho oceânico e camadas maisespessas no assoalho mais antigo.

A camada de gabro adjacente à câ-mara magmática é metamorfizadapelo contato com o magma e, àmedida que o assoalho oceânico seexpande, a rocha metamórfica écarregada por ele.

Suíte ofiolítica pré-cambriana,norte da Província de Quebec,no Canadá, mostrando almofadasbasálticas

---r-Câmara magmática

~ -Camada de peridotito

Figura 5.13 Representação esquemática do geossistema magmático dos centros de expansão doassoalho oceãnico. Na fotografia: suíte ofiolítica pré-cambriana. As almofadas de basalto mostradaspertencem à camada vulcânica da suíte. [M. St. Onge/Geological Survey of Canada]

sua composição: um decréscimo na pressão geralmente dimi-nuirá a temperatura de fusão do mineral. Conseqüentemente, seum mineral está próximo ao seu ponto de fusão e a pressão ne-le aplicada é baixada, com a temperatura mantida constante, eleirá se fundir.

À medida que as placas se separam, os peridotitos parcial-mente fundidos adentram nos centros de expansão. Como elesascendem rápido demais para se resfriarem, a diminuição dapressão faz com que uma fração importante (até 15%) da ro-cha seja fundida. A baixa densidade do material fundido per-mite que ele ascenda mais rapidamente que as rochas vizi-

nhas, mais densas, e o líquido separa-se da pasta magmáticade cristais remanescentes, produzindo grandes volumes demagmas.

Material de saída: crosta oceânica mais litosfera mantélicaOs peridotitos submetidos a esse processo não se fundem deforma homogênea: a granada e o piroxênio fundem-se mais fa-cilmente que a olivina. Por essa razão, o magma gerado peloprocesso de fusão por descompressão não tem a composição deum peridotito e, sim, a de um basalto, mais rico em sílica e emferro (ver Figura 5.13).


Essa fusão basáltica acumula-se numa câmara magmáticaabaixo da crista da dorsal mesoceânica, da qual se separa for-mandotrês camadas:

1. Um pouco de magma ascende através de estreitas fendas dis-tensionais,que são abertas no local onde as placas se separam, ederrama-seno oceano, formando as almofadas de basalto que co-bremo assoalho marinho (ver Figura 5.13).

2. Um pouco de magma resfria-se nas fendas distensíveis, comoenxamesde diques laminados de gabro (forma intrusiva do ba-salto).

3. O magma restante resfria-se sob a forma de "gabros maci-ços",à medida que a câmara magmática é rompida pela expan-sãodo fundo oceânico.

Essas unidades ígneas - lavas em almofada, diques lamina-dose gabros maciços - são as camadas básicas da crosta que osgeólogostêm encontrado nos oceanos.

A máquina de expansão do assoalho oceânico também éresponsável por colocar outra camada embaixo dessa crostaoceânica:o peridotito residual a partir do qual o magma basál-ticooriginalmente se derivou. Os geólogos consideram essa ca-

Sedimentosoceânicos

Basalto decrosta oceânica

Manto litosféricooceânico

Astenosfera --+-

o A crosta oceânica emsubducção carrega consigoos sedimentos.

fi A água permanece presaentre os grãos do sedimentoà medida que a pressão e atemperatura aumentam.

GrãoL--,",-sedimenta r "'--'.....••"--_-+~'--"""--=;JJ

mada parte do manto, mas ela não tem a mesma composição daastenosfera convectiva. Em particular, a extração de líquido ba-sáltico torna o peridotito mais rico em olivina e mais rígido queo material ordinário do manto. Os geólogos hoje acreditam queessa camada rica em olivina do topo do manto é responsávelpela enorme rigidez das placas oceânicas.

Uma fina camada de sedimentos de mar profundo cobre deforma incipiente a crosta oceânica recém-formada. À medidaque o assoalho oceânico se expande, as camadas de sedimen-tos, de lavas, de diques e de gabros são transportadas para lon-ge da dorsal mesoceânica, onde é formada essa seqüência ca-racterística de rochas, que constitui a crosta oceânica - quasecomo se fosse uma linha de produção.

As rochas formadas em zonas de subducçãoOutros tipos de magmas são encontrados em regiões nas quaishá grandes concentrações de vulcões, como nos Andes, naAmérica do Sul ou nas Ilhas Aleutas, no Alasca. Essas regiõesresultam do afundamento de uma placa sob outra. As zonas desubducção são alguns dos principais locais onde a fusão de ro-chas ocorre (Figura 5.14) e onde os magmas de composiçãovariada são formados, a depender do volume e dos tipos de

Como resultado dessa mistura, omagma de composição intermediáriairrompe para formar vulcões de arco.

A água e os sedimentos fundidosascendem e fundem partes daplaca sobrejacente.

... causando a fusão das rochassedimentares, em temperaturasmais baixas que a das rochasmantélicas anidras.

A água presa nos poros, comotambém a da estrutura dosminerais, é liberada à medidaque a temperatura aumenta, ...

Figura 5.14 Este bloco-diagrama de uma zona de subducção mostra uma câmara magmáticairregular,formada pela ascensão de uma fusão parcial.


materiais do assoalho oceânico que sofrem subducção. Essesmateriais são a água, as misturas de sedimentos de assoalhooceânico e as misturas de crosta basáltica e félsica. Essa diver-sidade indica que os geossistemas vulcânicos dos limites con-vergentes de placas operam de forma diferente daqueles queexistem nos limites divergentes. Quando uma placa oceânicacolide com outra e a cavalga, vários processos complexosacontecem (Figura 5.15).

O mecanismo básico é a fusão induzida por fluidos, emvez da fusão por descompressão. O fluido é, principalmente,a água. Antes que a litosfera oceânica sofra subducção em umlimite convergente, muita água foi incorporada às suas camadasexternas. Já apresentamos um dos processos responsáveis porisso - a atividade hidrotermal durante a formação da litosfera.Um pouco da água que circula pela crosta, nas proximidades docentro de expansão, reage com o basalto para formar novos mi-nerais que contêm água incorporada à sua estrutura. Além dis-so, os folhelhos, que são as rochas sedimentares mais abundan-tes, são muito ricos em argilominerais, que contêm muita águaincorporada à sua estrutura cristalina. À medida que a litosferaenvelhece e atravessa a bacia oceânica, sedimentos contendoágua são depositados em sua superfície. Alguns desses sedi-mentos são raspados na fossa de mar profundo onde a placa so-fre subducção, mas grande parte desse material, encharcada deágua, é carregada para baixo, na zona de subducção. À medidaque a pressão vai aumentando, a água é expulsa dos mineraispresentes nas camadas mais externas da placa em descenso esobe para a cunha do manto acima da zona de subducção. Emprofundidades moderadas, de cerca de 5 krn, correspondendo atemperaturas de, aproximadamente, 150°C, um pouco dessaágua é liberada pelas reações químicas metamórficas que con-

vertem o basalto em anfibolito, uma rocha composta de anfibóIio e de plagioclásio (ver Capítulo 9).

À medida que outras reações químicas acontecem, maiságua é liberada em profundidades maiores, variando de 10a20krn. Por fim, em profundidades maiores que 100 km, a crostaque sofreu subducção passa por outra transição metamórfica,induzida pelo aumento da pressão, na qual o anfibolito é con-vertido para eclogito, que é composto de piroxênio e granada(ver Capítulo 9). Ao mesmo tempo, a placa chega a ternperaturas de 1.200 a 1.500°C. O aumento da pressão e da temperatu-ra na placa em subducção libera toda a água remanescente,além de outros materiais. A água liberada induz a fusão do pe-ridotito, que é o principal constituinte da cunha do manto aci-ma da placa que sofreu subducção.

Como a água baixa a temperatura de fusão das rochas, fatojá discutido neste capítulo, ela induz a fusão na cunha do manoto, gerando magmas que ascendem para formar câmaras magomáticas na crosta sobrejacente. Grande parte do magma máficoacumula-se na base da crosta da placa que está sendo acavalada, e parte dele penetra na crosta sob a forma de intrusão. Osmagmas produzidos por esse tipo de fusão induzida por fluidostêm composição essencialmente basáltica, embora sua químicaseja diferente (mais variável) que a dos basaltos das dorsais me-soceânicas. A composição dos magmas é mais modificada ain-da durante sua residência na crosta. Dentro das câmaras rnag-máticas, o processo de cristalização fracionada aumenta seuteor de sílica, produzindo erupções de lavas andesíticas. oscasos em que a crosta sobrejacente é continental, o calor dosmagmas pode fundir as rochas félsicas da crosta, formandomagmas com teores ainda mais altos de sílica, com composi-ções dacíticas e riolíticas (ver Quadro 5.2). A contribuição dos

r---- Antearco ---~IFossa Arco de ilha

vulcânico

I

100

Voláteis e magma ascendendoa partir da placa oceânica em subducção

Figura 5.15 Um diagramaesquemático de fusão induzida porfluidos. A litosfera oceânica emsubducção contém águaaprisionada nos sedimentos. Àmedida que esses sedimentos sãotransportados para baixo,aquecem-se, expelindo água sobforma de vapor. Esse vapor ajuda ainduzir a fusão do manto, comotambém da placa descendente.


fluidos da placa descendente pode ser inferida porque elemen-tos-traço, sabidamente presentes na crosta oceânica e nos sedi-mentos, são também encontrados no magma.

Plumas do mantoBasaltos similares àqueles produzidos em dorsais mesoceâni-cas são encontrados como acumulações espessas em porçõescontinentais distantes de limites de placas. Nos estados deWashington, Oregon e Idaho, os rios Colúmbia e Snake cor-rem em uma grande área coberta por esse tipo de basalto, quese solidificou a partir de lavas derramadas na região há mi-lhões de anos. Grandes quantidades de basalto derramaram-seem ilhas vulcânicas isoladas distantes de limites de placas,como as ilhas havaianas. Nesses locais, plumas de mantoquente, delgadas e com forma de lápis ascendem do interiorda Terra, talvez de locais profundos como o limite núcleo-manto. As plumas do manto que alcançam a superfície, gran-de parte das quais em locais distantes de limites de placas,formam os pontos quentes da Terra e são responsáveis peloderramamento de enormes quantidades de basalto. O basaltoé produzido por fusão por descompressão do manto. As plu-mas do manto e os pontos quentes serão discutidos em maisdetalhe no Capítulo 6.

Resumindo, magmas basálticos formam-se no manto supe-rior abaixo das dorsais mesoceânicas e a partir de plumas deorigem profunda que causam a formação de pontos quentes emregiões intraplacas e interplacas. Magmas de composição varia-da formam-se acima das zonas de subducção, a depender daquantidade de material félsico e de água que é incorporada nasrochas da cunha do manto que se localiza acima da zona desubducção.

I RESUMO

Comosão classificadas as rochas ígneas? Todas as rochas íg-neas podem ser divididas em duas classes texturais amplas: (1)as rochas cristalinas grossas, que são intrusivas e, portanto, res-friaram-se lentamente, e (2) as texturas cristalinas finas, quesão extrusivas e resfriaram-se rapidamente. Dentro de cada umadessas categorias amplas, as rochas são classificadas, ainda, co-mo félsicas, máficas ou intermediárias, com base química dadapelo teor de sílica ou pelo equivalente mineralógico, que são asproporções de minerais de cor clara (ou félsicos) e de mineraismais escuros (ou máficos).

Comoe onde se formam os magmas? Os magmas formam-senos locais do manto e da crosta onde as temperaturas e pressõessão suficientemente altas para produzir, pelo menos, a fusãoparcial de rochas contendo água. O basalto pode ser parcial-mente fundido no manto superior, onde as correntes de convec-ção trazem as rochas quentes para cima, nas dorsais mesoceâ-nicas. Misturas de basalto e de outras rochas ígneas com rochassedimentares, que contêm quantidades significativas de água,têm pontos de fusão mais baixos que as rochas ígneas anidras.Assim, diferentes rochas-fonte podem ser fundidas em diferen-tes temperaturas e, dessa forma, podem afetar as composiçõesdos magmas.

Como a diferenciação magmática pode explicar a variedadede rochas ígneas? Se um magma sofreu cristalização fracio-nada porque os cristais foram separados e, portanto, não pude-ram mais reagir com o magma, as rochas finais podem termaior teor de sílica que os cristais mais máficos, formados nosestágios iniciais. A cristalização fracionada pode produzir ro-chas ígneas máficas nos estágios iniciais de cristalização e dediferenciação, e rochas félsicas nos estágios mais tardios. Masesse processo não pode ser responsável pela abundância de gra-nitos. Tampouco a diferenciação magmática dos basaltos expli-ca a composição e a abundância das rochas ígneas. Diferentestipos de rochas ígneas podem ser produzidos por variações nascomposições dos magmas, causadas pela fusão de diferentesmisturas de rochas sedimentares com outras rochas e pela mis-tura de magmas.

Quais são as formas das rochas ígneas intrusivas? Os gran-des corpos ígneos são denominados de plútons. Os maioresplútons são os batólitos, espessas massas tabulares com um fu-nil central. Os stocks são corpos plutônicos menores. Menos gi-gantescos que os plútons são as soleiras, que são concordantescom suas encaixantes, sendo paralelas a seu acamamento, e osdiques, que seccionam o acamamento. Veios hidrotermais for-mam-se onde há abundância de água, no magma ou na rochaencaixante vizinha.

Como as rochas ígneas estão relacionadas com a tectônicade placas? Os dois principais locais de atividade magmáticasão as dorsais mesoceânicas, onde os basaltos jorram do mantosuperior, e as zonas de subducção, onde uma série de magmasdiferenciados produz tanto rochas extrusivas como intrusivas,em arcos vulcânicos de ilhas ou continentais, à medida que a li-tosfera oceânica em processo de subducção move-se em dire-ção à crosta profunda e ao manto superior.

Conceitos e termos-chave

• andesito (p. 122)

• basalto (p. 121)

• batólito (p. 129)

• câmara magmática (p. 125)

• cinza vulcânica (p. 120)

• cristalização fracionada (p. 125)

• dacito (p. 122)

• diferenciação magmática(p. 125)

• diorito (p. 122)

• dique (p. 130)

• fusão induzi da por fluidos(p. 136)

• fusão parcial (p. 123)

• fusão por descompressão(p. 136)

• gabro (p. 122)

• granito (p. 122)

• granodiorito (p. 122)

• intrusão concordante (p. 130)

• intrusão discordante (p. 129)

• obsidiana (p. 120)

• pedra-pomes (p. 120)

• pegmatito (p. 130)

• peridotito (p. 122)

• piroclasto (p. 120)

• plúton (p. 129)

• pórfiro (p. 120)

• riolito (p. 122)

• rocha encaixante (p. 119)

• rocha félsica (p. 122)

• rocha ígnea (p. 1 17)

• rocha ígnea extrusiva (p. 120)


• rocha ígnea intermediária(p. 122)

• stock (p. 129)

• suíte ofiolítica (p. 133)

• tufo (p. 120)

• veio (p. 130)

• veio hidrotermal (p. 131)

• viscosidade (p. 122)

• rocha ígnea intrusiva (p. 119)

• rocha máfica (p. 122)

• rocha ultramáfica (p. 122)

• soleira (p. 129)

I Exercícios

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CONECTARWEB

1. Por que as rochas intrusivas têm granulação grossa e as rochas ex-trusivas têm granulação fina?

2. Que tipos de minerais você encontraria em uma rocha ígnea máfica?

3. Que tipos de rochas ígneas contêm quartzo?

4. Cite duas rochas ígneas intrusivas com teor de sílica maior que odo gabro.

5. Qual a diferença entre um magma formado por cristalizaçãofracionada e um formado por resfriamento normal?

6. Como a cristalização fracionada leva à diferenciação magmática?

7. Em que lugar da crosta, do manto ou do núcleo você encontrariauma fusão parcial de composição basáltica?

8. Em que ambientes tectônicos você esperaria que se formassemmagmas?

9. Por que os magmas ascendem?

10. Em que local do assoalho oceânico você encontraria magmas ba-sálticos sendo derramados?

11. Grande parte da superfície da crosta terrestre e quase todo omanto são compostos de basalto ou de rochas ultramáficas. Por queexiste também uma abundância de granitos e andesitos na Terra? Deonde vêm os materiais que constituem essas rochas?

Questões para pensar

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1. Como você classificaria uma rocha ígnea de granulação grossa quecontém cerca de 50% de piroxênio e 50% de olivina?

2. Que tipo de rocha ígnea conteria alguns cristais de plagioclásiocom cerca de 5 mm de comprimento "boiando" em uma matriz cinza-escura de cristais com menos de I mm?

3. Que diferenças no tamanho dos cristais você esperaria encontrarem duas soleiras, sendo que uma delas foi intrudida a uma profundida-de de cerca de 12 km, onde a rocha encaixante era muito quente, e, aoutra, a uma profundidade de 0,5 km, onde a rocha encaixante era mo-deradamente quente?

4. Se você fosse fazer um furo de sondagem na crosta de uma dorsalmesoceânica, que tipos de rochas intrusivas e extrusivas esperaria en-contrar na superfície ou próximo a ela? Quais rochas ígneas intrusivasou extrusivas esperaria observar na base da crosta?

5. Considere que um magma com uma certa razão cálcio/sódio comece a cristalizar. Se ocorrer cristalização fracionada durante o processode solidificação, será que os plagioclásios formados após a cristaliza-ção se completar terão a mesma razão cálcio/sódio que era caractenstica do magma original?

6. Por que um plúton zonado é uma evidência de cristalização fracio-nada?

7. Por que é mais provável que os corpos plutônicos, e não os diques,mostrem os efeitos de cristalização fracionada?

8. Qual poderia ser a origem de uma rocha composta quase que inteiramente de olivina?

9. Que processos geram cristais com tamanhos desiguais nos pórfirosl

10. A água é abundante nas rochas sedimentares e na crosta oceânicadas zonas de subducção. Como ela afetaria os processos de fusão nes-sas zonas?

11. Grande parte da superfície da crosta terrestre e quase todoo manto são compostos de basalto ou rochas ultramáficas. Por queexiste também uma abundância de granitos e andesitos na Terra? Deonde vêm os materiais que constituem essas rochas?

I Investigue você mesmo

Decifrando a história geológica das rochas ígneas: sólidos quese formaram de líquidos

Todas as rochas contam uma história. A história é decifrada por meiode várias pistas: textura, composição mineralógica e química, associa-ção com outras rochas e ambiência geológica. A partir de análises e in-terpretações cuidadosas dos registros impressos nas rochas, a históriageológica de uma região pode ser decifrada - pode-se ler o registro imopresso nas rochas como se fossem palavras numa página.

Como as rochas ígneas se formam a partir de um líquido, cha-mado magma, os cristais de minerais podem crescer no líquido co-mo cristais de gelo na água em processo de congelamento. À medi-da que o líquido magmático resfria-se, torna-se uma mistura de só-lidos e líquidos e finalmente se transforma em um sólido com cris-tais interpenetrados. O tamanho dos cristais depende da velocidadede resfriamento. As rochas vulcânicas tipicamente se resfriam deforma relativamente rápida na superfície terrestre e, portanto, con-têm cristais menores. As rochas plutônicas solidificam-se lenta-mente dentro da crosta e, portanto, contêm cristais maiores. As ro-chas ígneas podem também conter bolhas de gás, inclusões de frag-mentos de outras rochas, vidro e uma matriz de granulação finacomposta de cinza e pedra-pomes.

A geração de magmas na Terra é, em grande parte, restrita aos li-mites ativos das placas tectônicas e aos pontos quentes. Os processose condições físicas associados com os limites de placas provocam fu-são das rochas do manto e da crosta. A composição do líquido forma-do depende das rochas a partir das quais foi gerado e dos processosque ocorrem na câmara magmática antes da solidificação total. Portan-to, a composição do magma é estreitamente ligada ao local da Terraonde a fusão ocorreu e, conseqüentemente, ao tipo de limite ativo deplaca. Por exemplo, pensa-se que a descompressão de corpos de rochaultramáfica quente e plástica que ascendem no interior do manto pos-sa produzir fusões parciais de composição basáltica sob pontos quen-tes e limites divergentes de placas. Em essência, não existem dois cor-


posde rocha ígnea que tenham exatamente a mesma textura e compo-sição.Na verdade, as características das rochas ígneas freqüentemen-tediferem, inclusive no interior de um mesmo corpo de rocha - porexemplo, em um plúton -, como resultado de todas as variáveis quepodemafetar a composição e a textura das rochas.

Informações sobre vários tipos de rochas e imagens das mesmasestão disponíveis no sítio eletrônico deste livro: www.whfreeman.com/understandingearth.ê'' As informações forneci das são essencial-menteas mesmas que um geólogo teria reunido a partir de estudos decampoe de laboratório. Usando essas informações, decifre a históriaque cada rocha tem para contar.

Sugestões de leitura

Barker, D. S. 1983. Igneous Rocks. Englewood Cliffs, N. J.: Pren-tice-Hall.

Blatt, H., and Tracy, R. J. 1996. Petrology: Igneous, Sedimentary,and Metamorphic. 2d ed. New York: W. H. Freeman.

Coffin, M. F., and Eldholm, O. 1993. Large igneous provinces.ScientijicAmerican (June): 42-49.

Philpotts, A. R. 1990. Igneous and Metamorphic Petrology. Engle-woodCliffs, N. J.: Prentice-Hall.

Raymond, L. A. 1995. Petrology. Dubuque, Iowa,: Wm. C. Brown.

Sugestõesde leitura em português

Allêgre, c. 1993. Asfúrias da Terra. Lisboa: Relógio d' Água.Rose, S. Van. 1994. Atlas da Terra: as forças que formam e mol-

dam nosso planeta. (Ilustrado por Richard Bonson). São Paulo: MartinsFontes.

Sial, A.N. e Mcreath, I. 1984. Petrologia ignea. Volume l. Salva-dor:SBG/CNPq/Bureau Gráfica e Editora.

Szabó, G. A. 1., Babinski, M. e Teixeira, W. 2000. Rochas ígneas.In:Teixeira, w., Toledo, M. C. M. de, Fairchild, T. R. e Taioli, F. (orgs.)2000.Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos. p. 327-346.

Time-Life/Abril Coleções. 1996. Planeta Terra. São Paulo: AbrilLivros.

Weiner, F. 1988. Planeta Terra. São Paulo: Martins Fontes.

I Notas de tradução

I Em inglês, Devil's Post Pile significa "pilha de estacas do diabo".2 No original, sheets (em português, "lençol, folha"), que tem sidotraduzida com vários significados na literatura geológica. Para ro-chas intrusivas, geralmente designa corpos com forma tabular. EmGeologia Sedimentar, pode significar depósito delgado de sedimen-tos, como os de areia ou cascalho, com a forma de lençol ou manto.

3 No original, country rock, cuja tradução literal não é utilizada emportuguês, sendo preferível rocha encaixante.

4 Ou tectossilicatos.5 No original, plagioclase feldspar, ou seja, feldspato do tipo pla-gioclásio. Em português técnico, usa-se simplesmente plagioclâ-

sio para designar os feldspatos de composição calciossódica, damesma forma que orthoclase feldspar é traduzido simplesmentecomo ortoclásio.

6 Ou filossilicatos.

7 Ou inossilicatos.8 Ou inossilicatos.9 Ou nesossilicatos.

10 Também chamada de púmice.11 O termo "pórfiro" é mais utilizado nos países de língua inglesa.

Contudo, a classificação das rochas ígneas mais utilizada (Streckei-sen, 1976, 1979) não inclui esse conceito.

12 Também grafada como "moscovita", sendo menos preferível,pois se confunde com o adjetivo gentílico de Moscou. O vocábu-lo muscovita deriva de Muscovia; antiga designação em italianode Moscou.

13 Neste quadro foram relacionados termos de dois tipos distintos declassificação de rochas ígneas. O primeiro, que reúne os termos fél-sico, mafélsico, máfico e ultramáfico, refere-se à classificação mo-dai das rochas ígneas, feita de acordo com a quantidade de mineraismáficos (olivinas, piroxênios, anfibólios, micas, monticellita, meli-lita, minerais opacos e acessórios, como zircão, apatita, esfênio, epí-doto, allanita, granada e carbonatos). O segundo refere-se a umaclassificação química baseada no teor de sílica, sendo uma das maisantigas proposições. Segundo essa classificação, há as seguintes ca-tegorias de rochas: ultrabásica (teor de Si02 < 49%), básica (teor deSi02 entre 49 e 52%), intermediária (teor de Si02 entre 52 e 66%) eácida (com teor de sílica > 66%)

14 Os granodioritos podem ser rochas ácidas ou intermediárias, depen-dendo do teor de minerais máficos que contenham. A maioria dosgranodioritos tem baixo teor de minerais máficos (em geral, entre10 e 30%) e é rica em sílica, podendo ser classificada como ácida.Entretanto, existem aqueles com teores entre 30 e 40%, podendoser, nesse caso, rochas intermediárias.

15 Ver nota de rodapé anterior.16 A palavra inglesa palisades significa "cerca fortificada com estacas

ou paliçadas".17 Em inglês, mushy magma (em português, "magrna pastoso") é uma

expressão eventualmente utilizada sem ser traduzida. Designa umamistura viscosa de magmas com cristais em suspensão.

18 Em inglês, a palavra pluton designa grandes corpos intrusivos, in-cluindo os batólitos e os stocks, que serão definidos mais adiante.Em português, ela é traduzida como "plúton" e, eventualmente,também como "corpo plutônico",

19 O termo magma stoping é utilizado sem tradução na literatura geo-lógica brasileira para descrever, basicamente, o processo de rompi-mento de grandes blocos de rocha por acunhamento do magma, aomesmo tempo em que são por ele assimilados.

20 Muito raramente uma rocha que resulta do resfriamento de líquidosobtidos a partir da fusão de uma rocha sedimentar preserva algumaestrutura sedimentar. A fusão de rochas sedimentares pode ocorrerem áreas restritas de bordos de intrusões, como-pode ser visto emcertas soleiras de basalto intrudidas nos arenitos da Formação Botu-catu, na Bacia do Paraná no Sul do Brasil.

21 A palavra inglesa stocks tradicionalmente comparece sem traduçãona literatura geológica.

22 No caso de uma intrusão em rochas metamórficas, as estruturas des-ta rocha são seccionadas.

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Rochas igneas 5