Rochas Metamórficas - Recristalização e Texturas

Os minerais das rochas sujeitas a metamorfismo tornam-se instáveis, pelo que se recombinam, formando, por recristalização, novas associações minerais compatíveis com as condições termodinâmicas do novo ambiente.
As transformações mineralógicas que ocorrem, por recristalização, durante os processos metamórficos podem resultar da:

- alteração da composição química dos minerais, por circulação de fluidos;

- instabilidade entre dois ou mais minerais, indutora de reacções mineralógicas entre eles, com formação de novos minerais sem que ocorra variação na composição química global da rocha;

- alteração da estrutura cristalina do mineral, sem variação da composição química; neste caso, ocorre uma transformação polimórfica.

Certos minerais só se podem formar segundo restritas variações de pressão e temperatura. As margens de pressão e temperatura que permitem a estabilidade destes minerais foram determinadas em laboratório.
Quando estes minerais se encontram nas rochas metamórficas, podem-nos indicar quais as condições de pressão e temperatura que ocorreram durante os fenómenos de metamorfismo. Por esta razão, estes minerais são conhecidos por minerais-índice.

Entre os mais conhecidos encontram-se a andalusite, a distena e a silimanite. Este três minerais tem uma composição química idêntica (Al2SiO5) mas estrutura cristalina diferente. Geralmente encontram-se nos xistos metamórficos em que abunda o alumínio.

Se encontrarmos andalusite numa rocha, podemos concluir que as pressões e temperaturas são relativamente baixas.

A distena/clorite, quando encontrada nos xistos, é tida como um indicador de alta pressão.

 

A silimanite é um indicador de alta temperatura e pode ser encontrada em rochas resultantes por metamorfismo de contacto (que mais a frente será referido).
Se encontrarmos os três minerais na mesma rocha podemos concluir que, sendo mutuamente estáveis, se devem ter formado por metamorfismo a uma temperatura de 500ºC e a uma pressão de cerca de 4 atmosferas.

Os minerais-índice definem zonas de metamorfismo que ocorrem em determinadas condições de pressão e temperatura. Podem marcar-se num mapa linhas denominadas isógradas indicando os locais onde ocorrem os minerais-índice, definindo-se assim as zonas com diferentes graus de metamorfismo (baixo, médio e alto).

Durante os processos metamórficos são produzidos novos arranjos mineralógicos, podendo existir alteração da composição química das rochas iniciais. A textura de uma rocha é determinada pelo tamanho, forma e arranjo dos minerais, que a constituem.

Durante o processo metamórfico, alguns minerais, em especial as micas, ou outros com hábito tabular ou lamelar, conferem às rochas metamórficas aspectos peliculares, quando estas resultam da actuação conjunta de tensão orientadas e temperaturas elevadas.

Um importante tipo de característica textual, que é um critério de classificação das rochas metamórficas é a foliação. A foliação é qualquer estrutura planar de uma rocha metamórfica que pode ser originada durante os processos de metamorfismo. Esta disposição resulta quer de um alinhamento preferencial de certos minerais anteriores ao metamorfismo, quer da orientação de novos minerais formados durante os processos de recristalização.

As foliações podem ser muito evidentes e observarem-se a olho nu, ou podem ser visíveis apenas ao microscópio. Com o aumento do grau de metamorfismo, a fissilidade, ou seja, a capacidade de algumas rochas metamórficas se dividirem em lâminas, segundo os planos de foliação, torna-se menos evidente.
A foliação manifesta-se de diversas maneiras. Num mineral como a mica, que cristaliza quando se forma uma rocha sob pressão, desenvolve-se na direcção perpendicular à direcção de pressão. Outros minerais que crescem conjuntamente são também forçados a este alinhamento.
Assim, podemos classificar as rochas metamórficas em dois grandes grupos: as rochas foliadas e as rochas não foliadas.

Rochas não foliadas ou granoblásticas: formam-se, geralmente, a partir de rochas pré-existentes constituídas apenas por um único mineral (à excepção das corneanas).
Exemplos: corneanas (argilito), quartzitos (arenito), mármores (calcário).

- Mármore é uma rocha metamórfica não foliada (granoblástica), constituída essencialmente por calcite ou por dolomite. Forma-se por metamorfismo de contacto, a partir de calcários.
Os mármores são rochas cristalinas, podendo ser formados por grãos que não se distinguem ao olho nu, ou podem ser constituídos por fanerocristais. Têm, normalmente, cor branca, podendo, por vezes, ser coradas, pela presença de óxidos de ferro ou substâncias carbonosas. São rochas maciças, muito utilizadas na construção civil e na estatuária.
A fractura dos mármores pode assemelhar-se a cubos de açúcar.

- Quartzito é uma rocha metamórfica, composta quase que inteiramente de grãos de quartzo. Sua origem está relacionada com a acção de processos metamórficos desenvolvidos principalmente sobre rochas sedimentares ricas em quartzo, tais como arenitos.

--> Rochas foliadas tendem a desenvolver-se quando rochas pré-existentes polimenerálicas (constituídas por vários minerais) são submetidas a condições de tensão dirigida e de temperatura crescentes, apresentando por isso estruturas planares, em resultado do alinhamento paralelo dos seus minerais.

Assim, existem três tipos de foliação muito característicos em rochas de baixo, médio e alto grau de metamorfismo:

Clivagem ardosífera ou clivagem xistenta:A clivagem xistenta é uma estrutura planar característica de rochas com baixo grau de metamorfismo. Este tipo de foliação é definido pela orientação preferencial de minerais, em rochas de granulidade fina. Os planos de clivagem resultam de um arranjo paralelo de minerais tabulares. A orientação preferencial dos minerais resulta de tensões orientadas de origem tectónica.
As rochas com clivagem xistenta partem facilmente em folhas finas e lisas de aspecto baço.
As ardósias e os filitos possuem este tipo de foliação.

- Ardósia: Uma rocha finamente granulada que se divide facilmente segundo planos paralelos. A ardósia forma-se em condições de pressão e temperatura ligeiramente superiores às que se encontram no ambiente sedimentar. As temperaturas não são suficientemente altas para provocar a recristalização.

- Filito: São rochas metamórficas xistosas, de grão fino, que apresentam maior quantidade de micas de neoformação que os xistos argilosos, mas que não são visíveis à vista desarmada. A formação desta rocha implica temperaturas mais elevadas do que para a formação dos xistos argilosos pelo que a intensidade de metamorfismo é maior.

Xistosidade:
A xistosidade surge em rochas com um grau de metamorfismo médio, que permite a existência de importantes fenómenos de recristalização. Neste tipo de foliação ocorre um maior desenvolvimento de cristais, nomeadamente de micas, feldspatos e quartzos. É uma foliação bem desenvolvida, quer pela orientação preferencial de certos minerais lamelares, quer pelo desenvolvimento de novos minerais.
As rochas com xistosidade apresentam uma maior granularidade, distinguindo-se facilmente os minerais à vista desarmada. São rochas que partem segundo superfícies lisas e ligeiramente onduladas, de aspecto brilhante.
O micaxisto é um exemplo de rochas com xistosidade.

- Micaxisto: O micaxisto é caracterizado por apresentar cristais visíveis à vista desarmada e com uma orientação paralela. Minerais achatados ou alongados de neoformação são visíveis à vista desarmada. O xisto argiloso pode recristalizar em variedades mineralogicamente diferentes dos micaxistos. Por exemplo, um micaxisto com granada indica que a pressão e a temperatura foram superiores às necessárias para formar um micaxisto sem granada.

Bandado gnáissico ou gnaissosidade:
O bandado gnáissico é marcado pela alternância de leitos mineralógicos de cor clara (quartzo e feldspato) e de cor escura (biotite e anfíbola), que formam bandas alternadas. A fissilidade é pouco evidente neste tipo de foliação.
As rochas com gnaissosidade possuem um grau de metamorfismo elevado, pelo que se observam intensos fenómenos de recristalização, e a sua granulidade é alta.
A gnaissosidade é observada, por exemplo, no gnaisse.

- Gnaisse: Rocha metamórfica, formada por camadas escuras de minerais ferromagnesianos, como micas e anfíbolas, e camadas claras de cor branca, cinzenta ou rosa, constituídas por quartzo e feldspatos. Nas camadas escuras, os cristais são alongados, e nas camadas claras os cristais são granulosos. Nas amostras de gnaisse, podem encontrar-se como minerais essenciais feldspatos e micas, e, como acessórios, epídoto, apatite, turmalina, magnetite, ilmenite, zircónio, titanite, etc.
As condições de temperatura sobre que se formou o gnaisse aproximam-se da temperatura a que o granito solidifica.
Não é portanto de estranhar que a composição mineralógica do gnaisse e a do granito sejam idênticas.

 

Tipos de Metamorfismo

Um dos critérios para classificar o metamorfismo é a extensão da área atingida. Assim, e segundo este critério, definem-se dois tipos de metamorfismo:

Metamorfismo de contacto - O metamorfismo de contacto, também conhecido como metamorfismo térmico, resulta da intrusão de magma a alta temperatura em rochas preexistentes.

Este tipo de metamorfismo pode incidir sobre rochas sedimentares, metamórficas e magmáticas. Estas intrusões magmáticas metamorfizam as rochas circundantes devido, essencialmente, à sua elevada temperatura e à libertação de fluidos. A pressão não afecta muito este tipo de metamorfismo pois, não ocorre a grandes profundidades, não ultrapassando na generalidade os 10 quilómetros.

A orla das rochas alteradas metamorficamente em torno de uma intrusão magmática designa-se auréola de metamorfismo. Esta zona vai desde alguns centímetros a centenas de metros, dependendo da temperatura da intrusão, da presença de água e fluidos e da natureza da rocha encaixante. Uma intrusão magmática num argilito poderá produzir uma grande auréola, enquanto que, num arenito, ela será pequena. Os efeitos que advêm diminuem com a distância ao corpo intrusivo.

A rocha metamórfica resultante depende do grau de metamorfismo e da rocha original. Se o metamorfismo é muito elevado, a estrutura da rocha original é totalmente destruída e formam-se corneanas. O termo corneana, agora referido, era inicialmente utilizado para todas as rochas formadas por metamorfismo de contacto de formações argilosas com formações ígneas, mas actualmente é a designação geral que abrange a maior parte das rochas de metamorfismo de contacto.
No metamorfismo de contacto, o calor e os fluidos emanados pelo magma são os factores metamórficos dominantes, verificando-se uma recristalização mineralógica intensa. As rochas metamórficas formadas por este tipo de metamorfismo não são, no geral, orientadas, isto é, apresenta texturas não foliadas, dado o papel secundário da tensão.

Metamorfismo regional - O metamorfismo regional também designado por metamorfismo dinamotérmico, deve-se a temperaturas e tensões moderadas a elevadas, bem como à circulação de fluidos. Este tipo de metamorfismo afecta extensas regiões da crosta terrestre, geralmente em áreas de actividade tectónica onde se formam montanhas, ou seja zona de colisão entre duas placas continentais, colisão entre duas placas oceânicas (metamorfismo associado a arcos de ilhas vulcânicos), colisão entre uma placa oceânica e uma placa continental (metamorfismo associado a cordilheiras vulcânicas).

As rochas de metamorfismo regional caracterizam-se por sucessivas fases de recristalização e de deformação, devido à acção combinada e crescente das condições de temperatura e tensão.
A xistosidade, associada a rochas deste tipo de metamorfismo, resulta desta conjugação entre deformação e recristalização.

As rochas cuja génese é o metamorfismo regional são quase sempre foliadas, indicando a influência de diferentes pressões durante a recristalização. A pressão confinada atinge valores elevados devido às rochas suprajacentes, que podem atingir uma espessura superior a 10 quilómetros. A pressão diferencial é devida a fenómenos tectónicos que ocorrem durante o movimento constante de compressão da crosta durante os fenómenos que levam à formação de montanhas.

Durante o metamorfismo regional, dependendo das condições de pressão e temperatura, uma rocha específica preexistente pode recristalizar originando diversos tipos de rochas metamórficas. Por exemplo, se o basalto é metamorfizado, a temperatura e pressão relativamente baixas, pode recristalizar originando xisto verde, uma rocha que contém clorite, actinolite e plagióclase rica em sódio. Há altas temperaturas e pressão, o mesmo basalto pode recristalizar como anfiboloxisto, uma rocha constituída por hornblenda, feldspato e, por vezes, granada.

Quando se ultrapassam certos valores de tensão e de temperatura, as rochas metamórficas iniciam um processo de fusão parcial, designado anatexia.
Este processo de anatexia ocorre já no domínio do denominado ultrametamorfismo, o qual marca a fronteira entre o metamorfismo e o magmatismo, isto é, entre a formação de rochas metamórficas e a formação de rochas magmáticas.

Factores de Metamorfismo

A metamorfização de rochas pré-existentes, por alteração da sua composição mineralógica e/ou textura, depende do tipo e da intensidade de certos factores – factores de metamorfismo – que determinam o grau de instabilidade dessas rochas.

As rochas metamórficas devem as suas características a diversos factores, dos quais os mais importantes são: a composição das rochas preexistentes e que experimentam fenómenos de metamorfismo, a temperatura e a pressão durante o processo de metamorfismo, e os efeitos dos fluidos de circulação.

Composição das rochas preexistentes - Durante os processos de metamorfismo, em geral, não ocorre a adição de novos elementos ou compostos químicos. Contudo, a composição mineralógica das rochas metamórficas é condicionada pela composição química das rochas preexistentes.
Por exemplo, muitas rochas metamórficas apresentam grande teor de sílica, o que indica que as rochas preexistentes eram também ricas em sílica.
Uma rocha basáltica metamorfizada pode apresentar nos novos minerais, no seu conjunto, cerca de 50% de sílica e percentagens de óxidos de ferro, magnésio, cálcio e alumínio resultantes da rocha anterior.
Por outro lado, um calcário, composto essencialmente por calcite (CaCO3), não pode, ao ser metamorfizado, originar uma rocha com sílica.

Temperatura - Um mineral é estável se, durante um determinado tempo, não reage ou não se transforma num novo mineral ou substância. Todos os minerais são estáveis dentro de determinados intervalos de temperatura. Alguns minerais são estáveis entre amplos intervalos de temperatura. Pelo conhecimento do intervalo de temperatura em que o mineral se mantém estável, os geólogos podem deduzir a temperatura de metamorfismo da rocha onde se inclui o mineral.
Quando a temperatura aumenta, os iões vibram com mais intensidade nos seus locais da estrutura cristalina. Se o calor resultante dessas vibrações é também significativo, os iões separam-se e a substância torna-se líquida.
O calor é importante porque as altas temperaturas aumentam a velocidade das reacções. Quando submetidas a temperaturas superiores a 200ºC, as rochas iniciam processos de metamorfismo. Contudo a níveis mais próximos da superfície da Terra podem também atingir temperaturas superiores a 200ºC, por exemplo, com o contacto de intrusões magmáticas. Quando as rochas são submetidas a temperaturas de 800ºC, inicia-se a transição do metamorfismo para o magmatismo, e as rochas entram em estado de fusão.
As fontes de calor para o metamorfismo são o gradiente geotérmico, a fricção, as plumas quentes do manto, a radioactividade e o calor transferido das formações magmáticas próximas.

Tensão - Os minerais são sensíveis à pressão/tensão. Se os átomos de um cristal forem submetidos a pressões muito elevadas, as ligações entre os átomos podem quebrar-se. Os átomos reorganizam-se em novos minerais que são estáveis quando submetidos a altas pressões.
No interior da Terra, as rochas estão sujeitas a dois tipos de tensão: a tensão litostática e a tensão não litostática.

No entanto, normalmente, quando falamos de tensão referimo-nos à tensão confinada, também designada pressão geostática/ litostática. Esta é a tensão a que as rochas na crosta terrestre estão sujeitas, provocado pela carga de massa rochosa suprajacente, isto é, um tipo de tensão com as características da pressão atmosférica que actua em todos os sentidos.
Um mineral que tenha cristalizado em condições de alta pressão tende a ocupar menos espaço (diminuição do volume) que os minerais que não tenham sido formados nessas condições. A densidade dos minerais está relacionada com a pressão, pois com a diminuição do volume da rocha, a sua densidade aumenta.

 

Em I existe predominio do factor temperatura, mas em 2 existe predominio da pressão não listática.

Além da tensão confinada ou litostática, outro tipo de tensão actua, a denominada pressão não litostática também designada por diferencial, orientada ou dirigida, que é diferente nas diferentes direcções do objecto sujeito à sua acção. É um tipo de pressão que está relacionada com movimentos tangenciais da litosfera. Este tipo de tensão é consequência da deformação, em geral, por compressão, como as que ocorrem nos domínios orogénicos.
A tensão diferencial influencia fortemente a textura das rochas metamórficas porque força os constituintes das rochas a tornarem-se paralelos uns aos outros. O alinhamento paralelo característico das rochas denomina-se foliação. A foliação das rochas pode manifestar-se de diferentes maneiras. As texturas das rochas metamórficas são variações da foliação e são importantes na sua classificação.

Fluidos de circulação - A água na forma de vapor é, sem dúvida, o mais importante fluido envolvido nos processos metamórficos. Outros gases, tais como dióxido de carbono, também desempenham um papel importante. O novo mineral formado é estável nas condições existentes durante a sua génese. A água permite uma transferência de iões no interior da rocha.
Por exemplos, os fluidos libertados por um magma podem transportar iões de sódio, potássio, silício, cobre, zinco e, em solução, outros elementos solúveis em águas quentes sob pressão. Aparentemente, a água a grande pressão força o seu caminho entre os grânulos minerais, dissolve os seus iões e transporta-os para qualquer outra parte da rocha onde podem reagir com os iões de um outro mineral. Desta reacção resulta a metamorfização da rocha, por alteração da sua composição química e mineralógica. Por vezes, ocorre a substituição completa de um mineral por outro, sem que se verifique uma alteração da textura da rocha.
No decurso do próprio metamorfismo, também se podem formar fluidos.

Tempo - Um outro factor importante no metamorfismo é o tempo, o que nem sempre é fácil de compreender. Muitas rochas metamórficas são compostas por minerais silicatados, e os compostos silicatados são caracterizados pela sua lenta taxa de reacção química. Recentemente, o estudo de granadas revelou que a sua taxa de crescimento foi de 1,4 milímetros por milhão de anos. Muitos laboratórios têm visto frustradas as suas experiências para obter reacções metamórficas, em virtude do factor tempo. Os vários milhões de anos durante as quais uma específica combinação de temperatura e pressão prevaleceu são impossíveis de repetir nos laboratórios.

Rochas Metamórficas

A diagénese e o magmatismo constituem processos extremos de formação de rochas sedimentares e magmáticas, respectivamente. Entre estes dois ambientes de formação de formação de rochas, existe um ambiente intermédio – o ambiente metamórfico.

Ultrapassadas as condições de pressão e de temperatura que definem o final da diagénese, inicia-se o metamorfismo. Os minerais das rochas formadas a profundidade e que atingem a superfície por acção da erosão ou por efeito de erupções vulcânicas modificam-se, ocorrendo alteração.

 

Da mesma maneira, por efeito de afundamento, as rochas vão sendo sujeitas a altas temperaturas e elevadas pressões, transformando-se. Contudo, se o aumento de temperatura determinar a fusão das rochas, ocorre o magmatismo. O domínio das rochas metamórficas varia entre temperaturas de 50ºC a 650-700ºC, e a pressão varia entre algumas atmosferas e milhares de atmosferas.

O metamorfismo pode definir-se como o conjunto de modificações ocorridas no estado sólido na composição e na estrutura de uma rocha submetida a condições de temperatura e de pressão diferentes daquelas em que se formou.

Com frequência, as rochas metamórficas apresentam-se dobradas, o que sugere que a sua génese ocorreu num estado de deformação dúctil, ocorrendo em contextos tectónicos como as zonas de subducção e em zonas de formação de cadeias montanhosas (orogénese).

Diversidade de Magmas

As rochas Magmáticas também conhecidas por rochas Ígneas, podem ser endógenas (geradas no interior da terra, no manto) ou eruptivas (expelidas para a superfície terrestre), formando-se a partir do arrefecimento e respectiva consolidação do magma.

O magma é uma profusão de materiais de origem profunda, formado por uma mistura de sílica em fusão a uma temperatura superior a 800ºC (material líquido), uma quantidade diversa de gases dissolvidos, como o CO2, CO, H2O, SO2, SO (material gasoso), e cristais suspensos, cinzas, bagacinas (material sólido).

Esta massa de materiais derretidos, resulta da fusão de rochas da crosta oceânica e continental e do manto superior, que resultam, por sua vez, dos processos dinâmicos de divergência e convergência (subducção) das placas litosféricas. Todo este processo dá-se em diferentes condições de temperatura e pressão originam diferentes tipos de magma, visto haver um condicionamento da fusão das rochas.
Também ocorrem situações em que se geram rochas magmáticas em zonas não coincidentes com os limites de placas, ou seja, no interior de placas continentais ou de placas oceânicas relacionadas com a existência de pontos quentes.Assim, por consolidação do magma, são formadas rochas intrusivas ou plutonitos e rochas extrusivas ou vulcanitos, conforme a consolidação do magma em profundidade ou à superfície, respectivamente.

O entendimento das rochas magmáticas é demonstrado por estudos laboratoriais, sendo estes relativos ao aparecimento de rochas e à sua caracterização de acordo com a sua composição minerológica e textural.Em regiões tectonicamente e vulcanicamente activas, o aumento de temperatura com a profundidade é muito rápido, existindo por vezes temperaturas a rondar os 1000ºC a profundidades de 40km, na base da crosta terrestre.

Existem outras condições, que podem contribuir para a fusão de materiais originados no manto e da crosta, como por exemplo a diminuição da pressão e a hidratação desses materiais.

A origem dos magmas a partir da fusão das rochas provém da diminuição de pressão, resultante do movimento divergente das placas nas zonas de rifte e da diminuição da pressão que se verifica nas plumas térmicas, ao chegarem a zonas mais superficiais.

 

Em fusões por hidratação, existe uma diminuição da temperatura, devido há água, apesar dos materiais do manto permanecerem à mesma temperatura e profundidade.A união da água aos materiais mantélicos, desloca o ponto de fusão para temperaturas mais baixas. O material começa a fundir-se a uma temperatura mais baixa do que a que se fundiria sem a presença de água, nos limites convergentes das placas. O material fundido sendo menos denso do que as rochas envolventes, desloca-se até à superfície originando rochas extrusivas, ou cristaliza em profundidade e origina rochas intrusivas.

 

Tipos de Magma

Sabe-se, na actualidade, que diferentes tipos de rochas podem formar-se a partir da solidificação de magma resultantes da fusão parcial de outras rochas. São três os principais tipos de magma: basáltico, andesítico e riolítico.

Magma Basáltico – cerca de 50% de sílica (SiO2) e pequena quantidade de gases dissolvidos. Origina o basalto e o gabro.

Magma Andesítico – cerca de 60% de sílica (SiO2) e bastantes gases dissolvidos. Origina o andesito e o diorito.

Magma Riolítico – cerca de 70% de sílica (SiO2) e elevada quantidade de gases dissolvidos. Origina o riólito e o granito.

Os seus nomes baseiam-se na sua textura e composição que apresentam, sendo que estas propriedades mostram o modo como se formaram, mas sabendo que todas elas provêm dos três tipos fundamentais de magmas como o basáltico, andesítico e riolítico.
Estes três tipos de magmas formam-se em quantidades diferentes, cerca de 80% de magmas emitidos pelos vulcões são basálticos, só 10% são andesíticos e os outros 10% são riolíticos. São os 80% de magmas basálticos, constituintes da grande parte das rochas dos fundos oceânicos.

Magmas basálticos

Expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes, com origem na fusão parcial das rochas do manto (peridotitos) – que têm composição química semelhante à do basalto, mas mais rica em minerais ferromagnesianos e com uma pequena percentagem de gases dissolvidos, e cerca de 50% de sílica.
Nos pontos quentes situados nos oceanos, fluem por vezes grandes quantidades de magmas basáltico como é o caso da ilha do Hawai. Nestas zonas ascendem as plumas quentes oriundas do manto profundo, que ao subirem devido à descompressão podem originar magma que atravessa a placa litosférica, alimentando os vulcões de pontos quentes.
Experiências laboratoriais, mostram a existência de pequenas diferenças na constituição dos magmas basálticos, tendo condicionantes devido aos ambientes em que se geram, ou seja que um peridotito com granadas, em pressões de 100Km e 350Km, isto é, na astenosfera, deve-se fundir parcialmente, sendo que o material resultante dessa fusão apresenta uma composição idêntica à do magma basáltico.

A subida de um magma como a sua velocidade de ascensão vai depender de vários factores.

A sua viscosidade vai depender da sua densidade, da sua riqueza em sílica, da sua temperatura e da sua quantidade de fluidos que contém. Se houver acumulação de magma basáltico em câmaras magmáticas a uma profundidade de 10 a 30km, a consolidação origina rochas plutónicas, os gabros.Se o magma basáltico for expelido em erupções de lava, a sua consolidação origina rochas vulcânicas, os basaltos (com texturas pouco cristalinas ou mesmo vítreas, dependendo da velocidade de arrefecimento).

Quando a velocidade de ascensão do magma é superior à de arrefecimento, o magma pode chegar à superfície sem ter consolidado e, neste caso, verificam-se erupções de lava que, por solidificação, originam rochas vulcânicas. Muitas vezes essas rochas são basaltos cuja textura revela duas fases de formação: uma durante a ascensão que possibilita a génese de cristais microscópicos e, por vezes, mesmo de algum material não cristalizado.

 

Magmas andesíticos

A sua formação é originária nas zonas de subdução e relacionam-se com zonas altamente vulcânicas, como por exemplo como os Andes, na América do Sul e as Ilhas Aleutas, no Alaska.
O nome Andesítico, advém do facto de seres característicos das cadeias montanhosas dos Andes.A sua composição depende da quantidade e da qualidade do material do fundo oceânico subdutado, é composto por água, sedimentos e uma mistura de material com origem quer na crusta oceânica, quer na crusta continental. Os sedimentos têm água retida nos poros e são ricos em minerais de argila, que contém água na sua estrutura cristalina. Estes sedimentos aprofundam com a subducção ou seja quando a placa se move para baixo da outra.
Se os magmas andesíticos consolidarem em profundidade, originam rochas chamadas Dioritos. Se consolidarem na superficie ou próximo, originam-se rochas designadas por Andesitos.

Magmas Riolíticos

 

Originam-se a partir da fusão parcial das rochas constituintes da crosta continental ricas em água e dióxido de carbono por isso estes magmas são muito ricos em gases. A presença de água faz baixar o ponto de fusão dos minerais. No entanto, esse efeito deixa de se verificar a baixas pressões, isto é, em zonas muito próximas da superfície.
Experiências efectuadas em laboratório com material de composição igual à composição média da crosta continental e submetidos às condições de pressão e de temperatura provavelmente existentes no interior da crosta terrestre, comprovam a elevada concentração de gases no magma durante a fusão das rochas continentais.

Por isso, formam-se em zonas onde as condições de pressão, temperatura e humidade sejam adequadas à sua génese e onde se verifique choque de placas da crosta terrestre, dando origem a cadeias montanhosas - orogenése. Nestas regiões, a crosta terrestre vai deformar-se devido às tensões tectónicas, aumentando a sua espessura como consequência origina o aumento de pressão e de temperatura, criando as condições para o metamorfismo, e também à fusão parcial das rochas da crusta.
A consolidação do magma riolítico em superfície dá origem a rochas designadas de Riolítos. Em profundidade, esta consolidação origina rochas de Granito.

Diversidade de Rochas Magmáticas

A classificação das rochas magmáticas tem como base a composição mineralógica e a textura.

Composição mineralógica:
A classificação da rocha é feita com base na percentagem de cada um dos minerais presentes.
Nos minerais constituintes das rochas magmáticas destacam-se os silicatos. O óxido de silício SiO2 é um condicionante do tipo de rocha magmática, pois consideram-se, de acordo com a percentagem em sílica, quatro grandes tipos de rochas.

• Rochas Ácidas – Percentagem em sílica superior a 70%.
• Rochas Intermédias – Percentagem em sílica entre os 50 e os 70%.
• Rochas Básica – Percentagem em sílica compreendida entre os 45 e os 50%.
• Rocha Ultrabásica – Percentagem em sílica inferior a 45%.

Nas rochas magmáticas, os minerais não se formam em simultâneo, a sua cristalização está condicionada por factores externos já referidos (tempo, o espaço, a temperatura e a agitação do meio). Assim, na grande maioria das vezes, as partículas minerais ocupam uma posição irregular e desordenada não assumindo, por isso, o estado cristalino, mas amorfo ou vítreo.

Assim, em termos mineralógicos podem-se observar minerais determinantes no aspecto das rochas e na sua designação.

Os minerais essenciais que compõem as rochas magmáticas podem ser:
- Feldspato: mineral amorfo, opaco, de coloração esbranquiçada (podendo assumir outras tonalidades, sempre claras, em resultado da mistura em presença de outros minerais, como o enxofre que confere-lhe um tonalidade amarelada). É um material erodido, que se degrada com facilidade;

- Quartzo: sílica pura. Substância branca transparente, cristalina, sendo um sólido bastante resistente.

- Moscovite: frequentemente designado de Mica, este mineral cristaliza assumindo uma forma escamosa (ou laminada) e brilhante. Pode ser identificada em duas tonalidades preta ou branca.

Uma outra propriedade importante para dar uma ideia da composição mineralógica é a tonalidade que a rocha apresenta.

Diferenciação quanto à cor dos mineriais(e aos seus constituintes):
- Minerais Félsicos: minerais compostos por feldspato, moscovite e mais sílica, que lhes conferem uma coloração clara;

-Minerais Máficos: minerais compostos por magnésio e ferro, assumindo uma cor escura (olivina; piroxenas; biotite, anfíbolas).

Também as rochas podem ser identificadas mediante a sua cor:
- Rochas Leucocratas: são rochas ácidas (elevada % de sílica), de tom claro, ricas em minerais félsicos;

- Rochas Mesocratas: apresentam uma coloração intermédia e uma proporção idêntica de minerais félsicos e máficos;

- Rochas Melanocratas: rochas básicas (sílica inferior a 50%), de tons escuros e rica em minerais máficos.

Textura

É o aspecto geral da rocha resultante das dimensões, da forma e do arranjo dos minerais constituintes.
Através da textura das rochas é possível identificar o ambiente onde cristalizaram, ambiente esse que determina o aspecto geral destas (rochas).

Assim, as rochas que solidificam apartir de magma quente que extravasou para a superficie terrestre constituem um grupo de rochas designadas de Efusivas ou Vulcânicas (eruptivas). A textura característica destas rochas é agranular/afanítica (homogénea), uma vez que os minerais não se distinguem, observando-se apenas a presença frequente de vidro e (quase) ausência de cristais, ou pode revelar movimentos de lava na superfície (textura fluidal). Este desenvolvimento textural explica-se pelo facto das lavas deste tipo de vulcão solidificarem rapidamente em superfície, após uma erupção vulcânica ou fissural.

Em contraponto, as rochas que cristalizam em profundidade perdem calor de forma mais lenta, permitindo o desenvolvimento de cristais. Este tipo de rochas denominam-se Plutónicas ou Intrusivas (endógenas). Neste tipo de rochas é, desta forma possível observar-se uma textura granular/fanerítica (heterogénia), fruto de minerais que se distingem uns dos outros através da cristalização destes.

 

Tendo em conta a composição mineralógica, formam-se grupos de rochas designados por famílias.

Rochas Magmáticas - Diferenciação Magmática

Existindo apenas 3 tipos de magmas, podemos encontrar várias famílias de rochas magmáticas.
Sendo que um só magma pode produzir diferentes tipos de rochas, por ser constituído por uma mistura complexa, que se solidificando, vai originar a formação de diferentes associações minerais, como a cristalização desses minerais ocorre a temperaturas diferentes, vai haver a formação de diferentes uniões de cristais e de um magma residual.
O arrefecimento do magma provoca a separação de fluidos e materiais sólidos, bem como a diferenciação magmática (processo que conduz à formação de magmas com composição química diferente a partir do mesmo magma).

Um dos processos envolvidos na diferenciação magmática é a cristalização fraccionada.

Cristalização Fraccionada: Quando o magma arrefece, minerais diferentes cristalizam a temperaturas diferentes, numa sequência definida que depende da pressão e da composição do material fundido.
A fracção cristalina separa-se do restante líquido, por diferenças de densidade ou efeito da pressão, deixando um magma residual diferente do magma original. Assim, um mesmo magma pode originar diferentes rochas.
Se a pressão comprime o local onde se formam os cristais, o líquido residual tende a escapar por pequenas fendas, enquanto que os cristais ficam no local da sua génese.

O primeiro cientista a compreender a importância da diferenciação magmática foi Bowen, que investigou a ordem pelos quais os cristalizam os magmas. Assim em trabalhos laboratoriais estabeleceu a sequencia de reacções que ocorrem no magma durante a diferenciação e criando a Série Reaccional de Bowen.

Esta série traduz a sequência pela qual os minerais cristalizam num magma em arrefecimento. Segundo Bowen, existem duas séries de reacções que se designam, respectivamente, por série dos minerais ferromagnesianos (série descontínua) e série das plagióclases (série contínua).
Na série descontínua, à medida que se verifica o arrefecimento, o mineral anteriormente formado reage com o magma residual, dando origem a um mineral com uma composição química e uma estrutura diferente, e que é estável nas novas condições de temperatura.
No ramo contínuo, verifica-se uma alteração nos iões da plagióclase, sem que ocorra alteração da estrutura interna dos minerais. São várias as formas pelas quais os cristais originados podem ser separados do líquido residual.
Através desta série é possível constatar as associações de minerais mais previsíveis, como por exemplo as olivinas com as plagioclasses cálcicas, as anfíbolas com a biotite e as plagioclases sódicas.
Também vemos porque é pouco provável a ocorrência de quartzo, pois o quartzo vai cristalizar a baixas temperaturas e o basalto é uma rocha que consolida a temperaturas elevadas e, por isso, é constituído essencialmente por minerais ferromagnesianos e plagioclasses cálcicas que são os minerais que têm temperatura de consolidação mais elevada.
Vemos as composições minerológicas de um diorito, que são as anfíbolas, biotite e plagioclases sódicas.
Podemos ver os factos que constituem a ocupação do espaço deixado pelos restantes minerais que constituem as rochas magmáticas com quartzo, sabendo-se que é o último mineral a cristalizar e, por esse motivo, ocupa o espaço deixado pelos outros minerais já cristalizados.
Deste modo, ao longo da diferenciação magmática formam-se diversas rochas.

Assim, podemos imaginar um magma em que, numa primeira fase de arrefecimento, se formam cristais de olivina, piroxenas e algumas plagióclases calcossódicas que se vão acumulando no fundo da câmara magmática por ordem da sua formação e das suas densidades, formando uma rocha chamada gabro. O magma residual, magma com gabro, fica mais rico em sílica, alumínio e potássio, porque a maior parte do magnésio, ferro e cálcio foi consumida na formação da olivina, piroxenas e plagióclases calcossódicas. O arrefecimento deste magma com gabro pode dar origem à formação de uma rocha como o granito, composta essencialmente por quartzo, micas (moscovite e biotite) e feldspato potássico. Neste caso a diferenciação magmática opera-se num magma de natureza basáltica.


Outro processo de diferenciação magmática é a diferenciação gravítica em que os cristais, são mais densos ou menos densos do que o líquido residual, e como tal eles deslocam-se para o fundo ou para o cimo da câmara magmática, respectivamente. Assim sendo acumulam-se por ordem da sua formação e das suas densidades.



Outro processo esta relacionado com o facto de os magmas terem mobilidade e se encontram a elevada temperatura, tendo por isso menor densidade que rochas sobrejacentes – Assimilação magmática. Como tal, têm tendência para subir para os níveis mais elevados da crosta ou mesmo até à superfície. A ascensão do magma dá-se ao longo de falhas, fracturas ou outras descontinuidades, como os planos de estratificação, ou através de um processo conhecido como desmonte magmático, através do qual o magma interage com as rochas com as quais contacta, envolvendo-as e, eventualmente, fundindo-as, no que se designa como assimilação magmática.
A assimilação conduz à modificação da composição química do fundido e conduza à formação de condutas que facilitam o movimento ascensional do magma. A densidade e a viscosidade controlam o tipo de deslocação magmática.
Assim, os fluidos residuais do magma, ricos de elementos com baixo ponto de fusão (boro, flúor, lítio, etc.) desempenham um papel importante. Estes fluidos escapam-se do magma e sobem pelas fracturas (falhas) das rochas encaixantes chegando, por vezes, a atingir a superfície crusta terrestre. Em simultâneo vão arrefecendo, dando origem a novos minerais que preenchem as fracturas (falhas). A este tipo de formação de minerais chama-se solução hidrotermal.

Actualmente, pensa-se que o processo de diferenciação é bem mais complexo do que anteriormente se admitia:

• Os magmas não arrefecem uniformemente. Podem existir transitoriamente diferenças de temperatura dentro da câmara magmática, podendo causar variações locais da composição do magma.
• Alguns magmas são imiscíveis, não se misturam com outros.Quando tais magmas coexistem na mesma câmara magmática, cada um forma os seus cristais.
• Magmas imiscíveis podem dar origem a cristais diferentes daqueles que dariam isoladamente.
• Os magmas, ao consolidarem, podem assimilar materiais das rochas encaixantes que modificam a sua composição.