Magma

Nota: Para outros significados, veja Magma (desam-biguação).

Magma (do grego μάγμα; “pasta”) é a desig-

Fluxo de lava no Havaí. A lava é o equivalente extrusivo domagma.

Visão esquemáticas das estruturas e processos associados à for-mação e movimento dos magmas. Estruturas: A — câmaramagmática activa (designada por plutão quando arrefecida einteiramente cristalizada ou batólito se composta por múltiplasintrusões plutónicas); B— diques magmáticos arrefecidos; C—lacólito emergente; D — pegmatito; E — soleiras magmáticasemergentes e solidificadas; F — estratovulcão. Processos: 1 —intrusão subvulcânica emergindo através de outra pré-existente;2— xenólito; 3— metamorfismo de contacto; 4— sobreeleva-ção da superfície devida à intrusão de um lacólito subsuperficial.

nação dada nas geociências às massas de rocha em fu-são total ou parcial que existem debaixo da superfícieda Terra[1] e provavelmente de outros planetas telúri-cos. Os magmas são constituídos por uma mistura de ro-cha em estado variável de fusão com materiais voláteis,composta maioritariamente por silicatos a alta pressão etemperatura[2] acompanhados por um conjunto variável,em proporção e tipo, de iões metálicos e compostos vo-láteis ricos em enxofre, podendo ainda conter cristais em

Câmara magmática.

50

100

150

50

100

150

50

100

150

50

100

150

50

100

150

200

1200°C

1400

°C

1600

°C

50

100

150

200

z (km) z (km) z (km) z (km)

z (km) z (km)

A: situación normalB: dorsal centro-oceánica

C: punto caliente (pluma del manto)

D: arco isla (zona de subdución)

T (°C) 1000 2000 T (°C) 1000 2000 T (°C) 1000 2000 T (°C) 1000 2000

gradiente geotérmico

solidus

Situações típicas de formação de magmas (a vermelho) naastenosfera.

Ciclo evolutivo das rochas(1. magma; 2. cristalização; 3. rocha ígnea; 4. erosão; 5. sedi-mentação; 6. sedimentos e rochas sedimentares; 7. afundamentotectónico e matamorfismo; 8. rocha metamórfica; e 9. fusão).

suspensão, gases dissolvidos e por vezes bolhas de gás.

1

2 1 DESCRIÇÃO

Magma chamber

Lava flow

Solidified lava layer

Ash layer

Cone of the volcano

Crater

FumaroleInactive volcano

Secondary coneMain chimney

Volcanic bomb

Volcanic ash cloud

Afluxo de magma a um vulcão.

Ascenção de magma numa dorsal oceânica.

Os magmas acumulam-se em geral dentro de câmarasmagmáticas situadas entre os 15 e os 150 km de profundi-dade, com temperaturas que variam entre 650 e 1200 ºC,mas podendo atingir 1560 °C. Quando expelido por umvulcão, o magma dá origem à lava e às rochas extrusivas,que quando ejectadas em erupções explosivas produzemtefras e outros piroclastos. Quando o magma solidificaem profundidade dá origem a intrusões nas rochas adja-centes, podendo formar diques e soleiras.[2]

1 Descrição

Mais informações: Lava

O magma é uma substância fluida complexa, caracteri-zada por temperatura que na maioria dos casos se situamentre os 700 °C e os 1300 °C, embora alguns raros mag-mas de carbonatito possam apresentar temperaturas deapenas 600 °C e os magmas de komatiito possam atin-gir mais de 1600 °C. A vasta maioria dos magmas sãomisturas de silicatos.[2]

Os ambientes geológicos e respectivas característicasambientais durante o processo de formação dos magmase a composição físico-química destes estão correlaciona-das, funcionando como determinantes da sua tipologia.Entre os ambientes geradores de magmas incluem-se aszonas de subducção, as zonas de rifte continental,[3] asdorsais oceânicas e pontos quentes. Apesar dos magmas

poderem ser formados em ambientes geológicos tão di-versos e em locais tão díspares, a vasta maioria da crusta edo manto da Terra não estão em fusão. Com excepção donúcleo externo líquido, a maioria da massa terrestre tomaa forma de um reodo (em inglês rheid), uma forma dema-terial sólido que se deforma por fluxo viscoso, movendo-se ou deformando-se sob a acção da pressão. O magma,como líquido, forma-se preferencialmente em ambientesde alta temperatura e baixa pressão situados pouco abaixoda superfície terrestre, em geral entre 15 e 150 km deprofundidade.A mistura de materiais e a presença de compostos volá-teis permitem uma descida substancial da temperatura defusão, quando comparada à que corresponderia aos mate-riais isolados. A relação entre a pressão e a temperaturade fusão de um material permite explicar a passagem aoestado líquido dos materiais quando se dá uma descidasubstancial destes valores. Uma rocha e o magma quea origina não têm um limite para mudar de estado, masapenas um intervalo delimitado por duas temperaturas. Ainferior, chamada ponto de solidus, é aquela à qual o pri-meiro componente funde e abaixo da qual todos os mate-riais estão no estado sólido. A superior, o ponto de fusão,é aquela que faz com que passe para o estado líquido o úl-timo componente sólido, isto é, o que possui o ponto defusão mais alto. A partir daí, o magma estará completa-mente no estado líquido. Entre essas duas temperaturas,o magma será uma mistura de materiais fundidos e sóli-dos, em proporções que dependem da temperatura.A composição do magma pode evoluir após a sua forma-ção por cristalização fraccional, contaminação e misturacom outros magmas.Por definição, uma rocha formada pela solidificação deummagma é designada por rocha ígnea, pois omagma é oancestral de todas as rochas ígneas, sejam elas intrusivasou extrusivas. O magma permanece sob alta pressão e,algumas vezes, emerge através das fendas vulcânicas, naforma de lava fluente e fluxos piroclásticos. Os produ-tos de uma erupção vulcânica geralmente contêm gasesdissolvidos que podem nunca ter alcançado a superfíciedo planeta. O magma se acumula em várias câmaras demagma, situadas no interior da crosta terrestre, cuja loca-lização resulta em leves alterações na sua composição.Apesar do estudo dos magmas ter historicamente depen-dido da observação do magma na forma de lava natural-mente extruída, magma já foi encontrado in situ por trêsvezes durante perfurações geotérmicas — duas vezes naIslândia e uma no Hawaii.[4][5][6]

No caso da Islândia, o magma foi encontrado na execu-ção do Iceland Deep Drilling Project (IDDP), que incluíaa perfuração de diversos poços geotérmicos com 5 000 mde profundidade destinados a aproveitar o calor presenteno subsolo vulcânico da ilha. Durante a perfuração de umdos poços foi encontrada uma bolsa de magma a 2 100 mde profundidade. Sendo apenas a terceira vez que a nívelglobal se atingiu um magma, o IDDP decidiu investir no

2.2 Consequências geoquímicas da fusão parcial 3

furo, designado-o como o poço IDDP-1. Naquele poçofoi instalada uma manga em aço cimentado com perfura-ções na zona terminal, próxima do magma. As altas tem-peraturas e pressões do vapor de água gerado pelo magmaforam usadas para alimentar uma central eléctrica com36 MW de potência eléctrica, tornando o poço IDDP-1o primeiro sistema geotérmico alimentado directamentepor um magma.[7]

2 Formação dos magmas

Ver artigo principal: Rocha ígnea

Quando as rochas fundem, a fusão ocorre de forma incre-mental e gradual, já que a maioria das rochas são cons-tituídas por vários minerais, os quais apresentam dife-rentes pontos de fusão, e as relações físico-químicas quecontrolam fusão são complexas. À medida que uma ro-cha funde, ocorrem mudanças de volume entre os seusminerais constituintes. Quando uma porção suficienteda rocha é derretida, os pequenos glóbulos de materialem fusão, que geralmente ocorrem entre grãos minerais,interligam-se progressivamente, um processo que conduzao progressivo amolecimento da rocha. Sob as grandespressões que ocorrem no interior da Terra, uma fracçãodematerial em fusão parcial de apenas um por cento podeser suficiente para permitir que o material em fusão sejaespremido, segregando-se a partir da sua fonte.Osmateriais em fusão podem permanecer no local de for-mação o tempo suficiente para derreter 20% ou mesmo35% do volume da rocha, mas as rochas raramente sãofundidas em excesso de 50% do seu volume, porque,eventualmente, a massa de rocha fundida se transformanuma pasta contendo cristais em suspensão pode entãoascender em massa como um diapiro, o que pode, em se-guida, causar ainda mais derretimento por fusão por des-compressão.

2.1 Fusão parcial

O principal mecanismo de formação dos magmas é porfusão parcial das rochas que formam a porção superiordo manto terrestre. Essa fusão das rochas sólidas paraformar o magma é controlada por três parâmetros físi-cos: (1) a sua temperatura; (2) a sua pressão; e (3) a suacomposição.Em qualquer dada pressão e para qualquer composiçãode rocha, um aumento da temperatura após o ponto desolidus vai provocar a fusão. No interior da crusta ter-restre sólida, a temperatura de uma rocha é controladapelo gradiente geotérmico e pelo decaimento radioactivono seio da rocha. Os valores médios do gradiente geo-térmico oscilam em torno dos 25 °C/km, com uma vastagama variação, que vai de ummínimo de 5-10 °C/km nas

fossas oceânicas e nas zonas de subducção, a um máximode 30-80 °C/km sob as dorsais oceânicas e nos ambientesde arco vulcânico.A pressão é o outro dos factores que determinam a fusão,e por essa via a formação dos magmas. Quando o ma-terial aquecido sobe por convecção que induza flutuaçãoe atravesse a barreira solidus-liquidus, a sua temperaturasofre redução por arrefecimento adiabático. Quando talacontece, a rocha liquefaz-se por fusão, transformando-seem lava quando atinja a superfície. A fusão pode tambémresultar da redução da pressão, num fenómeno conhecidopor fusão por decompressão.[8]

2.2 Consequências geoquímicas da fusãoparcial

O grau de fusão parcial é crítico na determinação do tipode magma que é produzido, na maior parte dos casos con-trolando efectivamente a sua composição e característi-cas físico-químicas. O grau de fusão parcial requeridapara formar uma massa fundida pode ser estimado consi-derando o enriquecimento relativo dos elementos incom-patíveis face ao teor de elementos compatíveis. O con-junto de elementos incompatíveis presente nos magmasgeralmente inclui o potássio, o bário, o césio e o rubídio.Os tipos de rocha produzidos por pequenos graus de fu-são parcial no manto terrestre são tipicamente alcalinos(Ca e Na), potássicos (K) ou peralcalinos (com alta pro-porção do teor em Al em relação à sílica total). Nor-malmente, os magmas primitivos, isto é de fusão pri-mária, com esta composição dão origem a lamprófiros,lamproítos, kimberlitos e, menos frequentemente, rochasmáficas ricas em nefelinas, tais como basaltos alcalinos egabros essexíticos, ou mesmo carbonatitos.Pegmatitos podem ser produzidos por baixos graus de fu-são parcial da crusta. Alguns magmas de composiçãogranítica são produtos da fusão eutética (ou cotética), epodem ser produzidos por processos de baixo a alto graude fusão parcial da crosta bem como por cristalizaçãofraccionada. Quando ocorrem elevados graus de fusãoparcial da crusta, podem ser produzidos granitóides comoos tonalitos, os granodiorito e os monzonitos, mas outrosmecanismos são tipicamente determinantes na sua pro-dução.

2.3 Mecanismos de produção dos magmas

Cerca de 80 % do magmatismo é produzido nos bordosconstrutivos das placas tectónicas, sob as dorsais oceâni-cas, e a quase totalidade dos restantes 20% em zonas desubducção e em regiões localizadas no interior das placasonde ocorram os efeitos de pontos quentes.[9] Os meca-nismos de fusão são os seguintes:

• Magmatismo das dorsais — a fusão sob as dorsais

4 3 COMPOSIÇÃO E PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DOS MAGMAS

oceânicas pode dever-se à diminuição da pressãonas rochas como consequência da sua ascensão de-vido aos movimentos convectivos, em estado sólido(reodo), do manto. A ascensão à superfície destesmagmas primários, isto é sem diferenciação, é a ori-gem das imensas massas basálticas dos fundos oceâ-nicos;

• Magmatismo das zonas de subducção — a fusãoproduz-se pelo aumento da temperatura causadapela compressão da litosfera que subduz e pela fric-ção com as rochas do manto, a que acresce o efeitoda água que se liberta e ascende, o que diminui oponto de solidus das rochas superiores. Este me-canismo dá origem aos magmas que formam osbatólitos típicos das zonas orogénicas.

• Magmatismo intraplaca — esta forma de magma-tismo é devida à acção de pontos quentes, tanto de-baixo de crusta continental como oceânica. As gran-des fracturas litosféricas intraplaca também podemproduzirmagmatismo por fusão de rochas domanto,como se observa pela associação destas falhas coma presença de volcões.

2.4 Câmara magmática e migração

Ver artigo principal: Câmara magmática

Os magmas formam-se no interior das rochas do mantoou da crusta quando as condições de temperatura e pres-são favorecem a transição para o estado de fusão. Aascensão do material fundido em direcção à superfícieda Terra ocorre quando, concomitantemente, este sejamenos denso do que a rocha circundante e existam estru-turas geológicas, nomeadamente fracturas e outros aci-dentes tectónicos, que criem uma zona estrutural que per-mita o movimento.A formação domagma resulta na formação de um volumede rocha em fusão, com volume e geometria variáveis, ro-deado por camadas de rocha mais ou menos amolecida eem equilíbrio dinâmico com o material em fusão. Estasestruturas, onde se acumula o magma, são as chamadascâmaras magmáticas. Em função das características dopróprio magma, em especial da sua viscosidade e den-sidade, e das rochas e estruturas tectónicas encaixantes,o magma pode: (1) permanecer na câmara até que es-frie e cristalize, formando rochas ígneas plutónicas; (2)pode alimentar a erupção de um vulcão, dando origema rochas ígneas vulcânicas; ou (3) migrar para outra câ-mara magmática, eventualmente misturando-se com ou-tros magmas.

3 Composição e propriedadesfísico-químicas dos magmas

Ver artigo principal: Diferenciação ígnea

Como é compreensível, é muito difícil alterar acomposição química global das grandes massas de rocha,como as que estão na origem dos magmas. Em con-sequência, a composição química tende a ser conservada,sendo assim o principal factor que controla a temperaturae a pressão a que a fusão ocorre e, por essa via, o ritmodessa fusão. Por sua vez, a temperatura e pressão contro-lam a viscosidade do magma gerado, e em consequênciaa forma como esses magmas se movimentam e as carac-terísticas das lavas que geram e do vulcanismo que lhesestá associado. Tal implica que a composição química é ocontrolo de base sobre o processo de formação do magmae sobre as principais características físico-químicas des-ses magmas e das lavas que deles se originem. Na com-posição da rocha devem também ser consideradas carac-terísticas que resultam da inclusão de fases voláteis, taiscomo água, dióxido de carbono e outros gases.A presença de fases voláteis numa rocha sob pressão podeestabilizar uma fracção de fusão. A presença de um teorponderal de apenas 0,8% de água pode reduzir a tempera-tura de fusão em cerca de 100 °C. Por outro lado, quandoum magma sofre uma perda de água ou de materiais vo-láteis, mesmo que pequena, sofre um rápido aumento daviscosidade, podendo mesmo solidificar. Após a perda,a subsequente fusão exige um considerável aumento detemperatura.Há também que ter em conta que o maior constituintedo magma é a sílica, um composto de silício e de oxigé-nio. O magma também contém gases, que se expandemquando a pressão se reduz à medida que o magma sobe.Os magmas ricos em sílica são mais viscosos e resistemao fluxo, aprisionando no seu interior os gases em expan-são. Nessas circunstâncias, a pressão cresce até que osgases sejam libertados numa explosão violenta, capaz deaumentar em muito a perigosidade das erupções que en-volvam este tipo de magmas. Os magmas relativamentepobres em sílica fluem facilmente, permitindo que as bo-lhas de gás se movam através desses magmas e escapemde forma suave.As misturas de silicatos em fusão que constituem os mag-mas são compostas essencialmente por silício, oxigénio,alumínio, álcalis (sódio, potássio, cálcio), magnésio eferro. Os átomos de silício ocorrem em coordenação te-traédrica com os átomos de oxigénio, como em quase to-dos os minerais silicatados, mas em produtos em fusãoa ordenação atómica apenas é preservada em curtas dis-tâncias. O comportamento físico dos materiais fundidosdepende tanto das suas estruturas atómicas como da tem-peratura e pressão e da composição.[10]

A viscosidade dos produtos de fusão é uma proprie-

3.1 Tipos de magma 5

dade chave na compreensão do comportamento físico dosmagmas. Magmas mais ricos em sílica são normalmentemais polimerizados, com maior interligação dos tetrae-dros de sílica, e por isso mais viscoso. A presença deágua na mistura reduz drasticamente a viscosidade dosprodutos de fusão. Os magmas de elevada temperaturasão geralmente menos viscosos.Em termos gerais, os magmas mais máficos, como aque-les que originam basaltos, são mais quentes e menosviscosos do que os magmas mais ricos em sílica, comoos que originam os riolitos. Menor viscosidade leva aerupções vulcânicas de menor violência e explosividade.

3.1 Tipos de magma

Rocha plutónica: batólito granítico.

Rocha vulcânica: basalto.

Os magmas mais comuns podem ser agrupados em trêstipos principais: (1) basálticos, (2) andesíticos e (3)graníticos.[9] Esses tipos demagma apresentam as seguin-tes características:

• Magmas basálticos—podem ser toleíticos, ricos emsílica e produzidos nas dorsais oceânicas, ou alcali-nos, ricos em sódio e potássio, produzidos em zonasdo interior das placas tectónicas. São os mais co-muns;

• Magmas andesíticos — são ricos em sílica eminerais hidratados, como anfíbolas ou biotites.Formam-se nas zonas de subducção, sejam na crustacontinental ou oceânica;

• Magmas graníticos — apresentam ponto de fu-são mais baixo e podem formar grandes plutões.Originam-se em zonas orogénicas, como os ande-síticos, mas também se podem formar a partir demagmas basálticos ou andesíticos que atravessem efundam rochas ígneas ou sedimentares metamorfi-zadas da crusta que, ao incorporarem-se no magma,alteram a sua composição.

Por o lado, segundo a sua composição mineral, os mag-mas podem ser classificados em dois grandes grupos:máficos e félsicos. Basicamente, os magmas máficos con-têm silicatos ricos emmagnésio e ferro, enquanto os félsi-cos contêm silicatos ricos em sódio e potássio. Esses doisgrandes grupos podem ser subdivididos de acordo com ascaracterísticas físicas e composicionais gerais dos tiposmais frequentes de magma, dando origem às seguintesclasses:

Ultramáfico (picrítico)

SiO2 < 45%Fe–Mg > 8% até 32%MgOTemperatura: até 1500°CViscosidade: mito baixaComportamento eruptivo: calmo amuito explosivo (kimberlites)Distribuição: limites divergentesde placas tectónicas, pontos quen-tes, limites convergentes de placastectónicas; as komatiites e outraslavas ultramáficas são na sua mai-oria Arqueanas e formaram-se napresença de um alto gradiente geo-térmico, características que não seconhece existirem no presente.

Máfico (basáltico)

SiO2 < 50%FeO e MgO tipicamente < 10 wt%Temperatura: até ~1300°CViscosidade: baixaComportamento eruptivo: calmoDistribuição: limites divergentesdas placas tectónicas, pontos quen-tes

Intermédio (andesítico)

SiO2 ~ 60%Fe–Mg: ~ 3%th

6 4 EVOLUÇÃO DOS MAGMAS

Temperatura: ~1000°CViscosidade: intermédiaComportamento eruptivo: explo-sivo ou efusivoDistribuição: limites convergentesde placas tectónicas, arcos insula-res

Félsico (riolítico)

SiO2 > 70%Fe–Mg: ~ 2%Temperatura: < 900°CViscosidade: altaComportamento eruptivo: explo-sivo ou efusivoDistribuição: comum em pon-tos quentes da crusta continental(Yellowstone National Park) e emriftes continentais

Quanto à densidade os magmas apresentam as seguintescaracterísticas:O resultado do arrefecimento do magma são as rochasígneas. Dependendo das circunstâncias do arrefecimento,as rochas podem ter granolometria fina ou grosseira.[9]Em função da composição e formação, as rochas ígneasdividem-se em:

• Rochas plutónicas ou intrusivas — as que se forma-ram por lento arefecimento do magma, em profun-didad e geralmente em grandes massas. Os seus ja-zimentos desigam-se plutões e diques. Por exemplo,o granito, o gabro e o sienito são rocha que perten-cem a este tipo.

• Rochas vulcânicas, extrusivas ou efusivas —formam-se pelo arrefecimento do magma desgasei-ficado, a lava, na superfície terrestre. Por exemplo,o basalto e o riolito pertencem a este grupo.

• Rochas subvulcânicas — são as que formam diquese filões. Por exemplo, o pórfiro granítico ou o pórfiroandesítico pertencem a este grupo.

4 Evolução dos magmas

Ver artigo principal: Diferenciação ígnea

Quando uma rocha entra em estado de fusão, o líquidoresultante é um fundido primário. Estes produtos de fu-são primários não foram sujeitas a qualquer diferenciaçãoe representam a composição inicial de um magma. Nanatureza, é raro encontrar estes magmas primários. Osleucossomas dos migmatitos são um raro exemplo destes

produtos primárias, não modificados pelos processos deevolução magmática.Os magmas primários derivadas do manto são especial-mente importantes e são conhecidos como fundidos pri-mitivos ou magmas primitivos. Ao encontrar a composi-ção do magma primitivo de uma série magmática é pos-sível modelar a composição do material do manto a partirdo qual a massa fundida foi formado, fornecendo assimimportantes conhecimentos para a compreensão da evo-lução do manto Terra.Onde é impossível encontrar a composição do magmaprimitivo ou primário, muitas vezes é útil tentar identi-ficar um magma parental, entendendo-se este como umproduto de fusão (o melt parental) com uma composiçãoa partir da qual o intervalo de variação geoquímica domagma observado possa ser derivado por processos dediferenciação ígnea. Este material não é necessariamenteum fundido primitivo.Por exemplo, se uma série de fluxos de basalto forem con-siderados com relacionados uns aos outros, a composiçãoa partir da qual eles poderiam ser razoavelmente produ-zidos por cristalização fraccionada é corresponde ao fun-dido parental (o melt parental) da série. Em geral sãoproduzidos modelos cristalização fraccionada para testara hipótese de que determinados magmas compartilhamuma origem parental comum.Quando ocorrem altas graus de fusão parcial do manto,em geral os produtos parentais levam à formação dekomatiitos e picritos.

4.1 Processos de diferenciação magmática

A composição dos magmas pode variar em função de vá-rios processos:[9]

• Diferenciação — durante o arrefecimento de ummagma a ordem de cristalização dos minerais de-pende de seu ponto de fusão, cristalizando primeiroos minerais de ponto de fusão mais alto e por úl-timo os de ponto de fusão mais baixo (cristalizaçãofraccionada). A composição do magma restante(magma residual) vai variando ao longo deste pro-cesso. Em magmas basálticos, esta ordem está defi-nida pelas denominadas séries de Bowen. Se os cris-tais formados e o magma residual não se movessem,a rocha resultante teria a mesma composição globalque o magma inicial, mas a diferenciação produz-se porque os cristais que se vão formando podemafundar-se e acumular-se nas zonas inferiores da câ-mara magmática (diferenciação gravitatória), ou omagma residual pode migrar por diminuição do ta-manho da câmara (filtrado por pressão) ou podemformar-se bolhas ricas em sódio e potássio, elemen-tos mais leves, que se deslocam em direcção ao tectoda câmara magmática (transporte gasoso);

7

• Assimilação — quando o magma funde parte da ro-cha encaixante e a integra na sua composição, quevaria proporcionalmente segundo a natureza do vo-lume de rocha fundida que é incorporado.

• Mistura — quando se misturam dois magmas de di-ferente origem e natureza, ainda que o normal sejaa mistura de magmas da mesma procedência: umjá diferenciado com outro novo, primário e maisquente, que o incorpora.

4.2 Ebulição dos magmas

Nos magmas a evaporação dos vários elementos é possí-vel, mas não todos em conjunto uma vez que é uma mis-tura e os seus vários componentes tem pontos de ebuliçãovariados. Mesmo antes da formação do magma, ou sejaantes de iniciado o processo de fusão dos silicatos, já al-guns compostos sofrem vaporização, tais como o trióxidode fósforo (P4O6) que evapora à temperatura de 173,1ºC, ou seja 446,25 K, a água (H2O) a 99,98 ºC e tambémo oxigénio (O) proveniente da desintegração do óxido depotássio, que não está presente no magma mas sim nasrochas, que ao atingir a temperatura de 350 ºC, ou seja623 K, se decompõe em potássio (K) e oxigénio (O).Não é assim possível definir um ponto de ebulição para omagma, pois este na realidade não existe, podendo-se an-tes considerar um intervalo delimitado por duas tempera-turas: (1) a temperatura inferior, aquela a que o primeirocomponente se evapora enquanto os outros materiais semantêm no estado sólido, que no caso da generalidadesdos magmas é−181,15 ºC, o que que corresponde à tem-peratura a que o oxigénio (O) evapora; e (2) a tempera-tura superior correspondente àquela a que o componentecom o ponto de ebulição mais alto, o óxido de magnésio(MgO), funde, ou seja para a generalidade dos magmas atemperatura de 3600 ºC, a partir da qual todos os com-ponentes do magma estão no estado de vapor.

4.3 Arrefecimento dos magmas

Conhecem-se apenas dois processos que conduzem aodesaparecimento de um magma: (1) a transformação emlava por erupção vulcânica; e (2) a cristalização no inte-rior da crusta ou domanto dando origem a um plutão. Emambos os casos a massa magmática arrefece, solidifica eforma rochas ígneas.Quando um magma arrefece abaixo do ponto de liquidusinicia-se a formação de fases minerais sólida, constituí-das por materiais com diferentes pontos de fusão. Al-gumas destas fases sedimentam para o fundo da câmaramagmática, onde formam cumulatos que podem levar àconstituição de intrusões estratificadas máficas.O magma que sofre um arrefecimento lento no interiorda câmara magmática geralmente acaba por formar mas-sas de rochas plutónicas como gabros, dioritos e granitos,

Cromitito e anortosito em intrusão estratificada de rochas ígneasem afloramento nas margens do rio Mononono, próximo de Ste-elpoort, África do Sul.

Um cumulato de norite sulfídica de Montana.

dependendo o tipo de rocha formado da composição domagma. Em contraponto, pela mesma razão composi-cional, se o magma alimentar uma erupção formam-serochas vulcânicas como basaltos, andesitos e riolitos (osequivalentes extrusivos do gabro, diorito e granito, res-pectivamente).

5 Vulcanismo

Ver artigo principal: Vulcanismo

Durante uma erupção vulcânica o magma que emerge àsuperfície da crusta é designado por lava. Devido à suaexposição ao ambiente externo, seja ele sub-aéreo ou su-baquático, as lavas arrefecem e solidificam rapidamentequando comparadas com o processo de arrefecimento dasmassas magmáticas não eruptivas que permanecem nointerior das formações rochosas encaixantes. Este arre-fecimento rápido não permite o crescimento dos cristaisaté às dimensões que são atingidas durante o lento ar-refecimento subterrâneo, e parte substancial do material

8 8 LIGAÇÕES EXTERNAS

em fusão não cristaliza, formandomateriais vítreos amor-fos. Entre as rochas compostas maioritariamente por vi-dros vulcânicos contam-se as obsidianas, as escórias e ospomes.Antes e durante as erupções vulcânicas, materiais vo-láteis, como CO2 e H2O, são parcialmente removidosdo material em fusão através do processo conhecido porexsolução. Em consequência, o magma ao perder vo-láteis, com destaque para a água, fica mais viscoso. Seocorre uma perda massiva de voláteis por exsolução du-rante o processo de ascensão do magma que precede eacompanha a erupção vulcânica, o vulcanismo resultanteé em geral do tipo explosivo.

6 Notas[1] Spera, Frank J. (2001). Encyclopedia of Volcanoes.

Academic Press. pp. 171–190.

[2] Popp, B. N. (September 2007). “Igneous Rocks” (PDF).Geology Course Lecture in PowerPoint. School of Oceanand Earth Science and Technology, University of Hawai‘iat Manoa. Consultado em 16 October 2015.

[3] Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A GeologicalControversy Wiley–Blackwell [S.l.] ISBN 978-1-4051-6148-0.

[4] Scientists’ Drill HitsMagma: Only Third Time onRecord,UC Davis News and Information, June 26, 2009.

[5] Magma Discovered in Situ for First Time

[6] Puna Dacite Magma at Kilauea: Unexpected Drilling Intoan ActiveMagma Posters, 2008 Eos Trans. AGU, 89(53),Fall Meeting.

[7] Wilfred Allan Elders, Guðmundur Ómar Friðleifsson andBjarni Pálsson (2014). Geothermics Magazine, Vol. 49(January 2014) Elsevier Ltd. [S.l.]

[8] Geological Society of America, Plates, Plumes, And Pa-radigms, p. 590 ff., 2005, ISBN 0-8137-2388-4

[9] Anguita, F. y Moreno, F. (1991). “Magmas”. Procesosgeológicos internos Editorial Rueda [S.l.] pp. 73–101.ISBN 84-7207-063-8.

[10] E. B. Watson, M. F. Hochella, and I. Parsons (editors),Glasses and Melts: Linking Geochemistry and MaterialsScience, Elements, volume 2, number 5, (October 2006)pages 259–297

[11] usu.edu - GEOLOGY 326, PHYSICAL PROPERTIESOF MAGMAS, 2005-02-11

7 Referências• Myron G. Best: Igneous and Metamorphic Petro-

logy. W.H. Freemann & Company, San FranciscoCA 1982, ISBN 0-7167-1335-7.

• Wolfhard Wimmenauer: Petrographie der magma-tischen und metamorphen Gesteine. Enke Verlag,Stuttgart 1985, ISBN 3-432-94671-6.

• Hans-Ulrich Schmincke: Vulkanismus. Wissens-chaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 2000, ISBN3-534-14102-4.

8 Ligações externas• Florian Neukirchen: Wo kommt das Magma her?Ein Blick in die Tiefe der Erde

• How Volcanoes work: Physicochemical Controls onEruption Style (Lava flow types - Link: “basaltic”)

• Gareth Fabbro: Beneath the volcano: The MagmaChamber, Science 2.0, 5. November 2011

• Ders.; Magma Chambers Part II: Magma Mushes,ebd., 20. November 2011

• Geologists Discover Magma and Carbon DioxideCombine to Make 'Soda-Pop' Eruption, PhysOrg, 10.Juli 2008

• Descrição de erupção freática no USGS Photo Glos-sary (em inglês)

9

9 Fontes, contribuidores e licenças de texto e imagem

9.1 Texto• Magma Fonte: https://pt.wikipedia.org/wiki/Magma?oldid=44797064 Contribuidores: Ensjo, Juntas, RobotQuistnix, Rei-artur, Rena-

tomcr, Tschulz, Angrense, OS2Warp, Adailton, Lijealso, Leone, Ruben7~ptwiki, MalafayaBot, Eduardoferreira, Xandi, Dpc01, JoãoSousa, Kun~ptwiki, Thijs!bot, Rei-bot, Escarbot, Kurama youko, JAnDbot, Alchimista, Bisbis, Eric Duff, Idioma-bot, EuTuga, Carlos28,TXiKiBoT, Gunnex, VolkovBot, SieBot, AlleborgoBot, One People, Chronus, DorganBot, Inox, Vitor Mazuco, Luckas-bot, LaaknorBot,Amirobot, Leandro~ptwiki, Vanthorn, Salebot, DSisyphBot, Xqbot, Henpemaz, Alch Bot, Braswiki, Ripchip Bot, Aleph Bot, Emaus-Bot, Salamat, Hallel, Stuckkey, Fernandobrasilien, Shgür Datsügen, Dexbot, Leon saudanha, Legobot, Ixocactus, Maria Luis Pacheco eAnónimo: 60

9.2 Imagens• Ficheiro:Chromitite_Bushveld_South_Africa.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/8/81/Chromitite_

Bushveld_South_Africa.jpg Licença: CC BY 2.0 Contribuidores: originally posted to Flickr as xBushveld_Chromite1http://www.flickr.com/photos/86624586@N00/85262560/ Artista original: kevinzim / Kevin Walsh

• Ficheiro:Commons-logo.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/4a/Commons-logo.svg Licença: Public domainContribuidores: This version created by Pumbaa, using a proper partial circle and SVG geometry features. (Former versions used to beslightly warped.) Artista original: SVG version was created by User:Grunt and cleaned up by 3247, based on the earlier PNG version,created by Reidab.

• Ficheiro:Disambig_grey.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/4a/Disambig_grey.svg Licença: Public domainContribuidores: Obra do próprio Artista original: Bub’s

• Ficheiro:Geologo2.png Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/0d/Geologo2.png Licença: CC BY-SA 3.0 Contri-buidores: Obra do próprio Artista original: Helgi

• Ficheiro:Igneous_rock_Santoroni_Greece.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/e/ec/Igneous_rock_Santoroni_Greece.jpg Licença: CC-BY-SA-3.0 Contribuidores: No machine-readable source provided. Own work assumed (based oncopyright claims). Artista original: No machine-readable author provided. Zureks assumed (based on copyright claims).

• Ficheiro:Igneous_structures.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/b/be/Igneous_structures.jpg Licença: Publicdomain Contribuidores: Obra do próprio Artista original: user:Woudloper Please report to me when errors or inconsistencies are found.

• Ficheiro:Magnifying_glass_01.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/3/3a/Magnifying_glass_01.svg Licença:CC0 Contribuidores: ? Artista original: ?

• Ficheiro:North_Dome.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/a1/North_Dome.jpg Licença: CC BY-SA 3.0Contribuidores: Obra do próprio Artista original: Little Mountain 5

• Ficheiro:Pahoehoe_toe.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/8/82/Pahoehoe_toe.jpg Licença: Public domainContribuidores: http://hvo.wr.usgs.gov/kilauea/update/archive/2003/May/main.html Artista original: Hawaii Volcano Observatory (DAS)

• Ficheiro:Partial_melting_asthenosphere_ES.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/a7/Partial_melting_asthenosphere_ES.svg Licença: CC BY-SA 3.0 Contribuidores: Este ficheiro foi derivado de: Partial melting asthenosphere EN.svgArtista original: User:Woudloper

• Ficheiro:Puu_Oo_cropped.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/6d/Puu_Oo_cropped.jpg Licença: Publicdomain Contribuidores: USGS Artista original: G.E. Ulrich, USGS. Cropping by Hike395 (Discussão · contribs)

• Ficheiro:Ridge_render.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/56/Ridge_render.jpg Licença: Public domainContribuidores: http://earthobservatory.nasa.gov/Study/Tectonics/tectonics_3.html Artista original: NASA/GSFC/Robert Simmon

• Ficheiro:Rockcycle.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/1/16/Rockcycle.jpg Licença: Public domain Contri-buidores: I photoshopped this Artista original: Woudloper/Woodwalker

• Ficheiro:Structure_volcano-en.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/2/2a/Structure_volcano-en.svg Licença:CC BY-SA 4.0 Contribuidores: File:Spaccato vulcano.png Artista original:

• This SVG image was created byMedium69.• Ficheiro:Sulfidic_norite_(platinum-palladium_ore)_Stillwater_Mine_MT.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/

commons/e/e5/Sulfidic_norite_%28platinum-palladium_ore%29_Stillwater_Mine_MT.jpg Licença: CC BY 2.0 Contribuidores: Sulfidicnorite (platinum-palladium ore) (Johns-Manville Reef, Lower Banded Series, Stillwater Complex, Neoarchean, 2.71 Ga; Upper Westportion of the Stillwater Mine, Beartooth Mountains, southern Montana, USA) Artista original: James St. John

• Ficheiro:Symbol_question.svg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/e/e0/Symbol_question.svg Licença: Public do-main Contribuidores: ? Artista original: ?

• Ficheiro:Yellowstone_magma_chamber.jpg Fonte: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/b/b4/Yellowstone_magma_chamber.jpg Licença: Public domain Contribuidores: http://mms.nps.gov/yell/ofvec/exhibits/eruption/volcanoes/index.htm Artistaoriginal: Desconhecido<a href='//www.wikidata.org/wiki/Q4233718' title='wikidata:Q4233718'><img alt='wikidata:Q4233718'src='https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/f/ff/Wikidata-logo.svg/20px-Wikidata-logo.svg.png' width='20'height='11' srcset='https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/f/ff/Wikidata-logo.svg/30px-Wikidata-logo.svg.png 1.5x,https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/f/ff/Wikidata-logo.svg/40px-Wikidata-logo.svg.png 2x' data-file-width='1050'data-file-height='590' /></a>

9.3 Licença• Creative Commons Attribution-Share Alike 3.0