ROCHAS IGNEAS-Vicente Caputo

Prévia do material em texto

ROCHAS ÍGNEAS 
 
Organização: Prof. Vicente Caputo 
 
INTRODUÇÃO 
 
A parte sólida da Terra que é acessível as nossas observações é denominada Crosta Terrestre. 
Essa crosta terrestre é constituída por massas grandes e pequenas, distintas entre si, mas que se 
reduzem a um número ilimitado de tipos que são conhecidos como rochas. 
Uma rocha pode ser constituída de um ou vários minerais. Quando formada por um mineral 
chama-se monominerálica. Exemplo típico é dado pelos calcários (calcita) e quartzitos (quartzo). 
Quando formada por mais de um mineral é denominada de poliminerálica. O exemplo mais 
comum é o granito (basicamente quartzo, feldspato e mica). Estas últimas são as mais comuns. 
 
Existem rochas, todavia, que fogem aos exemplos acima, porquanto são constituídas de 
material vítreo, amorfo e de composição variada, que resultam de um rápido resfriamento (lavas 
vulcânicas). Outra exceção é fornecida pelas rochas de origem biológica, como o carvão. 
Portanto, rocha pode ser definida como sendo um agregado natural de minerais, material 
vítreo ou orgânico, que forma uma parte essencial da crosta terrestre e tem características químicas 
e mineralógicas específicas, distintas dos agregados mineralógicos adjacentes. 
Minerais ainda não consolidados, tais como argila, areia e cascalho são designados de 
sedimentos (se já sofreram algum processo de transporte pelo vento, águas, etc.) ou do solo (se 
ainda não sofreram transporte) 
Os solos são sempre rasos e formam um manto ou regolito que recobre as rochas da crosta 
terrestre e se originaram pela alteração superficial das rochas do substrato. O conhecimento dos 
2 
solos tem uma importância especial para a agricultura e as ciências que cuidam dessa parte é a 
Pedologia e a Edafologia. 
Petrologia é o estudo geral das rochas, envolvendo a sua constituição, modo de ocorrência, 
distribuição e origem. 
Petrografía é a parte da Petrologia que se ocupa do estudo descritivo dos tipos de rochas. Na 
Petrografia são utilizados métodos macroscópicos e microscópicos. Estes últimos não serão 
abordados neste curso. Petrogênese é a parte da Petrologia que se ocupa da origem das rochas. 
2. CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 
 De acordo com a sua origem ou gênese, as rochas podem ser classificadas em três 
grandes grupos: 
 Ígneas ou Magmáticas 
 Sedimentares 
Rochas Metamórficas 
As rochas de origem ígnea (e metamorfizadas) constituem cerca de 95% do volume total da 
crosta, mas ocupam apenas 25% da sua superfície. As rochas sedimentares (e metamorfizadas) 
contribuem com 5 % do volume, mas cobrem 75 % da superfície da crosta da Terra. 
Rochas ígneas - O termo ígneo vem do Latim ignis significando fogo. As rochas ígneas se 
originam da solidificação de uma fusão de silicatos produzidos no interior da Terra. As rochas 
ígneas são também consideradas como sendo primárias, pelo fato de se originarem por 
resfriamento e consolidação de uma material fundido; elas podem posteriormente derivar a rochas 
sedimentares e metamórficas. São formadas no interior da crosta ou na superfície da Terra. 
Rochas Sedimentares - As rochas sedimentares são formadas na superfície da Terra, 
portanto a pouca profundidade e a temperatura ambiente, como resultado da desagregação e 
decomposição das rochas preexistentes e a subseqüente deposição mecânica ou química dos 
produtos desta destruição, incluindo nelas também os produtos da atividade orgânica dos seres 
vivos. 
Rochas Metamórficas - As rochas metamórficas são formadas no interior da crosta terrestre 
pela ação de altas temperaturas, pressões e fluidos quimicamente ativos, atuando sobre rochas 
preexistentes, produzindo modificações mais ou menos acentuadas. 
A rocha transformada não perde sua individualidade como unidade estrutural da crosta 
terrestre. A posição em relação as rochas vizinhas permanece a mesma. 
 
3. ROCHAS ÍGNEAS 
 
Origem - Rochas ígneas são agregados de minerais produzidas pelo resfriamento e 
solidificação de um material fundido que é gerado profundamente no manto ou na crosta inferior 
da Terra. O calor requerido para gerar este material fundido vem do interior da Terra. De acordo 
com o grau geotérmico, a uma profundidade de 35 km a temperatura é suficiente para fundir uma 
rocha. O material fundido, magma, é uma solução complexa de silicatos mais água e gases, 
apresentando as vezes alguns cristais já solidificados. O magma se forma por fusão completa ou 
parcial de rochas preexistentes. Uma rocha ígnea difere da outra por sua textura e sua 
composição mineralógica e química. Os tipos mais abundantes de rochas ígneas são basalto, 
gabro, andesito, diorito, riólito e granito. 
Os cientistas descobriram que uma rocha de composição variada geralmente não funde 
completamente a uma dada temperatura. A fusão parcial ocorre porque os minerais que compõem 
3 
uma rocha fundem a temperaturas diferentes. Em muitos casos, os próprios minerais fundem 
parcialmente. A medida que a temperatura sobe, alguns minerais fundem e outros permanecem 
sólidos. A fração da rocha que fundiu a uma dada temperatura é chamada de fusão parcial. 
A razão de líquido para sólido na fusão parcial depende da composição e temperatura de 
fusão das rochas originais em profundidade na crosta ou no manto, onde ocorre a fusão parcial. A 
fusão parcial pode ser menos do que 1% do volume da rocha original. Muitas fusões parciais de 
magmas basálticos no manto superior, por exemplo, são estimadas ser 1 ou 2 % de fusão. Por 
outro lado, a maior parte da rocha pode fundir, com pequenas quantidades de cristais 
permanecendo sólidos. Isto seria o caso para reservatórios de magma granítico e cristais abaixo 
dos cones vulcânicos. 
Algum magma pode alcançar a superfície da Terra onde ele é derramado como lava, mas 
outros magmas solidificam antes de alcançarem a superfície. As rochas formadas pela 
solidificação do magma dentro do manto ou da crosta são chamadas rochas ígneas intrusivas e 
aquelas que se formam na superfície são chamadas rochas ígneas extrusivas. A rocha preexistente 
que é penetrada pela rocha ígnea intrusiva é dado o nome de rocha encaixante. 
A composição de um dado magma depende da percentagem de fusão e composição da rocha 
que foi fundida para formá-lo. Uma vez ocorrida a fusão, o magma por apresentar baixa densidade 
tende a ascender em direção a superfície da Terra. A pressão exercida pelas rochas sobrejacentes 
espreme a fração líquida para zonas de menor pressão; a fluidez do magma facilita a mobilidade. 
A medida que ele sobe, começa o esfriamento e a cristalização, ultimando com a solidificação de 
toda a massa fundida em uma rocha sólida. O tipo de rocha ígnea formado depende de um número 
de fatores, incluindo a composição inicial da fusão, a taxa de esfriamento e as reações que se 
operaram dentro do magma a medida que o esfriamento se processou. 
 
Efeitos da Pressão 
 
A medida que a temperatura de um sólido é aumentada, os átomos individuais vibram muito 
mais vigorosamente, até que sua energia seja suficiente para quebrar as ligações que os mantém 
em seus lugares dentro da estrutura cristalina sólida. Os átomos então fluem livremente em um 
líquido desordenado. 
Para muitas substâncias, o sólido cristalino é mais denso que o líquido. Portanto um aumento 
da pressão favorece o mais compacto, isto é, o arranjo sólido dos átomos. Assim à alta pressão, 
uma correspondente mais alta temperatura é necessária para fornecer energia suficiente aos 
átomos para causar a fusão. Isto explica porque a maior parte do interior da Terra não é fundido. 
As temperaturas são, na verdade altas o suficiente através do interior da Terra para fundir as 
rochas se elas estivessem submetidas à pressão atmosférica.Mas o peso das rochas sobrejacentes 
exerce suficiente pressão sobre essas rochas que a maioria permanece sólida mesmo a 
temperaturas de milhares de graus. Caso essa pressão for diminuída - por exemplo, pela abertura 
de fraturas nas rochas acima - o sólido pode começar a fundir. 
Os efeitos da pressão podem ser ilustrados por dois exemplos envolvendo a água. O primeiro 
é a diferença na temperatura de ebulição com a altitude. A vaporização da água envolve uma 
transição de um líquido a um gás desordenado menos denso. Ao nível do mar a água ferve a 100 
oC. Nas altas montanhas, onde o ar é rarefeito e a pressão atmosférica reduzida a água ferverá a 
temperaturas vários graus mais baixa; menos calor será necessário para as moléculas se liberarem 
do líquido. O gelo é uma forma menos densa que a água, por isso ele flutua na água. Uma pressão 
4 
sobre o gelo favorecerá a forma mais densa que é a água. Por exemplo, os patins dos patinadores 
no gelo exercem pressão sobre o gelo, liquefazendo-o e isto possibilita um melhor deslizamento 
dos patins sobre o gelo sem muito atrito. 
 
Efeitos de Voláteis 
 
Os magmas naturais contém água dissolvida e vários gases (entre eles oxigênio, dióxido de 
carbono, ácido sulfídrico e outros). As vezes isto é óbvio pelas bolhas de gás visíveis em algumas 
rochas extrusivas. O efeito geral dos gases é baixar a temperatura de fusão dos minerais de 
silicatos. O aumento da pressão da água baixa a temperatura de fusão dos plagioclásios sódicos, 
mais efetivamente para pequenos acréscimos de água; o efeito diminui para altas pressões de água. 
Exatamente, quanto a temperatura de fusão é abaixada, na presença de voláteis, depende da 
natureza dos voláteis e os minerais que estão sendo fundidos, mas o princípio geral mantém-se em 
qualquer caso: mais voláteis, mais baixas as temperaturas de fusão. 
 
Efeitos de outros Sólidos Presentes 
 
 Quando dois ou mais minerais diferentes estão em contato, a presença de um abaixa a 
temperatura de fusão do outro. Por isso sal pode ser usado para fundir o gelo das calçadas no 
inverno dos países de clima frio. Outro exemplo, é fornecido pela solda de estanho-chumbo de 
várias composições. Chumbo e estanho quase puros fundem a 327 e 230 oC respectivamente. (Na 
figura consta grau oF). Colocando algum estanho ao chumbo abaixa o ponto de fusão deste último 
e vice-versa. Quando a solda fundida esfria, a temperatura de solidificação varia com a 
composição. Para uma mistura de 63% de estanho e 37 % de chumbo, a cristalização ocorre a 
temperaturas abaixo de 200 oC. Efeitos semelhantes são observados com minerais. A figura é um 
diagrama semelhante para misturas de quartzo e plagioclásio sódico (albita). Enquanto o quartzo 
neste caso parece ter pequeno efeito sobre a cristalização da albita, o efeito da adição de albita no 
quartzo é dramática, reduzindo sua temperatura de 1713 oC a acerca de 1100 oC para uma 
mistura de 40 % de quartzo e 60 % de albita. Desde que a vasta maioria das rochas contém muitos 
minerais é seguro dizer que pode-se esperar que as rochas fundem a temperaturas um pouco mais 
baixas do que alguns minerais puros fundiriam, mas as relações provavelmente são muito 
complexas e talvez não possa ser determinado o ponto de fusão exato de uma rocha. Note também 
que a fusão em rochas naturais tipicamente ocorre em uma faixa de temperatura, com minerais 
diferentes fundindo a diferentes temperaturas. A transição de um material completamente sólido a 
completamente fundido pode ser de várias centenas de graus, e de fato fusão completa pode não 
ser necessária para o magma fluir. Muitos magmas são um tipo de papa de cristais suspensos em 
uma fusão de silicatos líquidos. 
 
5 
 
 
Efeitos de Soluções Sólidas 
 
Muitas soluções sólidas podem ser vistas como uma composição de mistura de dois ou mais 
membros extremos. Por exemplo, a olivina (Fe,Mg)2SiO4 pode ser pensada como uma 
composição intermediária entre os compostos Fe2SiO4 e Mg2SiO4. Esses membros extremos não 
fundem à mesma temperatura: a olivina ferrosa (faialita) funde a 1205 oC, enquanto a olivina 
magnesiana (forsterita) funde a 1890 oC. Uma composição intermediária fundirá entre esses 
extremos, a uma temperatura determinada por sua composição exata (a proporção de ferro e 
magnésio), bem como pressão e outros fatores discutidos. 
 
Outras Fontes de Calor 
 
A fonte básica de temperatura elevada é a profundidade. Localmente, outros fatores podem 
ser também importantes na produção de calor. Nos notamos a existência de elementos 
naturalmente radiativos. A desintegração radiativa produz calor, e em rochas contendo altas 
concentrações de elementos radiativos, isto pode ser uma fonte suplementar significativa de calor. 
A fricção produz calor também. A fricção de duas rochas não causará suficiente calor para iniciar 
a fusão, mas a fricção de dois continentes pode adicionar calor extra para aquecer rochas em 
profundidade e dar início a fusão. Mesmo o movimento de um magma existente pode ser um fator: 
caso uma massa quente de magma subir até a crosta, ela aquecerá as rochas vizinhas e sob 
algumas condições pode começar a fundi-las. 
 
CRISTALIZAÇÃO DOS MAGMAS 
 
No processo de cristalização, o resfriamento inverte os eventos da fusão. A medida que a 
temperatura do líquido cai, os íons ficam mais próximos e começam a perder sua liberdade de 
movimento. Quando o esfriamento é suficiente, as forças de ligação química confinarão 
novamente os átomos a um arranjo cristalino ordenado. Normalmente, todo o material fundido não 
solidifica no mesmo tempo. Ao contrário, a medida que o magma esfria, numerosos embriões de 
cristais se desenvolvem. De uma maneira sistemática, íons são adicionados a esses centros de 
crescimento de cristais. Quando os cristais crescem muito e entram em contato com cristais 
vizinhos seu crescimento para e a cristalização desenvolve-se em outro lugar. Eventualmente, toda 
o líquido transforma-se em uma massa sólida de cristais intercrescidos (interlocking). 
6 
A taxa de esfriamento fortemente influencia o processo de cristalização, em particular o 
tamanho dos cristais. Quando o magma esfria muito lentamente, se desenvolvem, relativamente 
poucos centros de crescimento de cristal. Esfriamento lento também permite íons migrar distâncias 
relativamente grandes. Conseqüentemente, esfriamento lento resulta na formação de cristais 
grandes. Por outro lado, quando o esfriamento ocorre bastante rapidamente, os íons 
significativamente reduzem seu movimento e velozmente se combinam. Isto resulta na formação 
de grande número de núcleos os quais competem pelos íons disponíveis. O resultado é uma massa 
sólida por intercrescimentos de cristais muito pequenos. Quando o material fundido é esfriado 
quase instantaneamente, não há tempo suficiente para os íons se arranjarem em um retículo 
cristalino. Portanto, os sólidos produzidos desta maneira consistem de íons distribuídos 
randomicamente. Rochas que consistem de átomos desordenados são referidas como vidros e são 
semelhantes aos vidros feitos pelo homem. 
 
Seqüência de Cristalização 
 
Nos observamos que uma mistura de minerais fundirá dentro de uma faixa de temperatura. 
Igualmente um magma fundirá dentro de uma faixa de temperatura, ou em outras palavras, sobre 
algum período de tempo, durante o esfriamento, minerais diferentes começam cristalizar em 
diferentes temperaturas e tempos. Sobretudo, porque a maioria dos magmas se origina no manto 
superior eles são em um sentido muito geral semelhantes em composição, consistindo 
predominantemente de sílica (SiO2), com proporções menores de alumínio, ferro, magnésio, 
cálcio, sódio, potássio e outros elementos. Os magmastendem a seguir uma seqüência previsível 
de cristalização em termos dos principais minerais formadores de rochas, embora a proporção 
desses minerais na rocha final variará; esta seqüência foi estabelecida há mais do que meio século 
atrás pelo geólogo Bowen, que combinou estudos cuidadosos de laboratório de sistema de silicatos 
composicionalmente simples com amplas observações de campo das rochas naturais mais 
complexas. 
 
7 
 
 
O resultado, conhecido como Série de Reações de Bowen, é ilustrado na figura abaixo. 
Aqueles minerais que tendem a cristalizar a altas temperaturas são mostrados próximos ao topo da 
série e são chamados pirogenéticos; os últimos, minerais de baixa temperatura estão próximos a 
base. Em geral os primeiros minerais que cristalizam têm relativamente pouca sílica, são óxidos, 
ideomorfos (forma cristalina quase perfeita) e anidros, de tal maneira que o magma residual 
remanescente após sua cristalização é mais enriquecido em sílica em relação a sua composição 
inicial. A porção de alta temperatura é também subdividida em um ramo ferromagnesiano e um 
ramo envolvendo os feldspatos plagioclásios que são isomorfos. 
O ramo do plagioclásio apresenta uma série de reação contínua. Isto refere-se a interação 
entre cristais já formados e a fusão remanescente. Lembre-se que o plagioclásio é uma solução 
sólida (isomorfos) entre o membro extremo rico em cálcio (anortita - CaAl2Si2O8) e o membro 
extremo rico em sódio (albita - NaALSi3O8). As composições mais cálcicas são os membros de 
alta temperatura da série. A anortita pura funde a 1550 oC, albita pura a 1100 oC. Sódio e cálcio 
são livremente intercambiáveis na estrutura cristalina do plagioclásio. O primeiro plagioclásio a 
cristalizar do magma, a alta temperatura será o cálcico; mas a medida que o magma esfria o cristal 
já formado reagirá continuamente com a fusão, se reforma com mais e mais sódio entrando no 
plagioclásio, mas sem mudanças na estrutura cristalina básica. (Note que o plagioclásio sódico 
também contém uma proporção mais alta em sílica, então os plagioclásios posteriores são mais 
ricos em sílica também). Caso o esfriamento for muito rápido, para realizar-se a reação completa 
entre os cristais e a fusão durante o esfriamento, os cristais resultantes mostrarão zonas 
composicionais concêntricas, com núcleos ricos em cálcio gradando para fora para termos mais 
ricos em sódio. O cristal zonado, é um cristal único de um mineral que tem uma composição 
química diferente na sua parte interna e externa. Isto pode ser observado através de propriedades 
óticas diferentes. 
8 
 
O lado ferromagnesiano da seqüência de cristalização é uma série de reação descontínua. A 
olivina é o primeiro mineral ferromagnesiano a cristalizar. Após um período de cristalização, a 
olivina fica tão desequilibrada quimicamente com o resíduo líquido rico em sílica que a olivina e 
a fusão reagem para formar piroxênio. (Lembre-se que a razão de ferro mais magnésio e sílica na 
olivina é 2:1, enquanto no piroxênio é cerca de 1:1). Assumindo que haja sílica suficiente 
disponível, toda a olivina será convertida a piroxênio através de reação com o magma residual. 
Após um intervalo de cristalização do piroxênio, o piroxênio, também ao ficar em desequilíbrio 
químico com a fusão remanescente, reage com ela e piroxênios serão convertidos a anfibólios e 
assim sucessivamente. O último ferromagnesiano a cristalizar é a biotita. Esta série de reações 
descontínuas, então, é marcada por várias mudanças na mineralogia/estrutura cristalina durante o 
esfriamento e cristalização. É uma série descontínua porque forma minerais diferentes em forma e 
composição. 
No final da seqüência de cristalização, a mais baixa temperatura, cristaliza feldspato 
potássico, mica muscovita e quartzo. Note que os silicatos hidratados - anfibólios e micas - são 
relativamente tardios na seqüência. A temperaturas muito altas os minerais hidratados são 
instáveis e qualquer água fica na fusão. Também, nem todo magma progredirá através de toda a 
seqüência. Um magma mais máfico (rico em magnésio e ferro e mais pobre em sílica) será 
completamente cristalizado antes que os últimos estágios da seqüência sejam alcançados, pois não 
existirá sílica suficiente para formar quartzo. Um magma muito silicoso (rico em sílica e pobre em 
ferro e magnésio) alcançará o estágio final eliminando olivina, piroxênio e plagioclásios básicos. 
 
CRISTALIZAÇÃO DE FELDSPATOS PLAGIOCLÁSIOS 
 
Os resultados de muitas experiências de cristalização com fusões de composição 
correspondente a aquela dos vários membros da série dos plagioclásios são mostradas na figura. 
abaixo. A composição química é mostrada no eixo horizontal do gráfico como a percentagem de 
uma mistura simples de dois componentes, albita e anortita. Os plagioclásios naturais são uma 
série de soluções sólidas, isto é, há uma gama contínua de composição de um componente ao 
outro, a estrutura básica do cristal permanecendo sempre a mesma. São os chamados minerais 
isomorfos. Como ocorre com esses minerais sólidos, as fusões de albita e anortita são 
completamente miscíveis em todas as proporções. 
Devido estarmos interessados em temperatura de cristalização, nós plotamos a temperatura, 
em graus centígrados, sobre o eixo vertical. O gráfico nos diz o que esperar se a composição da 
fusão de composição X (cerca de 30 % de anortita) aquecida a cerca de 1500 oC for deixada 
esfriar lentamente. Não há mudança enquanto o líquido esfria até que a temperatura alcance cerca 
9 
de 1370 oC; nesse ponto os primeiros cristais de plagioclásio se formam. Esses cristais são muito 
diferentes da composição do líquido; eles têm uma composição de 70 % de anortita, em vez de ter 
apenas 30 % de anortita que é a composição inicial da fusão. A medida que os primeiros cristais se 
formam, devido a proporção de anortita em relação a albita tomada da fusão ser muito mais alta do 
que o proporção original de X, o líquido torna-se depletado em anortita e começa a mover-se para 
baixo na curva superior. 
 
A medida que mais cristal cresce, eles se formam de um líquido de composição levemente 
mudada, e assim são menos ricos em anortita. Nesse ínterim, os cristais primeiro formados não 
estão mais em equilíbrio com líquido, porque a fusão é agora mais albítica. Caso a cristalização 
for lenta, esses primeiros cristais reagirão continuamente com o líquido que está constantemente 
mudando e conforme os novos cristais se formam, a composição de todos os cristais seguirá a 
curva inferior. Este processo continua - o líquido se movendo para baixo segundo a curva superior 
e os sólidos se movendo para baixo segundo a curva inferior - até a temperatura de cerca de 1190 
oC, quando a última gota de líquido (agora contendo cerca de 5 % de anortita) forma cristais com 
a composição original X. Após isso, a massa cristalina inteira continua a esfriar sem mais 
modificações. A fusão cristalizou plagioclásio com a mesma composição da fusão original, mas 
através de uma rota complicada. Quando o plagioclásio sólido é fundido, ele segue uma rota 
exatamente a mesma em ordem inversa. O primeiro líquido formado é da mesma composição da 
última gota de líquido no processo de cristalização, e o líquido e cristal movem-se para cima em 
suas respectivas curvas até que o último cristal é fundido, quando o líquido atinge a composição X 
original. 
 
Resumindo podemos estabelecer várias estágios de cristalização dos magmas. 
 
10 
1. Estágio Ortomagmático (T >800 oC) que compreende a separação dos minerais 
pirogenéticos e, no caso de uma rocha básica, envolve a cristalização minerais anídricos e a 
maioria dos minerais membros iniciaisda séries de reações de Bowen. Pouca interferência de 
elementos voláteis. 
2. Estágio Pegmatítico (800 a 600 oC). Segue-se um estágio durante o qual a porção ainda 
fluida. Cristalização dos silicatos de baixa temperatura. Três fases ocorrem simultaneamente no 
magma, as quais são gases, fusão e sólidos. Quando a temperatura alcança cerca de 700 oC, a 
intervenção de voláteis torna-se significativa, formando-se cristais bastante grandes (Pegmatitos). 
3. Estágio pneumatolítico. (600 a 400 oC). Possui viscosidade extremamente baixa devido à 
crescente concentração dos constituintes voláteis, soluções ricas em H2O e SiO2 ocorrendo 
penetração nas rochas encaixantes que podem ser mineralizadas por minerais metálicos. Certos 
minerais, notadamente turmalina, topázio e fluorita, são especialmente característicos de tais 
condições gasosas ou Pneumatolíticas. Os produtos do estágio pneumatolítico segregam-se 
geralmente sob a forma de veios e diques formando então rochas muito características. 
4. Estágio Hidrotermal (400 a 100 oC). Soluções hidrotermais, praticamente água e metais 
em solução. Ocorre equilíbrio entre as fases gasosas, líquidas e sólidas. Dividem-se em várias 
categorias, precipitando alguns metais conforme a redução da temperatura.: 
a). Hipotermais  Au, Se, As, Co, Fe e Cu 
b). Mesotermais  Zn, Pb, Ag 
c). Epitermais  Hg, Sb 
d). Teletermais  Carbonatos complexos 
Magmas máficos produzirão rochas ricas nos minerais próximo do topo do diagrama da série 
de Bowen; magmas silicosos produzirão rochas dominadas pelos minerais próximo à base e pobre 
em ferromagnesianos. Estas últimas rochas são tipicamente ricas em feldspatos e quartzo (sílica) e 
são também denominadas félsicas ou leucocráticas. 
Os termos leucocrático, mesocrático, melanocrático, se referem ao aspeto claro, 
intermediário ou escuro; podem ser aplicados a rochas ricas em félsicos, com teor médio de cada 
tipo e ricas em máficos. Shand emprega um índice colorimétrico; as quatro subdivisões baseadas 
na cor são: (1)- Leucocráticas - Zero a 30 Percento (em volune) de minerais escuros; (2)- 
mesocráticas (ou mesotipo) 30 a 60 percento de minerais escuros; (3) melanocráticas 60 a 90 
percento de minerais escuros; e, (4) hipermelânicas, 90 a 100 percento de minerais escuros. 
 
MINERAIS COMUNS DA ROCHAS ÍGNEAS. 
 
Grupo 
Composiciona
l 
Mineral Composição Química Estrutura do Silicato 
 Quartzo SiO2 Arcabouço trid. 
 Felspato Potássico KAlSi3O8 Arcabouço trid. 
FÉLSICO Feldspato 
Plagioclásio 
NaAlSiO3O8 (Albita) 
CaAl2Si2O8 (Anortita) 
Arcabouço trid. 
Arcabouço trid. 
 Mica Muscovita KAl3Si3O10(OH)2 Lâmina 
 Mica Biotita (K,Mg,Fe,Al) Si3O10(OH)2 Lâmina 
MÁFICO Grupo Anfibólio (Mg,Fe,Ca,Na)Si8O22(OH)2 Cadeia Dupla 
11 
 Grupo do Piroxênio (Mg,Fe,Ca,Na)SiO3 Cadeia Simples 
 Olivina (Mg,Fe)2SiO4 Tetraedro Isolado 
 
CÂMARAS MAGMÁTICAS 
 
Câmaras magmáticas são cavidades preenchidas por magma na litosfera que se formam 
quando gotas ascendentes de rocha fundida abrem espaço nas rochas sólidas adjacentes. As 
câmaras magmáticas podem abranger um volume de vários quilômetros cúbicos. Elas são 
cavidades preenchidas de líquido que expandem conforme mais rochas das redondezas fundem ou 
quando líquido migra através de fraturas e outras pequenas aberturas entre cristais. As câmaras 
magmáticas também se contraem quando expelem magma para a superfície nas erupções 
vulcânicas. Tais cavidades são detectadas através de ondas de terremotos que indicam a 
profundidade, tamanho e forma geral das câmaras subjazendo alguns vulcões ativos. Ao longo do 
interior das dorsais meso-oceânicas existem câmaras magmáticas que abastecem a crosta oceânica 
de basalto. Diferentes tipos de rochas podem solidificar do magma através do processo de fusão 
parcial. 
 
Atividade Tectônica, Composição e Tipos de Magma 
 
Experimentos de laboratório estabeleceram as temperaturas e pressões nas quais diferentes 
tipos de rochas fundem e esta informação dá uma idéia onde a fusão pode ocorrer. Mistura de 
rochas sedimentares, por exemplo, funde a temperaturas várias centenas de grau mais baixas do 
que o ponto de fusão do basalto. Esta informação indica que o basalto pode começar a fundir 
próximo a base da crosta em regiões tectonicamente ativas do manto superior e que rochas 
sedimentares fundem a profundidades mais rasas do que basaltos. A geometria do movimento de 
placas é a ligação que necessitamos para amarrar a atividade tectônica e composição da rocha ao 
processo de fusão. Dois tipos de limites de placas são associados com a formação de magma: 
dorsais meso-oceânicas, onde a divergência de duas placas provoca a expansão do assoalho 
oceânico, e zonas de subducção, onde uma placa mergulha sob a outra, aumentando a placa 
continental em detrimento da placa oceânica. 
 
12 
Dorsais Meso-oceânicas 
 
Nas dorsais meso-oceânicas, calor na forma de correntes convectivas ascendentes no manto 
causa a formação de magma basáltico. Magma basáltico forma-se no manto superior abaixo das 
dorsais meso-oceânicas; ele então sobe e se reúne em câmaras magmáticas rasas, estreitas e em 
forma de cunha próximas as cristas das dorsais. Tremendas quantidades de magma basáltico fluem 
intermitentemente dos riftes e fissuras das dorsais meso-oceânicas, dando origem às abundantes 
lavas do assoalho submarino. 
 
Zonas de Subducção 
 
Outros tipos de magma subjazem regiões onde vulcões são altamente concentrados, tais 
como nas Montanhas dos Andes e nas Ilhas das Aleutas do Alasca. Ambas regiões foram geradas 
pela subducção de uma placa sob a outra. Os magmas das zonas de subducção se formam 
parcialmente da mistura de sedimentos do fundo do mar e parcialmente de basaltos e crosta 
félsica. Os sedimentos têm alguma água remanescente no espaço poroso. Além disso, os folhelhos 
que são as rochas sedimentares mais abundantes, apresentam muita água ligada quimicamente na 
estrutura cristalina das argilas. Tais sedimentos tornam-se profundamente soterrados a medida que 
a placa litosférica subductada mergulha na crosta inferior. A profundidades moderadas de cerca de 
5 km, muita dessa água é liberada por reações químicas a medida que a temperatura aumenta até 
cerca de 150 oC. Quase toda a água remanescente é liberada a maiores profundidades de 10 a 20 
km ou mais. A medida que essa água sobe do topo da placa subductada, ela promove a fusão da 
cunha do manto da placa cavalgante e magmas de variadas composições são formados. 
A composição dos materiais sedimentares, basáltico e félsico que tornam-se parte do magma 
determinam o tipo de rocha ígnea que pode formar. As rochas ígneas dessas zonas de subducção 
são geralmente mais silicosas do que basaltos das dorsais meso-oceânicas. Elas incluem muito 
andesito e menores quantidades de rochas vulcânicas félsicas. Em profundidade, na crosta, abaixo 
dos edifícios vulcânicos, rochas intrusivas de composição intermediária a silicosa (ácida) desde 
diorito a granito são formadas ao mesmo tempo que o magma irrompe na superfície. Essas rochas 
intrusivas são acrescentadas à base da crosta, espessando-a por um processo chamado 
underplating. 
 
Plumas do Manto 
 
Basaltos semelhantes àqueles produzidos nas dorsais meso-oceânicas são encontrados em 
acumulações espessas em zonas distantes dos limites de placa, tanto nos continentes como nos 
oceanos. Em tais locais plumas de basalto quente de forma de um lápis, delgado, sobem das 
profundezas do manto, talvez das proximidades do limite núcleo-manto. As plumas do manto, a 
maioria delas afastadas dos limites de placa, são os pontos quentes (hot spots) da Terra e são 
responsáveis pelo derramamento de enormes quantidades debasalto como ocorre no Arquipélago 
do Hawaí. Em resumo, magmas basálticos se formam no manto superior abaixo das dorsais meso-
oceânicas e no manto inferior abaixo dos hot spot no interior das placas. Magmas de variada 
composição formam-se nas zonas de subducção, dependendo de quanto material, félsico e água, 
contribuiu para a fusão da crosta oceânica. 
13 
 
 
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA 
 
A discussão acima tacitamente assumiu que cada magma ao cristalizar comporta-se como um 
sistema fechado, nem ganhando e nem perdendo matéria. Isto não é frequentemente o caso nos 
sistemas naturais. Foi estudado como as rochas fundem para formar o magma, mas o que explica a 
grande variedade de rochas ígneas? A pesquisa desses problemas deu lugar a teoria da 
diferenciação magmática, um processo pela qual um magma uniforme original pode produzir 
rochas de variada composição. A composição do magma pode ser modificada após a fusão ser 
formada. O resultado é um produto algo diferente do que seria esperado com base na composição 
da fusão original. Bowen concluiu que processos de cristalização fracionada, separação 
gravitacional, assimilação magmática e misturas de magmas seriam os mecanismos 
responsáveis pela diversidade de rochas ígneas. Esses mecanismos são mencionados abaixo, mas 
têm pouca importância na multiplicidade das rochas ígneas. Muito importante é a diferenciação 
magmática por fusão parcial de rochas preexistentes. A diferenciação magmática opera, mas seus 
mecanismos são mais complexos do que Bowen reconheceu. 
 
Cristalização Fracionada 
 
Cristalização fracionada é uma maneira na qual a composição da fusão pode ser mudada. 
Neste processo, cristais recem-formados são fisicamente removidos do magma remanescente e 
assim impedidos de reagir com ele. Uma maneira disto acontecer é se os cristais assentarem 
gravitacionalmente no fundo da câmara magmática e forem isolados da fusão por outros cristais 
assentados acima deles ou grudarem no topo e paredes da câmara magmática. A fusão 
remanescente pode mesmo deslocar-se através de zonas de fraqueza nas rochas encaixantes, 
deixando os cristais para trás. O resultado é que a composição média da fusão, menos os minerais 
com baixo teor de sílica, desloca-se para uma composição mais rica em sílica e pobre em ferro e 
magnésio. Este magma pode então seguir a seqüência de cristalização com a formação de minerais 
mais silicosos. 
14 
 
Fig. Os primeiros cristais formados nem sempre ficam em contato com magma líquido, como é 
assumido pelas reações de Bowen. Em (a) o mineral assenta no fundo da câmara magmática; (b) os 
minerais tornam-se afixados nas paredes e teto da câmara magmática; ou (c) são filtrados fora do 
magma quando o magma escapa por fraturas muito estreitas da rocha encaixante. 
 
Assimilação Magmática 
 
Um magma pode assimilar parte da rocha encaixante, incorporando blocos (xenólitos) que 
podem fundir e misturar-se de tal modo que o magma pode modificar sua composição química 
original. Dada a temperatura relativa na qual magmas máficos ou silicosos cristalizam, a 
assimilação ocorre mais prontamente quando a fusão inicial é máfica (mais quente) e o material 
assimilado é mais silicoso. O resultado é um magma com uma composição algo mais silicosa que 
seguiria o curso normal da cristalização. Quando blocos das rochas encaixantes não são 
assimilados, ficam incluídos na massa da rocha ígnea e recebem o nome de xenólitos. 
 
Mistura de Magmas 
 
Mistura de magmas é outra possibilidade, na qual duas fusões combinam para produzir uma 
fusão híbrida com composição intermediária entre ambas ou então os magmas são imiscíveis e 
formam-se lado a lado rochas com características diferentes. No Alasca, algumas erupções 
vulcânicas produziram rochas contendo minerais félsicos e máficos, sugerindo que dois corpos 
distinto de magma atuaram no vulcão. 
CARACTERÍSTICAS DOS MAGMAS 
 
Propriedades 
Relativas 
Basáltico Andesítico Granítico 
Conteúdo de Sílica Pouco, cerca de 
50% 
Médio, cerca de 
60% 
Muito, cerca de 
70% 
Minerais típicos Feldspatos 
Cálcicos 
Feldspatos 
Sódicos 
Feldspatos 
Alcalinos 
Viscosidade Baixa Intermediária Alta 
15 
Tendência a 
formar lavas 
Muito Alta Intermediária Muito Baixa 
Tendência formar 
piroclastos 
Muito Baixa Intermediária Muito Alta 
Densidade Muito Alta Intermediária Muito Baixa 
Ponto de Fusão Muito Alto Intermediário Muito Baixo 
 
Texturas das Rochas ígneas 
 
Textura é o tamanho, forma, distribuição e arranjo das partículas minerais que constituem 
uma rocha. A feição textural mais notável da maioria das rochas ígneas é o tamanho do grão, o 
tamanho dos cristais minerais individuais. Um importante controle no tamanho do grão é a taxa de 
esfriamento. Caso um magma esfria lentamente há mais tempo para os átomos moverem-se 
através da fusão e aderir a um ponto apropriado no cristal em crescimento. A rocha resultante será 
de granulação mais grosseira. Em um magma rapidamente resfriado há menos tempo para o 
crescimento do cristal, de tal maneira que a rocha será de granulação mais fina. Em casos 
extremos, o resultado será uma rocha vítrea, sem cristais evidentes. Alguns magmas esfriados 
quase instantaneamente também aprisionam bolhas ou bolsos de gás, que são denominadas 
vesículas; a textura resultante é descrita como vesicular. 
Algumas rochas ígneas tem uma história de dois estágios de esfriamento, com um estágio 
inicial de esfriamento lento permitindo formar alguns cristais grandes, seguido por rápido 
esfriamento que deixa o resto das rocha com granulação mais fina ou até vítrea. A rocha resultante 
é chamada um pórfiro; a textura é descrita como porfirítica. Os cristais grosseiros inclusos na 
matriz mais fina são denominados fenocristais. Outros fatores, além da taxa de esfriamento afetam 
o tamanho do grão. A composição da fusão é uma. Fusões silicosas são mais viscosas ou mais 
espessas do que as máficas. Em todas as fusões de silicatos existem tetraedros de sílica na fusão 
mesmo antes da cristalização. Em uma fusão máfica, a maioria desses tetraedros flutua 
independentemente. Em fusões mais ricas em sílica, os tetraedros são mais extensivamente ligados 
e como resultado os átomos se movem menos livremente através das fusões. Muito tempo é 
requerido para átomos mover-se em direção à posições nos cristais em crescimento. Muitos vidros 
vulcânicos são de composição silicosa, por esta razão (mesmo quando de cor escura como a rocha 
obsidiana), as fusões são tão rígidas e viscosas que o esfriamento rápido não produziu cristais. 
Uma rocha ígnea que tem textura cristalina, conforme revelada através do microscópio, mas 
na qual os cristais são demasiadamente pequenos para serem vistos a olho nu ou com a lupa de 
mão, tem uma textura afanítica. Caso os cristais da rocha sejam percebidos a olho nu, diz-se que a 
rocha tem uma textura fanerítica. Quando todos os grãos são aproximadamente equidimensionais 
diz-se que a textura é equigranular. 
Por outro lado, algumas fusões residuais de estágio tardio acumularam altas concentrações 
de voláteis dissolvidos, que eles são quase fluidos, e os átomos movem-se facilmente através 
deles. Mesmo com taxas de esfriamento moderadas, podem crescer cristais muito grandes em um 
magma fluido rico em voláteis. A rocha resultante de granulação extremamente grosseira é 
denominada pegmatito e a textura é pegmatítica. 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS 
16 
 
A mais fundamental divisão de rochas ígneas é feita na base da profundidade de 
cristalização. As rochas ígneas plutônicas são aquelas cristalizadas a alguma profundidade abaixo 
da superfície. Elas tomamseu nome de Plutão, o deus grego do mundo inferior. As rochas são 
pobres condutoras do calor, por isso os magmas profundos são isolados e esfriam lentamente. As 
rochas plutônicas, então, são geralmente reconhecidas na base de seus tamanhos de grãos mais 
grosseiros, com cristais individuais prontamente visíveis a olho nu. As rochas porfiríticas com 
matriz muito fina seriam consideradas vulcânicas. Subdivisões dentro das classes texturais são 
feitas primariamente na base da composição química e mineralógica. As rochas formadas a 
profundidades pequenas são denominadas hipoabissais. 
 
ROCHAS INTRUSIVAS 
 
Quando as rochas foram inicialmente estudadas, pensou-se que sílica encontrada era 
resultante do ácido silícico, então as rochas com quartzo livre eram chamadas rochas ácidas, 
como é o caso do granito. As rochas com mais baixo conteúdo de sílica eram chamadas básicas, 
como é o caso do gabro. Esses termos ainda persistem, embora signifiquem rochas mais silicosas 
ou menos silicosas. Ainda existem as rochas intermediárias (mesocráticas), situadas entre as 
duas mencionadas e as ultrabásicas muito pobres em sílica. As rochas ácidas tem minerais claros, 
por isso são chamadas também de rochas félsicas (de feldspato que é claro) ou leucocráticas e 
as básicas e ultrabásicas são chamadas máficas (melanocráticas) e ultramáficas 
(hipermelanocráticas) porque tem minerais ferromagnesianos que são escuros. 
Os tamanhos de grãos grosseiros das rochas plutônicas fazem sua identificação preliminar 
relativamente simples mesmo sem equipamento especial. Elas são classificadas na base da 
proporção relativa de certos minerais claros e escuros (ferromagnesianos). Uma rocha consistindo 
inteiramente de ferromagnesianos e feldspato plagioclásio escuro cálcico é um gabro. No caso 
extremo onde feldspato é virtualmente ausente e a rocha consiste quase que inteiramente de 
olivina e piroxênio, ela é denominada ultramáfica. Uma rocha que é um pouco mais rica em sílica 
do que o gabro conterá plagioclásio sódico claro e feldspato potássico, a mistura de minerais 
claros e escuros dando a aparência de sal e pimenta. Isto é diorito. Caso a rocha for 
suficientemente rica em sílica que apreciável quartzo está presente e a proporção dos 
ferromagnesianos é correspondentemente menor, a rocha é um granito. 
Embora as rochas ígneas sejam colocadas em categorias distintas, elas de fato apresentam 
composições químicas e mineralógicas contínuas. Os limites entre categorias são algo arbitrários. 
Pode-se indicar que uma rocha pertence a um grupo composicional intermediário usando um nome 
híbrido para ela: por exemplo, uma rocha diorítica contendo um pouco de quartzo pode ser 
denominada granodiorito, para indicar que sua composição situa-se entre um granito rico em 
quartzo e um diorito livre de quartzo. 
 
ROCHAS ÍGNEAS E OS MINERAIS MAIS COMUNS 
 
 GRANITO ANDESÍTICO BASÁLTICO ULTRAMÁFICO 
INTRUSIVA 
EXTRUSIVA 
GRANITO 
RIOLITO 
DIORITO 
ANDESITO 
GABRO 
BASALTO 
PERIDOTITO 
 Quartzo Anfibólio Feldspato 
17 
COMPOSIÇÃO Feldspato 
Potássico 
Plagioclásio Cálcico Olivina 
MINERAL Feldspato 
Sódico 
Intermediário Piroxênio Piroxênio 
 Biotita 
CONSTITUINTES Muscovita Olivina 
 Biotita Piroxênio Feldapato 
MINERAIS 
MENORES 
Amfibólio Amfibólio cálcico 
 
COMPONENTES TÍPICOS DO MAGMA 
 
COMPONENTE 
ÓXIDO 
FÉLSICO MÁFICO ULTRAMÁFICO 
SiO2 73,86 50,83 43,54 
TiO2 0,20 2,03 0,81 
AlO3 13,75 14,07 3,99 
Fe2O3 0,78 2,88 2,51 
FeO 1,13 9,06 9,84 
MnO 0,05 0,18 0,21 
MgO 0,26 6,34 34,02 
CaO 0,72 10,42 3,46 
NA2O 3,51 2,23 0,028+ 
K2O 5,13 0,82 0,005+ 
Hyndman, 1972 
 
 
Fatores controladores da geometria das intrusões 
 
As propriedades do magma e as propriedades das rochas encaixantes tem um papel 
importante na determinação da forma das intrusões. Magmas variam em densidade, com os 
magmas máficos ricos em ferro sendo os mais densos. Os magmas mais densos serão os menos 
flutuantes em relação à rocha encaixante, e sua massa extra pode mesmo causar a rocha encaixante 
ceder em torno do corpo do magma. A viscosidade do magma influenciará quão prontamente ele 
fluirá através das fraturas ou outras aberturas na rocha encaixante. Magmas muito fluidos podem 
mover-se através de fraturas estreitas nas rochas, enquanto magmas espessos, viscosos mais 
provavelmente permanecerão em massas compactas. 
A resistência das rochas da parede, se forem fraturadas ou não, também tem importância. As 
fraturas nas rochas constituem zonas de fraqueza através das quais o magma pode passar mais 
facilmente do que através de uma rocha sólida não fraturada. Zonas de fraqueza podem também 
existir no contato entre tipos de rochas diferentes nas paredes da rocha encaixante. A forma de um 
corpo intrusivo pode ser controlada pela geometria das zonas de fraqueza na parede da rocha 
encaixante, através das quais o magma preferencialmente flui. As vezes o magma, também, está 
sob pressão incomum devido a presença de gases, que permitirá ele forçar a passagem através da 
rocha encaixante que de outra maneira não seria possível. 
18 
É agora aceito que os batolitos são 
introduzidos de uma maneira semelhante à 
formação dos domos salinos. Devido o 
magma ser menos denso que as rochas 
subjacentes, sua flutuabilidade (buoyancy) o 
empurra para cima. Também como nos domos 
salinos, o magma móvel força o caminho 
empurrando lateralmente as rochas 
encaixantes. Parte da rocha encaixante vai se 
localizar no espaço deixado pelo magma que 
passou pelo local. E parte da rocha encaixante 
sofre arqueamento estrutural a partir do topo da 
intrusão. A porção superior dos batólitos 
frequentemente contém remanescentes da rocha 
encaixante que são chamados xenólitos. Parte do 
xenólito pode fundir e ser também assimilado 
pelo magma. Este processo não é muito extenso. 
 
Formas dos Corpos Intrusivos 
 
Plutão é o termo geral para qualquer tipo de rocha de origem plutônica, isto é, uma massa de 
rocha ígnea que cristalizou abaixo da superfície da Terra. O termo não tem qualquer significado 
geométrico. Os plutões são classificados de acordo com suas formas e seu relacionamento com 
estruturas na rocha encaixante. Um plutão é dito ser concordante se seus contatos são 
aproximadamente paralelos a qualquer estrutura (tais como acamamento ou dobras) na rocha 
encaixante; ele é discordante se seus contatos não são paralelos às estruturas das rochas 
encaixantes. Os plutões podem ser mais ou menos tabulares ou maciços. 
Um plutão cilíndrico, elongado em uma direção, é uma chaminé que é tipicamente 
discordante. Chaminé é o conduto que leva o magma ao vulcão. As chaminés de quimberlitos são 
importante fontes de diamantes. 
Plutões tabulares, relativamente bidimensionais comumente resultam de uma introdução 
magmática ao longo de fraturas planares ou zonas de fraqueza. Eles são denominados diques se 
forem discordantes e soleiras se forem concordantes. Muitos diques concentrados em uma região 
formam um enxame de diques. As vezes os diques irradiam de um ponto central ou circundam 
uma área, sendo então diques radiais e diques anelares. 
Plutões concordantes mais ou menos equidimensionais são menos comuns. Aquelas 
intrusivas que tem um assoalho plano e causaram um arqueamento das rochas encaixantes acima 
delas são denominadas lacólitos. Aqueles plutões que tem um assoalho côncavo para cima são 
denominados lopólitos. Observa-se no campo que lacólitos são comumente formados por rochas 
silicosas (magmas silicosos = magmas ácidos) e lopólitos por rochas máficas. Isto sugere que a 
densidade do magma teve um papel importante na forma do plutão, o lopólitotalvez resulte do 
vergamento da rocha encaixante sob o peso das rochas máficas densas. Facólito semelhante ao 
lopólito, mas com a concavidade voltada para baixo. 
 
19 
 
 
 
 
Os plutões equidimensionais e maciços são um tanto arbitrariamente divididos na base da 
área da rocha exposta em superfície. Um stock é exposto em uma área menor do que 100 
quilômetros quadrados, enquanto um batólito é um tanto maior. Na realidade muitos stocks 
podem ser pequenas apófises do batólito encoberto. Batólitos muito grandes com área de milhares 
de quilômetros quadrados, estendendo-se por mais de cinco quilômetros de profundidade são 
resultantes de intrusões múltiplas. Muitos banhos de magma foram introduzidos para formá-los e 
frequentemente vários plutões menores podem ser distinguidos dentro de um batólito maior. 
 
20 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
RELAÇÕES DE TIPOS DE ROCHAS ÍGNEAS E SEU MODO DE 
OCORRÊNCIA NA CROSTA DA TERRA. 
21 
 TIPO DE ROCHA ALGUNS MODOS DE OCORRÊNCIA 
 
E PÚMICE Piroclástica 
X ESCÓRIA Crostas sobre corridas de lavas, piroclástica 
T 
R 
U OBSIDIANA Corrida = derrames de lava 
S 
I RIOLITO Derrame ou corrida de lavas 
V ANDESITO Derrame ou corrida de lavas 
A BASALTO Derrame ou corrida de lavas 
 
I HIPOABISSAIS 
N RIOLITO PÓRFIRO 
T ANDESITO PÓRFIRO Diques, soleiras, lacolitos, lopólitos, intrudidas a 
R BASALTO PÓRFIRO profundidades desde médias a rasas. 
U 
S PLUTÔNICAS 
I GRANITO Batólitos e stocks 
V DIORITO de grande profundidade 
A GABRO de origem intrusiva 
 PERIDOTITO 
 
PRINCIPAIS ROCHAS ÍGNEAS 
 
INTRUSIVAS 
 
1. Rochas plutônicas 
 
a) Granito - É a rocha ígnea mais comum que se conhece. Contém feldspatos, quartzo e 
mica como minerais importantes, ocorrendo zirconita, turmalina, apatita, rutilo, como minerais 
acessórios. 
Os granitos possuem textura fanerítica maciça. Entretanto o ortoclásio pode constituir 
fenocristais caso em que denominamos granito porfirítico. Os fenocristais geralmente aparecem 
com o contorno cristalino bem nítido, podendo alcançar centímetros de aresta. A densidade dos 
granitos vai de 2,7 a 2,75. 
 
b) Dioritos - São rochas compostas de hornblenda e feldspato, não sendo comum a biotita. A 
hornblenda é geralmente preta ou verde escura, e como é abundante nestas rochas, têm cor sempre 
mais escura do que a dos granitos. 
 
c) Gabros - São rochas constituídas essencialmente por plagioclásios e minerais 
ferromagnesianos com excesso destes sobre aqueles, Os minerais ferromagnesianos mais comuns 
são augita e a hornblenda, que ocorrem juntos ou separados, frequentemente com alguma biotita e 
22 
em certos casos, com olivina, mais ou abundante. A cor usual dos gabros é o cinza escuro ou 
negro, com tonalidade esverdeada. A textura é granular, muito embora o alongamento dos 
feldspatos possa dar uma falsa impressão de textura porfirítica. Os gabros podem ter grande 
importância econômica, pois os seus silicatos podem estar intimamente misturados com óxidos de 
ferro ou com sulfetos, o que da lugar a verdadeiras jazidas de minério de ferro ou de metais 
sulfurados (níquel e cobre). É facilmente confundida com diabásio que geralmente possui 
granulação milimétrica e o gabro maior que milimétrica. 
 
2. Rochas Hipoabissais 
 
a) Granito-pórfiro e diorito-pórfiro - Estas rochas possuem a composição mineralógica da 
sua respectiva rocha plutônica, porém de textura porfirítica (massa granular fina com fenocristais). 
Cor é cinza rósea ou avermelhada (granito-pórfiro) a cinza escuro, as vezes, esverdeada (diorito-
pórfiro). 
 
b) Diabásio - Constitui-se essencialmente de piroxênios e plagioclásios cálcicos 
(labradorita). É o equivalente hipoabissal do basalto. De coloração preta ou esverdeada. Ocorre 
geralmente como diques, intrudindo ou cortando perpendicularmente as rochas preexistentes. 
 
ROCHAS EXTRUSIVAS 
 
Rochas ígneas extrusivas são aquelas que se formam a partir de magma lançado na superfície 
da Terra por erupções vulcânicas. As rochas incluem derrames de lava e cinza vulcânica. Magmas 
basálticos apresentam baixo teor de sílica e são relativamente fluidos e a lava é tipicamente 
expelida calmamente através de fissuras. Magmas silicosos são viscosos e suas erupções são 
tipicamente explosivas. O magma viscoso produz espessos derrames de lava, domos bulbosos ou 
fluxos de cinza. 
VULCÕES 
 
Vulcanismo são processos ou eventos que causam a ascensão de magma à superfície da 
Terra através de vulcões. Os vulcões podem ser de erupção central ou de fissura. 
Os vulcões de erupção linear ou de fissura são mais raros. São fendas de grande extensão que 
se abrem e derramam grande quantidade de lavas. Na Islândia uma fenda chamada Eldgja tem 30 
km de comprimento e a fenda Laki possui 25 km de comprimento. Ao longo desta última fenda 
subiu uma massa colossal de 12km3 de lava que se derramou sobre uma área de 565 km2. 
Vulcões são formas de terrenos criadas quando rochas fundidas escapam do interior da Terra 
através de aberturas, na superfície da Terra e então esfriam e solidificam em volta da abertura. Os 
vulcões são ativos, extintos ou dormentes. Vulcão ativo é um que está correntemente em erupção 
ou manifestou-se recentemente. Vulcões ativos são encontrados em todos os continentes e 
oceanos, menos na Austrália. 
Um vulcão dormente é um que não entrou em erupção recentemente, mas é considerado 
como capaz de tornar-se ativo no futuro, pois apresenta fontes de águas termais e terremotos nas 
proximidades do edifício vulcânico. 
Vulcão extinto é aquele que não entrou em erupção por longo tempo e é considerado que não 
mais reativará suas atividades. 
23 
 
Classificação 
 
Os vulcões podem ser classificados quanto ao edíficio externo sua posição nas placas 
litosféricas, gênese e tipo de magma. 
O tipo de vulcão mais comum, atualmente, é o chamado estrato-vulcão ou misto, como, por 
exemplo, o Vesúvio. Nestes vulcões ocorre material piroclástico intercalado entre as corridas de 
lava. Em profundidade situa-se a câmara magmática, partindo dela a chaminé, que é a adutora 
do material vulcânico. A abertura afunilada que se comunica com o exterior denomina-se cratera. 
A montanha propriamente dita é formada pelo acúmulo de fragmentos expulsos freqüentemente 
intercalados com lavas. Geralmente predominam estes fragmentos, que são resultantes da 
pulverização das rochas preexistentes. Estas podem ser tanto de origem vulcânica, como não 
vulcânica, provindo, neste caso, da fragmentação das rochas adjacentes ao complexo vulcânico. 
 
O vulcão tipo Cônico é constituído quase que exclusivamente de material piroclástico. 
O vulcão estrato-vulcão constituído de lavas e material piroclástico 
O vulcão tipo Escudo emite apenas lavas fluidas, abrangendo uma grande área arqueada 
 
Quanto a posição nas placas 
 
1. Margem continental em zonas de subducção; 
2. Dorsais Meso-oceânicas 
3. Em Hot Spots, que resultam de anomalias profundas do manto, com vulcanismo em 
qualquer ponto de uma placa, continental ou oceânica. 
4. Riftes Continentais, como no leste Africano. Precursor de uma dorsal oceânica, pois os 
riftes continentais podem evoluir para um oceano. 
5. Limites de placas transformantes também podem ser sedes de vulcões. 
 
Quanto a gênese os vulcões podem ser monogênicos e poligênicos. Os vulcões monogênicos 
apresentam apenas uma erupção como é o caso do vulcão Paracutin, no México, e os poligênicos 
são os vulcões que apresentam várias erupções no decorrer do tempo, como exemplo, o vulcão 
Vesúvio na Itália. 
 
24 
 
 
Forma e constituição dos edifícios vulcânicosPelos processos vulcânicos, o material proveniente das profundezas da crosta terrestre, tanto 
da câmara magmática como das rochas encaixantes, adjacentes ao aparelho vulcânico, acumula-se 
ao redor do conduto (que pode ser mais de um), formando montanhas de tamanho considerável 
com o formato de um cone, como, por exemplo, o Fujiama (Japão). Contudo, a direção 
preferencial do vento durante a explosão pode provocar formas irregulares assim como as 
correntes de lava que podem sair, preferencialmente por um dos flancos. Também a erosão 
posterior modifica freqüentemente a forma ideal do cone, sobretudo nos vulcões extintos. 
Altura das montanhas vulcânicas - O Etna atinge cerca de 3.280m de altura, dos quais 3.070 
m são constituídos de seus próprios produtos. O Popocatepetl no México, com seus 5.560m de 
altura total, assenta-se sobre o planalto de cerca de 3.000m, como também o Chimborazo (6.300m) 
no Equador, que se eleva de um planalto de 3.000 metros. Por outro lado, as ilhas vulcânicas 
atingem ainda, freqüentemente, grandes profundidades. O Stromboli, com seus 926m de altura, é 
apenas a parte superior de um cone vulcânico de 3.200m no total. A ilha vulcânica do Havaí 
25 
emerge até 4 200m (Mauna Loa) sobre o mar, estando a sua base a 5.000m de profundidade. Desta 
maneira, o edifício vulcânico atinge cerca de 9.000m de altura total. 
Deve ser lembrado que a altura de um vulcão não aumenta indefinida e continuamente com 
as atividades. O edifício vulcânico é muitas vezes destruído parcialmente por ocasião das fases 
explosivas, mudando-se sua forma e reduzindo-se seu tamanho. 
Cratera - É a boca afunilada que se forma graças à explosão que se verifica no início da 
atividade de certos vulcões. Não se tratando de vulcão explosivo, é a abertura por onde saem as 
lavas. O termo cratera vem do grego krater, vaso de boca. larga usado para misturar vinhos com 
água e outras bebidas. 
Depois de uma erupção maior, a cratera torna-se relativamente funda em relação ao diâmetro 
e com paredes abruptas. Em geral, o diâmetro das crateras é inferior a 1 km. 
As vezes verifica-se o abatimento de parte da cratera, seja pelo esvaziamento da lava que 
enche parcialmente a chaminé, perdendo assim o apoio, seja pelo desmoronamento. Por isso 
aparecem temporariamente crateras com diâmetros relativamente grandes, como por exemplo, do 
Coseguina (Nicarágua) com 2,5 km de diâmetro e 400m de profundidade, 
As crateras de vulcões extintos ou inativos são freqüentemente cheias de água, formando os 
célebres lagos de cratera. São eles, às vezes, os responsáveis pelos grandes estragos causados nas 
explosões iniciais, nas reativações - vulcânicas, quando sua massa de água é projetada e em parte 
evaporada bruscamente, dando origem às chuvas torrenciais e às perigosas corridas de lama. 
 
Podem-se distinguir, genericamente, 3 tipos de cratera: 
1 - Cratera de acumulação, originada pelo acúmulo de material expulso da chaminé. 
2 - Cratera de explosão, na qual a rocha preexistente foi pulverizada pela força expansiva 
dos gases que se acumularam na lava aprisionada no interior do vulcão. 
3 - Cratera de abatimento, ocasionada pelo colapso do edifício vulcânico, que pode perder 
o apoio interno, seja pelo vazio resultante da saída do magma, seja pelo refluxo do magma que se 
assenta graças ao escape dos gases, resultando um espaço vazio em cima e conseqüente perda de 
apoio. Este último tipo determina a formação de depressões gigantescas chamadas caldeiras. 
Tirou-se esta designação da caldeira de Las Palmas, ilhas Canárias. 
 
CALDEIRA: O material fornecido por um vulcão, seja sob a forma de lava ou de tufos, 
muitas vezes atinge muitos quilômetros cúbicos. 
A eliminação de tão grande volume da câmara magmática provoca uma deficiência de massa 
no interior da câmara, que poderá ser compensada pelo colapso das partes exteriores e superiores. 
Assim, formam-se, ao redor do edifício vulcânico e da sua câmara magmática, zonas de 
fraturamento e abatimento de conformação aproximadamente circular. Resultam, assim, 
montanhas circulares que envolvem o centro abatido, que recebem o nome de caldeira. 
Posteriormente, pode formar-se dentro da caldeira uma nova cratera com um novo cone e ou um 
lago. As montanhas circulares do Vesúvio constituem um exemplo claro. O Vesúvio ocupa a parte 
interna, tendo-se formado a elevação do edifício vulcânico atual após o colapso, e as montanhas 
que o circundam constituem o Monte Somma. A grande maioria das caldeiras é originada pelo 
abatimento, ocasionando ao redor do complexo vulcânico um sistema de fraturas que são 
preenchidas pela lava. Um dos sistemas de fraturas circunda o edifício vulcânico, dando origem 
aos diques de forma circular, denominados ring-dikes pelos ingleses. Tais diques anelares ocorrem 
na região vulcânica de Poços de Caldas, Minas Gerais. 
26 
 
O conduto vulcânico dos vulcões atuais é de difícil observação, mesmo nos vulcões extintos. 
Tais chaminés podem ser observadas parcialmente, em se tratando de vulcanismo antigo, quando a 
erosão remove as rochas menos resistentes, expondo a lava consolidada dentro da antiga chaminé. 
Um exemplo deste fenômeno é a célebre Torre do Diabo (U. S. A. ), onde a lava se mostra com 
uma bela disjunção colunar. Outro exemplo de antiga chaminé conhecida com pormenores é a 
mina de diamante de Kimberley, África do Sul (Fig. 11-7). Foi a mina mais profunda do mundo, 
atingindo cerca de 3.000 m de profundidade. 
 
As Causas de Vulcanismo. 
 
Vulcanismo começa com a criação de magma pela fusão de rochas preexistentes e culmina 
com a ascensão deste magma à superfície da Terra através de fraturas, falhas e outras aberturas na 
litosfera. O magma é mais comumente criado nos limites de placas tectônicas e pontos quentes 
(hot spots) intraplaca, e em riftes mas o que determina se um magma sobe à superfície ou esfria no 
subsolo para formar rochas plutônicas? Um magma entrará em erupção se ele estiver sob pressão 
elevada e possa fluir suficientemente rápido para cima para alcançar a superfície antes que ele 
esfrie e solidifique. Duas características do magma determinam seu potencial para fazer isto: seu 
conteúdo em gás e sua viscosidade. 
 
Gás em magma vulcânico 
 
Os gases magmáticos constituem de 1 a 9 % da maioria dos magmas. Os principais gases são 
vapor de água e dióxido de carbono, com menores quantidades de nitrogênio, dióxido de enxofre, 
cloro e uns poucos outros. A dezenas de quilômetros os gases se encontram dissolvidos no magma 
e quando o magma sobe e encontra-se próximo da superfície os gases começam a expandir-se e a 
separar-se do magma. Em muitos casos causam explosões violentas, principalmente com magmas 
viscosos. 
 
Viscosidade do Magma 
 
A viscosidade do magma geralmente decresce com o calor e cresce com o conteúdo de sílica. 
Magmas félsicos tendem a ser relativamente frios e tem um conteúdo elevado de sílica, assim ele é 
muito viscoso. Magmas máficos são mais fluidos e tendem a formar volumes grandes de rochas 
27 
extrusivas. Os magmas félsicos tem tendência a ser explosivos quando da brusca liberação dos 
gases espalha lava e cinzas na atmosfera. 
 
Produtos do Vulcanismo 
 
As erupções vulcânicas variam desde uma calma corrente de lava basáltica até explosões 
cataclismáticas. Dependendo grandemente da composição dos magmas que as alimentam, as 
erupções vulcânicas podem produzir rios de lava quente-vermelho, chuvas de cinza, com 
partículas tão finas como talco em pó, blocos vulcânicos do tamanho de um automóvel, ou 
qualquer número de fragmentos de tamanhos intermediários. Em função dos diferentes tipos de 
magmas diferentes produtos vulcânicos são produzidos. 
 
Tipos de derrames delavas 
 
Devido que magmas máficos têm mais probabilidade de subir até a superfície do que 
magmas félsicos, lava basáltica é o tipo mais comum de lava. Esta lava é mais veloz e desloca-se 
mais longe do que os outros tipos de lava. Mesmo o tipo intrusivo, o gabro, correspondente ao 
basalto é pouco comum. Magmas félsicos são mais frios e viscosos, portanto mais difíceis de 
chegar à superfície, sendo mais comuns seus correspondentes intrusivos como é o caso do granito. 
Lavas andesíticas são intermediárias entre lavas basálticas e riolíticas tanto em composição como 
em fluidez; elas são mais freqüentes que as lavas riolíticas e menos freqüentes que as lavas 
basálticas. 
 
Lava Basáltica 
 
A temperatura das lavas do Havaí alcançam 1175 oC, próximas da temperatura do manto 
superior. Algumas corridas de lavas alcançaram 100 km/h, mas poucos quilômetros por hora são 
velocidades mais comuns. Grandes derrames de lava podem alcançar cerca de 200 km ou mais de 
distância. Na Bacia do Paraná alcançam uma espessura de 1500 m com vários derrames 
sucessivos. Quanto mais espesso cada derrame, maior poderá ser a distância percorrida pela lava. 
Dois tipos de lava são reconhecidos: 
 
Lava em corda (Pahoehoe) e lava em bloco (aa). O primeiro tipo tem a aparência de rolo 
de cordas e o segundo tipo forma blocos e túneis. A lava forma uma teto solidificado, mas seu 
interior ainda está fluido e pode fluir totalmente deixando túneis para trás ou uma superfície 
encrespada. 
Quando a lava alcança água de um lago ou do mar, em contato com a água fria, ela esfria a 
superfície de blocos ovais, mas que ao descansarem no substrato adquirem uma forma achatada, 
sendo chamadas lavas em almofada (pillow lava). 
Quando a lava envolve fragmentos quebrados de derrames anteriores já consolidados, forma-
se uma massa heterogênea de blocos cimentados pelo material da última erupção. Dá-se a esse 
conjunto o nome de brecha vulcânica. 
Sob os sedimentos do fundo oceânico, os basaltos apresentam em sua superfície estruturas de 
lavas em almofadas indicativas de consolidação das lavas em ambiente subaquoso. 
28 
A individualização de derrame de basalto pode ser identificada por sua morfologia e 
estrutura. 
Lavas Andesíticas e Riolíticas 
 
A lava andesítica, sendo mais félsica e assim mais viscosa do que a lava basáltica máfica, 
flui mais lentamente do que a lava basáltica e solidifica muito antes de viajar muito a partir de sua 
fonte. Lavas andesíticas desenvolvem muitas estruturas semelhantes as das lavas basálticas. Nos 
raramente vemos lavas em corda nessas lavas. As lavas andesíticas podem mesmo ser viscosas o 
suficiente para impedir a passagem de gases e entram em erupção com grande força explosiva. 
Cada derrame de basalto tem uma constituição típica. Na base apresentam uma zona vítrea e logo 
acima ocorrem fraturas horizontais, no centro predominam as fraturas verticais e no topo uma 
zona com vesículas formadas por material que acompanhava os gases e vapor de água. O exame 
de escarpas de basalto, indica que ela é constituída de vários derrames de lava. 
 
As lavas félsicas (riólitos) , sendo as mais frias e as mais viscosas, se movem tão lentamente 
que tendem a esfriar e solidificar no interior da Terra como um granito plutônico do que como 
derrame de lavas. Quando o riólito entra em erupção, ele comumente explode violentamente, 
produzindo um enorme volume de fragmentos em vez de lava. As lavas félsicas com alto conteúdo 
de água e gases enche-se de bolhas e sai como uma espuma de lava dos condutos vulcânicos que 
rapidamente solidifica como uma rocha vulcânica vítrea denominada pedra-pomes (pumice). Esta 
rocha é tão leve que flutua na água. 
 
Piroclastos e Tephra 
 
Os produtos soltos, incoerentes, chamados piroclásticos (do grego, pyros, fogo e klastos, 
quebrado), produzidos pelas atividades vulcânicas, são de grande importância, pois no vulcanismo 
atual, eles predominam largamente em relação à quantidade de lava. Rochas formadas por material 
piroclástico são chamadas rochas piroclásticas. geólogos também se referem a depósitos de 
material piroclástico como tephra. Os fragmentos piroclásticos podem ter duas origens: Derivam-
se do magma, de maneira explosiva (durante o estado de fusão ou de material já consolidado), ou 
29 
então da fragmentação explosiva de rochas preexistentes de parte do invólucro do edifício 
vulcânico, cuja constituição litológica pode ser completamente diferente da do magma do vulcão 
atual. 
O material mais fino é também chamado de tufo vulcânico, sendo este de consistência 
bastante fofa. Muitos vulcões fornecem somente este tipo de material, que tanto pode ser 
autígeno, ou seja, ligado diretamente ao magma, como alotígeno, provindo de rochas 
fragmentadas que constituíam os tetos das câmaras magmática e as paredes da chaminé do vulcão. 
Nas erupções iniciais predominam justamente estes produtos. Os produtos piroclásticos são 
classificados segundo o tamanho dos ejetólitos, nome genérico também dado aos fragmentos de 
natureza piroclástica. 
 
Material Vulcânico Grosseiro e Fino: 
 
Blocos: Os blocos são ejetólitos de diâmetro acima de 5 cm, com formas irregulares, ásperas, 
podendo muitas vezes ultrapassar 1m3. Eles já saem do vulcão em estado sólido, como fragmentos 
de lava consolidada ou de rochas encaixantes. A origem destas pode ser das mais variadas, vindo 
às vezes bem do fundo da câmara magmática e outras vezes de suas paredes, dando idéia da 
constituição litológica das rochas atingidas pela explosão. Existem blocos do tamanho de uma 
casa, pesando várias toneladas. 
Bombas: são massas de lava consolidadas no ar durante a trajetória, com formas próprias, 
desde poucos centímetros de tamanho até metro, ou mais. Suas formas são alongadas ou 
arredondadas, freqüentemente retorcidas, demonstrando sua ejeção no estado plástico. Graças ao 
movimento rotatório adquirem, durante a trajetória, uma forma de projétil. As vezes estas bombas 
possuem crostas rachadas, graças ao resfriamento rápido da película externa e ao intumescimento 
do núcleo pastoso, pela expansão dos gases contidos. 
Em certos casos a expansão dos gases é tão grande, e o resfriamento tão rápido, que se 
formam bombas de lava esponjosa de vidro vulcânico chamado pedra-pomes ou púmice. 
Lapili: são ejetólitos de lava com tamanhos de noz a ervilha. Podem chegar à- superfície no 
estado sólido ou ainda pastoso. No primeiro caso formam-se fragmentos angulosos, às vezes 
constituídos preferencialmente de cristais bem formados. No segundo caso formam-se fragmentos 
arredondados. Se a lava for muito fluida, podem formar-se até fios e gotas compridas, como, por 
exemplo, o chamado cabelo de Pelé. Pelé é uma deusa do Fogo dos indígenas do Havaí. 
 
Cinza: trata-se de material de aspecto arenoso, constituído de fragmentos finos, de cerca de 
4 a 1/4 de min de tamanho. 
Quando vulcão Krakatoa explodiu em 1883, as cinzas mais finas foram transportadas pelo 
vento em torno do mundo por várias vezes. Alguma dessa poeira completou o circuito da Terra em 
15 dias. O vulcão Tambora na Indonésia lançou na atmosfera 175 km3 de fragmentos e o vulcão 
Vesúvio soterrou a cidade de Pompeia, não com lava, mas com cinzas. 
 
Poeira: Material mais fino que a cinza, até um pó impalpável. A distribuição desse material 
piroclástico, durante sua trajetória aérea, depende de vários fatores, como do seu impulso inicial, 
tamanho dos grãos, velocidade e direção dos ventos. 
 
 
30 
Fluxos Piroclásticos 
 
Um fluxo altamente móvel, quente de tephra que desce as encostas de um vulcão durante 
uma grande erupção é chamado de fluxo piroclástico ou nuvem ardente. Esses estão entre as 
formasmais devastadoras e letais de erupção vulcânica. Eles podem sair do vulcão com uma 
velocidade de 100km/h e alcançar velocidades de 700 km/h. Tal fluxo piroclástico pode ser 
causado por colapso gravitacional ou explosivo de uma massa de lava quente próximo ao topo de 
um vulcão que produz uma massa fluida densa de blocos, lapili, cinza e gases quentes. Devido que 
o fluxo também contém ar e gases magmáticos presos o material flutua encosta abaixo como 
sobre um colchão de ar, quase sem com o terreno. Os geólogos chamam o depósito mal 
selecionado resultante de ignimbrito. Como o material ainda está com alta temperatura, ele cai 
ainda mole e plástico de modo que eles fundem-se entre si, formando um tufo soldado (welded 
tuff). As nuvens ardentes, devido a alta temperatura e velocidade, são erupções letais. 
 
Fluxos (ou corridas) de Lama Vulcânicos 
 
Durante as erupções material piroclástico pode misturar-se com água e neve para formar um 
Fluxo de Lama Vulcânica ou um Lahar. Um lahar é frequentemente produzido quando uma 
erupção explosiva ocorre em um vulcão capeado por neve. O material piroclástico quente derrete 
um grande volume de neve ou gelo e a água resultante se mistura com a cinza, poeira e demais 
detritos e dirige-se para as encostas e os vales da região. Isto foi a causa de um devastador lahar 
do vulcão Nevado de Ruiz que soterrou a cidade de Armero com lama e detritos vulcânicos na 
Colômbia em 1985, causando número elevado de mortes. 
 
Erupções Submarinas 
 
A maioria das erupções submarinas são calmas porque abaixo de 300 m de água, a pressão 
da água inibe os gases e o vapor de água de expandir e escapar violentamente. Erupções 
submarinas efusivas de basalto tipicamente produzem estruturas de almofadas. Entretanto, um tipo 
mais explosivo de erupção submarina pode ocorrer quando a água do mar entra em uma câmara 
magmática através de uma parede fendida em uma ilha vulcânica. Quando a água fria entra em 
contato com o magma quente-vermelho, uma nuvem de vapor superaquecido é produzida que 
pode expandir violentamente, fraturando o cone vulcânico, mandando literalmente fragmentos 
para o céu. 
Gases Tóxicos 
 
Além de lava e piroclásticos, os vulcões emitem uma variedade de gases. Muitos desses, 
como vapor de água e dióxido de carbono, não fazem mal à saúde. Outros são venenosos. Estes 
podem incluir monóxido de carbono, vários gases sulfúricos, ácido clorídrico e outras substâncias 
fatais. Os gases do Vesúvio mataram muitas pessoas. Em 1986, nos Camarões, acumularam-se 
muitos gases em um lago que se liberaram repentinamente, matando 1500 pessoas que viviam nas 
vizinhanças. Na Ilha da Martinica, em 1902, nuvens ardentes com alta temperatura do Vulcão 
Mont Pelé mataram entre 25.000 e 40.000 pessoas da cidade de São Pierre, salvando-se apenas um 
criminoso nas masmorras da prisão que fora condenado a morte. 
 
31 
Efeitos Secundários: Clima 
 
Grandes eventos vulcânicos causam impacto no Clima. Após a erupção do vulcão Tambora 
em 1815, ocorreu um dramático esfriamento climático. O ano seguinte foi conhecido como o ano 
sem verão. A poeira lançada pelo vulcão fica circulando muitos anos na atmosfera bloqueando a 
luz do sol. Outro efeito a longo prazo e a emissão de CO2 no ar que mantém a atmosfera 
relativamente aquecida pelo efeito estufa, pois o CO2 é constantemente consumido pelo 
intemperismo e fotossíntese. 
 
Rochas Extrusivas ou Vulcânicas 
 
d) Basaltos - Os basaltos incluem todas as lavas, com 45% a 55 % de sílica. São rochas 
ígneas afaníticas de cor muito escura: verde escuro, cinza escuro, negro, com tonalidades 
arroxeadas ou pretas. Os basaltos são totalmente opacos. Sua granulação pode ser apenas 
discernível - com a lupa ou, ao contrário, total mente indiscernível, caso em que a rocha tem um 
aspecto homogêneo e sem brilho. Em virtude de oxidação superficial, a cor do basalto pode se 
tornar vermelho-arroxeada, responsável pela existência do solo vermelho (terra roxa), ideal para a 
agricultura no sul do País. Por sua dureza e extensão areal, este tipo de rocha atrapalha a 
exploração e a perfuração dos poços de petróleo. 
 
e) Riólito é o equivalente extrusivo do granito em composição química. Sua textura é 
porfirítica, possuindo às vezes um certo arranjo orientado como consequência do movimento da 
lava. 
f) Cinzas vulcânicas - São materiais não coerentes lançados pelos vulcões. As partículas de 
maior tamanho lançadas pelos vulcões podem soldar-se íntima e estreitamente constituindo uma 
brecha ou conglomerado vulcânico. 
 
Fumarolas, Fontes Quentes e Gêiseres 
 
A atividade vulcânica não cessa quando a lava ou material piroclastico cessa de correr. Por 
décadas e em alguns casos por séculos após uma erupção, os vulcões continuam a emitir fumaça e 
vapor de água através de condutos chamados fumarolas. Todas essas emanações contém material 
dissolvido que precipitam na superfície em volta quando a água evapora ou condensa. Vários tipos 
de depósitos são formados (como travertine), inclusive aqueles que tem materiais valiosos. As 
temperaturas dos gases emitidos pelas fumarolas variam de 800 a 200 oC. 
 
As sulfataras, com gases a temperaturas de 200 a 100 oC. Caracteriza-se pelo vapor de água 
e quantidades pequenas de CO2 e H2S, precipitando-se também o S, FeS2 etc. Os elementos mais 
comuns que entram na composição dos gases vulcânicos são os seguintes: hidrogênio, cloro, 
enxofre, nitrogênio, carbono e oxigênio, quer na sua forma elementar quer combinados, como 
HCl, H2S, SO2, SO3, H2O, (NH4)+, NH4Cl, CO, CO2, CH4 etc. Com a temperatura decrescente 
aumenta a proporção de H2O, SO2 e HCl no material remanescente. 
 
Mofetas constituem o estágio caracterizado pelas exalações a frio de CO2 frio, quase seco, 
podendo também misturar-se com água, formando fontes ácidas. 
32 
A água subterrânea que alcança o magma em subsuperfície (que retém o calor por centenas a 
milhares de anos) é aquecida e retorna à superfície como fontes quentes e gêiseres. Um gêiser é 
uma fonte de água quente que espoca intermintentemente com grande força, frequentemente com 
tempestuoso trovão. Os gêiseres mais famosos ocorrem no Parque Yellowstone, que 
aproximadamente a cada 65 minutos sofre uma erupção, enviando um jato de água quente à altura 
de 60 m. 
 
O aproveitamento econômico. 
 
Solos originados de rochas vulcânicas apresentam alta fertilidade para a agricultura, como 
por exemplo, as terras rochas férteis de São Paulo que evoluiram de lavas basálticas. Pedras 
ornamentais, fontes termais, energia geotérmica e atração econômica. podem ser também 
utilizadas economicamente. Vários depósitos minerais de ouro, prata, cobre, ferro, enxofre, zinco, 
chumbo e pedras preciosas.