Diferenciação Magmática

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Diferenciação Magmática 
Como se formam os magmas? 
 Para entender como se formam os magmas é necessário entender o 
processo pelo qual as rochas fundem. O ponto de fusão de uma rocha 
depende da sua composição e das condições de temperatura e pressão a 
que é sujeita. 
 
 
Lava. 
 
 Experiências feitas em laboratório por Geólogos provaram que uma rocha 
nunca se funde completamente, seja qual for a temperatura. Este facto 
deve-se à composição mineralógicas das rochas, ou seja, os minerais que 
compõe uma determinada rocha fundem a diferentes temperaturas 
ocorrendo portanto a fusão da rocha de uma forma parcial. 
 
 
 
 
Imagina que... 
 
Imagina uma bolacha contendo pedaços de chocolate dispersos na massa. 
Ao ser aquecido o chocolate derrete mas a massa que forma a bolacha 
continua sólida. Este é um fenómeno de fusão parcial. 
 
 
 
Pressão e Água 
 
 A Pressão aumenta com a profundidade no interior da Terra, como 
resultado da acumulação do peso das rochas suprajacentes. O aumento da 
Pressão implica um aumento da temperatura de fusão das rochas, 
conclusão tirada após experiências realizadas. 
 
 A quantidade de água é um fator que influencia de forma significativa a 
temperatura de fusão das rochas magmáticas. A sua presença diminui o 
ponto de fusão dos minerais que as constituem. 
 
Influência da Pressão e da Temperatura na formação de Magmas. 
Visita: http://higheredbcs.wiley.com/legacy/college/skinner/0471152285/ani
mations/animations/mod_5/partial_melting.html 
 
Sabias que... 
 
Se colocares água num recipiente resistente e o comprimires com muita 
força a água pode congelar? 
 
 
Como ocorre a Diferenciação Magmática? 
 Referidos os factores que permitem que as rochas se fundam para formar 
magmas, importa refletir sobre qual o motor da diversidade de rochas ígneas 
existentes, ou seja, sobre a diversidade de magmas. 
 
 O processo, apelidado de diferenciação magmática, permite que rochas de 
proporções variadas possam surgir a partir de um magma parental uniforme 
dado que corresponde a um fenómeno e que os diferentes minerais 
cristalizam a diferentes temperaturas. Durante a cristalização que ocorre 
com a diminuição de temperatura do magma, a composição deste muda à 
medida que ele vai ficando cada fez deficitário nos elementos químicos 
retirados para formar os minerais que já cristalizaram. 
 
Cristalização Fraccionada (exemplo) 
 
 
 A diferenciação magmática resulta de uma sequência de processos 
nomeadamente assimilação, diferenciação gravítica, mistura de magmas e 
cristalização fraccionada. 
 
 O processo de cristalização por meio do qual os cristais formados a partir 
de um magma em arrefecimento são segregados do liquido remanescente 
designa-se cristalização fraccionada. A formação dos minerais durante o 
arrefecimento não ocorre de uma forma aleatória encontrando-se a ordem 
e sequência da sua formação representado na Série de Bowen. 
 
Série Reaccional de Bowen. 
 
 
 
 
Magma 
Sob a crosta terrestre encontra-se uma vasta e profunda região, similar a 
um oceano semifluido de material a elevada temperatura que constitui 
o magma. 
Sua emissão para a superfície, através das crateras dos vulcões, constitui 
um dos mais impressionantes espetáculos da natureza. 
Magma é o material semifluido, altamente aquecido (de 800 a 1.200o C), 
encontrado em regiões profundas da crosta terrestre e que consiste 
predominantemente de silicatos em fusão (ou líquidos). 
O magma que flui contém cristais em suspensão e bolhas de gás. Quando 
expelido violentamente pelos vulcões, recebe o nome de lava e, pelo 
resfriamento e solidificação, dá origem às rochas magmáticas ou ígneas. 
A composição química dos magmas só pode ser conhecida após sua 
solidificação. Observa-se então que o oxigênio é o elemento mais 
abundante. A composição química das rochas ígneas pode ser expressa em 
termos de sua quantidade de óxidos. O mais importante deles é o de silício 
(SiO2), que compõe 35 a 75% de uma rocha magmática típica. 
As rochas magmáticas de origem crostal profunda que afloram na superfície 
da Terra acham-se totalmente cristalizadas. 
Isso acontece porque o magma que as originou encontrou condições 
necessárias para a cristalização: altas pressões e temperaturas 
lentamente decrescentes num meio inicialmente líquido. 
Os primeiros constituintes dos magmas a se cristalizar são os minerais 
ditos “pirogenéticos”, que incluem a maioria dos silicatos encontrados como 
constituintes primários das rochas básicas — as olivinas, a maioria dos 
piroxênios, os plagioclásios cálcicos etc. A separação dos minerais 
pirogenéticos deixa o líquido relativamente rico em água e em vários outros 
componentes de pesos atômicos e moleculares baixos, conhecidos pelos 
nomes de voláteis, hiperfusíveis ou constituintes fugitivos. Os minerais ditos 
“hidratogenéticos” exigem para sua formação alta concentração desses 
voláteis. 
A história do resfriamento e da cristalização de um magma pode ser dividida 
em diferentes estágios, baseados principalmente na temperatura e na 
concentração dos voláteis. 
Denomina-se província magmática ou petrográfica uma região 
relativamente ampla da crosta terrestre que contém rochas ígneas 
aproximadamente da mesma idade, derivadas da mesma matriz magmática. 
Uma província desse tipo é a existente ao redor de Roma e Nápoles, na 
Itália. Os maciços alcalinos de Itatiaia e de Passa Quatro, que abrangem 
partes dos estados de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo, constituem 
também uma província petrográfica ou magmática. 
Fonte: geocities.yahoo.com.br 
Magma 
 
Magma 
INTRODUÇÃO 
Magmas são complexas fusões naturais de rochas, de consistência 
viscosa, com temperaturas que variam entre 1.500°C e 700°C. 
Magmas quando solidificados formam as rochas ígneas. 
Magmas são formados por três fases principais: uma fase líquida 
majoritária (silicatos fundidos e íons metálicos), uma fase sólida (os cristais) 
e uma fase gasosa. 
A fase líquida dos magmas é formada por silicatos fundidos (ainda que há 
outras possibilidades, como é o caso por exemplo dos magmas 
carbonatíticos – formados por carbonatos) com proporções variadas de 
cátions (Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Ti entre outros) junto com íons metálicos 
(Fe2+, Fe3+, Mg2+, Na+ entre outros). A fase sólida pode ser constituída 
por cristais que formam-se inicialmente a partir do próprio líquido ou serem 
incorporados no magma(xenocristais), junto com fragmentos de rochas 
(xenólitos) incorporados durante a ascensão em direção as porções 
superiores da Terra. A fase gasosa inclui vapor de água, dióxido de carbono, 
dióxido de enxofre e muitos outros. 
A parte rochosa da Terra é sólida sob condições normais de temperatura e 
pressão. Vulcanismo é a erupção de rocha fundida ou parcialmente fundida 
(omagma) sobre a crosta terrestre. Portanto, o primeiro passo para geração 
de vulcões na superfície é a fusão de rochas em profundidade. 
GERAÇÃO DOS MAGMAS 
A geração de magmas e o movimento e a cristalização desses líquidos 
magmáticos são os mecanismos primários por meio do qual o planeta Terra 
diferenciou-se em núcleo, manto e crosta oceânica e continental. 
Atualmente, a geração de magmas é limitada aos 200 km mais externos do 
planeta, dentro das camadas mais superiores do manto e na crosta. 
Evidências sobre o ambiente e condições de geração de magmas são 
fornecidas por estudos geofísicos (sísmicos e geotérmicos), por estudos de 
fragmentos de rochas (xenólitos) transportados pelos magmas desde as 
suas regiões de origem, e também por estudos de petrologia experimental 
que procuram reproduzir em laboratório as condições de temperatura e 
pressão em que os magmas são formados. 
O processo de geração de magmas raramente é uma fusão completa,sendo o que normalmente ocorre é uma fusão parcial das rochas do manto 
na astenosfera, ou do manto superior ou crosta inferior na litosfera, aonde 
se vai produzindo de forma progressiva a fusão dos componentes minerais 
menos refratários entre os que compõe a rocha que está sendo fundida. 
Os magmasformados dessa maneira (in situ) e que não tenham sofrido 
processos de diferenciação (vistos abaixo) são denominados de magmas 
primários. 
A fusão parcial de rochas pode ocorrer por uma elevação da temperatura, 
por descompressão, pela variação na composição química dos fluídos do 
sistema ou por uma combinação desses fatores. 
Fusões de rochas por descompressão e por variação na composição 
química do sistema são dominantes no manto terrestre, porque na 
astenosfera o transporte de massa é muito mais rápido que o transporte de 
calor e, também, porque a geração de calor interno por decaimento 
radioativo é pequena atualmente. Ao contrário, na litosfera, que inclui a 
crosta, o transporte de massa e as temperaturas ambientais são mais 
baixas, assim que um aumento na temperatura por fluxo de calor radioativo 
ou geração de calor é requerido para ocorrer a fusão de rochas. Entretanto, 
para a Terra como um todo a fusão astenosférica gera muito maior volume 
de magma a cada ano do que as fusões litosféricas. 
Fusão por descompressão 
Fusão por descompressão é o principal processo de geração 
de magmas na Terra e ocorre em cordilheiras meso-oceânicas e em ilhas 
vulcânicas, como o Havaí e Islândia. 
Fusão por descompressão ocorre em qualquer lugar onde o magma 
originado no manto alcança profundidades rasas. Em zonas de rifteamento, 
onde as placas tectônicas são afastadas, fraturas profundas atingem o 
manto sólido, liberando a pressão interna. O manto responde a diminuição 
pressão ascendendo para preencher o espaço vazio. Devido à diminuição 
da pressão, o manto funde espontaneamente e flui para cima, pelas 
mesmas fraturas profundas, sem adição de calor. 
Fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema 
Fusão induzida por variações na composição química dos fluídos do sistema 
é o segundo processo mais importante de geração de líquidos magmáticos 
no planeta Terra, sendo responsável pelo vulcanismo de arco de ilha e de 
margens continentais. Nesse ambiente geotectônico, o fenômeno da 
subducção coloca uma placa fria dento do manto, gerando baixas 
temperaturas e um fluxo de energia para baixo. O único processo razoável 
para induzir a fusão nesse ambiente é a adição de componentes, como a 
água e o CO2, que rebaixam drasticamente a temperatura de fusão do 
manto. O conteúdo abundante de água fica evidente pelo comportamento 
explosivo dos magmas produzidos e erupcionados em arcos de ilhas e em 
margens continentais. 
Fusão por aumento na temperatura 
Vários mecanismos distintos podem diretamente aumentar a 
temperatura de uma massa de rochas induzindo a fusão: 
1) aquecimento por impacto de objetos extraterrestres 
2) aquecimento por geração de calor radioativo 
3) aquecimento por condução (ocorre em vulcões localizados em regiões 
continentais longe de limites de placas e pontos quentes) 
4) aquecimento friccional (ocorre em zonas de falhas). Nenhum desses 
mecanismos é volumetricamente significante nos dias de hoje no nosso 
planeta, mas podem ter sido muito importantes na história da Terra ou em 
outros planetas. 
PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA 
Durante a ascensão do magma até a superfície ou para porções mais rasas 
na crosta podem se produzir uma série de processos de diferenciação 
magmática que variam a composição do magma. 
Os principais mecanismos de diferenciação são: 
a) imiscibilidade de líquidos 
Consiste na separação de um líquido inicialmente homogêneo em duas 
fases líquidas distintas composicionalmente. Em muitos processos de fusão, 
a imiscibilidade dos líquidos resulta em um líquido rico em metais separado 
de um líquido rico em fases silicatadas; 
b) cristalização fracionada 
O magma primário pode conter cristais e quando estes possuem uma 
densidade distinta do magma, e em condições favoráveis, pode-se produzir 
a separação desses cristais, por acumulação na porção superior (os 
feldspatos, por exemplo) ou no fundo da câmara magmática (olivinas, 
piroxênios, por exemplo). Isto origina a segregação de determinados 
componentes minerais, variando a composição do magma residual 
c) assimilação 
Durante a ascensão em direção à superfície, o magma pode fundir porções 
das rochas encaixantes e incorporá-las, variando assim a composição do 
magma original 
d) mistura de magmas 
Ocorre fundamentalmente durante a residência em câmaras magmáticas, 
como conseqüência do aporte de novas pulsos de magmasprimários, que 
variam a composição do magma ali acumulado. 
Como conseqüência desses processos de diferenciação se originam os 
denominados magmas diferenciados ou derivados, cuja composição pode 
ser muito diferente do magma primário correspondente. Todos estes fatores 
(modo de formação, maior ou menor ascensão na crosta, grau de 
diferenciação…) são os responsáveis pela grande variedade de rochas 
ígneas que conhecemos. 
CRISTALIZAÇÃO DOS MAGMAS 
Outra questão importante nas rochas ígneas é a ordem de cristalização de 
seus minerais, identificada em muitos casos pelas reações texturais que se 
estabelecem entre eles. Quando o magma começa a resfriar a maior parte 
desses elementos químicos começam a formar ligações químicas e 
cristalizarem na forma de minerais (cristais). Esta cristalização inicia quando 
há uma queda da temperatura no magma abaixo de um valor crítico, que 
varia com a composição do magma e também, em menor escala, com a 
pressão. A cristalização não é total, isto é, não ocorre ao mesmo tempo e 
sim durante um longo intervalo de temperatura, originando minerais numa 
determinada seqüência (a ordem de cristalização). 
Esta seqüência é determinada por dois fatores principais: a 
termodinâmica do processo de cristalização e a composição do magma que 
está cristalizando. 
O primeiro fator foi estudado por um cientista chamado Bowen, que 
observou que a cristalização dos minerais durante o resfriamento de 
um magma segue, de maneira geral, uma seqüência determinada, que 
pode-se dividir em dois grandes ramos: o denominado ramo descontínuo 
(minerais ferromagnesianos; olivina – piroxênio – anfibólio – mica) e o ramo 
contínuo (plagioclásios cálcicos e sódicos; anortita – bitownita – andesina – 
labradorita – albita), que convergem para um tronco comum, que 
corresponde a cristalização do feldspato potássico e do quartzo, sempre os 
últimos a cristalizar. Isto se conhece com o nome de Série de Bowen. A 
maior ou menor evolução da série depende fundamentalmente do conteúdo 
inicial de sílica, visto que as reações dos minerais ferromagnesianos (olivina 
– piroxênio – anfibólio – mica) implicam em um consumo crescente desse 
componente. 
Por outra parte, a composição do magma impõe restrições a esta seqüência, 
de forma que se o magma é pobre em sílica e rico em Mg, Fe, Ca 
(magmas básicos) somente cristalizarão os primeiros termos das duas 
séries (olivina, piroxênio, plagiocásico cálcico), ainda que em magmas mais 
ricos em sílica e pobres em Mg e Fe (magmas ácidos) os minerais 
ferromagnesianos se formarão durante os primeiros estágios da 
cristalização magmática, mas irão reagir com o líquido sucessivamente até 
gerar termos mais evoluídos da série. No final a rocha será formada por 
plagioclásio sódico, biotita, feldspato potássico e quartzo. Nas rochas 
formadas a partir de magmas de composição intermediária encontraremos, 
por tanto, plagioclásios intermediários, anfibólio e piroxênio como minerais 
característicos. 
COMPOSIÇÃO QUÍMICA DOS MAGMAS 
A composição química de um magma é convencionalmente expressa em 
termos de elementos maiores, menores e traços. 
Oselementos maiores e menores são expressos como óxidos: SiO2, 
Al2O3, FeO, Fe2O3, CaO, MgO e Na2O (elementos maiores); K2O, TiO2, 
MnO e P2O5 (elementos menores). Elementos maiores são, por definição, 
aqueles com abundâncias acima de 1% em massa, ao passo que elementos 
menores são aqueles entre 0,1 e 1% da massa. Alguns elementos, tais 
como o Potássio (K) e o Titânio (Ti) estão presentes como elementos de 
abundância menor em algumas rochas, mas podem atingir proporções de 
elementos maiores em outras. Abaixo de 0,1% de massa, entra-se no 
domínio dos elementos traço, sendo que a concentração desses elementos 
é convencionalmente expressa em termos de ppm (partes por milhão). 
Os principais elementos traços presentes no magma são: V, Cr, Ni, Rb, 
Sr, Y, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Yb, Lu, Ta, Hf, Th e U. 
Diversos óxidos e elementos voláteis (os gases) podem ser adicionados a 
esta lista, entre os quais se destacam o H2O, o CO2, o SO2, o Cl e o F. 
Magmas de origem crustal (riolíticos, dacíticos ou andesíticos) são ricos em 
O, Si, Al, Na, K e H, enquanto que magmas gerados no manto terrestre 
(basálticos) são mais ricos em O, Si, Al, Ca, Mg e Fe. Magmas 
carbonatíticos (que contém mais de 50% de carbonatos) também são 
gerados no manto terrestre. 
PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MAGMAS 
As propriedades físicas são relevantes no estudo do comportamento 
deformacional dos materiais, a reologia. Os principais fatores que afetam o 
comportamento reológico dos magmas incluem a temperatura, a densidade 
e a viscosidade. 
Temperatura 
Medições diretas das temperaturas em lavas podem ser feitas tanto 
utilizando-se uma sonda térmica inserida dentro do fluxo de lava (ou de um 
lago de lava) como utilizando-se um pirômetro ótico (especialmente utilizado 
para medição da temperatura de fontes de lava). 
Estimativas de temperaturas de erupção típicas dos principais tipos de 
magmas (Cas & Wright, 1988): 
Tipo de Rocha Temperatura (°C) 
Basalto 1000 – 1200 
Andesito 950 – 1200 
Dacito 800 – 1100 
Riolito 700 – 900 
Estimativas de temperaturas baseadas entre a correspondência entre 
a cor e a temperatura das lavas: 
Cor Temperatura (°C) 
Vermelho 
incipiente 
 540 
Vermelho escuro 650 
Vermelho brilhante 870 
Vermelho 
amarelado 
1100 
Branco incipiente 1260 
Branco 1480 
Densidade 
A densidade é marcantemente diferente para cada tipo composicional, mas 
mostra uma diminuição na densidade com o aumento da temperatura. A 
densidade é também dependente da pressão, aumentando em proporção 
junto com a pressão confinante. 
A tabela abaixo mostra quatro medições de densidade a diferentes 
temperaturas para três tipos de rochas vulcânicas realizadas por 
Murase & McBirney, 1973 (in Cas & Wright, 1988): 
Tipo de 
Rocha 
800°C 1100°C 1300°C 1500°C 
Basalto 
2,72 g 
cm-3 
2,64 g 
cm-3 
2,60 g 
cm-3 
2,58 g 
cm-3 
Andesito 
2,50 g 
cm-3 
2,45 g 
cm-3 
2,43 g 
cm-3 
2,41 g 
cm-3 
Riolito 
2,23 g 
cm-3 
2,19 g 
cm-3 
2,17 g 
cm-3 
 – 
A densidade dos magmas torna-se um parâmetro importante quando é 
considerada como um comportamento do corpo de magma com respeito as 
rochas fonte e o possível movimento dos cristais dentro da câmara 
magmática. A densidade do magma acompanha o aumento de pressão 
indicando a relativa compressibilidade do líquido magmático. A diferença de 
densidade entre uma fase sólida qualquer e o magma em que ele se 
encontra é um dos fatores principais para se determinar a eficiência dos 
processos de diferenciação magmática por afundamento ou flutuação dos 
cristais. No caso, a densidade de óxidos, sulfetos e minerais silicatados 
ferro-magnesianos é, de uma maneira geral, bem maior que a de qualquer 
líquido silicatado, fazendo com que esses minerais tendam a afundarem 
para a base da câmara magmática. Por outro lado, a densidade dos 
plagioclásios gira em torno daquela dos magmas basálticos ou andesíticos. 
Assim, eles devem afundar em magmas dessas composições sob baixas 
pressões; porém, sob pressões elevadas, podem flutuar. 
Viscosidade 
Segundo Williams & McBirney, 1979 (in Middlemost, 1985) a viscosidade é 
a propriedade física mais importante dos magmas. 
Ela é particularmente importante: 
a) nos processos que separam os magmas desde as fases que 
permanecem na região fonte; 
b) na ascensão e posicionamento dos magmas; 
c) na diferenciação magmática; e 
d) na difusão dos elementos dentro do magma. 
Viscosidade é a propriedade que todo fluido real oferece ao movimento 
relativo de qualquer de suas partes; também é conhecido por atrito interno 
de um fluido. 
Dados de viscosidade são obtidos desde o estudo de lavas no campo e 
também desde estudos laboratoriais de materiais naturais ou sintéticos. 
Estes estudos têm demonstrado que variações na viscosidade 
dos magmas são principalmente derivadas de mudanças na temperatura e 
pressão, composição química, conteúdo de voláteis, conteúdo de cristais e 
conteúdo de bolhas no magma. 
Estudos em líquidos naturais e sintéticos mostram que a viscosidade torna-
se menor com o aumento da pressão, especialmente em pressões 
elevadas. A viscosidade é muito dependente da temperatura do magma. A 
viscosidade dos magmas aumenta significativamente quando eles perdem 
temperatura, devido parcialmente a cristalização. Entretanto, em 
temperaturas e pressões equivalentes magmas diferentes possuem 
diferentes viscosidades, sugerindo que aspectos composicionais são 
também importantes na determinação de suas viscosidades. 
O efeito de cristais suspensos no líquido magmático aumenta a viscosidade 
efetiva de um magma. Quanto maior a quantidade de cristais no magma, 
maior é a sua viscosidade. É por causa que magmas com quantidades 
muito grandes de cristais tornam-se muito viscosos para erupcionar que o 
conteúdo de cristais de rochas vulcânicas efusivas raramente excede os 
50%. 
A composição química de um magma afeta a viscosidade em uma maneira 
complexa. Os elementos em um magma podem ser divididos em elementos 
formadores de rede tridimensional de átomos e elementos não formadores 
de rede tridimensional de átomos. O Si4+ e em menor extensão o Al+3 e o 
Fe3+ são os principais elementos formadores de rede tridimensional, 
enquanto que o Mg2+ e o Ca+ são os principais elementos não formadores 
de rede tridimensional. Nos minerais silicatados, quatro íons de oxigênio são 
ligados a um cátion de sílica formando uma configuração tetraédrica. A 
união de tetraedros de sílica e oxigênio é comumente denominada de 
polimerização. Quanto mais sílica (SiO2) existir na composição de um 
magma, mais polimerizado é este magma, conseqüentemente, também 
mais viscoso. Estudos têm demonstrado que magmas riolíticos (72-75% de 
SiO2) são mais polimerizados e viscosos que magmas dacíticos (65-71% 
de SiO2) e andesíticos (53-64% de SiO2), e esses são mais polimerizados 
e viscosos que magmas basálticos (45-52% de SiO2). Magmas 
ultramáficos, por exemplo Komatiíticos, contém menos sílica (< 45% de 
SiO2) que os magmas basálticos e, portanto, são menos polimerizados e 
viscosos. 
O conteúdo de elementos voláteis também influencia na viscosidade do 
magma. Os voláteis compreendem somente uma pequena proporção 
nos magmas, com o conteúdo de água variando desde menos do que 1% 
em magmas basálticos até em torno de 6% em magmas riolíticos. Em 
temperaturas fixas, a viscosidade do magma torna-se mais baixa com um 
aumento no conteúdo de água, especialmente em magmas mais silicosos. 
A solubilidade da água no magma é controlada principalmente pela 
temperatura, pressão e presença de outros elementos voláteis. A 
solubilidade da água no magma aumenta com um decréscimo na 
temperatura e elevação da pressão, e diminuiu com uma abundância maior 
de outros elementos voláteis. 
Elementos voláteis dissolvidosno magma afetam também a natureza das 
erupções vulcânicas, em termos se elas serão explosivas ou 
não. Magmas com baixo conteúdo de elementos voláteis serão mais 
efusivos, enquanto que magmas que possuem um maior conteúdo de 
elementos voláteis tenderão a ser mais explosivos. 
Quando um magma ascende para a superfície, a pressão confinante 
diminui, com isso a água e outros elementos voláteis, como o CO2, poderão 
a uma certa profundidade começar a se separar do magma e se tornarem 
fases fluídas individuais. A principal característica dessa fase é a criação de 
bolhas (vesículas) no magma. A profundidade que isto ocorre depende do 
tipo de magma e do conteúdo de voláteis. Uma vez formadas, as bolhas 
podem crescer por coalescência, difusão de gases e/ou diminuição da 
pressão confinante. O crescimento das vesículas pode gerar um aumento 
na pressão dentro da câmara magmática, e portanto aumentar o potencial 
para ocorrer uma erupção explosiva. 
A separação de uma fase fluída poderá começar quando a pressão de 
voláteis igualar a pressão confinante. Se o conduto do vulcão estiver 
fechado e se a pressão da câmara magmática igualar ou exceder a 
resistência das rochas encaixantes, o teto da câmara magmática e o próprio 
edifício vulcânico poderão ruir, possivelmente em um grande evento 
explosivo. Se o conduto do vulcão estiver aberto, o magma com um elevado 
conteúdo de voláteis subirá em direção à superfície e se fragmentará 
explosivamente devido ao elevado gradiente de pressão existente entre o 
magma vesiculado e a atmosfera. 
ASCENSÃO DOS MAGMAS NA CROSTA 
Uma vez formados, os magmas tendem a ascender em direção a superfície, 
como conseqüência da densidade (menor densidade dos magmas em 
relação a densidade das rochas que os rodeiam) e da expansão volumétrica 
que sofrem. 
A ascensão dos magmas em direção a superfície pode variar desde 
velocidades supersônicas, capazes de trazer para a superfície magmas 
originados no manto superior, até velocidades lentas, combinadas com 
estágios temporários em câmaras magmáticas intermediárias que 
incrementam o tempo de residência dos magmas em porções da crosta mais 
ou menos profundas. 
Vulcões podem erupcionar explosivamente, gerando elevadas colunas de 
cinzas e ocasionais fluxos piroclásticos, ou podem extravasar lentamente 
formando fluxos ou domes de lava. A razão de erupção é controlada pela 
razão de ascensão de magma através do conduto vulcânico e pelo tamanho 
do conduto. A razão de ascensão do magma por si própria é uma função da 
pressão existente na zona de armazenagem, das propriedades físicas do 
magma (densidade e viscosidade), o diâmetro do conduto e a resistência ao 
fluxo no conduto que conecta a zona de armazenagem a superfície. 
Sempre que possível os magmas ascendem em direção a superfície 
através de falhas ou fraturas. Quando estas descontinuidades crustais não 
estão disponíveis formam-se bolsões de magmas com formas de 
gigantescas “bolhas invertidas” ou “balões” (diápiros) que se deslocam por 
fluxo plástico em meio às rochas sobrejacentes. 
Alguns magmas não conseguem atingir à superfície, cristalizando e 
esfriando em profundidade (formando as intrusões magmáticas), sendo 
eventualmente revelados posteriormente por erosão. Outros magmas, por 
sua vez, conseguem alcançar a porção externa da Terra, alimentando dessa 
forma os vulcões. Assim, os vulcões estão localizados acima de zonas de 
fusão parcial dentro do nosso planeta. Porém, a composição dos produtos 
vulcânicos depende das causas da fusão, a natureza do material fonte, e os 
processos que afetaram o magma na sua rota de subida, desde a sua fonte 
até a superfície. Os produtos vulcânicos podem variar desde um líquido 
magmático puro (raro) até produtos essencialmente sólidos. 
Estudos da razão de ascensão de magmas têm demonstrado 
interessantemente que extrusões de magmas de composição basálticas 
mostram a mesma velocidade de magmas mais ricos em sílica. 
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS VULCÂNICAS 
A classificação das rochas vulcânicas (e por conseqüência dos 
magmas que elas representam) pode ser realizada por duas 
maneiras: uma baseada na composição química do magma ou da rocha e 
a outra no seu conteúdo mineralógico observável. Nenhum dos esquemas 
pode ser considerado como ideal para todos os propósitos, e a metodologia 
utilizada deverá ser governada pelos propósitos desejados de se fazer a 
classificação. 
Classificações Químicas 
Os elementos mais abundantes no magma são o Oxigênio e o Silício, por 
conseqüência é conveniente descrever os diferentes tipos de rochas 
vulcânicas em termos de seu conteúdo de Óxido de Silício (SiO2). Assim, 
as rochas variam desde ultrabásicas (com conteúdos de SiO2 abaixo de 
45%), básicas (conteúdos de SiO2 entre 45 e 52%), intermediárias 
(conteúdos de SiO2 entre 52 e 65%) e ácidas (com conteúdos de SiO2 
acima de 65%). Esses valores mudam um pouco de autor para autor, mas 
são bastante aproximados. 
De um modo geral é possível tirar-se conclusões quanto aos tipos de 
elementos mais freqüentes existentes numa rocha conhecendo-se a sua 
classificação quanto ao teor de sílica. Assim, as rochas básicas e 
ultrabásicas são muito ricas em Mg, Ca e Fe, enquanto que as rochas ácidas 
são ricas K, Al e Na. As rochas intermediárias possuem proporções de 
elementos intermediários entre esses grupos. 
Outro modo de classificação das rochas vulcânicas é a utilização do 
conceito de saturação em SiO2 e Al2O3 que são os dois mais abundantes 
componentes das rochas ígneas. 
A saturação em SiO2: 
Os minerais presentes nas rochas ígneas podem ser divididos em dois 
grupos: 
1) aqueles minerais que são compatíveis com o quartzo ou outros minerais 
a base de SiO2 (tridimita, cristobalita) são chamados de minerais saturados 
com relação ao Silício (Si), por exemplo, o feldspato, piroxênios, anfibólios, 
entre outros; e 
2) aqueles que nunca ocorrem junto com mineral primário a base de sílica 
(quartzo) são denominados de minerais subsaturados com relação ao Silício 
(Si), por exemplo, a olivina rica em Magnésio, a nefelina, entre outros. 
Desse modo, as rochas vulcânicas podem ser classificadas com base 
na saturação de Sílica em: 
1) rochas supersaturadas – p. ex, dacitos, riolitos entre outra – que contém 
minerais a base de sílica primários (quartzo…) junto com minerais saturados 
(feldspato, piroxênios, anfibólios…); 
2) rochas saturadas – p. ex, basaltos, andesitos – que são compostas 
exclusivamente por minerais saturados, não contendo nem quartzo nem 
minerais subsaturados; e 
3) rochas subsaturadas – p. ex, fonolitos, olivina basalto – que contém 
minerais subsaturados (nefelina, leucita…) junto com minerais saturados. 
A saturação em Al2O3: 
Um caminho complementar de subdivisão química das rochas vulcânicas é 
avaliar a abundância relativa de Al2O3 com relação ao Na2O, K2O e CaO, 
isto é, o grau de saturação em Alumínio. Assim, as rochas podem ser 
classificadas em (1) rochas peraluminosas – Al2O2 > (Na2O + K2O + CaO); 
(2) rochas metaluminosas – Al2O3 < (Na2O + K2O + CaO) mas Al2O3 > 
(Na2O + K2O); (3) rochas subaluminosas – Al2O3 = (Na2O + K2O); e (4) 
rochas peralcalinas – Al2O3 < (Na2O + K2O). 
Classificações Mineralógicas 
A gradação de cores pode ser utilizada para distinção de rochas 
vulcânicas: 
1) rochas ultramáficas – um termo utilizado para descrever rochas ígneas 
muito densas, escuras e compostas dominantemente por minerais máficos 
(olivina, piroxênio e anfibólio). Ainda que este termo é muitas vezes 
intercambiável com rochas ultrabásicas, há suaves diferenças. Como vimos 
acima, ultrabásicas são rochas com baixo conteúdo de sílica. Muitas rochas 
ajustam-se a ambos os termos, mas há rochas que são ultrabásicas mas 
que não são ultramáficas; 
2) rochas máficas – são rochas densas e escuras que contém minerais 
máficos (olivina, piroxênio, anfibólio ebiotita). Estes minerais contribuem 
para as cores negra, marrom ou verde destas rochas; e 
3) rochas félsicas – são rochas de colorações claras, pouco densas e que 
contém minerais félsicos (feldspato, feldspatóides e quartzo). 
SUÍTES GEOQUÍMICAS DE ROCHAS VULCÂNICAS 
Resultados de estudos petroquímicos interpretativos sugerem que as 
rochas vulcânicas podem ser divididas em quatro grandes suítes 
geoquímicas. Suíte representa um grupo de rochas ígneas aparentemente 
comagmáticas ou uma coleção de rochas desde uma única área, 
geralmente representando rochas ígneas relacionadas. 
Suíte Komatiítica 
Distinguida pela presença de lavas ultramáficas, incluindo “rochas não 
cumuláticas variando em composição desde peridotitos até basaltos ou 
andesitos, e rochas cumuláticas variando desde peridotito até gabros 
máficos. As lavas comumente exibem textura “spinifex”. Todas as rochas da 
série têm baixo Ti e baixo Fe/Fe + Mg e alto Mg, Ni e Cr. Komatiítos 
ultramáficos são restritos ao Arqueano e são associados com centros de 
rifteamento. 
Suíte Subalcalina 
Constituída por rochas com concentração elevada de sílica em relação ao 
Na e K. 
É subdividida em: 
Suíte Subalcalina Toleítica: Constituída por basaltos supersaturados em 
sílica, caracterizados pela presença de piroxênios com baixo cálcio 
(ortopiroxênios e/ou pigeonita) em adição ao clinopiroxênio e plagioclásio 
cálcico. São rochas enriquecidas em ferro. 
Suíte Subalcalina Cálcio-Alcalina: Caracterizada por rochas ígneas na 
qual a porcentagem de CaO=K2O+Na2O e a percentagem de sílica está 
entre 56-61% (supersaturados). Incluem desde rochas basálticas, passando 
por andesitos e rochas de composição intermediária, até riolitos. Estas 
rochas não possuem o enriquecimento em ferro característico da suíte 
toleítica. 
Suíte Alcalina: Caracterizada por rochas com concentração elevada Na e 
K em relação a sílica, resultando na formação de rochas subsaturadas. 
Minerais presentes são o feldspato, feldspatóides, piroxênios alcalinos, 
anfibólios e olivina. O tipo de rocha mais comum nesse grupo é o olivina 
basalto alcalino. 
Suíte Peralcalina: Caracterizada por rochas com concentração de Na2O + 
K2O > Al2O3, resultando em minerais máficos ricos em álcalis. Rochas 
extremamente raras. 
CONTROLES TECTÔNICOS SOBRE A GERAÇÃO DOS MAGMAS 
A atual razão global de geração de magma de rochas ígneas plutônicas e 
vulcânicas é em torno de 30 km3/ano. Geração de magmas em cordilheiras 
meso-oceânicas (limites de placas tectônicas divergentes) contribui com 
75% do volume, 20% do volume ocorre em zonas de subducção (limites de 
placas tectônicas convergentes). Os 5% remanescentes ocorrem em 
atividade magmática intraplaca dentro tanto de placas continentais como 
oceânicas (vulcanismo intraplaca). 
Nas cordilheiras meso-oceânicas a produção de magmas é dominada por 
ascensão passiva do manto astenosférico (descompressão). 
Os magmas produzidos por esse processo de fusão são basálticos em 
composição e os controles primários sobre a geração do magma são a 
temperatura da pluma astenosférica e a composição do manto. 
Magmas gerados em cordilheiras meso-oceânicas são menos evoluídos e 
mais simples, consistindo quase inteiramente de basaltos toleíticos com 
variações dependendo da razão de espalhamento do fundo oceânico. 
Cordilheiras meso-oceânicas com rápidas razões de espalhamento do 
fundo oceânico sofrem poucos processos de diferenciação devido a 
presença de grandes câmeras magmáticas e são caracterizadas por pulsos 
de magma relativamente homogêneos. Por outro lado, cordilheiras meso-
oceânicas com lentas razões de espalhamento do fundo oceânico possuem 
pequenos e descontínuos reservatórios de magmas que sofrem mais 
extensos processos de diferenciação, produzindo uma ampla variação de 
tipos basálticos. 
Em zonas de subducção, tanto continentais como oceânicas, a geração de 
magmas é controlada por um processo que envolve a interação de fluídos 
(principalmente H2O) liberados pela placa que está sendo subduzida com o 
manto sobrejacente (fusão por variação na composição química dos fluídos 
do sistema). Magmas produzidos através desse processo são hidratados. 
A quantidade de água que é incorporada no magma depende da pressão e 
da temperatura. A solubilidade da H2O no magma é extremamente pequena 
em pressões superficiais, mas aumenta dramaticamente com o aumento da 
pressão. Em ambiente de subducção estão presentes também magmas 
gerados por descompressão. Ambos os tipos de magmas (gerados por 
descompressão e hidratados) ascendem dentro de crosta continental ou 
oceânica, onde eles resfriam e sofrem cristalização fracionada. O magma 
quente interage quimicamente com a crosta. 
Estes processos produzem uma grande variação na composição química 
dos magmas originados em margem convergentes. Os magmas 
resultantes variam em composição desde basálticos, passando por 
andesíticos, até ríolíticos. 
Suítes vulcânicas de arco de ilhas variam de acordo com a espessura e 
composição da litosfera oceânica sobrejacente. No início de 
desenvolvimento de um arco de ilha oceânico, magmas derivados do manto 
não são de uma maneira geral obstruídos durante sua ascensão devido a 
pequena espessura da crosta oceânica, resultando na erupção de basaltos 
toleíticos e andesitos basálticos muito fluídos. Quando o arco desenvolve-
se mais, a crosta oceânica torna-se mais espessa e começa a atuar como 
um filtro, fazendo com que o magma primário fique armazenado em uma 
série de câmaras magmáticas interconectadas em uma posição crustal mais 
superficial. A ascensão do magma, particularmente dentro do centro do arco 
vulcânico, é um processo lento e caprichoso onde processos de 
diferenciação magmática começam a atuar, gerando magmas cálcio-
alcalinos e mais intermediários, tais como andesitos. 
Ao longo de margens continentais convergentes a situação é mais complexa 
ainda, grandemente devido a passagem dos magmas cálcio-alcalinos 
através da crosta continental espessa, com a mais notável diferença em 
relação aos arcos de ilhas oceânicos sendo a maior abundância de magmas 
mais ricos em sílica (dacitos e riolitos). 
Vulcões intraplaca oceânicos erupcionam tanto magmas toleíticos como 
alcalinos. Grandes ilhas oceânicas mostram uma seqüência evolucionária 
comum, desde um estágio inicial toleítico no qual são construídos os vulcões 
do tipo escudo até uma fase mais tardia alcalina, que muitas vezes sucedem 
períodos prolongados de calmaria (dormência), como por exemplo no 
Havaí. Produtos eruptivos iniciais (toleíticos) presumidamente representam 
fusões parciais relativamente não contaminadas da fonte da pluma 
mantélica, enquanto que os produtos mais tardios (alcalinos) refletem 
pequenos graus de fusão parcial da litosfera oceânica. 
Magmas mais alcalinos possuem concentrações mais elevadas de 
elementos voláteis, e consequentemente possuem minerais hidratados (por 
exemplo, anfibólio), e assim as erupções são mais explosivas. 
Vulcanismo em regiões de riftes continentais mostram dois membros 
finais que refletem a evolução dessas estruturas: riftes ativos 
vulcanicamente são caracterizados por atividade magmática mais 
volumosa, elevadas razões de extensão crustal, basaltos moderadamente 
alcalinos e distribuição bimodal de tipos de magmas básicos e ácidos; riftes 
passivos possuem localmente centros vulcânicos alcalinos e são 
caracterizados por relativamente pequenos volumes de produtos 
erupcionados, baixas razões de extensão crustal, atividade vulcânica 
descontínua e um amplo espectro de magmas basálticos alcalinos e 
também de magmas composicionalmente mais diferenciados. 
Grandes áreas continentais também têm sido cobertas por vastos e 
espessos fluxos de lava basálticos toleíticos. Estas áreas são denominadas 
de Províncias Basálticas Continentais (por exemplo, o vulcanismo da 
Formação Serra Geral na Baciado Paraná ). 
O vulcanismo nesse ambiente é bimodal, com magmas basálticos 
derivados desde plumas mantélicas que tanto erupcionam ou interagem 
com a crosta continental produzindo grandes volumes de fusões parciais de 
composições químicas riolíticas. 
A tabela abaixo mostra a relação existente entre o tipo de magma e os 
ambientes de placas tectônicas: 
Suíte 
Geoquímica de 
Rochas 
Ambientes de Placas Tectônicas 
Subalcalinas 
Toleíticas 
Cordilheiras Meso-Oceânicas, Arcos de Ilhas 
Oceânicos Jovens, Vulcões Intraplaca 
Oceânica e Províncias Basálticas 
Continentais 
Subalcalinas 
Cálcio-Alcalinas 
Arcos de Ilhas Oceânicos Maduros e Arcos 
Vulcânicos de Margem Continentais 
Alcalinas 
Vulcões Intraplaca Oceânica e Zonas de 
Riftes Continentais 
Peralcalinas Ambientes Continentais Intraplaca 
PRINCIPAIS TIPOS DE ROCHAS VULCÂNICAS 
Quando um magma ultrabásico resfria na superfície ele dá origem a um 
komatiíto (muito raro atualmente) ou a um basalto picrítico, um magma 
básico origina um basalto, um magma intermediário a um andesito ou 
traquito, e um magma ácido a um dacito ou riolito. 
Um Komatiíto é uma rocha ultramáfica que contém minerais de olivina (com 
ou sem textura spinifex = grandes cristais de olivina com formas alongadas 
e esqueletais) e cromo espinélios (em menor quantidade) em uma matriz de 
clinopiroxênios e vidro vulcânico desvitrificado. Sua mais distintiva 
característica química é seu elevado conteúdo de MgO (+ de 20% em bases 
anidras, normalmente + de 30%). Os Komatiítos têm uma ampla distribuição 
temporal e espacial, mas a maior parte ocorre em terrenos Arqueanos. O 
equivalente intrusivo do Komatiíto é denominado de Peridotito. 
Um basalto picrítico é uma rocha ultramáfica e contêm minerais de olivina, 
clinopiroxênio e plagioclásio junto com uma quantidade acessória de 
minerais tais como hornblenda, biotita-hornblenda, óxidos de titânio e 
apatita. Basaltos picríticos quando comparados com os basaltos normais 
são significativamente enriquecidos em MgO e empobrecidos em SiO2, 
Al2O3, CaO e Na2O. 
Basaltos são geralmente reconhecidos como rochas vulcânicas máficas de 
granulometria fina ou vítrea que são essencialmente compostas pelos 
minerais plagioclásio (normalmente a espécie labradorita), um ou mais 
piroxênios, olivina (que pode estar ou não presente) e óxidos de Fe-Ti. 
Geoquimicamente, os basaltos possuem baixos conteúdos de SiO2 (45-
52%), Na2O e K2O e conteúdos elevados de MgO, FeO e CaO. O 
equivalente intrusivo em profundidade do basalto é denominado de gabro, 
enquanto que o equivalente intrusivo hipabissal (em pequena profundidade, 
principalmente na forma de diques e sills) recebe o nome de diabásio. 
Andesitos são rochas vulcânicas que possuem uma composição 
mineralógica a base de plagioclásio (andesina), piroxênios, hornblenda, 
olivina (em pequena quantidade) e óxidos de Fe-Ti. Os andesitos possuem 
conteúdos de SiO2 intermediários entre basaltos e dacitos. Tendem a 
possuir conteúdos relativamente elevados de Al2O3 e moderados de Na2O 
+ K2O. O equivalente intrusivo dos andesitos é chamado de diorito. 
Traquitos são rochas vulcânicas porfiríticas com grandes cristais de 
feldspatos alcalinos (sanidina ou ortoclásio) imersos em uma matriz de fina 
granulometria que é principalmente composta de feldspatos tabulares com 
forma de ripas. Outros minerais que podem ser reconhecidos em espécimes 
de mão são o plagioclásio e um ou mais minerais ferro-magnesianos de 
coloração escura (augita, hornblenda ou biotita). Cristais a base de sílica 
(quartzo e/ou tridimita) são encontrados na matriz. Minerais acessórios 
comuns são os óxidos de Fe-Ti, esfeno, apatita e zircão. Estas rochas 
geralmente entre 56 e 66% de SiO2, 15 a 19% de Al2O3 e tem elevados 
valores de Na2O + K2O. O equivalente plutônico dos traquitos é o sienito. 
Dacitos são rochas vulcânicas félsicas com composição mineralógica 
formada por plagioclásio (varia entre bitownita, labradorita e andesina), 
feldspato alcalino (sanidina), quartzo, clino e ortopiroxênios, hornblenda, 
biotita, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. Geoquimicamente, os dacitos 
apresentam um conteúdo de SiO2 em torno de 65-66% e normalmente são 
enriquecidos em Fe total, MgO, CaO e TiO2. O equivalente intrusivo dos 
dacitos é denominado de granodiorito ou tonalito. 
Riolitos são rochas vulcânicas félsicas que tipicamente contém minerais do 
tipo feldspato alcalino (sanidina), quartzo, plagioclásio (oligoclásio), clino e 
ortopiroxênios, biotitas, anfibólios, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. 
Quimicamente, os riolitos são enriquecidos em SiO2 (em torno de 72-75%), 
Na2O e K2O e conteúdos baixos de MgO, FeO e CaO. O equivalente 
intrusivo de granulometria grossa dos riolitos é chamado de granito. 
Algumas rochas vulcânicas (mais raras) devem seus nomes a presença ou 
dominância de um mineral específico; por exemplo, nefelinito (nefelina), 
leucitito (leucita) e carbonatito (carbonatos). Outras rochas vulcânicas têm 
seus nomes derivados de lugares específicos; por exemplo, Islanditos 
(Islândia) e Havaítos (Havaí). 
A tabela abaixo mostra a composição química média de elementos 
maiores dos principais tipos de rochas vulcânicas (Middlemost, 1985): 
 
Komatiít
o* 
Basalto 
Picrítico
** 
Basalt
o 
Andesit
o 
Traquit
o 
Dacit
o 
Riolit
o 
SiO2 41,6 45,0 49,2 57,6 61,2 65,0 72,8 
TiO2 0,3 1,5 1,9 0,8 0,7 0,6 0,3 
Al2O
3 
2,7 5,7 15,8 17,3 17,0 15,9 13,3 
Fe2O
3 
5,6 3,4 3,0 3,1 3,0 2,4 1,5 
FeO 4,3 10,2 8,0 4,3 2,3 2,3 1,1 
MnO 0,2 0,2 0,2 0,1 0,1 0,1 0,1 
MgO 30,6 24,1 7,0 3,6 0,9 1,8 0,4 
CaO 4,3 6,3 10,0 7,2 2,3 4,3 1,1 
Na2O 0,1 0,9 2,7 3,2 5,5 3,8 3,5 
K2O 0,0 0,7 1,0 1,5 5,0 2,2 4,3 
P2O5 0,0 0,2 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 
H2O+ 8,8 0,9 0,9 1,0 1,1 0,9 1,1 
* Composição química média de 8 komatiítos peridotíticos desde a 
Formação Komati, Barbenton Mountain Land, South Africa (Viljoen & 
Viljoen, 1969a in Middlemost, 1985) 
** Composição química de basalto picrítico desde Shamandali Hills, 
Malibangwe District, Zimbabwe (Cox et al. 1965 in Middlemost, 1985) 
Fonte: www.vulcanoticias.hpg.com.br 
Magma 
 
Magma 
ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS 
As rochas ígneas ou magmáticas são caracterizadas por terem sua origem 
a partir do magma rocha fundida. 
O termo ígneo tem origem no latim ignis , que significa originado do fogo. 
O magma, rocha fundida a diferentes profundidades na crosta da Terra 
pode atingir a superfície através de vulcanismo ou dar origem a corpos 
ígneos cristalizados em profundidade. Cristalização é o processo que tem 
início com a perda de calor do magma e conseqüente formação de cristais. 
Desta forma as rochas ígneas ou magmáticas podem ser separadas em 
dois grupos: 
A) Rochas ígneas Plutônicas: formadas a profundidades variáveis na 
crosta e manto da Terra. 
B) Rochas ígneas Vulcânicas: formadas próximo á superfície da Terra ou 
extrudidas de vulcões em forma de lavas. 
MAGMA 
O que é 
Uma definição simples de magma rocha fundida. Pasta viscosa formada 
quando a temperatura no interior da Terra é suficiente para promover fusão 
das rochas. 
Magmas apresentam temperaturas no intervalo de 700 a 1200 ° C, em 
função de sua composição química e profundidade de formação na crosta 
da terra. 
Os magmas possuem três constituintes básicos: 
1- porção líquida, composta por rocha fundida 
2- porção sólida composta por cristais formados a partir do magma ou 
fragmentos sólidos transportados pelo mesmo. 
3- porção gasosa constituída por voláteis, tais como H 2 O, CO 2 , H 2 S etc. 
As principais características do magma são: 
Composição química 
Temperatura 
Viscosidade 
Estas propriedades físicas do magma estão intimamente relacionadas 
entre si. 
Composição Química o magma é composto por fusão de rocha. 
Como silício é um dos elementosmais abundantes nas rochas podemos 
afirmar que os magmas são fusões silicáticas. Líquidos ricos em silício. 
O teor de SiO 2 dos magmas varia de 35% até 75%. 
TODOS OS MAGMAS SÃO FUSÕES SILICÁTICAS ? 
Não. Como em todos os casos há exceções : 
1 – lavas carbonáticas do vulcão Oldoínio Lengai no leste da África 
2 – lavas ricas em enxofre Siretoki-Iow -San em Hokkaido Japão 
3 – as concreções sulfúricas da Etiópia 
Temperatura 
A temperatura dos magmas variam de 700 a 1200 ° C. Um dos fatores mais 
importantes no controle da temperatura é a composição do magma. 
Quando o magma é rico em Mg e Fe e pobre em Si sua temperatura é mais 
elevada do que aqueles pobres em Mg e Fe e ricos em Si. 
Viscosidade 
Esta é uma das mais importantes propriedades físicas dos magas. 
A velocidade de escoamento do magma é controlada pela viscosidade. 
Quanto mais viscoso menor a velocidade de deslocamento. A viscosidade 
é diretamente proporcional ao teor de Si no magma. 
Quanto mais rico em Si maior a viscosidade. A viscosidade é inversamente 
proporcional à temperatura. Quanto mais quente o magma menor a 
viscosidade. 
É possível estabelecermos uma comparação entre o magma e uma sopa 
de feijão. 
Quando a sopa esta fria ela é mais viscosa (grossa) quando aquecemos a 
sopa a sua viscosidade diminui e se adicionarmos água a viscosidade é 
ainda menor. EUREKA ! Água reduz a viscosidade de magmas. 
Como solvente a água quebra a estrutura do líquido (magma) tornando-o 
mais fluido. 
 
ONDE SÃO GERADOS MAGMAS? 
Como mostra a figura abaixo magma pode ser gerado em três tipos 
principais de ambientes que chamaremos de ambientes tectônicos. 
 
Zona de Subducção 
Quando uma placa tectônica oceânica mergulha sob uma placa continental. 
à medida que a placa mergulha ocorre a perda de voláteis, em função do 
aumento da temperatura, e este voláteis favorecem a fusão do manto 
litosférico acima desta placa, gerando magma. 
O magma gerado pode ascender a diferentes níveis da crosta dando origem 
a cadeias de montanhas como, por exemplo, os Andes. Neste ambiente é 
comum a ocorrência de vulcanismo e tremores de terra. 
 
Zonas Divergentes 
Este movimento ocorre entre a América do Sul e África, dando origem a 
formação do assoalho oceânico. Este ambiente é caracterizado por 
intenso magmatismo(produção de magma) de composição basáltica. 
 
Plumas Quentes (Hot Spots) 
Estes pontos quentes podem ter origem no manto ou na interação entre 
manto e núcleo. O calor gerado por estes pontos quentes promove fusão 
das rochas do manto da Terra. 
A cadeia de ilhas que constituem o Havaí é formada pr um ponto quente. Ã 
medida que a placa se move acima do ponto quente há possibilidade de 
geração de magma formando cadeias de ilhas alinhadas. 
 
CARACTERÍSTICAS DAS ROCHAS ÍGNEAS PLUTÔNICAS 
As rochas ígneas plutônicas são formadas a profundidades diversas na 
crosta e manto superior da terra. Desta forma o magma troca calor 
lentamente com as rochas à sua volta, formando cristais. 
Nas rocas ígneas plutônicas o magma é completamente cristalizado. A 
rocha formada é holocristalina composta por cristais. Algumas rochas 
ígneas plutônicas possuem granulação grossa (> 5 mm ), muitas vezes com 
cristais de dimensões centimétricas, como na foto abaixo. 
 
Granito com megacristais feldspato potásssico (cristais brancos) com 
até 5 cm de comprimento. Nesta foto observa-se a ocorrência de duas 
rochas distintas. A clara possui granulação grossa e a escura 
granulação fina. Ambas são rochas ígneas plutônicas. A rocha escura 
em forma de dique (diorito) corta a clara, ilustrando a relação temporal 
entre as duas. 
 
CARACTERÍSTICAS DAS ROCHAS ÍGNEAS VULCÂNICAS 
As rochas ígneas vulcânicas cristalizam próximo à superfície da Terra ou, 
no caso dos derrames de lava, diretamente na superfície. Este 
comportamento implica em um contraste térmico considerável. O choque 
térmico inibe a formação de cristais cristalização da rocha. Desta forma é 
comum nas rochas vulcânicas a presença de uma massa fina vítrea e alguns 
minerais incrustados nesta massa. Em um caso extremo toda a rocha é 
vítrea obsidiana- vidro vulcânico. 
Riolito rocha vulcânica com cristais de quartzo e feldspato potássico 
em uma matriz fina. 
Magma 
Pela primeira vez na história, pesquisadores norte-americanos atingiram 
uma camada de rocha incandescente após terem perfurado 
experimentalmente a crosta terrestre. O magma é normalmente observado 
durante as erupções vulcânicas, mas essa é a primeira vez que uma equipe 
de perfuração atinge a camada magmática. 
Segundo Bruce Marsh, perito em vulcões da Universidade Johns Hopkins, 
nos EUA, o encontro do magma após uma perfuração é uma descoberta 
sem precedentes. 
Normalmente os vulcanologistas realizam estudos do magma quando este 
já está solidificado ou então estudam a lava (o magma após atingir a 
superfície) durante os períodos de erupções, mas encontrar o magma em 
seu ambiente natural não tem precedentes. “É tão emocionante quanto 
encontrar um dinossauro vivo brincando em uma ilha distante. Esse é o meu 
Jurassic Park”, disse durante uma palestra da União Geofísica Americana. 
 
 
Descoberta 
A descoberta da camada de magma ocorreu a 2.500 metros de 
profundidade, durante uma prospecção de solo conduzida nos arredores do 
vulcão Kilauea, no Havaí, em atividade desde1983. O objetivo dos 
pesquisadores era encontrar uma nova fonte de energia geotérmica para 
complementar o abastecimento de uma usina já existente na região. 
Durante as perfurações de rotina a equipe se deparou com algo 
bastante incomum: um espesso fluxo de magma havia preenchido 8 
metros da tubulação exploratória e se solidificou em uma substância clara e 
vítrea, provavelmente devido ao resfriamento que sofreu após passar pela 
água do lençol freático, centenas de metros acima. 
Os cientistas já sabiam que poderiam existir câmaras magmáticas no 
entorno do local de escavação. Segundo Don Thomas, cientista do Centro 
de Estudo de Vulcões Ativos, da universidade do Havaí, a descoberta era 
apenas uma questão de tempo antes que alguma perfuração atingisse o 
magma incandescente. Apesar de esperado, Thomas se disse surpreso 
com o fato de que realmente tenha acontecido. “É realmente muito 
emocionante”, disse. 
 
 
 
 
 
Mais surpresas 
Além da descoberta da câmara de magma, os cientistas também 
descobriram que a substância encontrada é composta de dacito, uma 
espécie de rocha precursora do granito e não de basalto, constituinte 
principal da maior parte do arquipélago do Havaí. 
“Se tivéssemos encontrado o basalto, o impacto da descoberta seria bem 
menor”, disse William Teplow, geólogo e consultor independente que está 
no Havaí assessorando o projeto. 
Teplow está bastante entusiasmado com as perspectivas e disse que isso é 
só a ponta de um iceberg. “Não sabemos onde essa descoberta vai nos 
levar, mas sem dúvida é uma oportunidade de ouro”. Segundo o consultor 
poderá até ser possível conduzir experiências científicas no interior do 
magma. 
Marsh, da Universidade Johns Hopkins, disse que a câmera de magma 
descoberta é bastante grande e poderá ser usada como fonte geradora de 
energia e também para futuras pesquisas científicas na mesma região. “O 
poço que escavamos é bem pequeno. Tem dimensões equivalentes a 
picada de mosquito nas costas de um elefante”, afirmou. 
“Acredito que estamos falando do primeiro observatório de magma instalado 
no planeta”, disse Marsh. “Trata-se de um evento singular, do nosso primeiro 
contato com as entranhas da Terra, onde vive o magma”. 
 
 
 
 
 
 
 
Magma 
 
Magma 
 
Rochas Magmáticas ou Ígneas 
As rochas magmáticas, tal como o nome indica provém do magma. Podem 
ser formadas em profundidade ou à superfície. As primeiras designam-se 
por rochas Plutónicas (ou intrusivas)e as segundas por rochas Vulcânicas(ou efusivas). 
Existe ainda outro tipo de rochas magmáticas que resultam do 
preenchimento das fissuras das rochas pelo magma, estas chamam-se 
Filoneadas (filão). 
MINERAIS ESSENCIAIS E ACESSÓRIOS 
As rochas magmáticas são caracterizadas pelos minerais principais e 
acessórios. Os minerais essenciais caracterizam a rocha e os acessórios 
podem ou não, estar presentes na rocha. 
A rocha sendo uma associação natural de um ou mais minerais, para 
procedermos à sua identificação temos que saber qual é a associação 
natural de minerais que forma a essa determinada rocha. Só assim a 
conseguimos identificar. 
Vejamos o seguinte exemplo: Estamos na presença de um granito 
pegmatítico, caracterizado por ter como minerais essenciais o quartzo e o 
feldespato e como mineral acessório a mica preta, biotite. Chama-se 
pegmatítico porque os minerais que apresenta são grandes (fenocristais). 
Cuidado que há livros que teimam em dizer que as micas (moscovite ou 
biotite) fazem parte da associação que dá origem ao granito, é falso! Em 
Portugal é verdade que é vulgar encontrarmos o granito com uma, ou 
mesmos as duas micas, mas não fazem parte dos minerais PRINCIPAIS. 
Existem mais minerais acessórios do granito, por exemplo o BERILO, 
aquele mineral que dependente do seu aspecto origina a Esmeralda (pedra 
preciosa), ou a Água Marinha (semi-preciosa); a Turmalina é um outro 
mineral que pode aparecer, etc. etc. 
TEXTURA DAS ROCHAS MAGMÁTICAS 
As rochas, contam a sua história, na verdade basta observar o aspecto da 
rocha para sabermos onde se formaram e em que condições (pressão e 
temperatura). 
Chama-se Textura da rocha magmática, ao aspecto que a rochas tem à vista 
desarmada. 
Temos três tipos de texturas: 
 
Textura HOLOCRISTALINA – quando a rocha está toda cristalizada, neste 
caso conseguimos identificar os minerais presentes na rocha. 
Uma rocha que apresente textura HOLOCRISTALINA, facilmente nos 
apercebemos que levou milhões de anos a formar-se, pois houve tempo 
suficiente para todos os minerais se formarem. E tempo porquê? Porque os 
minerais não se formam todos ao mesmo tempo, a cristalização dos 
minerais é fraccionada, ou seja, um de cada vez. As rochas que apresentam 
este tipo de textura, são as rochas PLUTÓNICAS e as FILONEANAS. 
Textura HEMICRISTALINA- quando a rocha está parcialmente cristalizada, 
neste caso identificamos um ou outro mineral disperso numa massa 
aparentemente vítrea. 
Se a rocha tem textura HEMICRISTALINA, quer dizer que o magma teve 
“aprisionado” durante algum tempo dentro da câmara magmática, formando 
os primeiros minerais, mas o material ascendeu à superfície e a formação 
dos restantes minerais ficou interrompida. Como o arrefecimento à 
superfície é rápido não deu tempo para se formarem os restantes minerais. 
Assim, conseguimos identificar alguns minerais dispersos numa massa 
vítrea (não cristalizada). As rochas que apresentam este tipo de textura, são 
as rochas vulcânicas. 
Textura VÍTREA – quando não identificamos nenhum mineral. 
A textura VÍTREA aparece quando o magma ascende à superfície sem ter 
dado tempo para se formar minerais. As rochas que apresentam este tipo 
de textura, são as rochas vulcânicas. 
TONALIDADE DAS ROCHAS 
Há diferentes tipos de magma, a composição do magma pode variar de lugar 
para lugar, assim como, numa determinada altura temos um tipo de magma 
e noutra altura um outro tipo. 
Por isso é tão vulgar encontrar rochas magmáticas numa mesma área com 
composição tão diferente. 
Consequentemente diferentes magmas originam diferentes tipos de rocha. 
Dependendo da composição dos magmas teremos também rochas mais 
claras e rochas mais escuras. 
Um magma rico em sílica irá originar rochas claras, um exemplo do mineral 
mais abundante deste magma é o quartzo (MAGMAS ÁCIDOS ao contrário 
dos outros, pobres em sílica que constituem MAGMAS BÁSICOS), e como 
sabes é um mineral incolor no seu estado mais puro. 
A tonalidade das rochas falam-nos da composição dos magmas, como tal, 
é também uma propriedade que nos auxilia na identificação das rochas. 
Quanto à tonalidade da rocha (atenção que não se fala em cor, esta é 
uma característica dos minerais e não das rochas), esta pode ser 
classificada em: 
LEUCOCRATAS – a maioria dos minerais que formam estas rochas são 
claros, ex: granito 
MESOCRATAS – a rocha é formada sensivelmente pelo mesmo números 
de minerais claros e escuros, tom intermédio, ex: diorito 
MELANOCRATAS – a maioria dos minerais que constituem a rochas são 
escuros, ex: o basalto. 
Basicamente podemos dizer que um magma rico em sílica (sílicio-Si), 
origina rochas do tipo granítico (rochas leucocratas), enquanto que um 
magma pobre em sílica forma rochas do tipo basáltico (rochas 
melanocratas). Assim, para cada tipo de magma iremos ter uma rocha 
plutónica, a sua equivalente vulcânica e a sua equivalente filoneana. 
Magma 
Rochas magmáticas – Diversidade de magmas 
As rochas Magmáticas também conhecidas por rochas Ígneas, podem ser 
endógenas (geradas no interior da terra, no manto) ou eruptivas (expelidas 
para a superfície terrestre), formando-se a partir do arrefecimento e 
respectiva consolidação do magma. 
O magma é uma profusão de materiais de origem profunda, formado por 
uma mistura de sílica em fusão a uma temperatura superior a 800ºC 
(material líquido), uma quantidade diversa de gases dissolvidos, como o 
CO2, CO, H2O, SO2, SO (material gasoso), e cristais suspensos, cinzas, 
bagacinas (material sólido). 
Esta massa de materiais derretidos, resulta da fusão de rochas da crosta 
oceânica e continental e do manto superior, que resultam, por sua vez, dos 
processos dinâmicos de divergência e convergência (subducção) das 
placas litosféricas. Todo este processo dá-se em diferentes condições de 
temperatura e pressão originam diferentes tipos de magma, visto haver um 
condicionamento da fusão das rochas. 
Também ocorrem situações em que se geram rochas magmáticas em zonas 
não coincidentes com os limites de placas, ou seja, no interior de placas 
continentais ou de placas oceânicas relacionadas com a existência de 
pontos quentes.Assim, por consolidação do magma, são formadas rochas 
intrusivas ou plutonitos e rochas extrusivas ou vulcanitos, conforme a 
consolidação do magma em profundidade ou à superfície, respectivamente. 
O entendimento das rochas magmáticas é demonstrado por estudos 
laboratoriais, sendo estes relativos ao aparecimento de rochas e à sua 
caracterização de acordo com a sua composição minerológica e textural.Em 
regiões tectonicamente e vulcanicamente ativas, o aumento de temperatura 
com a profundidade é muito rápido, existindo por vezes temperaturas a 
rondar os 1000ºC a profundidades de 40km, na base da crosta terrestre. 
Existem outras condições, que podem contribuir para a fusão de materiais 
originados no manto e da crosta, como por exemplo a diminuição da pressão 
e a hidratação desses materiais.A origem dos magmas a partir da fusão das 
rochas provém da diminuição de pressão, resultante do movimento 
divergente das placas nas zonas de rifte e da diminuição da pressão que se 
verifica nas plumas térmicas, ao chegarem a zonas mais superficiais. 
Em fusões por hidratação, existe uma diminuição da temperatura, devido há 
água, apesar dos materiais do manto permanecerem à mesma temperatura 
e profundidade.A união da água aos materiais mantélicos, desloca o ponto 
de fusão para temperaturas mais baixas. 
O material começa a fundir-se a uma temperatura mais baixa do que a que 
se fundiria sem a presença de água, nos limites convergentes das placas. 
O material fundido sendo menos denso do que as rochas envolventes, 
desloca-se até à superfície originando rochas extrusivas, ou cristaliza em 
profundidade e origina rochas intrusivas. 
Tipos de magma 
 
Magma 
Sabe-se, na atualidade, que diferentestipos de rochas podem formar-se a 
partir da solidificação de magma resultantes da fusão parcial de outras 
rochas. 
São três os principais tipos de magma: basáltico, andesítico e riolítico. 
Magma basáltico – cerca de 50% de sílica (SiO2) e pequena quantidade 
de gases dissolvidos. Origina o basalto e o gabro. 
Magma andesítico – cerca de 60% de sílica (SiO2) e bastantes gases 
dissolvidos. Origina o andesito e o diorito. 
Magma riolítico – cerca de 70% de sílica (SiO2) e elevada quantidade de 
gases dissolvidos. Origina o riólito e o granito. 
Os seus nomes baseiam-se na sua textura e composição que apresentam, 
sendo que estas propriedades mostram o modo como se formaram, mas 
sabendo que todas elas provêm dos três tipos fundamentais de magmas 
como o basáltico, andesítico e riolítico. 
Estes três tipos de magmas formam-se em quantidades diferentes, cerca de 
80% de magmas emitidos pelos vulcões são basálticos, só 10% são 
andesíticos e os outros 10% são riolíticos. São os 80% de magmas 
basálticos, constituintes da grande parte das rochas dos fundos oceânicos. 
A viscosidade depende, entre outros, da temperatura e da riqueza em 
sílica: quanto maior for a riqueza do magma em sílica, mais baixa é a 
temperatura necessária para o manter no estado liquido e maior é a sua 
densidade. Assim, o magma nolítico, com um maior teor em sílica, é o mais 
viscoso e o magma basáltico, com um menor teor em sílica é o mais fluido. 
 
Magmas basálticos: Expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes, 
com origem na fusão parcial das rochas do manto (peridotitos) – que têm 
composição química semelhante à do basalto, mas mais rica em minerais 
ferromagnesianos e com uma pequena percentagem de gases dissolvidos, 
e cerca de 50% de sílica. 
Nos pontos quentes situados nos oceanos, fluem por vezes grandes 
quantidades de magmas basáltico como é o caso da ilha do Hawai. Nestas 
zonas ascendem as plumas quentes oriundas do manto profundo, que ao 
subirem devido à descompressão podem originar magma que atravessa a 
placa litosférica, alimentando os vulcões de pontos quentes. 
Experiências laboratoriais, mostram a existência de pequenas diferenças na 
constituição dos magmas basálticos, tendo condicionantes devido aos 
ambientes em que se geram, ou seja que um peridotito com granadas, em 
pressões de 100Km e 350Km, isto é, na astenosfera, deve-se fundir 
parcialmente, sendo que o material resultante dessa fusão apresenta uma 
composição idêntica à do magma basáltico.A subida de um magma como a 
sua velocidade de ascensão vai depender de vários fatores. 
A sua viscosidade vai depender da sua densidade, da sua riqueza em sílica, 
da sua temperatura e da sua quantidade de fluidos que contém. Se houver 
acumulação de magma basáltico em câmaras magmáticas a uma 
profundidade de 10 a 30km, a consolidação origina rochas plutónicas, os 
gabros. 
Se o magma basáltico for expelido em erupções de lava, a sua consolidação 
origina rochas vulcânicas, os basaltos (com texturas pouco cristalinas ou 
mesmo vítreas, dependendo da velocidade de arrefecimento).Quando a 
velocidade de ascensão do magma é superior à de arrefecimento, o magma 
pode chegar à superfície sem ter consolidado e, neste caso, verificam-se 
erupções de lava que, por solidificação, originam rochas vulcânicas. 
Muitas vezes essas rochas são basaltos cuja textura revela duas fases 
de formação: uma durante a ascensão que possibilita a génese de cristais 
microscópicos e, por vezes, mesmo de algum material não cristalizado. 
 
Magmas andesíticos: 
A sua formação é originária nas zonas de subdução e relacionam-se com 
zonas altamente vulcânicas, como por exemplo como os Andes, na América 
do Sul e as Ilhas Aleutas, no Alaska. 
O nome Andesítico, advém do fato de seres característicos das cadeias 
montanhosas dos Andes.A sua composição depende da quantidade e da 
qualidade do material do fundo oceânico subdutado, é composto por água, 
sedimentos e uma mistura de material com origem quer na crusta oceânica, 
quer na crusta continental. 
Os sedimentos têm água retida nos poros e são ricos em minerais de argila, 
que contém água na sua estrutura cristalina. Estes sedimentos aprofundam 
com a subducção ou seja quando a placa se move para baixo da outra. 
Se os magmas andesíticos consolidarem em profundidade, originam rochas 
chamadas Dioritos. Se consolidarem na superficie ou próximo, originam-se 
rochas designadas por Andesitos. 
Magmas Riolíticos:Originam-se a partir da fusão parcial das rochas 
constituintes da crosta continental ricas em água e dióxido de carbono por 
isso estes magmas são muito ricos em gases. A presença de água faz baixar 
o ponto de fusão dos minerais. No entanto, esse efeito deixa de se verificar 
a baixas pressões, isto é, em zonas muito próximas da superfície. 
Experiências efetuadas em laboratório com material de composição igual à 
composição média da crosta continental e submetidos às condições de 
pressão e de temperatura provavelmente existentes no interior da crosta 
terrestre, comprovam a elevada concentração de gases no magma durante 
a fusão das rochas continentais. 
Por isso, formam-se em zonas onde as condições de pressão, temperatura 
e humidade sejam adequadas à sua génese e onde se verifique choque de 
placas da crosta terrestre, dando origem a cadeias montanhosas – 
orogenése. Nestas regiões, a crosta terrestre vai deformar-se devido às 
tensões tectônicas, aumentando a sua espessura como consequência 
origina o aumento de pressão e de temperatura, criando as condições para 
o metamorfismo, e também à fusão parcial das rochas da crusta. 
A consolidação do magma riolítico em superfície dá origem a rochas 
designadas de Riolítos. Em profundidade, esta consolidação origina rochas 
de Granito. 
Magma 
ROCHAS MAGMÁTICAS 
São misturas complexas de substâncias fundidas, onde podem existir em 
suspensão cristais de minerais cuja temperatura de fusão ou cristalização 
seja superior à da mistura fundida. 
Uma definição de magma 
Material de origem profunda, formado por uma mistura complexa de silicatos 
em fusão, entre 800 e 1500 ºC, com uma percentagem variável de gases 
dissolvidos, podendo conter ainda cristais em suspensão. 
Em regra, nos limites convergentes e divergentes das placas litosféricas, em 
certas condições de pressão e temperatura, ocorre a fusão das rochas da 
crosta e do manto superior originando magmas. 
Rochas magmáticas intrusivas ou plutónicas 
São rochas cujo magma consolidou no interior da crusta, como por exemplo 
o granito. 
Esta rocha é constituída essencialmente por quartzo,felspatos e micas. 
Rochas magmáticas extrusivas ou vulcânicas 
São rochas cujos magmas consolidam à superfície ou próximo dela. 
Exemplo, basalto. 
Esta rocha apresenta cor negra, compacta e densa e apresenta, por vezes, 
cristais visíveis de um mineral esverdeado, a olivina. 
Consolidação de magmas 
São geradas rochas intrusivas ou plutonitos, se o magma consolida em 
profundidade, ou rochas extrusivas ou vulcanitos, se o magma consolida à 
superfície. 
Tipos de magmas 
Magma basáltico – cerca de 50% de sílica (SIO2) e pequena quantidade 
de gases dissolvidos. Origina o basalto e o gabro. 
Magma andesítico – cerca de 60% de sílica (SIO2) e elevada quantidade 
de gases dissolvidos. Origina o andesito e o diorito. 
Magma riolítico – cerca de 70% de sílica (SIO2) e elevada quantidade de 
gases dissolvidos. Origina o riólito e o granito. 
Magmas basálticos 
Expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes, com origem nas rochas 
do manto (peridotitos). 
Se houver acumulação de magma basáltico em câmaras magmáticas, a sua 
consolidação origina rochas plutônicas, os gabros. 
Se o magma basáltico for expelido em erupções de lava, a sua consolidação 
origina rochas vulcânicas, os basaltos (com texturas pouco cristalinas ou 
mesmo vítras, dependendo davelocidade arrefecimentos). 
Magmas riolíticos 
Formam-se por fusão parcial de rochas da crosta continental, ricas em água 
e dióxido de carbono. 
Ocorrem em zonas de choque de placas, com deformação, onde surgem 
cadeias montanhosas. 
Em profundidade, a consolidação de magmas riolíticos origina rochas 
plutônicas, os granitos. 
Se a consolidação ocorre à superfície ou próximo dela formam-se rochas 
vulcânicas, os riólitos. 
Um magma, diferentes rochas 
 
Magma 
Um só tipo de magma pode originar diferentes tipos de rochas porque: 
O magma é uma mistura complexa de substâncias minerais; 
A cristalização desses minerais ocorre a temperaturas diferentes dado 
serem diferentes os seus pontos de solidificação; 
Com o arrefecimento, do contínuo processo de cristalização resultas um 
magma residual de composição continuamente alterada. 
Classificação 
Os critérios utilizados na classificação das rochas magmáticas são a 
composição mineralógica e a textura da rocha. 
Associações de minerais 
Minerais essenciasis – minerais que conferem caráter à rocha e 
determinam a sua designação (quartzo, feldspato, moscovite, biotite, 
piroxena, anfíbola e olivina). 
Minerais acessórios – minerais que não afetam o aspecto fundamental da 
rocha, ocorrem em diminutas quantidades e, geralmente, só são visíveis ao 
microscópio (magnetite, zircão, apatite, rútilo, turmalina, …) 
Cor dos minerais 
Minerais félsicos (feldspato + sílica) – apresentam cores claras, como 
quartzo, feldspatos e moscovite. 
Minerais máficos (magnésio + ferro) – apresentam cores escuras, como 
biotite, piroxenas, anfíbolas e olivina 
Cor das rochas 
Rochas leucocratas – ácidas, com tons claros, ricas em minerais félsicos. 
Rochas mesocratas – com coloração intermédia, resultado de idênticas 
proporções de minerais félsicos e máficos. 
Rochas melanocratas – básicas, com tons escuros, ricas em minerais 
máficos 
Evolução dos magmas] 
: Diferenciação ígnea 
Quando uma rocha entra em estado de fusão, o líquido resultante é 
um fundido primário. Estes produtos de fusão primários não foram sujeitas 
a qualquer diferenciação e representam a composição inicial de um 
magma. Na natureza, é raro encontrar estes magmas primários. Os 
leucossomas dos migmatitos são um raro exemplo destes produtos 
primárias, não modificados pelos processos de evolução magmática. 
Os magmas primários derivadas do manto são especialmente importantes 
e são conhecidos como fundidos primitivos ou magmas primitivos. Ao 
encontrar a composição do magma primitivo de uma série magmática é 
possível modelar a composição do material do manto a partir do qual a 
massa fundida foi formado, fornecendo assim importantes conhecimentos 
para a compreensão da evolução do manto Terra. 
Onde é impossível encontrar a composição do magma primitivo ou 
primário, muitas vezes é útil tentar identificar um magma parental, 
entendendo-se este como um produto de fusão (o melt parental) com uma 
composição a partir da qual o intervalo de variação geoquímica do magma 
observado possa ser derivado por processos de diferenciação ígnea. Este 
material não é necessariamente um fundido primitivo. 
Por exemplo, se uma série de fluxos de basalto forem considerados com 
relacionados uns aos outros, a composição a partir da qual eles poderiam 
ser razoavelmente produzidos por cristalização fraccionada é corresponde 
ao fundido parental (o melt parental) da série. Em geral são produzidos 
modelos cristalização fraccionada para testar a hipótese de que 
determinados magmas compartilham uma origem parental comum. 
Quando ocorrem altas graus de fusão parcial do manto, em geral os 
produtos parentais levam à formação de komatiitos e picritos. 
Processos de diferenciação magmática[editar | editar código-fonte] 
A composição dos magmas pode variar em função de vários processos:[9] 
 Diferenciação — durante o arrefecimento de um magma a ordem de 
cristalização dos minerais depende de seu ponto de fusão, cristalizando 
primeiro os minerais de ponto de fusão mais alto e por último os de 
ponto de fusão mais baixo (cristalização fraccionada). A composição do 
magma restante (magma residual) vai variando ao longo deste 
processo. Em magmas basálticos, esta ordem está definida pelas 
denominadas séries de Bowen. Se os cristais formados e o magma 
residual não se movessem, a rocha resultante teria a mesma 
composição global que o magma inicial, mas a diferenciação produz-se 
porque os cristais que se vão formando podem afundar-se e acumular-
se nas zonas inferiores da câmara magmática (diferenciação 
gravitatória), ou o magma residual pode migrar por diminuição do 
tamanho da câmara (filtrado por pressão) ou podem formar-se bolhas 
ricas em sódio e potássio, elementos mais leves, que se deslocam em 
direcção ao tecto da câmara magmática (transporte gasoso); 
 Assimilação — quando o magma funde parte da rocha encaixante e a 
integra na sua composição, que varia proporcionalmente segundo a 
natureza do volume de rocha fundida que é incorporado. 
 Mistura — quando se misturam dois magmas de diferente origem e 
natureza, ainda que o normal seja a mistura de magmas da mesma 
procedência: um já diferenciado com outro novo, primário e mais 
quente, que o incorpora. 
 
 
Ebulição dos magmas[editar | editar código-fonte] 
Nos magmas a evaporação dos vários elementos é possível, mas não 
todos em conjunto uma vez que é uma mistura e os seus vários 
componentes tem pontos de ebulição variados. Mesmo antes da formação 
do magma, ou seja antes de iniciado o processo de fusão dos silicatos, já 
alguns compostos sofrem vaporização, tais como o trióxido de 
fósforo (P4O6) que evapora à temperatura de 173,1 °C, ou seja 446,25 K, 
a água (H2O) a 99,98 °C e também o oxigénio (O) proveniente da 
desintegração do óxido de potássio, que não está presente no magma mas 
sim nas rochas, que ao atingir a temperatura de 350 °C, ou seja 623 K, se 
decompõe em potássio (K) e oxigénio (O). 
Não é assim possível definir um ponto de ebulição para o magma, pois 
este na realidade não existe, podendo-se antes considerar um intervalo 
delimitado por duas temperaturas: (1) a temperatura inferior, aquela a que 
o primeiro componente se evapora enquanto os outros materiais se 
mantêm no estado sólido, que no caso da generalidades dos magmas é -
181,15 °C, o que que corresponde à temperatura a que o oxigénio (O) 
evapora; e (2) a temperatura superior correspondente àquela a que o 
componente com o ponto de ebulição mais alto, o óxido de 
magnésio(MgO), funde, ou seja para a generalidade dos magmas a 
temperatura de 3600 °C, a partir da qual todos os componentes do magma 
estão no estado de vapor. 
Arrefecimento dos magmas[editar | editar código-fonte] 
 
Cromitito e anortosito em intrusão estratificada de rochas ígneas em 
afloramento nas margens do rio Mononono, próximo de Steelpoort, África 
do Sul 
 
Um cumulato de norite sulfídica de Montana 
Conhecem-se apenas dois processos que conduzem ao desaparecimento 
de um magma: (1) a transformação em lava por erupção vulcânica; e (2) 
a cristalização no interior da crusta ou do manto dando origem a 
um plutão. Em ambos os casos a massa magmática arrefece, solidifica e 
forma rochas ígneas. 
Quando um magma arrefece abaixo do ponto de liquidus inicia-se a 
formação de fases minerais sólida, constituídas por materiais com 
diferentes pontos de fusão. Algumas destas fases sedimentam para o 
fundo da câmara magmática, onde formam cumulatos que podem levar à 
constituição de intrusões estratificadas máficas. 
O magma que sofre um arrefecimento lento no interior da câmara 
magmática geralmente acaba por formar massas de rochas 
plutónicas como gabros, dioritos e granitos, dependendo o tipo de rocha