MAGMA E SUAS PROPRIEDADES

Magma nada mais é do que rocha em estado de fusão a altas temperaturas. A denominação deve-se à sua consistência pastosa, comparada à da massa do pão que em grego é magma.

1.    O que é o magma?

Podemos observar o magma quando ele extravasa na forma de lava. Já quando o magma se aloja no interior da crosta, sua colocação e consolidação não podem ser observados diretamente, e seu comportamento pode ser deduzido apenas por meio das estruturas observadas em rochas ígneas intrusivas quando expostas pelos processos geológicos, ou por métodos indiretos, geofísicos.

Magmas apresentam altas temperaturas, entre 700 e 1 200 ⁰C, e são constituídos por 3 partes:

a) uma parte líquida, representada pela rocha fundida;

b) uma parte sólida, que corresponde a minerais já cristalizados e a fragmentos de rocha, transportados em meio à fração líquida;

c) uma parte gasosa, constituída por voláteis dissolvidos na parte líquida, predominantemente H₂O e CO₂, além de CH₄, SO₄ e outros.

Esses componentes ocorrem em proporções variáveis, dependendo da origem e estágio de cristalização dos magmas. A mobilidade de um magma se dá em função de diversos parâmetros: composição química. grau de cristalinidade (em que proporção o magma contêm material já cristalizado), teor de gases dissolvidos e a temperatura em que se encontra. A maior ou menor facilidade de fluir é definida pela viscosidade, medida em poises. Magmas pouco viscosos, logo mais fluídos, como os basálticos (viscosidade aproximada: 10² a 10³ poises), extravasam com facilidade e formam corridas de lava como as do Havaí (figura 6.2), que podem estender se por dezenas de quilômetros, ou da formação Serra Geral, na bacia do Paraná, cujos derrames alcançam extensões de até centenas de quilômetros. Magmas mais viscosos, como os graníticos ou riolíticos (viscosidade aproximada: 10⁶ a 10⁷ poises), têm dificuldade até mesmo para extravasar, formando frequentemente "rolhas" que entopem os condutos vulcânicos, o que provoca aumento de pressão por conta do magma e gases que vão se acumulando. Quando a pressão interna supera o peso das rochas sobrejacentes, ou quando ocorre uma descompressão súbita por causa de avalanches nos flancos do edifício vulcânico, ocorrem explosões. A relação entre viscosidade e composição de magmas será discutida mais adiante.

1.2 Onde e como se formam os magmas?

Não é possível observar diretamente os processos de formação de magmas: eles surgem a grandes profundidades, em locais inacessíveis até mesmo para as perfurações mais profundas. Evidências sobre a geração de magmas são fornecidas por dados geofísicos, principalmente sísmicos e geotérmicos, por fragmentos de rocha transportados pelos magmas desde as suas regiões de origem - os nódulos mantélicos (Figura 3), ou ainda por estudos de petrologia experimental, que procuram reproduzir em laboratório as condições de formação de magmas. Os magmas se originam por fusão parcial de rochas na astenosfera, ou na parte inferior da litosfera (ver Capítulo 2). A fusão pode ser provocada pelo aumento da temperatura, por alívio da pressão a que estas rochas estão submetidas, por variações no teor de fluidos ou, mais provavelmente, por uma combinação destes fatores. A figura 6.4 ilustra a fusão de rochas em sistemas saturados em água e em sistemas anidros. As curvas solidus representam o início da fusão, quando então coexiste o líquido gerado com a parte ainda não fundida da rocha geradora. À medida que o processo de fusão avança, a proporção líquido/sólido aumenta, até que, em uma situação ideal, todos os minerais da rocha geradora tenham sido fundidos. Nesse ponto, o sistema ultrapassa a curva liquidus, sendo constituído apenas da fase líquida. Ou seja, a temperaturas abaixo da curva solidus, a rocha geradora encontra-se inteiramente sólida; a temperaturas entre as curvas solidus e liquidus, coexistem, em proporções variáveis, líquido e rocha ainda não completamente fundida; e a temperaturas acima da curva liquidus, passa a existir apenas a fase líquida, estando toda a rocha fundida.

O magma, uma vez gerado, tende a deslocar-se em direção à superfície, por apresentar densidade menor do que as rochas ao redor. O deslocamento de um magma no interior da crosta é complexo e variado, em função da sua viscosidade e da constituição e estruturação das rochas que atravessa. Sempre que possível, magmas ascendem através de falhas e fraturas profundas. Quando estas descontinuidades não ocorrem, formam-se bolsões de magma em forma de gigantescas "gotas invertidas” ou “balões” chamados diápiros, com vários quilômetros cúbicos, que se deslocam por fluxo plástico em meio às rochas da crosta. O bolsão de magma força as rochas acima e ao redor, às vezes quebrando-as e englobando seus fragmentos, conhecidos como xenólitos (Figura 6.5). Outras vezes, à medida que o bolsão de magma ascende, vai fundindo as rochas encaixantes. Quando há fusão e assimilação destas rochas, ocorrem modificações na composição química do magma original, dependendo do tipo e da proporção das rochas digeridas.

Em muitos casos, grandes volumes de magma “estacionam" a determinadas profundidades, e fornecem material para manifestações vulcânicas por dezenas de milhares a milhões de anos. Nestes casos, são denominados de câmaras magmáticas, cuja presença e dimensões podem ser aferidas por estudos geofísicos. Destes sítios, o magma é conduzido à superfície através dos condutos vulcânicos, ou se consolida em profundidade, gerando as diversas formas de ocorrência de rochas magmáticas. As etapas da viagem de magmas desde seus sítios de geração na astenosfera ou nas partes profundas da litosfera até os sítios de consolidação estão ilustradas, esquematicamente, na figura 6.6 adiante.

1.3 Composição dos magmas

A composição de um magma depende de vários fatores:

a) da composição da rocha geradora no local de origem;

b) das condições em que ocorreu a fusão desta rocha e da taxa de fusão;

c) dos processos que atuam sobre este magma do seu local de origem até o seu sítio de consolidação.

Magmas têm, majoritariamente, composição silicática, em consonância com a composição predominante da crosta e do manto terrestre. Porém, magmas carbonáticos e sulfetados, ainda que raros, também ocorrem. Em outros planetas e seus satélites, também podem existir magmas de composições muito diversas.

Os principais componentes dos magmas silicáticos na Terra são, além de oxigênio (O) e silício (Si), o alumínio (AI), o cálcio (Ca), o ferro (Fe), o magnésio (Mg), o sódio (Na), o potássio (K), o manganês (Mn), o titânio (Ti) e o fósforo (P). A composição química de rochas e magmas é indicada, por convenção, com os elementos constituintes apresentados na forma de óxidos.

A variação composicional dos magmas, assim como das rochas ígneas, é descrita principalmente por seu teor de sílica, que é a percentagem em peso de SiO₂. O espectro composicional dos magmas silicáticos é muito amplo, e praticamente contínuo em termos do teor de sílica. No entanto, dois tipos de magma se destacam pela sua abundância: o magma granítico ou riolítico, com teores de sílica superiores a 66%, e o magma basáltico, com teores de sílica entre 45% e 52%. Alguns pesquisadores acrescentam um terceiro tipo de magma: o magma andesítico (teor de sílica entre 52% e 66 %), por sua freqüência e ambiente de ocorrência na crosta. Em termos de volume, porém, magmas graníticos e basálticos são preponderantes. Composições de rochas vulcânicas representativas dos três tipos de magmas - respectivamente riolitos, andesitos e basaltos - são apresentadas na tabela 6.1 e ilustradas na figura 6.7.

1.4 Qual a influência da composição química sobre os magmas?

As características físicas dos magmas, como a temperatura e a viscosidade, estão intrinsecamente relacionadas à sua composição: estas relações encontram-se ilustradas na figura 6.8. Magmas basálticos apresentam temperaturas da ordem de 1.000 a 1.200 ºC, têm baixo teor de voláteis (em torno de 1 a 3% em peso) e possuem viscosidade baixa. Já os magmas graníticos são significativamente mais viscosos, apresentam, de modo geral, teores mais elevados de voláteis (entre 3% e 5%) e apresentam temperaturas da ordem de 700 a 800 'C. A viscosidade de um magma silicático aumenta com:

a) o aumento do teor de sílica;

b) o abaixamento da temperatura;

c) a diminuição do conteúdo de voláteis.

Estas relações podem ser explicadas pelo comportamento das unidades estruturais fundamentais [SiO₄]^-4 que existem nos magmas. Estas unidades tem o formato de tetraedros, com um átomo de silício no centro e quatro átomos de oxigênio nos vértices e tendem a unir-se em estruturas progressivamente mais complexas à medida que a cristalização do magma avança. Em magmas ricos em sílica, isto se dá já nas primeiras etapas da consolidação, e em escala mais ampla, produzindo extensas cadeias de tetraedros de Si-O que dificultam o fluxo do magma, aumentando sua viscosidade.

Já em magmas básicos, com teores de sílica menores, esse processo só adquire importância nas etapas mais avançadas da consolidação, ou seja, não se formam grandes estruturas de Si-O que possam dificultar o fluxo do magma já nos estágios iniciais. Essas extensas cadeias de Si-O tendem a ser destruídas pelo aumento de temperatura e do teor de água, o que diminui a viscosidade do magma. Assim magmas graníticos, ainda que mais viscosos, podem ter sua fluidez aumentada quando em altas temperaturas ou quando apresentarem teores elevados de água. Magmas basálticos, apesar de seus baixos teores de água, têm no seu reduzido conteúdo em sílica a principal razão para as suas viscosidades mais baixas.

1.5 Por que há diferentes magmas?

Magmas apresentam grande variedade nas suas composições, fato que se espelha na diversidade das rochas ígneas. Magmas diversos são produzidos em função do tipo de rocha da área-fonte e da taxa de fusão desta rocha. Contudo, a profundidade em que ocorre a fusão também é um fator importante. que pode influenciar a composição dos magmas produzidos. Grandes volumes de magmas basálticos são gerados pela fusão dos peridotitos (rochas constituintes do manto, formadas por minerais ferromagnesianos, principalmente olivina e piroxênios - ver figura 6.3) nas regiões abaixo das dorsais mesa oceânicas, mas também abaixo da crosta continental, no manto superior. Já os magmas graníticos são associados à fusão de partes profundas da crosta continental, mais enriquecidas em sílica. Magmas andesíticos são gerados a partir da fusão da crosta oceânica. Magmas são sempre enriquecidos em sílica e elementos leves (Na, K) em relação à área-fonte a partir da qual foram gerados. Assim, basaltos são mais ricos em sílica que peridotitos; andesitos apresentam-se enriquecidos em sílica quando comparados aos basaltos dos fundos oceânicos; e granitos, que em muitos casos podem formar se pela fusão parcial de rochas de composição andesítica, são ainda mais enriquecidos em sílica que estas.

A composição de magmas primários, gerados da fusão parcial das rochas de sua área-fonte, pode ser modificada de forma considerável por processos de diferenciação magmática. O mais importante destes processos é o de cristalização fracionada. A cristalização de um magma em profundidade é um processo complexo e muito lento. O magma encontra-se a temperaturas elevadas, quando então todos os seus componentes se encontram dissolvidos no material fundido. Quando se instala em partes superiores, logo mais frias da crosta, perde calor para as rochas encaixantes e sua temperatura diminui paulatinamente. Quando a temperatura atinge um determinado valor crítico, inicia-se a cristalização e formam se germes cristalinos, minúsculos núcleos de cristais, que crescerão para constituir os minerais da rocha ígnea.

Os diferentes minerais não cristalizam todos ao mesmo tempo: alguns se formam primeiro, e só depois que a composição do magma tiver sido modificada o suficiente pela extração destes é que os outros minerais irão se juntar aos que já se encontram em processo de cristalização, ou mesmo irão substituí-los neste processo. A sequência de cristalização resultante depende fundamentalmente da composição do magma inicial. A sequência ideal de cristalização dos minerais foi, a princípio, estabelecida para magmas basálticos pelo petrólogo experimentalista N. L. Bowen em 1928 por meio das Séries de Reação de Bowen, ilustradas nas figuras 6.9a e b. Teoricamente, é possível obter, a partir de um magma primário basáltico, toda uma série de rochas ígneas, desde as ultrabásicas (ou peridotíticas) até as ácidas (ou graníticas), utilizando para tanto processos de fracionamento do magma basáltico original durante a sua cristalização. É importante frisar que as Séries de Reação de Bowen representam um modelo simplificado de um processo natural muito mais complexo. Exemplos da geração de rochas diversas por meio da cristalização fracionada de um mesmo magma podem ser observados nos complexos estratiformes onde, a partir de magmas originalmente basálticos, são gerados peridotitos, ricos em olivina e piroxênios, pelo acúmulo destes minerais nas partes inferiores da câmara magmática; gabros, constituídos de plagioclásio cálcico e piroxênios, pela cristalização do magma basáltico mais ou menos modificado; e anortositos, pelo acúmulo de plagioclásio, menos denso, no topo da câmara magmática. Exemplos brasileiros de complexos deste tipo são os maciços máficos-ultramáficos de Niquelândia e Canabrava, em Goiás.

Outros processos de diferenciação magmática são a mistura de magmas originalmente diferentes, a imiscibilidade de magmas e, como já mencionado, a assimilação durante a ascensão do magma de rochas dos condutos magmáticos ou das rochas encaixantes após o alojamento do magma no sítio de consolidação final. Na mistura de magmas, magmas de composições distintas podem ter contato durante a ascensão na crosta e misturar-se em proporções diversas, gerando com posições intermediárias entre elas. Na imiscibilidade de magmas, durante a evolução de um volume de magma originalmente homogêneo, podem separar-se frações imiscíveis (como ocorre entre a água e o óleo), e cristalizar em separado, produzindo estruturas peculiares nas rochas resultantes. A assimilação de rochas acontece quando o magma, ao abrir caminho rumo à superfície, "digere" pedaços das rochas encaixantes, modificando sua composição em função da natureza e do volume da rocha assimilada.

Texto extraído de: TEIXEIRA, Wilson et al. Decifrando a Terra. 2. ed. São Paulo : Companhia Editora Nacional, 2009, p. 154-159.