Magma - Magma

Fluxo de lava no Havaí . Lava é o equivalente extrusivo do magma.

Magma (do grego antigo μάγμα (mágma)  ' unguento espesso ') é o material natural fundido ou semifundido a partir do qual todas as rochas ígneas são formadas. O magma é encontrado abaixo da superfície da Terra , e evidências de magmatismo também foram descobertas em outros planetas terrestres e em alguns satélites naturais . Além da rocha fundida, o magma também pode conter cristais suspensos e bolhas de gás .

O magma é produzido pelo derretimento do manto ou da crosta em vários ambientes tectônicos , que na Terra incluem zonas de subducção , zonas de fenda continental , dorsais meso-oceânicas e pontos críticos . Os derretimentos do manto e da crosta migram para cima através da crosta, onde se acredita que sejam armazenados em câmaras de magma ou zonas de cogumelo ricas em cristais transcrustais . Durante o armazenamento do magma na crosta, sua composição pode ser modificada por cristalização fracionada , contaminação com derretimento da crosta, mistura de magma e desgaseificação. Seguindo sua ascensão pela crosta, o magma pode alimentar um vulcão e ser expulso como lava , ou pode se solidificar no subsolo para formar uma intrusão , como um dique , um peitoril , um lacólito , um pluton ou um batólito .

Embora o estudo do magma tenha se baseado na observação do magma após sua transição para um fluxo de lava , o magma foi encontrado in situ três vezes durante projetos de perfuração geotérmica , duas vezes na Islândia (consulte Uso na produção de energia ) e uma vez no Havaí.

Propriedades físicas e químicas

Magma consiste em rocha líquida que geralmente contém cristais sólidos suspensos. Conforme o magma se aproxima da superfície e a pressão de sobrecarga cai, gases dissolvidos borbulham para fora do líquido, de modo que o magma próximo à superfície consiste em materiais nas fases sólida, líquida e gasosa.

Composição

A maior parte do magma é rica em sílica . O magma não-silicatado raro pode se formar por fusão local de depósitos minerais não-silicatados ou pela separação de um magma em silicatos imiscíveis separados e fases líquidas não- silicatadas.

Magmas de silicato são misturas fundidas dominadas por oxigênio e silício , os elementos químicos mais abundantes na crosta terrestre, com menores quantidades de alumínio , cálcio , magnésio , ferro , sódio e potássio , e pequenas quantidades de muitos outros elementos. Os petrologistas expressam rotineiramente a composição de um magma de silicato em termos do peso ou fração da massa molar dos óxidos dos elementos principais (exceto oxigênio) presentes no magma.

Como muitas das propriedades de um magma (como sua viscosidade e temperatura) são observadas como correlacionadas com o conteúdo de sílica, os magmas de silicato são divididos em quatro tipos químicos com base no conteúdo de sílica: félsico , intermediário , máfico e ultramáfico .

Magma félsico

Magmas félsicos ou silícicos têm um conteúdo de sílica superior a 63%. Eles incluem magmas riolito e dacito . Com um tal elevado teor de sílica, estes magmas são extremamente viscosa, que varia de 10 8 cP para magma riolite quente a 1200 ° C (2190 ° F) a 10 11 cP para refrescar riolite magma a 800 ° C (1470 ° F). Para comparação, a água tem uma viscosidade de cerca de 1 cP. Por causa dessa viscosidade muito alta, as lavas félsicas geralmente explodem de forma explosiva para produzir depósitos piroclásticos (fragmentados). No entanto, as lavas de riolito ocasionalmente explodem efusivamente para formar espinhos de lava , cúpulas de lava ou "coulees" (que são fluxos de lava curtos e espessos). As lavas normalmente se fragmentam à medida que são expelidas, produzindo fluxos de lava em blocos. Estes geralmente contêm obsidiana .

As lavas félsicas podem irromper em temperaturas tão baixas quanto 800 ° C (1.470 ° F). No entanto, as lavas de riolito excepcionalmente quentes (> 950 ° C;> 1.740 ° F) podem fluir por distâncias de muitas dezenas de quilômetros, como na Planície do Rio Snake, no noroeste dos Estados Unidos.

Magma intermediário

Magmas intermediários ou andesíticos contêm 52% a 63% de sílica, são mais baixos em alumínio e geralmente um pouco mais ricos em magnésio e ferro do que os magmas félsicos. As lavas intermediárias formam cúpulas de andesito e blocos de lavas e podem ocorrer em vulcões compostos íngremes , como nos Andes . Eles também são comumente mais quentes, na faixa de 850 a 1.100 ° C (1.560 a 2.010 ° F)). Por causa de seu menor conteúdo de sílica e temperaturas eruptivas mais altas, eles tendem a ser muito menos viscosos, com uma viscosidade típica de 3,5 × 10 6 cP a 1.200 ° C (2.190 ° F). Isso é ligeiramente maior do que a viscosidade da manteiga de amendoim lisa . Magmas intermediários mostram uma tendência maior para formar fenocristais . Ferro e magnésio superiores tendem a se manifestar como uma massa fundamental mais escura , incluindo fenocristais de anfibólio ou piroxênio.

Magmas máficos

Magmas máficos ou basálticos têm um conteúdo de sílica de 52% a 45%. Eles são caracterizados por seu alto conteúdo ferromagnesiano e geralmente explodem em temperaturas de 1.100 a 1.200 ° C (2.010 a 2.190 ° F). As viscosidades podem ser relativamente baixas, em torno de 10 4 a 10 5 cP, embora ainda sejam muitas ordens de magnitude mais altas do que a água. Essa viscosidade é semelhante à do ketchup . As lavas de basalto tendem a produzir vulcões escudos de baixo perfil ou basaltos de inundação , porque a lava fluidal flui por longas distâncias a partir da cloaca. A espessura de uma lava basáltica, particularmente em uma encosta baixa, pode ser muito maior do que a espessura do fluxo de lava em movimento em qualquer momento, porque as lavas basálticas podem "inflar" pelo fornecimento de lava abaixo de uma crosta solidificada. A maioria das lavas basálticas são do tipo ʻA'ā ou pāhoehoe , em vez de lavas em bloco. Debaixo d'água , eles podem formar lavas tipo almofada , que são bastante semelhantes às lavas pahoehoe do tipo entrail na terra.

Magmas ultramáficos

Magmas ultramáficos , como basalto picrítico , komatiita e magmas altamente magnesianos que formam o boninito , levam a composição e as temperaturas ao extremo. Todos têm um teor de sílica inferior a 45%. Os komatiitas contêm mais de 18% de óxido de magnésio e acredita-se que tenham entrado em erupção a temperaturas de 1.600 ° C (2.910 ° F). Nessa temperatura, praticamente não há polimerização dos compostos minerais, criando um líquido altamente móvel. Acredita-se que as viscosidades dos magmas komatiíta sejam tão baixas quanto 100 a 1000 cP, semelhante à do óleo leve de motor. A maioria das lavas ultramáficas não são mais jovens do que o Proterozóico , com alguns magmas ultramáficos conhecidos do Fanerozóico na América Central que são atribuídos a uma pluma de manto quente . Nenhuma lavagem komatiita moderna é conhecida, pois o manto da Terra esfriou demais para produzir magmas altamente magnesianos.

Magmas akalinos

Alguns magmas silícicos têm um teor elevado de óxidos de metais alcalinos (sódio e potássio), particularmente em regiões de fissura continental , áreas sobrepostas a placas profundamente subduzidas ou em pontos quentes intraplaca . O seu teor em sílica pode variar de Ultramáfica ( nefelinitos , basanitos e tefritos ) para felsic ( traquitos ). É mais provável que sejam gerados em profundidades maiores no manto do que magmas subalcalinos. Magmas nefelinita de olivina são ultramáficos e altamente alcalinos, e acredita-se que tenham vindo de muito mais profundo no manto da Terra do que outros magmas.

Exemplos de composições de magma (% em peso)
Componente Nefelinita Picrito toleítico Basalto toleítico Andesite Riolito
SiO 2 39,7 46,4 53,8 60,0 73,2
TiO 2 2,8 2.0 2.0 1.0 0,2
Al 2 O 3 11,4 8,5 13,9 16,0 14,0
Fe 2 O 3 5,3 2,5 2,6 1,9 0,6
FeO 8,2 9,8 9,3 6,2 1,7
MnO 0,2 0,2 0,2 0,2 0,0
MgO 12,1 20,8 4,1 3,9 0,4
CaO 12,8 7,4 7,9 5,9 1,3
Na 2 O 3,8 1,6 3,0 3,9 3,9
K 2 O 1,2 0,3 1,5 0.9 4,1
P 2 O 5 0.9 0,2 0,4 0,2 0,0

Magma basáltico toleítico

  SiO 2 (53,8%)
  Al 2 O 3 (13,9%)
  FeO (9,3%)
  CaO (7,9%)
  MgO (4,1%)
  Na 2 O (3,0%)
  Fe 2 O 3 (2,6%)
  TiO 2 (2,0%)
  K 2 O (1,5%)
  P 2 O 5 (0,4%)
  MnO (0,2%)

Riolito magma

  SiO 2 (73,2%)
  Al 2 O 3 (14%)
  FeO (1,7%)
  CaO (1,3%)
  MgO (0,4%)
  Na 2 O (3,9%)
  Fe 2 O 3 (0,6%)
  TiO 2 (0,2%)
  K 2 O (4,1%)
  P 2 O 5 (0%)
  MnO (0%)

Magmas não silícicos

Algumas lavas de composição incomum surgiram na superfície da Terra. Esses incluem:

  • Lavas de carbonatita e natrocarbonatita são conhecidas do vulcão Ol Doinyo Lengai na Tanzânia , que é o único exemplo de um vulcão de carbonatita ativo. Os carbonatitos no registro geológico são tipicamente 75% de minerais carbonáticos, com menores quantidades de minerais silicatados subsaturados em sílica (como micas e olivina), apatita , magnetita e pirocloro . Isso pode não refletir a composição original da lava, que pode ter incluído carbonato de sódio que foi subsequentemente removido por atividade hidrotérmica, embora experimentos de laboratório mostrem que um magma rico em calcita é possível. As lavas carbonatíticas apresentam razões de isótopos estáveis, indicando que são derivadas das lavas silícicas altamente alcalinas com as quais estão sempre associadas, provavelmente por separação de uma fase imiscível. As lavas de natrocarbonatita de Ol Doinyo Lengai são compostas principalmente de carbonato de sódio, com cerca de metade do carbonato de cálcio e metade do carbonato de potássio e pequenas quantidades de haletos, fluoretos e sulfatos. As lavas são extremamente fluidas, com viscosidades apenas ligeiramente superiores às da água, e muito frias, com temperaturas medidas de 491 a 544 ° C (916 a 1.011 ° F).
  • Acredita-se que magmas de óxido de ferro sejam a fonte do minério de ferro em Kiruna , Suécia , que se formou durante o Proterozóico . As lavas de óxido de ferro da idade do Plioceno ocorrem no complexo vulcânico El Laco , na fronteira do Chile com a Argentina. Acredita-se que as lavas de óxido de ferro sejam o resultado da separação imiscível do magma de óxido de ferro de um magma parental de composição cálcio-alcalina ou alcalina.
  • Os fluxos de lava de enxofre de até 250 metros (820 pés) de comprimento e 10 metros (33 pés) de largura ocorrem no vulcão Lastarria , no Chile. Eles foram formados pela fusão de depósitos de enxofre em temperaturas tão baixas quanto 113 ° C (235 ° F).

Gases magmáticos

As concentrações de diferentes gases podem variar consideravelmente. O vapor de água é normalmente o gás magmático mais abundante, seguido pelo dióxido de carbono e dióxido de enxofre . Outros principais gases magmáticos incluem sulfureto de hidrogénio , cloreto de hidrogénio , e fluoreto de hidrogénio .

A solubilidade dos gases magmáticos no magma depende da pressão, da composição do magma e da temperatura. O magma que é extrudado como lava é extremamente seco, mas o magma em profundidade e sob grande pressão pode conter um teor de água dissolvida superior a 10%. A água é um pouco menos solúvel em magma de baixo teor de sílica do que o magma de alto teor de sílica, de modo que a 1.100 ° C e 0,5 GPa , um magma basáltico pode dissolver 8% de H
2
O,
enquanto um magma pegmatito de granito pode dissolver 11% H
2
O
. No entanto, os magmas não são necessariamente saturados em condições típicas.

Concentrações de água em magmas (% em peso)
Composição magma H
2
Concentração de O
% em peso
MORB ( toleiitas ) 0,1 - 0,2
Toleiita da ilha 0,3 - 0,6
Basaltos alcalinos 0,8 - 1,5
Basaltos do arco vulcânico 2-4
Basanitos e nefelinitos 1,5–2
Andesitos e dacitos do arco da ilha 1-3
Andesitos e dacitos da margem continental 2-5
Riolitos até 7

O dióxido de carbono é muito menos solúvel em magmas do que a água e freqüentemente se separa em uma fase fluida distinta, mesmo em grandes profundidades. Isso explica a presença de inclusões de fluido de dióxido de carbono em cristais formados em magmas em grande profundidade.

Reologia

A viscosidade é uma propriedade fundamental do derretimento para a compreensão do comportamento dos magmas. Enquanto as temperaturas em lavas de silicato comuns variam de cerca de 800 ° C (1.470 ° F) para lavas félsicas a 1.200 ° C (2.190 ° F) para lavas máficas, a viscosidade das mesmas lavas varia mais de sete ordens de magnitude, de 10 4 cP para lava máfica a 10 11 cP para magmas félsicos. A viscosidade é determinada principalmente pela composição, mas também depende da temperatura. A tendência da lava félsica de ser mais fria do que a lava máfica aumenta a diferença de viscosidade.

O íon de silício é pequeno e altamente carregado e, portanto, tem uma forte tendência de se coordenar com quatro íons de oxigênio, que formam um arranjo tetraédrico em torno do íon de silício, muito menor. Isso é chamado de tetraedro de sílica . Em um magma com baixo teor de silício, esses tetraedros de sílica são isolados, mas à medida que o conteúdo de silício aumenta, os tetraedros de sílica começam a polimerizar parcialmente, formando cadeias, lâminas e aglomerados de tetraedros de sílica ligados por pontes de íons de oxigênio. Isso aumenta muito a viscosidade do magma.

A tendência à polimerização é expressa como NBO / T, onde NBO é o número de íons de oxigênio que não formam ponte e T é o número de íons formadores de rede. O silício é o principal íon formador de rede, mas em magmas com alto teor de sódio, o alumínio também atua como formador de rede e o ferro férrico pode atuar como formador de rede quando faltam outros formadores de rede. A maioria dos outros íons metálicos reduzem a tendência de polimerizar e são descritos como modificadores de rede. Em um magma hipotético formado inteiramente de sílica derretida, NBO / T seria 0, enquanto em um magma hipotético tão baixo em formadores de rede que nenhuma polimerização ocorre, NBO / T seria 4. Nenhum dos extremos é comum na natureza, mas magmas basálticos tipicamente têm NBO / T entre 0,6 e 0,9, magmas andesíticos têm NBO / T de 0,3 a 0,5 e magmas riolíticos têm NBO / T de 0,02 a 0,2. A água atua como um modificador de rede e a água dissolvida reduz drasticamente a viscosidade do fundido. O dióxido de carbono neutraliza os modificadores da rede, portanto, o dióxido de carbono dissolvido aumenta a viscosidade. Os fundidos em altas temperaturas são menos viscosos, uma vez que mais energia térmica está disponível para quebrar as ligações entre o oxigênio e os formadores da rede.

A maioria dos magmas contém cristais sólidos de vários minerais, fragmentos de rochas exóticas conhecidas como xenólitos e fragmentos de magma previamente solidificado. O conteúdo de cristal da maioria dos magmas confere-lhes propriedades tixotrópicas e de diluição por cisalhamento . Em outras palavras, a maioria dos magmas não se comporta como fluidos newtonianos, nos quais a taxa de fluxo é proporcional à tensão de cisalhamento. Em vez disso, um magma típico é um fluido Bingham , que mostra considerável resistência ao fluxo até que um limite de tensão, denominado tensão de escoamento, seja ultrapassado. Isso resulta em fluxo em pistão de magma parcialmente cristalino. Um exemplo conhecido de fluxo em tampão é a pasta de dente espremida de um tubo de pasta de dente. O creme dental sai como um tampão semissólido, porque o cisalhamento está concentrado em uma camada fina no creme dental próximo ao tubo, e somente aqui o creme dental se comporta como um fluido. O comportamento tixotrópico também impede que os cristais se assentem no magma. Uma vez que o conteúdo do cristal atinge cerca de 60%, o magma deixa de se comportar como um fluido e começa a se comportar como um sólido. Essa mistura de cristais com rocha derretida às vezes é descrita como mingau de cristal .

Magma também é tipicamente viscoelástico , o que significa que flui como um líquido sob baixas tensões, mas uma vez que a tensão aplicada excede um valor crítico, o fundido não pode dissipar a tensão rápido o suficiente por meio do relaxamento sozinho, resultando em propagação de fratura transitória. Uma vez que as tensões são reduzidas abaixo do limite crítico, o fundido relaxa viscamente mais uma vez e cura a fratura.

Temperatura

As temperaturas da lava, que é o magma expelido para a superfície, estão na faixa de 700 a 2.400 ° C (1.300 a 4.400 ° F), mas magmas de carbonatita muito raros podem ser tão frios quanto 490 ° C (910 ° F) e komatiita magmas podem ter estado tão quentes quanto 1.600 ° C (2.900 ° F). Magma foi ocasionalmente encontrado durante a perfuração em campos geotérmicos, incluindo perfuração no Havaí que penetrou um corpo de magma dacítico a uma profundidade de 2.488 m (8.163 pés). A temperatura desse magma foi estimada em 1.050 ° C (1.920 ° F). As temperaturas de magmas mais profundos devem ser inferidas de cálculos teóricos e do gradiente geotérmico.

A maioria dos magmas contém alguns cristais sólidos suspensos na fase líquida. Isso indica que a temperatura do magma está entre o solidus , que é definido como a temperatura na qual o magma se solidifica completamente, e o liquidus , definido como a temperatura na qual o magma é completamente líquido. Cálculos de temperaturas solidus em profundidades prováveis ​​sugerem que o magma gerado abaixo das áreas de rachadura começa a uma temperatura de cerca de 1.300 a 1.500 ° C (2.400 a 2.700 ° F). O magma gerado a partir das plumas do manto pode ser tão quente quanto 1.600 ° C (2.900 ° F). A temperatura do magma gerado nas zonas de subducção, onde o vapor de água reduz a temperatura de fusão, pode ser tão baixa quanto 1.060 ° C (1.940 ° F).

Densidade

As densidades do magma dependem principalmente da composição, sendo o teor de ferro o parâmetro mais importante.

Modelo Densidade (kg / m 3 )
Magma basáltico 2650-2800
Magma andesita 2450–2500
Magma riolítico 2180-2250

O magma se expande ligeiramente com pressão mais baixa ou temperatura mais alta. Quando o magma se aproxima da superfície, seus gases dissolvidos começam a borbulhar do líquido. Essas bolhas reduziram significativamente a densidade do magma em profundidade e ajudaram a conduzi-lo em direção à superfície.

Origens

A temperatura no interior da Terra é descrita pelo gradiente geotérmico , que é a taxa de variação da temperatura com a profundidade. O gradiente geotérmico é estabelecido pelo equilíbrio entre o aquecimento por meio da decomposição radioativa no interior da Terra e a perda de calor da superfície da Terra. O gradiente geotérmico é em média de cerca de 25 ° C / km na crosta superior da Terra, mas isso varia amplamente por região, de um mínimo de 5–10 ° C / km dentro de trincheiras oceânicas e zonas de subducção a 30-80 ° C / km ao longo do meio - cristas oceânicas ou perto das plumas do manto . O gradiente torna-se menos acentuado com a profundidade, caindo para apenas 0,25 a 0,3 ° C / km no manto, onde a convecção lenta transporta o calor de forma eficiente. O gradiente geotérmico médio não é normalmente íngreme o suficiente para levar as rochas ao seu ponto de fusão em qualquer lugar da crosta ou manto superior, então o magma é produzido apenas onde o gradiente geotérmico é excepcionalmente íngreme ou o ponto de fusão da rocha é excepcionalmente baixo. No entanto, a ascensão do magma em direção à superfície em tais ambientes é o processo mais importante para o transporte de calor através da crosta terrestre.

As rochas podem derreter em resposta a uma diminuição na pressão, a uma mudança na composição (como a adição de água), a um aumento na temperatura ou a uma combinação desses processos. Outros mecanismos, como o derretimento devido ao impacto de um meteorito , são menos importantes hoje, mas os impactos durante o acúmulo da Terra levaram ao derretimento extenso, e as várias centenas de quilômetros exteriores de nossa Terra primitiva eram provavelmente um oceano de magma. Os impactos de grandes meteoritos nas últimas centenas de milhões de anos foram propostos como um mecanismo responsável pelo extenso magmatismo de basalto de várias grandes províncias ígneas.

Descompressão

A fusão descompressiva ocorre devido a uma diminuição da pressão. É o mecanismo mais importante para a produção de magma do manto superior.

As temperaturas solidus da maioria das rochas (as temperaturas abaixo das quais são completamente sólidas) aumentam com o aumento da pressão na ausência de água. O peridotito em profundidade no manto da Terra pode ser mais quente do que sua temperatura sólida em algum nível mais raso. Se tal rocha subir durante a convecção do manto sólido, ela resfriará levemente conforme se expande em um processo adiabático , mas o resfriamento é de apenas cerca de 0,3 ° C por quilômetro. Estudos experimentais de amostras apropriadas de peridotito documentam que as temperaturas de solidus aumentam de 3 ° C a 4 ° C por quilômetro. Se a rocha subir o suficiente, ela começará a derreter. Gotículas derretidas podem se aglutinar em volumes maiores e ser intrudidas para cima. Este processo de derretimento do movimento ascendente do manto sólido é crítico na evolução da Terra.

O derretimento por descompressão cria a crosta oceânica nas dorsais meso-oceânicas , tornando-a de longe a fonte mais importante de magma na Terra. Também causa vulcanismo em regiões intraplaca, como Europa, África e fundo do mar do Pacífico. O vulcanismo intraplaca é atribuído ao surgimento de plumas do manto ou à extensão intraplaca, com a importância de cada mecanismo sendo um tópico de pesquisa contínua.

Efeitos da água e dióxido de carbono

A alteração da composição rochosa mais responsável pela criação do magma é a adição de água. A água diminui a temperatura de solidus das rochas a uma determinada pressão. Por exemplo, a uma profundidade de cerca de 100 quilômetros, o peridotito começa a derreter perto de 800 ° C na presença de excesso de água, mas perto de 1.500 ° C na ausência de água. A água é expulsa da litosfera oceânica em zonas de subducção e causa o derretimento do manto sobreposto. Magmas hidratados compostos de basalto e andesita são produzidos direta e indiretamente como resultado da desidratação durante o processo de subducção. Esses magmas, e aqueles derivados deles, constroem arcos insulares como os do Anel de Fogo do Pacífico . Esses magmas formam rochas da série cálcio-alcalina , uma parte importante da crosta continental .

A adição de dióxido de carbono é uma causa relativamente muito menos importante da formação de magma do que a adição de água, mas a gênese de alguns magmas subsaturados com sílica foi atribuída ao domínio do dióxido de carbono sobre a água em suas regiões de manto. Na presença de dióxido de carbono, experimentos documentam que a temperatura de solidus do peridotito diminui em cerca de 200 ° C em um intervalo de pressão estreito em pressões correspondentes a uma profundidade de cerca de 70 km. Em maiores profundidades, o dióxido de carbono pode ter mais efeito: em profundidades de cerca de 200 km, as temperaturas de fusão inicial de uma composição de peridotita carbonatada foram determinadas como sendo 450 ° C a 600 ° C mais baixas do que para a mesma composição sem dióxido de carbono. Magmas de tipos de rocha como nefelinita , carbonatita e kimberlito estão entre aqueles que podem ser gerados após um influxo de dióxido de carbono no manto em profundidades maiores que cerca de 70 km.

Aumento de temperatura

O aumento da temperatura é o mecanismo mais típico de formação de magma na crosta continental. Esses aumentos de temperatura podem ocorrer devido à intrusão ascendente de magma do manto. As temperaturas também podem exceder o solidus de uma rocha crustal na crosta continental engrossada por compressão em um limite de placa . A fronteira da placa entre as massas continentais indiana e asiática fornece um exemplo bem estudado, já que o planalto tibetano logo ao norte da fronteira tem uma crosta com cerca de 80 quilômetros de espessura, aproximadamente o dobro da espessura da crosta continental normal. Estudos de resistividade elétrica deduzidos de dados magnetotelúricos detectaram uma camada que parece conter fusão de silicato e que se estende por pelo menos 1.000 quilômetros dentro da crosta média ao longo da margem sul do Platô Tibetano. Granito e riolito são tipos de rocha ígnea comumente interpretados como produtos do derretimento da crosta continental devido ao aumento da temperatura. Os aumentos de temperatura também podem contribuir para o derretimento da litosfera arrastada para baixo em uma zona de subducção.

O processo de derretimento

Diagrama de fases para o sistema diopsídeo-anortita

Quando as rochas derretem, elas o fazem em uma faixa de temperatura, porque a maioria das rochas é feita de vários minerais , todos com diferentes pontos de fusão. A temperatura na qual a primeira fusão aparece (o solidus) é mais baixa do que a temperatura de fusão de qualquer um dos minerais puros. Isso é semelhante à redução do ponto de fusão do gelo quando ele é misturado com sal. O primeiro banho é denominado eutético e tem uma composição que depende da combinação dos minerais presentes.

Por exemplo, uma mistura de anortita e diopsídio , que são dois dos minerais predominantes no basalto , começa a derreter a cerca de 1274 ° C. Isso está bem abaixo das temperaturas de fusão de 1392 ° C para diopsídio puro e 1553 ° C para anortita pura. O fundido resultante é composto por cerca de 43% em peso de anortita. À medida que calor adicional é adicionado à rocha, a temperatura permanece em 1274 ° C até que a anortita ou o diopsídeo estejam totalmente derretidos. A temperatura então sobe à medida que o mineral remanescente continua a derreter, o que muda a composição do derretimento do eutético. Por exemplo, se o conteúdo de anortita for maior que 43%, todo o suprimento de diopsídeo derreterá a 1274 ° C, junto com o suficiente de anortita para manter o fundido na composição eutética. O aquecimento posterior faz com que a temperatura suba lentamente à medida que a anortita restante derrete gradualmente e o fundido se torna cada vez mais rico em líquido de anortita. Se a mistura tiver apenas um ligeiro excesso de anortita, ela derreterá antes que a temperatura suba muito acima de 1274 ° C. Se a mistura for quase toda anortita, a temperatura atingirá quase o ponto de fusão da anortita pura antes que toda a anortita seja derretida. Se o teor de anortita da mistura for inferior a 43%, então toda a anortita irá derreter na temperatura eutética, junto com parte do diopsídeo, e o diopsídeo restante irá então derreter gradualmente conforme a temperatura continua a subir.

Por causa da fusão eutética, a composição da fusão pode ser bastante diferente da rocha geradora. Por exemplo, uma mistura de 10% de anortita com diopsídeo pode apresentar fusão parcial de cerca de 23% antes do derretimento desviado do eutético, que tem a composição de cerca de 43% de anortita. Este efeito de fusão parcial se reflete nas composições de diferentes magmas. Um baixo grau de fusão parcial do manto superior (2% a 4%) pode produzir magmas altamente alcalinos, como as melilitas , enquanto um maior grau de fusão parcial (8% a 11%) pode produzir olivina basalto alcalino. Os magmas oceânicos provavelmente resultam do derretimento parcial de 3% a 15% da rocha geradora. Alguns granitóides alcalinos podem ser produzidos por um alto grau de fusão parcial, tanto quanto 15% a 30%. Magmas com alto teor de magnésio, como komatiita e picrita , também podem ser produtos de um alto grau de fusão parcial da rocha do manto.

Certos elementos químicos, chamados de elementos incompatíveis , têm uma combinação de raio iônico e carga iônica que é diferente da dos elementos mais abundantes na rocha geradora. Os íons desses elementos se adaptam muito mal na estrutura dos minerais que constituem a rocha geradora, e deixam prontamente os minerais sólidos para se tornarem altamente concentrados em fundidos produzidos por um baixo grau de fusão parcial. Elementos incompatíveis geralmente incluem potássio , bário , césio e rubídio , que são grandes e fracamente carregados (os elementos litófilos de íons grandes, ou LILEs), bem como elementos cujos íons carregam uma carga alta (os elementos de alta intensidade de campo, ou HSFEs), que incluem elementos como zircônio , nióbio , háfnio , tântalo , os elementos de terras raras e os actinídeos . O potássio pode ficar tão enriquecido na fusão produzida por um grau muito baixo de fusão parcial que, quando o magma subsequentemente esfria e se solidifica, forma rocha potássica incomum, como lamprófiro , lamproita ou kimberlito .

Quando rocha suficiente é derretida, os pequenos glóbulos derretidos (geralmente ocorrendo entre grãos minerais) se unem e amolecem a rocha. Sob pressão dentro da terra, apenas uma fração de um por cento do derretimento parcial pode ser suficiente para fazer com que o derretimento seja espremido de sua fonte. O derretimento se separa rapidamente de sua rocha fonte, uma vez que o grau de fusão parcial excede 30%. No entanto, geralmente muito menos de 30% de uma rocha fonte de magma é derretida antes que o suprimento de calor se esgote.

A pegmatita pode ser produzida por baixos graus de fusão parcial da crosta. Alguns magmas de composição de granito são fundidos eutéticos (ou cotéticos) e podem ser produzidos por graus baixos a altos de fusão parcial da crosta, bem como por cristalização fracionada .

Evolução de magmas

Diagramas esquemáticos que mostram os princípios por trás da cristalização fracionada em um magma. Durante o resfriamento, o magma evolui em composição porque diferentes minerais cristalizam a partir da fusão. 1 : a olivina cristaliza; 2 : a olivina e o piroxênio cristalizam; 3 : piroxênio e plagioclase cristalizam; 4 : o plagioclásio cristaliza. No fundo do reservatório de magma, forma-se uma rocha acumulada .

A maioria dos magmas são totalmente derretidos apenas em pequenas partes de suas histórias. Mais tipicamente, são misturas de fusão e cristais e, às vezes, também de bolhas de gás. O derretimento, os cristais e as bolhas geralmente têm densidades diferentes e, portanto, podem se separar à medida que os magmas evoluem.

À medida que o magma esfria, os minerais normalmente se cristalizam do fundido em diferentes temperaturas. Isso se assemelha ao processo de fusão original ao contrário. No entanto, como o derretimento geralmente se separou de sua rocha-fonte original e mudou-se para uma profundidade mais rasa, o processo reverso de cristalização não é exatamente idêntico. Por exemplo, se um fundido era 50% cada de diopsídeo e anortita, então a anortita começaria a cristalizar a partir do fundido a uma temperatura um pouco mais alta do que a temperatura eutética de 1274 ° C. Isso muda o fundido restante em direção à sua composição eutética de 43% de diopsídeo. A eutética é atingida a 1274 ° C, temperatura na qual o diopsídio e a anortita começam a cristalizar juntos. Se a fusão fosse 90% diopsídio, o diopsídio começaria a cristalizar primeiro até que a eutética fosse atingida.

Se os cristais permanecessem suspensos no fundido, o processo de cristalização não mudaria a composição geral do fundido mais os minerais sólidos. Esta situação é descrita como cristalização de equilíbrio . No entanto, em uma série de experimentos que culminaram em seu artigo de 1915, Cristalização-diferenciação em líquidos de silicato , Norman L. Bowen demonstrou que os cristais de olivina e diopsídeo que cristalizaram de um fundido de resfriamento de forsterita , diopsídeo e sílica afundariam através do fundido em escalas de tempo geologicamente relevantes. Posteriormente, os geólogos encontraram evidências de campo consideráveis ​​dessa cristalização fracionada .

Quando os cristais se separam de um magma, o magma residual terá uma composição diferente do magma original. Por exemplo, um magma de composição gabroica pode produzir uma fusão residual de composição granítica se os cristais formados precocemente forem separados do magma. Gabbro pode ter uma temperatura liquidus próxima de 1.200 ° C, e o fundido de composição de granito derivado pode ter uma temperatura liquidus tão baixa quanto cerca de 700 ° C. Os elementos incompatíveis concentram-se nos últimos resíduos de magma durante a cristalização fracionada e nos primeiros derretimentos produzidos durante a fusão parcial: ambos os processos podem formar o magma que cristaliza em pegmatita , um tipo de rocha comumente enriquecido em elementos incompatíveis. A série de reações de Bowen é importante para a compreensão da sequência idealizada de cristalização fracionada de um magma.

A composição do magma pode ser determinada por processos diferentes da fusão parcial e cristalização fracionada. Por exemplo, os magmas comumente interagem com as rochas que eles invadem, derretendo essas rochas e reagindo com elas. A assimilação perto do teto de uma câmara magmática e a cristalização fracionada perto de sua base podem ocorrer simultaneamente. Magmas de diferentes composições podem se misturar. Em casos raros, os fundidos podem se separar em dois fundidos imiscíveis de composições contrastantes.

Magmas primários

Quando a rocha derrete, o líquido é um magma primário . Magmas primários não sofreram qualquer diferenciação e representam a composição inicial de um magma. Na prática, é difícil identificar inequivocamente magmas primários, embora tenha sido sugerido que a boninita é uma variedade de andesita cristalizada de um magma primário. O Grande Dique do Zimbábue também foi interpretado como rocha cristalizada de um magma primário. A interpretação dos leucossomos dos migmatitos como magmas primários é contrariada por dados de zircão, que sugerem que os leucossomos são um resíduo (uma rocha acumulada ) deixado pela extração de um magma primário.

Magma parental

Quando é impossível encontrar a composição do magma primitivo ou primário, muitas vezes é útil tentar identificar um magma parental. Um magma parental é uma composição de magma da qual a gama observada de químicas magmáticas foi derivada pelos processos de diferenciação ígnea . Não precisa ser um derretimento primitivo.

Por exemplo, uma série de fluxos de basalto são considerados relacionados entre si. Uma composição a partir da qual eles poderiam ser razoavelmente produzidos por cristalização fracionada é denominada magma parental . Modelos de cristalização fracionária seriam produzidos para testar a hipótese de que eles compartilham um magma parental comum.

Migração e solidificação

O magma se desenvolve dentro do manto ou crosta onde as condições de temperatura e pressão favorecem o estado fundido. Após sua formação, o magma sobe flutuantemente em direção à superfície da Terra, devido à sua densidade mais baixa do que a rocha geradora. À medida que migra através da crosta, o magma pode se reunir e residir em câmaras de magma (embora trabalhos recentes sugiram que o magma pode ser armazenado em zonas de cogumelo ricas em cristais transcrustais ao invés de câmaras de magma predominantemente líquido). O magma pode permanecer em uma câmara até que esfrie e cristalize para formar uma rocha intrusiva , entre em erupção como um vulcão ou se mova para outra câmara magmática.

Plutonismo

Quando o magma esfria, ele começa a formar fases minerais sólidas. Alguns deles se acomodam na parte inferior da câmara magmática, formando cumulatos que podem formar intrusões máficas em camadas . O magma que esfria lentamente dentro de uma câmara magmática geralmente acaba formando corpos de rochas plutônicas como gabro , diorito e granito , dependendo da composição do magma. Alternativamente, se o magma entrar em erupção, ele formará rochas vulcânicas como basalto , andesito e riolito (os equivalentes extrusivos de gabro, diorito e granito, respectivamente).

Vulcanismo

O magma que é expulso para a superfície durante uma erupção vulcânica é chamado de lava . A lava esfria e se solidifica com relativa rapidez em comparação com os corpos subterrâneos de magma. Este resfriamento rápido não permite que os cristais cresçam, e uma parte do fundido não cristaliza de forma alguma, tornando-se vidro. Rochas compostas em grande parte por vidro vulcânico incluem obsidiana , escória e pedra - pomes .

Antes e durante as erupções vulcânicas, os voláteis , como CO 2 e H 2 O, deixam parcialmente o derretimento por meio de um processo conhecido como exsolução . O magma com baixo teor de água torna-se cada vez mais viscoso . Se a exsolução massiva ocorre quando o magma sobe durante uma erupção vulcânica, a erupção resultante é geralmente explosiva.

Uso na produção de energia

O Projeto de Perfuração Profunda da Islândia , enquanto perfurava vários furos de 5.000 m na tentativa de aproveitar o calor na rocha vulcânica abaixo da superfície da Islândia, atingiu um bolsão de magma a 2.100 m em 2009. Porque esta foi apenas a terceira vez na história registrada que o magma havia sido alcançado, o IDDP decidiu investir no buraco, batizando-o de IDDP-1.

Uma caixa de aço cimentada foi construída no orifício com uma perfuração no fundo próximo ao magma. As altas temperaturas e pressão do vapor de magma foram usadas para gerar 36 MW de energia, tornando o IDDP-1 o primeiro sistema geotérmico aprimorado por magma do mundo.

Referências