Rochas Igneas

As Rochas ígneas, rochas magmáticas ou rochas eruptivas (derivado do latim ignis, que significa fogo) são um dos três principais tipos de rocha (sendo que as outras são as rochas sedimentares e as rochas metamórficas).

• A parte sólida da Terra que é acessível as nossas observações é denominada Crosta Terrestre. Essa crosta terrestre é constituída por massas grandes e pequenas, distintas entre si, mas que se reduzem a um número ilimitado de tipos que são conhecidos como rochas. 

Uma rocha pode ser constituída de um ou vários minerais. Quando formada por um mineral chama-se monominerálica. Exemplo típico é dado pelos calcários (calcita) e quartzitos (quartzo). Quando formada por mais de um mineral é denominada de poliminerálica. O exemplo mais comum é o granito (basicamente quartzo, feldspato e mica). Estas últimas são as mais comuns.

• Existem rochas, todavia, que fogem aos exemplos acima, porquanto são constituídas de material vítreo, amorfo e de composição variada, que resultam de um rápido resfriamento (lavas vulcânicas). Outra exceção é fornecida pelas rochas de origem biológica, como o carvão.

Portanto, rocha pode ser definida como sendo um agregado natural de minerais, material vítreo ou orgânico, que forma uma parte essencial da crosta terrestre e tem características químicas e mineralógicas específicas, distintas dos agregados mineralógicos adjacentes.

• Minerais ainda não consolidados, tais como argila, areia e cascalho são designados de sedimentos (se já sofreram algum processo de transporte pelo vento, águas, etc.) ou do solo (se ainda não sofreram transporte).

Os solos são sempre rasos e formam um manto ou regolito que recobre as rochas da crosta terrestre e se originaram pela alteração superficial das rochas do substrato. O conhecimento dos solos tem uma importância especial para a agricultura e as ciências que cuidam dessa parte é a Pedologia e a Edafologia.

• Petrologia é o estudo geral das rochas, envolvendo a sua constituição, modo de ocorrência, distribuição e origem.

Petrografía é a parte da Petrologia que se ocupa do estudo descritivo dos tipos de rochas. Na Petrografia são utilizados métodos macroscópicos e microscópicos. Estes últimos não serão abordados neste curso. Petrogênese é a parte da Petrologia que se ocupa da origem das rochas.

Classificação das Rochas:

De acordo com a sua origem ou gênese, as rochas podem ser classificadas em três grandes grupos: 

• Ígneas ou Magmáticas 
• Sedimentares 
• Rochas 
• Metamórficas 

As rochas de origem ígnea (e metamorfizadas) constituem cerca de 95% do volume total da crosta, mas ocupam apenas 25% da sua superfície. As rochas sedimentares (e metamorfizadas) contribuem com 5 % do volume, mas cobrem 75 % da superfície da crosta da Terra.

• Rochas ígneas - O termo ígneo vem do Latim ignis significando fogo. As rochas ígneas se originam da solidificação de uma fusão de silicatos produzidos no interior da Terra. As rochas ígneas são também consideradas como sendo primárias, pelo fato de se originarem por resfriamento e consolidação de uma material fundido; elas podem posteriormente derivar a rochas sedimentares e metamórficas. São formadas no interior da crosta ou na superfície da Terra.

Rochas Sedimentares - As rochas sedimentares são formadas na superfície da Terra, portanto a pouca profundidade e a temperatura ambiente, como resultado da desagregação e decomposição das rochas preexistentes e a subseqüente deposição mecânica ou química dos produtos desta destruição, incluindo nelas também os produtos da atividade orgânica dos seres vivos.

• Rochas Metamórficas - As rochas metamórficas são formadas no interior da crosta terrestre pela ação de altas temperaturas, pressões e fluidos quimicamente ativos, atuando sobre rochas preexistentes, produzindo modificações mais ou menos acentuadas.

A rocha transformada não perde sua individualidade como unidade estrutural da crosta terrestre. A posição em relação as rochas vizinhas permanece a mesma.

Rochas Ígneas:

• Origem - Rochas ígneas são agregados de minerais produzidas pelo resfriamento e solidificação de um material fundido que é gerado profundamente no manto ou na crosta inferior da Terra. O calor requerido para gerar este material fundido vem do interior da Terra. De acordo com o grau geotérmico, a uma profundidade de 35 km a temperatura é suficiente para fundir uma rocha. O material fundido, magma, é uma solução complexa de silicatos mais água e gases, apresentando as vezes alguns cristais já solidificados. O magma se forma por fusão completa ou parcial de rochas preexistentes. Uma rocha ígnea difere da outra por sua textura e sua composição mineralógica e química. Os tipos mais abundantes de rochas ígneas são basalto, gabro, andesito, diorito, riólito e granito.

Os cientistas descobriram que uma rocha de composição variada geralmente não funde completamente a uma dada temperatura. A fusão parcial ocorre porque os minerais que compõem uma rocha fundem a temperaturas diferentes. Em muitos casos, os próprios minerais fundem parcialmente. A medida que a temperatura sobe, alguns minerais fundem e outros permanecem sólidos. A fração da rocha que fundiu a uma dada temperatura é chamada de fusão parcial. 

• A razão de líquido para sólido na fusão parcial depende da composição e temperatura de fusão das rochas originais em profundidade na crosta ou no manto, onde ocorre a fusão parcial. A fusão parcial pode ser menos do que 1% do volume da rocha original. Muitas fusões parciais de magmas basálticos no manto superior, por exemplo, são estimadas ser 1 ou 2 % de fusão. Por outro lado, a maior parte da rocha pode fundir, com pequenas quantidades de cristais permanecendo sólidos. Isto seria o caso para reservatórios de magma granítico e cristais abaixo dos cones vulcânicos.

Algum magma pode alcançar a superfície da Terra onde ele é derramado como lava, mas outros magmas solidificam antes de alcançarem a superfície. As rochas formadas pela solidificação do magma dentro do manto ou da crosta são chamadas rochas ígneas intrusivas e aquelas que se formam na superfície são chamadas rochas ígneas extrusivas. A rocha preexistente que é penetrada pela rocha ígnea intrusiva é dado o nome de rocha encaixante.

• A composição de um dado magma depende da percentagem de fusão e composição da rocha que foi fundida para formá-lo. Uma vez ocorrida a fusão, o magma por apresentar baixa densidade tende a ascender em direção a superfície da Terra. A pressão exercida pelas rochas sobrejacentes espreme a fração líquida para zonas de menor pressão; a fluidez do magma facilita a mobilidade. A medida que ele sobe, começa o esfriamento e a cristalização, ultimando com a solidificação de toda a massa fundida em uma rocha sólida. O tipo de rocha ígnea formado depende de um número de fatores, incluindo a composição inicial da fusão, a taxa de esfriamento e as reações que se operaram dentro do magma a medida que o esfriamento se processou.

Efeitos da Pressão:

• A medida que a temperatura de um sólido é aumentada, os átomos individuais vibram muito mais vigorosamente, até que sua energia seja suficiente para quebrar as ligações que os mantém em seus lugares dentro da estrutura cristalina sólida. Os átomos então fluem livremente em um líquido desordenado.

Para muitas substâncias, o sólido cristalino é mais denso que o líquido. Portanto um aumento da pressão favorece o mais compacto, isto é, o arranjo sólido dos átomos. Assim à alta pressão, uma correspondente mais alta temperatura é necessária para fornecer energia suficiente aos átomos para causar a fusão. Isto explica porque a maior parte do interior da Terra não é fundido. As temperaturas são, na verdade altas o suficiente através do interior da Terra para fundir as rochas se elas estivessem submetidas à pressão atmosférica. Mas o peso das rochas sobrejacentes exerce suficiente pressão sobre essas rochas que a maioria permanece sólida mesmo a temperaturas de milhares de graus. Caso essa pressão for diminuída - por exemplo, pela abertura de fraturas nas rochas acima - o sólido pode começar a fundir.

• Os efeitos da pressão podem ser ilustrados por dois exemplos envolvendo a água. O primeiro é a diferença na temperatura de ebulição com a altitude. A vaporização da água envolve uma transição de um líquido a um gás desordenado menos denso. Ao nível do mar a água ferve a 100 oC. Nas altas montanhas, onde o ar é rarefeito e a pressão atmosférica reduzida a água ferverá a temperaturas vários graus mais baixa; menos calor será necessário para as moléculas se liberarem do líquido. O gelo é uma forma menos densa que a água, por isso ele flutua na água. Uma pressão sobre o gelo favorecerá a forma mais densa que é a água. Por exemplo, os patins dos patinadores no gelo exercem pressão sobre o gelo, liquefazendo-o e isto possibilita um melhor deslizamento dos patins sobre o gelo sem muito atrito.

Efeitos de Voláteis:

• Os magmas naturais contém água dissolvida e vários gases (entre eles oxigênio, dióxido de carbono, ácido sulfídrico e outros). As vezes isto é óbvio pelas bolhas de gás visíveis em algumas rochas extrusivas. O efeito geral dos gases é baixar a temperatura de fusão dos minerais de silicatos. O aumento da pressão da água baixa a temperatura de fusão dos plagioclásios sódicos, mais efetivamente para pequenos acréscimos de água; o efeito diminui para altas pressões de água. Exatamente, quanto a temperatura de fusão é abaixada, na presença de voláteis, depende da natureza dos voláteis e os minerais que estão sendo fundidos, mas o princípio geral mantém-se em qualquer caso: mais voláteis, mais baixas as temperaturas de fusão.

Efeitos de outros Sólidos Presentes:

• Quando dois ou mais minerais diferentes estão em contato, a presença de um abaixa a temperatura de fusão do outro. Por isso sal pode ser usado para fundir o gelo das calçadas no inverno dos países de clima frio. Outro exemplo, é fornecido pela solda de estanho-chumbo de várias composições. Chumbo e estanho quase puros fundem a 327 e 230 oC respectivamente. Colocando algum estanho ao chumbo abaixa o ponto de fusão deste último e vice-versa. Quando a solda fundida esfria, a temperatura de solidificação varia com a composição. Para uma mistura de 63% de estanho e 37 % de chumbo, a cristalização ocorre a temperaturas abaixo de 200 oC. Efeitos semelhantes são observados com minerais.

Enquanto o quartzo neste caso parece ter pequeno efeito sobre a cristalização da albita, o efeito da adição de albita no quartzo é dramática, reduzindo sua temperatura de 1713 oC a acerca de 1100 oC para uma mistura de 40 % de quartzo e 60 % de albita. Desde que a vasta maioria das rochas contém muitos minerais é seguro dizer que pode-se esperar que as rochas fundem a temperaturas um pouco mais baixas do que alguns minerais puros fundiriam, mas as relações provavelmente são muito complexas e talvez não possa ser determinado o ponto de fusão exato de uma rocha. Note também que a fusão em rochas naturais tipicamente ocorre em uma faixa de temperatura, com minerais diferentes fundindo a diferentes temperaturas. A transição de um material completamente sólido a completamente fundido pode ser de várias centenas de graus, e de fato fusão completa pode não ser necessária para o magma fluir. Muitos magmas são um tipo de papa de cristais suspensos em uma fusão de silicatos líquidos.

Efeitos de Soluções Sólidas:

• Muitas soluções sólidas podem ser vistas como uma composição de mistura de dois ou mais membros extremos. Por exemplo, a olivina (Fe,Mg)2SiO4 pode ser pensada como uma composição intermediária entre os compostos Fe2SiO4 e Mg2SiO4. Esses membros extremos não fundem à mesma temperatura: a olivina ferrosa (faialita) funde a 1205 oC, enquanto a olivina magnesiana (forsterita) funde a 1890 oC. Uma composição intermediária fundirá entre esses extremos, a uma temperatura determinada por sua composição exata (a proporção de ferro e magnésio), bem como pressão e outros fatores discutidos.

Outras Fontes de Calor:

• A fonte básica de temperatura elevada é a profundidade. Localmente, outros fatores podem ser também importantes na produção de calor. Nos notamos a existência de elementos naturalmente radiativos. A desintegração radiativa produz calor, e em rochas contendo altas concentrações de elementos radiativos, isto pode ser uma fonte suplementar significativa de calor. A fricção produz calor também. A fricção de duas rochas não causará suficiente calor para iniciar a fusão, mas a fricção de dois continentes pode adicionar calor extra para aquecer rochas em profundidade e dar início a fusão. Mesmo o movimento de um magma existente pode ser um fator: caso uma massa quente de magma subir até a crosta, ela aquecerá as rochas vizinhas e sob algumas condições pode começar a fundi-las.

Cristalização dos Magmas:

• No processo de cristalização, o resfriamento inverte os eventos da fusão. A medida que a temperatura do líquido cai, os íons ficam mais próximos e começam a perder sua liberdade de movimento. Quando o esfriamento é suficiente, as forças de ligação química confinarão novamente os átomos a um arranjo cristalino ordenado. Normalmente, todo o material fundido não solidifica no mesmo tempo. Ao contrário, a medida que o magma esfria, numerosos embriões de cristais se desenvolvem. De uma maneira sistemática, íons são adicionados a esses centros de crescimento de cristais. Quando os cristais crescem muito e entram em contato com cristais vizinhos seu crescimento para e a cristalização desenvolve-se em outro lugar. Eventualmente, toda o líquido transforma-se em uma massa sólida de cristais intercrescidos (interlocking). 

A taxa de esfriamento fortemente influencia o processo de cristalização, em particular o tamanho dos cristais. Quando o magma esfria muito lentamente, se desenvolvem, relativamente poucos centros de crescimento de cristal. Esfriamento lento também permite íons migrar distâncias relativamente grandes. Conseqüentemente, esfriamento lento resulta na formação de cristais grandes. Por outro lado, quando o esfriamento ocorre bastante rapidamente, os íons significativamente reduzem seu movimento e velozmente se combinam. Isto resulta na formação de grande número de núcleos os quais competem pelos íons disponíveis. 

• O resultado é uma massa sólida por intercrescimentos de cristais muito pequenos. Quando o material fundido é esfriado quase instantaneamente, não há tempo suficiente para os íons se arranjarem em um retículo cristalino. Portanto, os sólidos produzidos desta maneira consistem de íons distribuídos randomicamente. Rochas que consistem de átomos desordenados são referidas como vidros e são semelhantes aos vidros feitos pelo homem.

Sequência de Cristalização:

• Nos observamos que uma mistura de minerais fundirá dentro de uma faixa de temperatura. Igualmente um magma fundirá dentro de uma faixa de temperatura, ou em outras palavras, sobre algum período de tempo, durante o esfriamento, minerais diferentes começam cristalizar em diferentes temperaturas e tempos. Sobretudo, porque a maioria dos magmas se origina no manto superior eles são em um sentido muito geral semelhantes em composição, consistindo predominantemente de sílica (SiO2), com proporções menores de alumínio, ferro, magnésio, cálcio, sódio, potássio e outros elementos. 

Os magmas tendem a seguir uma seqüência previsível de cristalização em termos dos principais minerais formadores de rochas, embora a proporção desses minerais na rocha final variará; esta seqüência foi estabelecida há mais do que meio século atrás pelo geólogo Bowen, que combinou estudos cuidadosos de laboratório de sistema de silicatos composicionalmente simples com amplas observações de campo das rochas naturais mais complexas.

• O resultado, conhecido como Série de Reações de Bowen, é ilustrado na figura abaixo. Aqueles minerais que tendem a cristalizar a altas temperaturas são mostrados próximos ao topo da série e são chamados pirogenéticos; os últimos, minerais de baixa temperatura estão próximos a base. Em geral os primeiros minerais que cristalizam têm relativamente pouca sílica, são óxidos, ideomorfos (forma cristalina quase perfeita) e anidros, de tal maneira que o magma residual remanescente após sua cristalização é mais enriquecido em sílica em relação a sua composição inicial. A porção de alta temperatura é também subdividida em um ramo ferromagnesiano e um ramo envolvendo os feldspatos plagioclásios que são isomorfos.

O ramo do plagioclásio apresenta uma série de reação contínua. Isto refere-se a interação entre cristais já formados e a fusão remanescente. Lembre-se que o plagioclásio é uma solução sólida (isomorfos) entre o membro extremo rico em cálcio (anortita - CaAl2Si2O8) e o membro extremo rico em sódio (albita - NaALSi3O8). As composições mais cálcicas são os membros de alta temperatura da série. A anortita pura funde a 1550 oC, albita pura a 1100 oC. Sódio e cálcio são livremente intercambiáveis na estrutura cristalina do plagioclásio. O primeiro plagioclásio a cristalizar do magma, a alta temperatura será o cálcico; mas a medida que o magma esfria o cristal já formado reagirá continuamente com a fusão, se reforma com mais e mais sódio entrando no plagioclásio, mas sem mudanças na estrutura cristalina básica. (Note que o plagioclásio sódico também contém uma proporção mais alta em sílica, então os plagioclásios posteriores são mais ricos em sílica também).

•  Caso o esfriamento for muito rápido, para realizar-se a reação completa entre os cristais e a fusão durante o esfriamento, os cristais resultantes mostrarão zonas composicionais concêntricas, com núcleos ricos em cálcio gradando para fora para termos mais ricos em sódio. O cristal zonado, é um cristal único de um mineral que tem uma composição química diferente na sua parte interna e externa. Isto pode ser observado através de propriedades óticas diferentes.

O lado ferromagnesiano da seqüência de cristalização é uma série de reação descontínua. A olivina é o primeiro mineral ferromagnesiano a cristalizar. Após um período de cristalização, a olivina fica tão desequilibrada quimicamente com o resíduo líquido rico em sílica que a olivina e a fusão reagem para formar piroxênio. (Lembre-se que a razão de ferro mais magnésio e sílica na olivina é 2:1, enquanto no piroxênio é cerca de 1:1). 

• Assumindo que haja sílica suficiente disponível, toda a olivina será convertida a piroxênio através de reação com o magma residual. Após um intervalo de cristalização do piroxênio, o piroxênio, também ao ficar em desequilíbrio químico com a fusão remanescente, reage com ela e piroxênios serão convertidos a anfibólios e assim sucessivamente. O último ferromagnesiano a cristalizar é a biotita. Esta série de reações descontínuas, então, é marcada por várias mudanças na mineralogia/estrutura cristalina durante o esfriamento e cristalização. É uma série descontínua porque forma minerais diferentes em forma e composição.

No final da seqüência de cristalização, a mais baixa temperatura, cristaliza feldspato potássico, mica muscovita e quartzo. Note que os silicatos hidratados - anfibólios e micas - são relativamente tardios na seqüência. A temperaturas muito altas os minerais hidratados são instáveis e qualquer água fica na fusão. Também, nem todo magma progredirá através de toda a seqüência. Um magma mais máfico (rico em magnésio e ferro e mais pobre em sílica) será completamente cristalizado antes que os últimos estágios da seqüência sejam alcançados, pois não existirá sílica suficiente para formar quartzo. Um magma muito silicoso (rico em sílica e pobre em ferro e magnésio) alcançará o estágio final eliminando olivina, piroxênio e plagioclásios básicos. 

Cristalização de Feldspatos Plagioclásicos:

• Os resultados de muitas experiências de cristalização com fusões de composição correspondente a aquela dos vários membros da série dos plagioclásios são mostradas na figura. abaixo. A composição química é mostrada no eixo horizontal do gráfico como a percentagem de uma mistura simples de dois componentes, albita e anortita. Os plagioclásios naturais são uma série de soluções sólidas, isto é, há uma gama contínua de composição de um componente ao outro, a estrutura básica do cristal permanecendo sempre a mesma. São os chamados minerais isomorfos. Como ocorre com esses minerais sólidos, as fusões de albita e anortita são completamente miscíveis em todas as proporções. 

Devido estarmos interessados em temperatura de cristalização, nós plotamos a temperatura, em graus centígrados, sobre o eixo vertical. O gráfico nos diz o que esperar se a composição da fusão de composição X (cerca de 30 % de anortita) aquecida a cerca de 1500 oC for deixada esfriar lentamente. Não há mudança enquanto o líquido esfria até que a temperatura alcance cerca de 1370 oC; nesse ponto os primeiros cristais de plagioclásio se formam. Esses cristais são muito diferentes da composição do líquido; eles têm uma composição de 70 % de anortita, em vez de ter apenas 30 % de anortita que é a composição inicial da fusão. A medida que os primeiros cristais se formam, devido a proporção de anortita em relação a albita tomada da fusão ser muito mais alta do que o proporção original de X, o líquido torna-se depletado em anortita e começa a mover-se para baixo na curva superior.

• A medida que mais cristal cresce, eles se formam de um líquido de composição levemente mudada, e assim são menos ricos em anortita. Nesse ínterim, os cristais primeiro formados não estão mais em equilíbrio com líquido, porque a fusão é agora mais albítica. Caso a cristalização for lenta, esses primeiros cristais reagirão continuamente com o líquido que está constantemente mudando e conforme os novos cristais se formam, a composição de todos os cristais seguirá a curva inferior. Este processo continua - o líquido se movendo para baixo segundo a curva superior e os sólidos se movendo para baixo segundo a curva inferior - até a temperatura de cerca de 1190 oC, quando a última gota de líquido (agora contendo cerca de 5 % de anortita) forma cristais com a composição original X. 

Após isso, a massa cristalina inteira continua a esfriar sem mais modificações. A fusão cristalizou plagioclásio com a mesma composição da fusão original, mas através de uma rota complicada. Quando o plagioclásio sólido é fundido, ele segue uma rota exatamente a mesma em ordem inversa. O primeiro líquido formado é da mesma composição da última gota de líquido no processo de cristalização, e o líquido e cristal movem-se para cima em suas respectivas curvas até que o último cristal é fundido, quando o líquido atinge a composição X original.

Resumindo podemos estabelecer várias estágios de cristalização dos magmas.

1. Estágio Ortomagmático (T >800 oC) que compreende a separação dos minerais pirogenéticos e, no caso de uma rocha básica, envolve a cristalização minerais anídricos e a maioria dos minerais membros iniciais da séries de reações de Bowen. Pouca interferência de elementos voláteis.
2. Estágio Pegmatítico (800 a 600 oC). Segue-se um estágio durante o qual a porção ainda fluida. Cristalização dos silicatos de baixa temperatura. Três fases ocorrem simultaneamente no magma, as quais são gases, fusão e sólidos. Quando a temperatura alcança cerca de 700 oC, a intervenção de voláteis torna-se significativa, formando-se cristais bastante grandes (Pegmatitos).
3. Estágio pneumatolítico. (600 a 400 oC). Possui viscosidade extremamente baixa devido à crescente concentração dos constituintes voláteis, soluções ricas em H2O e SiO2 ocorrendo penetração nas rochas encaixantes que podem ser mineralizadas por minerais metálicos. Certos minerais, notadamente turmalina, topázio e fluorita, são especialmente característicos de tais condições gasosas ou Pneumatolíticas. Os produtos do estágio pneumatolítico segregam-se geralmente sob a forma de veios e diques formando então rochas muito características.
4. Estágio Hidrotermal (400 a 100 oC). Soluções hidrotermais, praticamente água e metais em solução. Ocorre equilíbrio entre as fases gasosas, líquidas e sólidas. Dividem-se em várias categorias, precipitando alguns metais conforme a redução da temperatura.:

a). Hipotermais Þ Au, Se, As, Co, Fe e Cu

b). Mesotermais Þ Zn, Pb, Ag

c). Epitermais Þ Hg, Sb

d). Teletermais Þ Carbonatos complexos

Magmas máficos produzirão rochas ricas nos minerais próximo do topo do diagrama da série de Bowen; magmas silicosos produzirão rochas dominadas pelos minerais próximo à base e pobre em ferromagnesianos. Estas últimas rochas são tipicamente ricas em feldspatos e quartzo (sílica) e são também denominadas félsicas ou leucocráticas.

• Os termos leucocrático, mesocrático, melanocrático, se referem ao aspeto claro, intermediário ou escuro; podem ser aplicados a rochas ricas em félsicos, com teor médio de cada tipo e ricas em máficos. Shand emprega um índice colorimétrico; as quatro subdivisões baseadas na cor são: (1)- Leucocráticas - Zero a 30 Percento (em volume) de minerais escuros; (2)- mesocráticas (ou mesotipo) 30 a 60 percento de minerais escuros; (3) melanocráticas 60 a 90 percento de minerais escuros; e, (4) hipermelânicas, 90 a 100 percento de minerais escuros.

Câmaras Magmáticas:

• Câmaras magmáticas são cavidades preenchidas por magma na litosfera que se formam quando gotas ascendentes de rocha fundida abrem espaço nas rochas sólidas adjacentes. As câmaras magmáticas podem abranger um volume de vários quilômetros cúbicos. Elas são cavidades preenchidas de líquido que expandem conforme mais rochas das redondezas fundem ou quando líquido migra através de fraturas e outras pequenas aberturas entre cristais. As câmaras magmáticas também se contraem quando expelem magma para a superfície nas erupções vulcânicas. Tais cavidades são detectadas através de ondas de terremotos que indicam a profundidade, tamanho e forma geral das câmaras subjazendo alguns vulcões ativos. Ao longo do interior das dorsais meso-oceânicas existem câmaras magmáticas que abastecem a crosta oceânica de basalto. Diferentes tipos de rochas podem solidificar do magma através do processo de fusão parcial.

Atividade Tectônica, Composição e Tipos de Magma:

• Experimentos de laboratório estabeleceram as temperaturas e pressões nas quais diferentes tipos de rochas fundem e esta informação dá uma idéia onde a fusão pode ocorrer. Mistura de rochas sedimentares, por exemplo, funde a temperaturas várias centenas de grau mais baixas do que o ponto de fusão do basalto. Esta informação indica que o basalto pode começar a fundir próximo a base da crosta em regiões tectonicamente ativas do manto superior e que rochas sedimentares fundem a profundidades mais rasas do que basaltos. 

A geometria do movimento de placas é a ligação que necessitamos para amarrar a atividade tectônica e composição da rocha ao processo de fusão. Dois tipos de limites de placas são associados com a formação de magma: dorsais meso-oceânicas, onde a divergência de duas placas provoca a expansão do assoalho oceânico, e zonas de subducção, onde uma placa mergulha sob a outra, aumentando a placa continental em detrimento da placa oceânica.

Dorsais Meso-oceânicas:

• Nas dorsais meso-oceânicas, calor na forma de correntes convectivas ascendentes no manto causa a formação de magma basáltico. Magma basáltico forma-se no manto superior abaixo das dorsais meso-oceânicas; ele então sobe e se reúne em câmaras magmáticas rasas, estreitas e em forma de cunha próximas as cristas das dorsais. Tremendas quantidades de magma basáltico fluem intermitentemente dos riftes e fissuras das dorsais meso-oceânicas, dando origem às abundantes lavas do assoalho submarino.

Zonas de Subducção:

• Outros tipos de magma subjazem regiões onde vulcões são altamente concentrados, tais como nas Montanhas dos Andes e nas Ilhas das Aleutas do Alasca. Ambas regiões foram geradas pela subducção de uma placa sob a outra. Os magmas das zonas de subducção se formam parcialmente da mistura de sedimentos do fundo do mar e parcialmente de basaltos e crosta félsica. 

Os sedimentos têm alguma água remanescente no espaço poroso. Além disso, os folhelhos que são as rochas sedimentares mais abundantes, apresentam muita água ligada quimicamente na estrutura cristalina das argilas. Tais sedimentos tornam-se profundamente soterrados a medida que a placa litosférica subductada mergulha na crosta inferior. A profundidades moderadas de cerca de 5 km, muita dessa água é liberada por reações químicas a medida que a temperatura aumenta até cerca de 150 oC. Quase toda a água remanescente é liberada a maiores profundidades de 10 a 20 km ou mais. A medida que essa água sobe do topo da placa subductada, ela promove a fusão da cunha do manto da placa cavalgante e magmas de variadas composições são formados.

• A composição dos materiais sedimentares, basáltico e félsico que tornam-se parte do magma determinam o tipo de rocha ígnea que pode formar. As rochas ígneas dessas zonas de subducção são geralmente mais silicosas do que basaltos das dorsais meso-oceânicas. Elas incluem muito andesito e menores quantidades de rochas vulcânicas félsicas. Em profundidade, na crosta, abaixo dos edifícios vulcânicos, rochas intrusivas de composição intermediária a silicosa (ácida) desde diorito a granito são formadas ao mesmo tempo que o magma irrompe na superfície. Essas rochas intrusivas são acrescentadas à base da crosta, espessando-a por um processo chamado underplating.

Plumas do Manto:

• Basaltos semelhantes àqueles produzidos nas dorsais meso-oceânicas são encontrados em acumulações espessas em zonas distantes dos limites de placa, tanto nos continentes como nos oceanos. Em tais locais plumas de basalto quente de forma de um lápis, delgado, sobem das profundezas do manto, talvez das proximidades do limite núcleo-manto. As plumas do manto, a maioria delas afastadas dos limites de placa, são os pontos quentes (hot spots) da Terra e são responsáveis pelo derramamento de enormes quantidades de basalto como ocorre no Arquipélago do Hawaí. Em resumo, magmas basálticos se formam no manto superior abaixo das dorsais meso-oceânicas e no manto inferior abaixo dos hot spot no interior das placas. Magmas de variada composição formam-se nas zonas de subducção, dependendo de quanto material, félsico e água, contribuiu para a fusão da crosta oceânica.

Diferenciação Magmática:

• A discussão acima tacitamente assumiu que cada magma ao cristalizar comporta-se como um sistema fechado, nem ganhando e nem perdendo matéria. Isto não é frequentemente o caso nos sistemas naturais. Foi estudado como as rochas fundem para formar o magma, mas o que explica a grande variedade de rochas ígneas? A pesquisa desses problemas deu lugar a teoria da diferenciação magmática, um processo pela qual um magma uniforme original pode produzir rochas de variada composição. A composição do magma pode ser modificada após a fusão ser formada. 

O resultado é um produto algo diferente do que seria esperado com base na composição da fusão original. Bowen concluiu que processos de cristalização fracionada, separação gravitacional, assimilação magmática e misturas de magmas seriam os mecanismos responsáveis pela diversidade de rochas ígneas. Esses mecanismos são mencionados abaixo, mas têm pouca importância na multiplicidade das rochas ígneas. Muito importante é a diferenciação magmática por fusão parcial de rochas preexistentes. A diferenciação magmática opera, mas seus mecanismos são mais complexos do que Bowen reconheceu.

As rochas ígneas podem, de maneira geral, ser classificadas sob dois critérios: texturais e mineralógicos.

Cristalização Fracionada:

• Cristalização fracionada é uma maneira na qual a composição da fusão pode ser mudada. Neste processo, cristais recém-formados são fisicamente removidos do magma remanescente e assim impedidos de reagir com ele. Uma maneira disto acontecer é se os cristais assentarem gravitacionalmente no fundo da câmara magmática e forem isolados da fusão por outros cristais assentados acima deles ou grudarem no topo e paredes da câmara magmática. A fusão remanescente pode mesmo deslocar-se através de zonas de fraqueza nas rochas encaixantes, deixando os cristais para trás. O resultado é que a composição média da fusão, menos os minerais com baixo teor de sílica, desloca-se para uma composição mais rica em sílica e pobre em ferro e magnésio. Este magma pode então seguir a seqüência de cristalização com a formação de minerais mais silicosos. 

Assimilação Magmática:

• Um magma pode assimilar parte da rocha encaixante, incorporando blocos (xenólitos) que podem fundir e misturar-se de tal modo que o magma pode modificar sua composição química original. Dada a temperatura relativa na qual magmas máficos ou silicosos cristalizam, a assimilação ocorre mais prontamente quando a fusão inicial é máfica (mais quente) e o material assimilado é mais silicoso. O resultado é um magma com uma composição algo mais silicosa que seguiria o curso normal da cristalização. Quando blocos das rochas encaixantes não são assimilados, ficam incluídos na massa da rocha ígnea e recebem o nome de xenólitos.

Mistura de Magmas:

• Mistura de magmas é outra possibilidade, na qual duas fusões combinam para produzir uma fusão híbrida com composição intermediária entre ambas ou então os magmas são imiscíveis e formam-se lado a lado rochas com características diferentes. No Alasca, algumas erupções vulcânicas produziram rochas contendo minerais félsicos e máficos, sugerindo que dois corpos distinto de magma atuaram no vulcão.

Texturas das Rochas ígneas:

• Textura é o tamanho, forma, distribuição e arranjo das partículas minerais que constituem uma rocha. A feição textural mais notável da maioria das rochas ígneas é o tamanho do grão, o tamanho dos cristais minerais individuais. Um importante controle no tamanho do grão é a taxa de esfriamento. Caso um magma esfria lentamente há mais tempo para os átomos moverem-se através da fusão e aderir a um ponto apropriado no cristal em crescimento. 

A rocha resultante será de granulação mais grosseira. Em um magma rapidamente resfriado há menos tempo para o crescimento do cristal, de tal maneira que a rocha será de granulação mais fina. Em casos extremos, o resultado será uma rocha vítrea, sem cristais evidentes. Alguns magmas esfriados quase instantaneamente também aprisionam bolhas ou bolsos de gás, que são denominadas vesículas; a textura resultante é descrita como vesicular.

• Algumas rochas ígneas tem uma história de dois estágios de esfriamento, com um estágio inicial de esfriamento lento permitindo formar alguns cristais grandes, seguido por rápido esfriamento que deixa o resto das rocha com granulação mais fina ou até vítrea. A rocha resultante é chamada um pórfiro; a textura é descrita como porfirítica. Os cristais grosseiros inclusos na matriz mais fina são denominados fenocristais. Outros fatores, além da taxa de esfriamento afetam o tamanho do grão. A composição da fusão é uma. 

]Fusões silicosas são mais viscosas ou mais espessas do que as máficas. Em todas as fusões de silicatos existem tetraedros de sílica na fusão mesmo antes da cristalização. Em uma fusão máfica, a maioria desses tetraedros flutua independentemente. Em fusões mais ricas em sílica, os tetraedros são mais extensivamente ligados e como resultado os átomos se movem menos livremente através das fusões. Muito tempo é requerido para átomos mover-se em direção à posições nos cristais em crescimento. Muitos vidros vulcânicos são de composição silicosa, por esta razão (mesmo quando de cor escura como a rocha obsidiana), as fusões são tão rígidas e viscosas que o esfriamento rápido não produziu cristais.

• Uma rocha ígnea que tem textura cristalina, conforme revelada através do microscópio, mas na qual os cristais são demasiadamente pequenos para serem vistos a olho nu ou com a lupa de mão, tem uma textura afanítica. Caso os cristais da rocha sejam percebidos a olho nu, diz-se que a rocha tem uma textura fanerítica. Quando todos os grãos são aproximadamente equidimensionais diz-se que a textura é equigranular.

Por outro lado, algumas fusões residuais de estágio tardio acumularam altas concentrações de voláteis dissolvidos, que eles são quase fluidos, e os átomos movem-se facilmente através deles. Mesmo com taxas de esfriamento moderadas, podem crescer cristais muito grandes em um magma fluido rico em voláteis. A rocha resultante de granulação extremamente grosseira é denominada pegmatito e a textura é pegmatítica.

Classificação das Rochas Ígneas: 

• A mais fundamental divisão de rochas ígneas é feita na base da profundidade de cristalização. As rochas ígneas plutônicas são aquelas cristalizadas a alguma profundidade abaixo da superfície. Elas tomam seu nome de Plutão, o deus grego do mundo inferior. As rochas são pobres condutoras do calor, por isso os magmas profundos são isolados e esfriam lentamente. As rochas plutônicas, então, são geralmente reconhecidas na base de seus tamanhos de grãos mais grosseiros, com cristais individuais prontamente visíveis a olho nu. As rochas porfiríticas com matriz muito fina seriam consideradas vulcânicas. Subdivisões dentro das classes texturais são feitas primariamente na base da composição química e mineralógica. As rochas formadas a profundidades pequenas são denominadas hipoabissais.

Rochas Intrusivas:

• Quando as rochas foram inicialmente estudadas, pensou-se que sílica encontrada era resultante do ácido silícico, então as rochas com quartzo livre eram chamadas rochas ácidas, como é o caso do granito. As rochas com mais baixo conteúdo de sílica eram chamadas básicas, como é o caso do gabro. Esses termos ainda persistem, embora signifiquem rochas mais silicosas ou menos silicosas. Ainda existem as rochas intermediárias (mesocráticas), situadas entre as duas mencionadas e as ultrabásicas muito pobres em sílica. As rochas ácidas tem minerais claros, por isso são chamadas também de rochas félsicas (de feldspato que é claro) ou leucocráticas e as básicas e ultrabásicas são chamadas máficas (melanocráticas) e ultramáficas (hipermelanocráticas) porque tem minerais ferromagnesianos que são escuros.

Os tamanhos de grãos grosseiros das rochas plutônicas fazem sua identificação preliminar relativamente simples mesmo sem equipamento especial. Elas são classificadas na base da proporção relativa de certos minerais claros e escuros (ferromagnesianos). Uma rocha consistindo inteiramente de ferromagnesianos e feldspato plagioclásio escuro cálcico é um gabro. No caso extremo onde feldspato é virtualmente ausente e a rocha consiste quase que inteiramente de olivina e piroxênio, ela é denominada ultramáfica. Uma rocha que é um pouco mais rica em sílica do que o gabro conterá plagioclásio sódico claro e feldspato potássico, a mistura de minerais claros e escuros dando a aparência de sal e pimenta. Isto é diorito. Caso a rocha for suficientemente rica em sílica que apreciável quartzo está presente e a proporção dos ferromagnesianos é correspondentemente menor, a rocha é um granito.

• Embora as rochas ígneas sejam colocadas em categorias distintas, elas de fato apresentam composições químicas e mineralógicas contínuas. Os limites entre categorias são algo arbitrários. Pode-se indicar que uma rocha pertence a um grupo composicional intermediário usando um nome híbrido para ela: por exemplo, uma rocha diorítica contendo um pouco de quartzo pode ser denominada granodiorito, para indicar que sua composição situa-se entre um granito rico em quartzo e um diorito livre de quartzo.

Fatores controladores da geometria das intrusões:

• As propriedades do magma e as propriedades das rochas encaixantes tem um papel importante na determinação da forma das intrusões. Magmas variam em densidade, com os magmas máficos ricos em ferro sendo os mais densos. Os magmas mais densos serão os menos flutuantes em relação à rocha encaixante, e sua massa extra pode mesmo causar a rocha encaixante ceder em torno do corpo do magma. A viscosidade do magma influenciará quão prontamente ele fluirá através das fraturas ou outras aberturas na rocha encaixante. Magmas muito fluidos podem mover-se através de fraturas estreitas nas rochas, enquanto magmas espessos, viscosos mais provavelmente permanecerão em massas compactas.

A resistência das rochas da parede, se forem fraturadas ou não, também tem importância. As fraturas nas rochas constituem zonas de fraqueza através das quais o magma pode passar mais facilmente do que através de uma rocha sólida não fraturada. Zonas de fraqueza podem também existir no contato entre tipos de rochas diferentes nas paredes da rocha encaixante. A forma de um corpo intrusivo pode ser controlada pela geometria das zonas de fraqueza na parede da rocha encaixante, através das quais o magma preferencialmente flui. As vezes o magma, também, está sob pressão incomum devido a presença de gases, que permitirá ele forçar a passagem através da rocha encaixante que de outra maneira não seria possível. 

• É agora aceito que os batolitos são introduzidos de uma maneira semelhante à formação dos domos salinos. Devido o magma ser menos denso que as rochas subjacentes, sua flutuabilidade (buoyancy) o empurra para cima. Também como nos domos salinos, o magma móvel força o caminho empurrando lateralmente as rochas encaixantes. Parte da rocha encaixante vai se localizar no espaço deixado pelo magma que passou pelo local. E parte da rocha encaixante sofre arqueamento estrutural a partir do topo da intrusão. A porção superior dos batólitos frequentemente contém remanescentes da rocha encaixante que são chamados xenólitos. Parte do xenólito pode fundir e ser também assimilado pelo magma. Este processo não é muito extenso.

Formas dos Corpos Intrusivos:

• Plutão é o termo geral para qualquer tipo de rocha de origem plutônica, isto é, uma massa de rocha ígnea que cristalizou abaixo da superfície da Terra. O termo não tem qualquer significado geométrico. Os plutões são classificados de acordo com suas formas e seu relacionamento com estruturas na rocha encaixante. Um plutão é dito ser concordante se seus contatos são aproximadamente paralelos a qualquer estrutura (tais como acamamento ou dobras) na rocha encaixante; ele é discordante se seus contatos não são paralelos às estruturas das rochas encaixantes. Os plutões podem ser mais ou menos tabulares ou maciços.

Um plutão cilíndrico, elongado em uma direção, é uma chaminé que é tipicamente discordante. Chaminé é o conduto que leva o magma ao vulcão. As chaminés de quimberlitos são importante fontes de diamantes.

• Plutões tabulares, relativamente bidimensionais comumente resultam de uma introdução magmática ao longo de fraturas planares ou zonas de fraqueza. Eles são denominados diques se forem discordantes e soleiras se forem concordantes. Muitos diques concentrados em uma região formam um enxame de diques. As vezes os diques irradiam de um ponto central ou circundam uma área, sendo então diques radiais e diques anelares.

Plutões concordantes mais ou menos equidimensionais são menos comuns. Aquelas intrusivas que tem um assoalho plano e causaram um arqueamento das rochas encaixantes acima delas são denominadas lacólitos. Aqueles plutões que tem um assoalho côncavo para cima são denominados lopólitos. Observa-se no campo que lacólitos são comumente formados por rochas silicosas (magmas silicosos = magmas ácidos) e lopólitos por rochas máficas. Isto sugere que a densidade do magma teve um papel importante na forma do plutão, o lopólito talvez resulte do vergamento da rocha encaixante sob o peso das rochas máficas densas. Facólito semelhante ao lopólito, mas com a concavidade voltada para baixo.

• Os plutões equidimensionais e maciços são um tanto arbitrariamente divididos na base da área da rocha exposta em superfície. Um stock é exposto em uma área menor do que 100 quilômetros quadrados, enquanto um batólito é um tanto maior. Na realidade muitos stocks podem ser pequenas apófises do batólito encoberto. Batólitos muito grandes com área de milhares de quilômetros quadrados, estendendo-se por mais de cinco quilômetros de profundidade são resultantes de intrusões múltiplas. Muitos banhos de magma foram introduzidos para formá-los e frequentemente vários plutões menores podem ser distinguidos dentro de um batólito maior.

Principais Rochas Ígneas:

Intrusivas: 

Rochas plutônicas:

a) Granito - É a rocha ígnea mais comum que se conhece. Contém feldspatos, quartzo e mica como minerais importantes, ocorrendo zirconita, turmalina, apatita, rutilo, como minerais acessórios.Os granitos possuem textura fanerítica maciça. Entretanto o ortoclásio pode constituir fenocristais caso em que denominamos granito porfirítico. Os fenocristais geralmente aparecem com o contorno cristalino bem nítido, podendo alcançar centímetros de aresta. A densidade dos granitos vai de 2,7 a 2,75.
b) Dioritos - São rochas compostas de hornblenda e feldspato, não sendo comum a biotita. A hornblenda é geralmente preta ou verde escura, e como é abundante nestas rochas, têm cor sempre mais escura do que a dos granitos.
c) Gabros - São rochas constituídas essencialmente por plagioclásios e minerais ferromagnesianos com excesso destes sobre aqueles, Os minerais ferromagnesianos mais comuns são augita e a hornblenda, que ocorrem juntos ou separados, frequentemente com alguma biotita e em certos casos, com olivina, mais ou abundante. A cor usual dos gabros é o cinza escuro ou negro, com tonalidade esverdeada. A textura é granular, muito embora o alongamento dos feldspatos possa dar uma falsa impressão de textura porfirítica. Os gabros podem ter grande importância econômica, pois os seus silicatos podem estar intimamente misturados com óxidos de ferro ou com sulfetos, o que da lugar a verdadeiras jazidas de minério de ferro ou de metais sulfurados (níquel e cobre). É facilmente confundida com diabásio que geralmente possui granulação milimétrica e o gabro maior que milimétrica.

Rochas Hipoabissais:

a) Granito-pórfiro e diorito-pórfiro - Estas rochas possuem a composição mineralógica da sua respectiva rocha plutônica, porém de textura porfirítica (massa granular fina com fenocristais). Cor é cinza rósea ou avermelhada (granito-pórfiro) a cinza escuro, as vezes, esverdeada (diorito-pórfiro).
b) Diabásio - Constitui-se essencialmente de piroxênios e plagioclásios cálcicos (labradorita). É o equivalente hipoabissal do basalto. De coloração preta ou esverdeada. Ocorre geralmente como diques, intrudindo ou cortando perpendicularmente as rochas preexistentes.

Rochas  Extrusivas:

• Rochas ígneas extrusivas são aquelas que se formam a partir de magma lançado na superfície da Terra por erupções vulcânicas. As rochas incluem derrames de lava e cinza vulcânica. Magmas basálticos apresentam baixo teor de sílica e são relativamente fluidos e a lava é tipicamente expelida calmamente através de fissuras. Magmas silicosos são viscosos e suas erupções são tipicamente explosivas. O magma viscoso produz espessos derrames de lava, domos bulbosos ou fluxos de cinza.

Vulcões:

• Vulcanismo são processos ou eventos que causam a ascensão de magma à superfície da Terra através de vulcões. Os vulcões podem ser de erupção central ou de fissura.

Os vulcões de erupção linear ou de fissura são mais raros. São fendas de grande extensão que se abrem e derramam grande quantidade de lavas. Na Islândia uma fenda chamada Eldgja tem 30 km de comprimento e a fenda Laki possui 25 km de comprimento. Ao longo desta última fenda subiu uma massa colossal de 12km3 de lava que se derramou sobre uma área de 565 km2.

• Vulcões são formas de terrenos criadas quando rochas fundidas escapam do interior da Terra através de aberturas, na superfície da Terra e então esfriam e solidificam em volta da abertura. Os vulcões são ativos, extintos ou dormentes. Vulcão ativo é um que está correntemente em erupção ou manifestou-se recentemente. Vulcões ativos são encontrados em todos os continentes e oceanos, menos na Austrália.

Um vulcão dormente é um que não entrou em erupção recentemente, mas é considerado como capaz de tornar-se ativo no futuro, pois apresenta fontes de águas termais e terremotos nas proximidades do edifício vulcânico.

• Vulcão extinto é aquele que não entrou em erupção por longo tempo e é considerado que não mais reativará suas atividades. 

Classificação:

• Os vulcões podem ser classificados quanto ao edifício externo sua posição nas placas litosféricas, gênese e tipo de magma. 

O tipo de vulcão mais comum, atualmente, é o chamado estrato-vulcão ou misto, como, por exemplo, o Vesúvio. Nestes vulcões ocorre material piroclástico intercalado entre as corridas de lava. Em profundidade situa-se a câmara magmática, partindo dela a chaminé, que é a adutora do material vulcânico. A abertura afunilada que se comunica com o exterior denomina-se cratera. A montanha propriamente dita é formada pelo acúmulo de fragmentos expulsos freqüentemente intercalados com lavas. Geralmente predominam estes fragmentos, que são resultantes da pulverização das rochas preexistentes. Estas podem ser tanto de origem vulcânica, como não vulcânica, provindo, neste caso, da fragmentação das rochas adjacentes ao complexo vulcânico.

• O vulcão tipo Cônico é constituído quase que exclusivamente de material piroclástico.
• O vulcão estrato-vulcão constituído de lavas e material piroclástico
• O vulcão tipo Escudo emite apenas lavas fluidas, abrangendo uma grande área arqueada

Quanto a posição nas placas:

1. Margem continental em zonas de subducção;
2. Dorsais Meso-oceânicas
3. Em Hot Spots, que resultam de anomalias profundas do manto, com vulcanismo em qualquer ponto de uma placa, continental ou oceânica. 
4. Riftes Continentais, como no leste Africano. Precursor de uma dorsal oceânica, pois os riftes continentais podem evoluir para um oceano. 
5. Limites de placas transformantes também podem ser sedes de vulcões.

Quanto a gênese os vulcões podem ser monogênicos e poligênicos. Os vulcões monogênicos apresentam apenas uma erupção como é o caso do vulcão Paracutin, no México, e os poligênicos são os vulcões que apresentam várias erupções no decorrer do tempo, como exemplo, o vulcão Vesúvio na Itália. 

Forma e constituição dos edifícios vulcânicos:

• Pelos processos vulcânicos, o material proveniente das profundezas da crosta terrestre, tanto da câmara magmática como das rochas encaixantes, adjacentes ao aparelho vulcânico, acumula-se ao redor do conduto (que pode ser mais de um), formando montanhas de tamanho considerável com o formato de um cone, como, por exemplo, o Fujiama (Japão). Contudo, a direção preferencial do vento durante a explosão pode provocar formas irregulares assim como as correntes de lava que podem sair, preferencialmente por um dos flancos. Também a erosão posterior modifica freqüentemente a forma ideal do cone, sobretudo nos vulcões extintos.

Altura das montanhas vulcânicas - O Etna atinge cerca de 3.280m de altura, dos quais 3.070 m são constituídos de seus próprios produtos. O Popocatepetl no México, com seus 5.560m de altura total, assenta-se sobre o planalto de cerca de 3.000m, como também o Chimborazo (6.300m) no Equador, que se eleva de um planalto de 3.000 metros. Por outro lado, as ilhas vulcânicas atingem ainda, freqüentemente, grandes profundidades. O Stromboli, com seus 926m de altura, é apenas a parte superior de um cone vulcânico de 3.200m no total. A ilha vulcânica do Havaí emerge até 4 200m (Mauna Loa) sobre o mar, estando a sua base a 5.000m de profundidade. Desta maneira, o edifício vulcânico atinge cerca de 9.000m de altura total.

• Deve ser lembrado que a altura de um vulcão não aumenta indefinida e continuamente com as atividades. O edifício vulcânico é muitas vezes destruído parcialmente por ocasião das fases explosivas, mudando-se sua forma e reduzindo-se seu tamanho.

Cratera - É a boca afunilada que se forma graças à explosão que se verifica no início da atividade de certos vulcões. Não se tratando de vulcão explosivo, é a abertura por onde saem as lavas. O termo cratera vem do grego krater, vaso de boca. larga usado para misturar vinhos com água e outras bebidas.

• Depois de uma erupção maior, a cratera torna-se relativamente funda em relação ao diâmetro e com paredes abruptas. Em geral, o diâmetro das crateras é inferior a 1 km.

As vezes verifica-se o abatimento de parte da cratera, seja pelo esvaziamento da lava que enche parcialmente a chaminé, perdendo assim o apoio, seja pelo desmoronamento. Por isso aparecem temporariamente crateras com diâmetros relativamente grandes, como por exemplo, do Coseguina (Nicarágua) com 2,5 km de diâmetro e 400m de profundidade,

• As crateras de vulcões extintos ou inativos são freqüentemente cheias de água, formando os célebres lagos de cratera. São eles, às vezes, os responsáveis pelos grandes estragos causados nas explosões iniciais, nas reativações - vulcânicas, quando sua massa de água é projetada e em parte evaporada bruscamente, dando origem às chuvas torrenciais e às perigosas corridas de lama.

Podem-se distinguir, genericamente, 3 tipos de cratera:

1. Cratera de acumulação, originada pelo acúmulo de material expulso da chaminé.
2. Cratera de explosão, na qual a rocha preexistente foi pulverizada pela força expansiva dos gases que se acumularam na lava aprisionada no interior do vulcão.
3.  Cratera de abatimento, ocasionada pelo colapso do edifício vulcânico, que pode perder o apoio interno, seja pelo vazio resultante da saída do magma, seja pelo refluxo do magma que se assenta graças ao escape dos gases, resultando um espaço vazio em cima e conseqüente perda de apoio. Este último tipo determina a formação de depressões gigantescas chamadas caldeiras. Tirou-se esta designação da caldeira de Las Palmas, ilhas Canárias.

Caldeira: O material fornecido por um vulcão, seja sob a forma de lava ou de tufos, muitas vezes atinge muitos quilômetros cúbicos.

• A eliminação de tão grande volume da câmara magmática provoca uma deficiência de massa no interior da câmara, que poderá ser compensada pelo colapso das partes exteriores e superiores. Assim, formam-se, ao redor do edifício vulcânico e da sua câmara magmática, zonas de fraturamento e abatimento de conformação aproximadamente circular. Resultam, assim, montanhas circulares que envolvem o centro abatido, que recebem o nome de caldeira. Posteriormente, pode formar-se dentro da caldeira uma nova cratera com um novo cone e ou um lago. 

As montanhas circulares do Vesúvio constituem um exemplo claro. O Vesúvio ocupa a parte interna, tendo-se formado a elevação do edifício vulcânico atual após o colapso, e as montanhas que o circundam constituem o Monte Somma. A grande maioria das caldeiras é originada pelo abatimento, ocasionando ao redor do complexo vulcânico um sistema de fraturas que são preenchidas pela lava. Um dos sistemas de fraturas circunda o edifício vulcânico, dando origem aos diques de forma circular, denominados ring-dikes pelos ingleses. Tais diques anelares ocorrem na região vulcânica de Poços de Caldas, Minas Gerais.

• O conduto vulcânico dos vulcões atuais é de difícil observação, mesmo nos vulcões extintos. Tais chaminés podem ser observadas parcialmente, em se tratando de vulcanismo antigo, quando a erosão remove as rochas menos resistentes, expondo a lava consolidada dentro da antiga chaminé. Um exemplo deste fenômeno é a célebre Torre do Diabo (U. S. A. ), onde a lava se mostra com uma bela disjunção colunar. Outro exemplo de antiga chaminé conhecida com pormenores é a mina de diamante de Kimberley, África do Sul. Foi a mina mais profunda do mundo, atingindo cerca de 3.000 m de profundidade.

As Causas de Vulcanismo:

• Vulcanismo começa com a criação de magma pela fusão de rochas preexistentes e culmina com a ascensão deste magma à superfície da Terra através de fraturas, falhas e outras aberturas na litosfera. O magma é mais comumente criado nos limites de placas tectônicas e pontos quentes (hot spots) intraplaca, e em riftes mas o que determina se um magma sobe à superfície ou esfria no subsolo para formar rochas plutônicas? Um magma entrará em erupção se ele estiver sob pressão elevada e possa fluir suficientemente rápido para cima para alcançar a superfície antes que ele esfrie e solidifique. Duas características do magma determinam seu potencial para fazer isto: seu conteúdo em gás e sua viscosidade.

Gás em magma vulcânico:

• Os gases magmáticos constituem de 1 a 9 % da maioria dos magmas. Os principais gases são vapor de água e dióxido de carbono, com menores quantidades de nitrogênio, dióxido de enxofre, cloro e uns poucos outros. A dezenas de quilômetros os gases se encontram dissolvidos no magma e quando o magma sobe e encontra-se próximo da superfície os gases começam a expandir-se e a separar-se do magma. Em muitos casos causam explosões violentas, principalmente com magmas viscosos.

Viscosidade do Magma:

• A viscosidade do magma geralmente decresce com o calor e cresce com o conteúdo de sílica. Magmas félsicos tendem a ser relativamente frios e tem um conteúdo elevado de sílica, assim ele é muito viscoso. Magmas máficos são mais fluidos e tendem a formar volumes grandes de rochas extrusivas. Os magmas félsicos tem tendência a ser explosivos quando da brusca liberação dos gases espalha lava e cinzas na atmosfera.

Produtos do Vulcanismo:

• As erupções vulcânicas variam desde uma calma corrente de lava basáltica até explosões cataclismáticas. Dependendo grandemente da composição dos magmas que as alimentam, as erupções vulcânicas podem produzir rios de lava quente-vermelho, chuvas de cinza, com partículas tão finas como talco em pó, blocos vulcânicos do tamanho de um automóvel, ou qualquer número de fragmentos de tamanhos intermediários. Em função dos diferentes tipos de magmas diferentes produtos vulcânicos são produzidos.

Tipos de derrames de lavas:

• Devido que magmas máficos têm mais probabilidade de subir até a superfície do que magmas félsicos, lava basáltica é o tipo mais comum de lava. Esta lava é mais veloz e desloca-se mais longe do que os outros tipos de lava. Mesmo o tipo intrusivo, o gabro, correspondente ao basalto é pouco comum. Magmas félsicos são mais frios e viscosos, portanto mais difíceis de chegar à superfície, sendo mais comuns seus correspondentes intrusivos como é o caso do granito. Lavas andesíticas são intermediárias entre lavas basálticas e riolíticas tanto em composição como em fluidez; elas são mais frequentes que as lavas riolíticas e menos freqüentes que as lavas basálticas.

Lava Basáltica:

• A temperatura das lavas do Havaí alcançam 1175 oC, próximas da temperatura do manto superior. Algumas corridas de lavas alcançaram 100 km/h, mas poucos quilômetros por hora são velocidades mais comuns. Grandes derrames de lava podem alcançar cerca de 200 km ou mais de distância. Na Bacia do Paraná alcançam uma espessura de 1500 m com vários derrames sucessivos. Quanto mais espesso cada derrame, maior poderá ser a distância percorrida pela lava. Dois tipos de lava são reconhecidos:

Lava em corda (Pahoehoe) e lava em bloco (aa). O primeiro tipo tem a aparência de rolo de cordas e o segundo tipo forma blocos e túneis. A lava forma uma teto solidificado, mas seu interior ainda está fluido e pode fluir totalmente deixando túneis para trás ou uma superfície encrespada.

• Quando a lava alcança água de um lago ou do mar, em contato com a água fria, ela esfria a superfície de blocos ovais, mas que ao descansarem no substrato adquirem uma forma achatada, sendo chamadas lavas em almofada (pillow lava).

Quando a lava envolve fragmentos quebrados de derrames anteriores já consolidados, forma-se uma massa heterogênea de blocos cimentados pelo material da última erupção. Dá-se a esse conjunto o nome de brecha vulcânica.

• Sob os sedimentos do fundo oceânico, os basaltos apresentam em sua superfície estruturas de lavas em almofadas indicativas de consolidação das lavas em ambiente subaquoso. A individualização de derrame de basalto pode ser identificada por sua morfologia e estrutura.

Lavas Andesíticas e Riolíticas:

• A lava andesítica, sendo mais félsica e assim mais viscosa do que a lava basáltica máfica, flui mais lentamente do que a lava basáltica e solidifica muito antes de viajar muito a partir de sua fonte. Lavas andesíticas desenvolvem muitas estruturas semelhantes as das lavas basálticas. Nos raramente vemos lavas em corda nessas lavas. As lavas andesíticas podem mesmo ser viscosas o suficiente para impedir a passagem de gases e entram em erupção com grande força explosiva. Cada derrame de basalto tem uma constituição típica. Na base apresentam uma zona vítrea e logo acima ocorrem fraturas horizontais, no centro predominam as fraturas verticais e no topo uma zona com vesículas formadas por material que acompanhava os gases e vapor de água. O exame de escarpas de basalto, indica que ela é constituída de vários derrames de lava.

As lavas félsicas (riólitos) , sendo as mais frias e as mais viscosas, se movem tão lentamente que tendem a esfriar e solidificar no interior da Terra como um granito plutônico do que como derrame de lavas. Quando o riólito entra em erupção, ele comumente explode violentamente, produzindo um enorme volume de fragmentos em vez de lava. As lavas félsicas com alto conteúdo de água e gases enche-se de bolhas e sai como uma espuma de lava dos condutos vulcânicos que rapidamente solidifica como uma rocha vulcânica vítrea denominada pedra-pomes (pumice). Esta rocha é tão leve que flutua na água.

Piroclastos e Tephra:

• Os produtos soltos, incoerentes, chamados piroclásticos (do grego, pyros, fogo e klastos, quebrado), produzidos pelas atividades vulcânicas, são de grande importância, pois no vulcanismo atual, eles predominam largamente em relação à quantidade de lava. Rochas formadas por material piroclástico são chamadas rochas piroclásticas. geólogos também se referem a depósitos de material piroclástico como tephra. Os fragmentos piroclásticos podem ter duas origens: Derivam-se do magma, de maneira explosiva (durante o estado de fusão ou de material já consolidado), ou então da fragmentação explosiva de rochas preexistentes de parte do invólucro do edifício vulcânico, cuja constituição litológica pode ser completamente diferente da do magma do vulcão atual.

O material mais fino é também chamado de tufo vulcânico, sendo este de consistência bastante fofa. Muitos vulcões fornecem somente este tipo de material, que tanto pode ser autígeno, ou seja, ligado diretamente ao magma, como alotígeno, provindo de rochas fragmentadas que constituíam os tetos das câmaras magmática e as paredes da chaminé do vulcão. Nas erupções iniciais predominam justamente estes produtos. Os produtos piroclásticos são classificados segundo o tamanho dos ejetólitos, nome genérico também dado aos fragmentos de natureza piroclástica.

Material Vulcânico Grosseiro e Fino: 

• Blocos: Os blocos são ejetólitos de diâmetro acima de 5 cm, com formas irregulares, ásperas, podendo muitas vezes ultrapassar 1m3. Eles já saem do vulcão em estado sólido, como fragmentos de lava consolidada ou de rochas encaixantes. A origem destas pode ser das mais variadas, vindo às vezes bem do fundo da câmara magmática e outras vezes de suas paredes, dando idéia da constituição litológica das rochas atingidas pela explosão. Existem blocos do tamanho de uma casa, pesando várias toneladas.

Bombas: são massas de lava consolidadas no ar durante a trajetória, com formas próprias, desde poucos centímetros de tamanho até metro, ou mais. Suas formas são alongadas ou arredondadas, freqüentemente retorcidas, demonstrando sua ejeção no estado plástico. Graças ao movimento rotatório adquirem, durante a trajetória, uma forma de projétil. As vezes estas bombas possuem crostas rachadas, graças ao resfriamento rápido da película externa e ao intumescimento do núcleo pastoso, pela expansão dos gases contidos.

• Em certos casos a expansão dos gases é tão grande, e o resfriamento tão rápido, que se formam bombas de lava esponjosa de vidro vulcânico chamado pedra-pomes ou púmice.

Lapili: são ejetólitos de lava com tamanhos de noz a ervilha. Podem chegar à- superfície no estado sólido ou ainda pastoso. No primeiro caso formam-se fragmentos angulosos, às vezes constituídos preferencialmente de cristais bem formados. No segundo caso formam-se fragmentos arredondados. Se a lava for muito fluida, podem formar-se até fios e gotas compridas, como, por exemplo, o chamado cabelo de Pelé. Pelé é uma deusa do Fogo dos indígenas do Havaí.

• Cinza: trata-se de material de aspecto arenoso, constituído de fragmentos finos, de cerca de 4 a 1/4 de min de tamanho.

Quando vulcão Krakatoa explodiu em 1883, as cinzas mais finas foram transportadas pelo vento em torno do mundo por várias vezes. Alguma dessa poeira completou o circuito da Terra em 15 dias. O vulcão Tambora na Indonésia lançou na atmosfera 175 km3 de fragmentos e o vulcão Vesúvio soterrou a cidade de Pompeia, não com lava, mas com cinzas.

• Poeira: Material mais fino que a cinza, até um pó impalpável. A distribuição desse material piroclástico, durante sua trajetória aérea, depende de vários fatores, como do seu impulso inicial, tamanho dos grãos, velocidade e direção dos ventos.

Fluxos Piroclásticos:

• Um fluxo altamente móvel, quente de tephra que desce as encostas de um vulcão durante uma grande erupção é chamado de fluxo piroclástico ou nuvem ardente. Esses estão entre as formas mais devastadoras e letais de erupção vulcânica. Eles podem sair do vulcão com uma velocidade de 100km/h e alcançar velocidades de 700 km/h. Tal fluxo piroclástico pode ser causado por colapso gravitacional ou explosivo de uma massa de lava quente próximo ao topo de um vulcão que produz uma massa fluida densa de blocos, lapili, cinza e gases quentes. 

Devido que o fluxo também contém ar e gases magmáticos presos o material flutua encosta abaixo como sobre um colchão de ar, quase sem com o terreno. Os geólogos chamam o depósito mal selecionado resultante de ignimbrito. Como o material ainda está com alta temperatura, ele cai ainda mole e plástico de modo que eles fundem-se entre si, formando um tufo soldado (welded tuff). As nuvens ardentes, devido a alta temperatura e velocidade, são erupções letais. 

Fluxos (ou corridas) de Lama Vulcânicos:

• Durante as erupções material piroclástico pode misturar-se com água e neve para formar um Fluxo de Lama Vulcânica ou um Lahar. Um lahar é frequentemente produzido quando uma erupção explosiva ocorre em um vulcão capeado por neve. O material piroclástico quente derrete um grande volume de neve ou gelo e a água resultante se mistura com a cinza, poeira e demais detritos e dirige-se para as encostas e os vales da região. Isto foi a causa de um devastador lahar do vulcão Nevado de Ruiz que soterrou a cidade de Armero com lama e detritos vulcânicos na Colômbia em 1985, causando número elevado de mortes.

Erupções Submarinas:

• A maioria das erupções submarinas são calmas porque abaixo de 300 m de água, a pressão da água inibe os gases e o vapor de água de expandir e escapar violentamente. Erupções submarinas efusivas de basalto tipicamente produzem estruturas de almofadas. Entretanto, um tipo mais explosivo de erupção submarina pode ocorrer quando a água do mar entra em uma câmara magmática através de uma parede fendida em uma ilha vulcânica. Quando a água fria entra em contato com o magma quente-vermelho, uma nuvem de vapor superaquecido é produzida que pode expandir violentamente, fraturando o cone vulcânico, mandando literalmente fragmentos para o céu. 

Gases Tóxicos:

• Além de lava e piroclásticos, os vulcões emitem uma variedade de gases. Muitos desses, como vapor de água e dióxido de carbono, não fazem mal à saúde. Outros são venenosos. Estes podem incluir monóxido de carbono, vários gases sulfúricos, ácido clorídrico e outras substâncias fatais. Os gases do Vesúvio mataram muitas pessoas. Em 1986, nos Camarões, acumularam-se muitos gases em um lago que se liberaram repentinamente, matando 1500 pessoas que viviam nas vizinhanças. Na Ilha da Martinica, em 1902, nuvens ardentes com alta temperatura do Vulcão Mont Pelé mataram entre 25.000 e 40.000 pessoas da cidade de São Pierre, salvando-se apenas um criminoso nas masmorras da prisão que fora condenado a morte. 

Efeitos Secundários: Clima

• Grandes eventos vulcânicos causam impacto no Clima. Após a erupção do vulcão Tambora em 1815, ocorreu um dramático esfriamento climático. O ano seguinte foi conhecido como o ano sem verão. A poeira lançada pelo vulcão fica circulando muitos anos na atmosfera bloqueando a luz do sol. Outro efeito a longo prazo e a emissão de CO2 no ar que mantém a atmosfera relativamente aquecida pelo efeito estufa, pois o CO2 é constantemente consumido pelo intemperismo e fotossíntese.

Rochas Extrusivas ou Vulcânicas:

Basaltos - Os basaltos incluem todas as lavas, com 45% a 55 % de sílica. São rochas ígneas afaníticas de cor muito escura: verde escuro, cinza escuro, negro, com tonalidades arroxeadas ou pretas. Os basaltos são totalmente opacos. Sua granulação pode ser apenas discernível - com a lupa ou, ao contrário, total mente indiscernível, caso em que a rocha tem um aspecto homogêneo e sem brilho. Em virtude de oxidação superficial, a cor do basalto pode se tornar vermelho-arroxeada, responsável pela existência do solo vermelho (terra roxa), ideal para a agricultura no sul do País. Por sua dureza e extensão areal, este tipo de rocha atrapalha a exploração e a perfuração dos poços de petróleo.
Riólito é o equivalente extrusivo do granito em composição química. Sua textura é porfirítica, possuindo às vezes um certo arranjo orientado como consequência do movimento da lava.
Cinzas vulcânicas - São materiais não coerentes lançados pelos vulcões. As partículas de maior tamanho lançadas pelos vulcões podem soldar-se íntima e estreitamente constituindo uma brecha ou conglomerado vulcânico.

Fumarolas, Fontes Quentes e Gêiseres:

• A atividade vulcânica não cessa quando a lava ou material piroclastico cessa de correr. Por décadas e em alguns casos por séculos após uma erupção, os vulcões continuam a emitir fumaça e vapor de água através de condutos chamados fumarolas. Todas essas emanações contém material dissolvido que precipitam na superfície em volta quando a água evapora ou condensa. Vários tipos de depósitos são formados (como travertine), inclusive aqueles que tem materiais valiosos. As temperaturas dos gases emitidos pelas fumarolas variam de 800 a 200 oC.

As sulfataras, com gases a temperaturas de 200 a 100 oC. Caracteriza-se pelo vapor de água e quantidades pequenas de CO2 e H2S, precipitando-se também o S, FeS2 etc. Os elementos mais comuns que entram na composição dos gases vulcânicos são os seguintes: hidrogênio, cloro, enxofre, nitrogênio, carbono e oxigênio, quer na sua forma elementar quer combinados, como HCl, H2S, SO2, SO3, H2O, (NH4)+, NH4Cl, CO, CO2, CH4 etc. Com a temperatura decrescente aumenta a proporção de H2O, SO2 e HCl no material remanescente.

• Mofetas constituem o estágio caracterizado pelas exalações a frio de CO2 frio, quase seco, podendo também misturar-se com água, formando fontes ácidas.

A água subterrânea que alcança o magma em subsuperfície (que retém o calor por centenas a milhares de anos) é aquecida e retorna à superfície como fontes quentes e gêiseres. Um gêiser é uma fonte de água quente que espoca intermitentemente com grande força, frequentemente com tempestuoso trovão. Os gêiseres mais famosos ocorrem no Parque Yellowstone, que aproximadamente a cada 65 minutos sofre uma erupção, enviando um jato de água quente à altura de 60 m.

O aproveitamento econômico:

• Solos originados de rochas vulcânicas apresentam alta fertilidade para a agricultura, como por exemplo, as terras rochas férteis de São Paulo que evoluíram de lavas basálticas. Pedras ornamentais, fontes termais, energia geotérmica e atração econômica. podem ser também utilizadas economicamente. Vários depósitos minerais de ouro, prata, cobre, ferro, enxofre, zinco, chumbo e pedras preciosas. 

A formação das rochas ígneas vêm do resultado da consolidação devida ao resfriamento do magma derretido ou parcialmente derretido. Elas podem ser formadas com ou sem a cristalização, ou abaixo da superfície como rochas intrusivas (plutônicas) ou próximo à superfície, sendo rochas extrusivas (vulcânicas).