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UNIVERSIDADE LÚRIO FACULDADE DE ENGENHARIA Curso de Engenharia Geológica Departamento de Engenharia Geológica: Petrologia Resumo das páginas 38 á 90 do livro Introdução a Petrologia Ígnea e Metamórfica Trabalho da cadeira Petrologia , entregue ao Departamento de Engenharia Geológica para efeitos de avaliação Discente: Docente: Avelina Fernando Guambe Engo. Desejo Mechequene Pemba, Março de 2020
Texturas de rochas A textura de uma rocha é resultado de vários processos que controlam a gênese da rocha e junto a mineralogia, a composição química. As texturas das rochas ígneas são agrupadas em duas categorias: texturas primarias e secundarias. Texturas primarias que ocorrem durante a cristalização e resulta a partir da interação fusão e dois minerais, e texturas secundarias que são alterações que são loalizadas depois que a rocha fica solidificada. A formação e o crescimento de cristais envolvem três processos: Nucleação inicial de um processo Crescimento subsequente de um cristal Difusão de espécies químicas e calor através de um meio próximo e a partir de um crescimento do mineral em suas superfícies Nucleação inicial de um processo Muitos cristais iniciais e finos tem um alto raio de superfície de área para volume. Antes de ocorrer à cristalização uma forma crítica de agrupamento embrionico o núcleo do cristal deve se formar. Isso requer alguns graus de saturação ou pré-resfriamento (o resfriamento de uma fusão sobre a verdadeiratemperatura de cristalização do mineral) antes os íons que sobram quando se agrupam, tornam-se estáveis. A superfície do cristal preexistente pode estar presente também um “cristal inicial” de um mesmo mineral, ou diferentes minerais com estruturas similares na qual um novo mineral pode ser facilmente nucleado e Óxidos (como magnetita ou ilmenita ou olivina), que geralmente nucleiam- se mais facilmente com menos resfriamento que sofrem do que os plagioclásio por causa do complexo de polimerização SiO. Piroxênios e anfibólios tendem a se alongar na direção da corrente Si-O-Si-O e as micas tendem a se alongar na direção dos planos silicatos. Defeitos como deslocamento de íons, podem também ajudar na adição de novos íons, no crescimento de faces e impurezas também podem inibir o crescimento em algumas direções. No geral, faces de baixa energia tornam-se mais prevalentes.
Cristais maiores são normalmente aqueles que possuem uma estrutura simples onde também ocorre à nucleação mais cedo ou em grande quantidade ou numa rápida difusã de componentes. A taxa de difusão de um elemento químico ocorre mais rapidamente sob temperaturas elevadas e em materiais com baixa viscosidade, a taxa de difusão é mais devagar sob elevadas fusões de viscosidade polimerizada (como as fusões são ricas em sílica tendendo a se resfriarem ao invés de fusões máficas). A taxa de nucleação e crescimento varia de acordo com a energia da superfície dos minerais e as faces envolvidas, o grau de resfriamento e a estrutura do cristal. Estes valores podem ser diferentes para diferentes minerais mesmo que o magma seja o mesmo. Diferentes minerais podem ser pré- resfriados para diferentes extensões devido ao ponto de difusão. A temperatura deverá estar abaixo do ponto de difusão do mineral pré-resfriado e acima do outro. Alguns núcleos estáveis de cada mineral deverão se formar, enquanto somente alguns outros minerais resultaram de algumas pequenas formas de cristais e muitos poucos em cristais grandes mais tarde. Cristais grandes em rochas porfiríticas devem ser formados primeiros ou em um ambiente de resfriamento lento não é uma verdade universal. A perda breve de água que irá aumentar a temperatura de cristalização podendo produzir também uma textura porfirítica em algumas rochas plutônicas. Locais Preferidos para Nucleação Epitaxis é o termo mais usado para descrever nucleação preferida de um mineral sobre outro mineral pré- existente, contudo evitando problemas durante a associação devido à lenta nucleação. a estrutura dos cristais do substrato e da nova fase são pré-requisitos para um crescimento epitaxial. Os constituintes atômicos do novo mineral logo acham locais favoráveis para a acumulação e formas de núcleo mais estável. exemplo o crescimento da silimanita na biotita ou na moscovita em rochas metamórficas ocorre em direções de preferência de reposição dos cristais disponíveis de uma cianita polimorfa. A estrutura Si-Al-O em ambos os minerais de silimanita e mica são semelhantes na geometria e no comprimento de vinculo, logo a silimanita tende as e formar na área de concentração da mica. A textura Rapakivi envolve plagioclásio albita no seu crescimento em ortoclásios, ocorrendo em alguns granitos onde o plagioclásio preferencialmente forma-se em
estrutura similar em feldspato alcalino em sua própria nucleação. O núcleo de um cristal também pode ser formar “epitaxialmente” com uma orientação semelhante a dos grãos que já existe de alguns minerais conduzindo assim a formação de um crescimento semelhante. A textura esferulíticas em silicatos vulcânicos é uma textura no quais as pontas do quartzo e feldspatos alcalinos crescem radialmente a partir de um centro comum. A textura variolítica de plagioclásio irradiada em alguns basaltos é provavelmente resultado de uma nucleação tardia de cristais no primeiro núcleo a se formar. O crescimento de cristais enlongados com seu plano normal para veios resultando em uma estrutura de cumeada por da causa das colunas. Textura crescumulada é similar e descreve o crescimento paralelo de elongação, arranjos não equilibrados de olivinas, piroxênios, feldspatos ou quartzo em que parecem nuclear numa linha podendo crescer em alguns centímetros de comprimento. Texturas crecumuladas normalmente ocorrem em camadas de plutons máficos podendo aparecer em múltiplas camadas e nas margens dos granitos. Zoneamento Composicional Zoneamento Composicional é um fenômeno comum e ocorre quando um mineral muda à composição assim como durante o seu crescimento no resfriamento. A composição da maioria das soluções sólidas dos minerais em equilíbrio com outros minerais ou o liquido é depende da temperatura. No caso do plagioclásio o ângulo de extinção é altamente dependente da composição e a variação composicional aparece como bandas concentradas da variação do brilho em luz plano polarizado. Se o equilíbrio entre o cristal e a fusão é sustentado, a composição do mineral será ajustada para uma temperatura reduzida produzindo um cristal composicionalmente homogêneo. Zoneamento químico, ocorre quando o equilíbrio não é sustendo e uma borda de uma nova composição é adicionada ao redor da antiga. Para um novo equilíbrio composicional no plagioclásio é necessária a troca Si-Al e isto é difícil por causa da força do vínculo Si-O e Al-O a difusão do Al é também devagar e o zoneamento em plagioclásios é muito comum.
Outra sequência indicadora é baseada nas inclusões das relações. Inclusões ígneas devem ser formadas sob um estágio inicial do que o invólucro que o envolve. Inclusões são provavelmente mais aceitas. No caso de um mineral formar uma borda ao redor de outro mineral ou onde somente o mineral inclui núcleo de outro mineral, promovendo uma forte evidência de que outro mineral deixe de cristalizar-se antes de assumir outra forma ou pelo menos antes dos outros minerais cessarem a cristalização. Quando um mineral ocorre comumente como inclusão em outro mineral ou vice-versa, isto implica fortemente, mas não prova nada, que o mineral incluso cristalizou-se antes. Apesar que possa ser difícil inequivocamente estabelecer que o mineral completamente formado antes do outro mineral, algumas texturas provam o oposto: crescimento simultâneo de minerais. O exemplo ofítico de simultâneo plagioclásio e clinopiroxênio é um bom exemplo. Em algumas superfícies rasas, rico em água, sistemas graníticos com um simples feldspato alcalino podem se formar. Se a água e repentinamente perdida ou quando feldspatos alcalinos e quartzo são submetidos sob temperaturas e em cristalizações simultâneas e rápidas o ponto de fusão irá aumentar rapidamente resultando num pré-resfriamento mesmo que. Sobre estas condições, os dois minerais não irão ter tempo suficiente para formar cristais independentes, mas antes irão formar um crescimento intersticial de formas skeletais intricadas referindo-se como uma textura granofírica. Na textura granofira o crescimento intersticial pode nuclear epitafializando parede de fenocristais ou dique preexistente. Textura granofirítica parece como ramos da haste de quartzo armando em um único cristal de feldspato. A haste de quartzo tende a se extinguir ao mesmo tempo indicando que eles são todos parte do mesmo largo cristal. Uma variação grosseira da textura granofirítica é chamada gráfica onde a natureza coniforme das hastes do quartzo no feldspato dominante está disposta a aparecer de maneira específica. Movimento Diferencial de Cristais e Fusão Por dentro de uma fusão pode resultar num alongamento de elongação ou minerais tabulados que produzirão texturas de foliações (planar) ou lineação mineral. Tira-se microlitos formados em rochas vulcânicas fortemente alinhadas a textura é chamada de tracitica
Acaso não estejam alinhado os microlitos são chamados de pilotaciticos. A mistura de dois magmas líquidos pode criar um fluxo bandado (alternando camadas de diferentes composições). Bandamento e alinhamento mineral podem também ser resultados a partir da fluidez da parede de uma câmara magmática próxima. Fenocristais suspensos podem agrupar-se juntos e aderirem à superfície através da tensão, um processo chamado por alguns de synneusis. Cinética pode ser o principal mecanismo para a produção de crescimento semelhante, por causa da orientação semelhante pode haver uma orientação energeticamente favorável para que dois cristais de um mesmo mineral adiram um ao outro. Grãos múltiplos agrupados por estarem aderidos aos fenocristais são chamados de textura cumulofíro. Se o agrupamento é essencialmente de um único mineral, a textura pode ser chamada glomeroporfirítica por alguns petrologistas. Texturas Cumulativas Texturas cumulativas é uma autenticidade da existência destas camadas, Os principais tipos de texturas acumulativas são diferenciados das demais com base na extensão de qual cristal mais novo foi formado, uma vez acumulado, prioridade no crescimento até atingir a última dos líquidos intersticiais. Seria incomum se os líquidos intersticiais tivessem as mesmas com posição dos cristais acumuladas, porque a maioria dos magmas é quimicamente mais complexa do que um único mineral. Então se um líquido se cristaliza exatamente no mesmo local, sem que ocorra troca com o reservatório extenso de magma no interior da câmara, deverão ser produzidos alguns minerais iniciais mais algum outro mineral que esteja próximo constituindo assim os interstícios do magma. Poderá haver algum crescimento modesto para os primeiros minerais, junto à formação de outro, formando mais tarde minerais nos espaços intersticiais. Isto resulta em uma textura chamada ortocumulada. Se os líquidos intersticiais podem escapar e trocar de material (via difusão e/ou convecção) com o liquido da câmara principal, o mineral mais recente formando por acumulação pode continuar a crescer com componentes extras do escapamento de liquido intersticiais.
O termo das texturas do basalto reflete a variação que ocorre de material vítreo, o qual está relacionado diretamente com a queda do tamanho do piroxênio em uma passagem do intercrescimento do plagioclásio. Textura ofitíca refere-se às redes densas de formas de fenocristais de plagioclásio incluídos em largos piroxênios com pouca ou nenhuma associação vítrea. Textura intergranular no qual os cristais de plagioclásio e o piroxênio são subiguais em tamanho, e em vidro que relativamente ainda seria menor. Quando o vidro torna-se suficiente abundante a ponto de cercar os microlitos e os microfenocristais, a textura passa a se chamar hialo-ofitíca. Quando a hialo-ofitíca passa para hialopilítica , como a fração de vidro torna-se dominante, e ambos os piroxênios e o plagioclásios ocorrem em quantidades pequenas de microlita. Textura Holohialina (vidro) é mais comum em riolitos silicatados e derrames de dacitos. Se uma rocha tem mais de 80% de vidro esta é chamada de obsidiana. Obsidiana possui uma coloração muito escura, devido ao fato da sílica estar em seu estado natural, pois o vidro e rapidamente tingido por uma pequena quantidade de impurezas. O vidro em lavas silicáticas não é necessariamente causado pelo rápido resfriamento, em virtude de algum fluxo de obsidiana são muitos grossos e tem que ser resfriado rapidamente. Texturas Piroclásticas Rochas piroclásticas são fragmentadas e produzidas a partir de uma atividade vulcânica. A classificação de rochas piroclásticas é baseada de acordo com a natureza dos fragmentos (piroclastos ou tefra). As cinzas componentes do plagioclásio são comumente umas misturas de rocha pulverizada e de vidro. As vesículas em pedra-pomes expandem-se rapidamente até a explosão da erupção e são normalmente destruídas. Devido a estas pontas serem comumente perigosas no fluido de plagioclásio, elas deformam de maneira dúctil e recobrem a forma conforme a direita da. Neste tipo de bandamento e em outras estruturas causadas por compressão e deformação resultadas a partir do acumulo de cinzas quentes são referidas coletivamente como textura eutacitica.
Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmática Texturas secundárias são aquelas que são desenvolvidas em rochas ígneas inteiramente consolidadas. Processo de ponto de Ostwald é um processo de aneleamento de cristais em ambientes estáticos processos não envolvem fusão e estão em natureza metamórfica pura. O processo de cristalização não necessariamente cessa quando o magma se torna sólido. Transformações Polimórficas Conforme foi aprendido em mineralogia, algumas substâncias naturais têm mais de um cristal em sua estrutura. Formas de estrutura alternativa de mesma substância química são chamadas de polimorfos. Polimorfos conhecidos como grafite, diamante, calcita, aragonita, cianita, andalusita, silimanita e alguns polimorfos da família SiO2. Aumento do resfriamento e despressurizarão, parcialmente ou completamente em rochas ígneas cristalinas podem atravessar o campo limite de estabilidade de alguns polimorfos resultando em transformações. Transformações desplacivas envolvem somente instabilidade da posição dos átomos e bandamento de vínculos entre os ângulos. Um clássico exemplo é a transição do alto quartzo para o baixo quartzo, na qual a estrutura hexagonal do alto quartzo inverte para uma estrutura triagonal do baixo quartzo sob resfriamento. Transformações reconstrutivas , assim como a grafita, o diamante, tridimito, ou o alto quartzo, envolvem a quebra ou o remolduramento do vinculo. Transformações displacivas ocorrem prontamente, logo acontece de um polimorfo passar para outro assim que o campo de estabilidade é atingido. Polimorfismo reconstrutivo é menos facilmente gerenciado, onde um polimorfo pode permanecer no campo de estabilidade de outro. Transformações polimórficas são mais comuns em alguns minerais, incluindo o quartzo e o feldspato, mas é mais difícil de reconhecer texturalmente, devido à fase de evidencia inicial pode estar completamente perdida e somente à substituição do polimorfo permanecer. Geminação Secundária Geminação secundária pode ocorrer como resultado de transformação polimórfica ou deformação. Transformação geminante é causada quando em altas temperaturas as estruturas dos cristais revertem para baixas temperaturas polimórficas. Como uma estrutura em alta temperatura possui
Alguns silicatos máficos podem ate mesmo sofrer exsolver num óxido Fe-Ti. Em algumas anortitas sob altas temperaturas o piroxênio pode dissolver uma considerável quantidade de Al e exsolver lâminas de plagioclásio assim que elas resfriem sob baixas temperaturas. A cor vermelha ou rosa são comuns em alguns feldspatos é causada devido a exsolução de uma fina hematita. Reações e Reposições Secundárias Reações de sólido-sólido e sólido-vapor são processos dominantes durante o metamorfismo. Através de uma direção de temperatura apropriada para este domínio e rochas plutônicas permanecem neste domínio por um longo período. Reações secundárias de minerais que ocorrem em rochas ígneas quando sofrem resfriamento e que não são produzidas a partir de um evento metamórfico tardio são comumente chamadas de processos autometamórfico do que metamórficos, porque é parte de um processo natural do resfriamento de uma rocha ígnea. Processos de autometamorfismos são mais comuns em rochas plutônicas do que em rochas vulcânicas, pois pertencem a temperaturas elevadas por um longo período. Processos diagenéticos e temporais não são considerados autometamórficos (um tanto quanto uma distinção arbitrária). A maioria, mas não todas as reações de autometamorfismo envolvem minerais em moderadas temperaturas em um ambiente no qual a água é liberada tanto de resíduos fundidos quanto de uma introdução externa. Tais alterações são subconjuntos de autometamorfismo no qual envolve hidratação e são chamados de alterações deutéricas onde alguns dos principais processos de alteração os seguem. Biotitização é um processo similar hidratação ou alteração deutérica que produz a biotita, também diretamente partindo do piroxênio ou mais comumente de uma hornblenda. Pois a biotita contém pouco Ca e o epídoto pode ser produzido, pois Ca esta sendo liberado durante a alteração da hornblenda para biotita. Cloritização é a alteração de algum mineral máfico para clorita. Clorita é um filossilicato hidratado e comumente recoloca os menos máficos hidratados sob uma temperatura quando a água é disponibilizada. Piroxênio, hornblenda e biotitas são comumente observados sob uma seção em vários estágios de alteração de clorita. Assim como nas outras alterações deutéricas a hidratação ataca as margens mais expostas de um mineral, logo normalmente a clorita recoloca a fase máfica inicial partindo da borda ao interior.
aplicado para finos grãos intercrescidos resultantes a partir da combinação de crescimento de dois ou mais minerais assim que recolocam No caso da biotita a água trabalha de forma proeminente elevando-a e a clorita pode ser recolocada nas margens da biotita assim como os planos de clivagem.de diversos Ca ou de algum Ca oscilatório bandados no grão original. Serecita é um termo que se aplica para qualquer fino grão branco de mica. Serecitização é o processo pelo quais os minerais de feldspato (normalmente feldspato ou feldpatoídes em rochas ígneas) são hidratados para produzir serecita. Estágios incipientes podem ser reconhecidos pelo surgimento de uma fina poeira de feldspatos em luz plano polarizada. Em estágios mais avançados de alteração o feldspato manchado por micas tendo como birrefrigência a cores amarela e então largos grumos com cristais grosseiros e de alta birrefrigência. Íons de K- são requeridos pelo plagioclásio para se tornarem serecita. O potássio pode ser liberado pela cloritização de uma biotita bastante próxima. K-feldspato não requer K- adicional e pode comumente ser serecitizado do que plagioclásio associado. Saussuritização é a alteração do plagioclásio para um mineral epídoto. A maioria dos plagioclásios cálcicos é estáveis sob altas temperaturas e menos estáveis do que a contraparte sódica em baixas temperaturas. O tipo rico em cálcio desfaz em vários próximos a pura albita liberando Ca e Al para formar um mineral epídoto. Em plagioclásios zonados basta um para ocasionalmente observa a produção de saussuritização concentrada nos centros. Simplectito é um termo outro mineral, a reposição pode ser parcial ou completa. A fibrosa actinolita hornblenda “uralita” agrega-se à reposição de piroxênio como exemplo. Biotita +epídoto repõe a hornblenda. Mimerkita é um intercrescimento de quartzo dendríticos num simples cristal de plagioclásio. O quartzo aparece em haste parecida nesta seção e numerosa adjacentes hastes tende ir à extinção numa concordância, indicando que eles eram parte de um único mineral de quartzo. Mimerquitos são mais comuns em rochas graníticas e ocorrem preferencialmente onde os plagioclásios estão em contatos com o K feldspato. Mimerkita parecem terem crescidos partindo de uma fronteira de plagioclásio/K-feldspato para dentro do K feldspato. Assim como o plagioclásio repõe o K-
Os termos podem parecer estranhos agora, mas eles servem para descrever a mais comum característica das rochas ígneas. Os termos são agrupados dentro das categorias para ajudar a encontrar o que você procura. Uma boa aproximação para a caracterização das rochas é descrita nas espécies de mãos nos termos da maioria dos atributos como a cor, cristalinidade, félsica ou máfica e na maioria das texturas (foliação, porfirítica, etc.). Então para determinar o modo e descrever o mineral individualmente, o tamanho de seus grãos (e a variaçãoem tamanho dos grãos), assim como a forma, intercrescimento e texturas específicas. Propriedades do Magma e Tipos de Erupções O tipo de erupção do vulcão e depósitos resultantes é determinado pelas propriedades físicas do magma, em particular, a viscosidade e a volatilidade (dos gases) contida. A viscosidade (resistência em fluir) é determinada pela composição e temperatura do magma. Os limites fortes de Si-O e Al-O na fusão de silicatos podem se ligar (ou polimerizar) para formar redes extrusivas. Alta viscosidade está geralmente correlacionada a um alto conteúdo de sílica. Também para um dado conteúdo de SiO2, a polimerização é mais fraca e sob altas temperaturas aumenta na direção da cristalinidade. O limite de viscosidade a partir de aproximadamente 10 equilibra-se para as olivinas anídricas basálticas em 1400ºC para aproximar-se de 105 em equilíbrio para fusões riolíticas anídricas, viscosidade riolítica aumenta em aproximadamente 108 equilíbrio para 1000ºC. Quando os cristais são formados a viscosidade resultante da fusão de cristais misturados aumenta rapidamente logo que resfriam, talvez devido à rigidez dos cristais ou ao efeito da superfície de adsorsao.Quando estacionário cada cristal fundido, mistura-se desenvolvendo também certa resistência para induzir a fluidez. Esta resistência é chamada de escudo de campo, que deve ser dominante, antes que o material possa ser deformado e se comportar como um fluxo viscoso novamente. A água e os alcalinos possuem a habilidade de romper algumas redes de polimerização para pequenos fragmentos, reduzindo assim a viscosidade. Adicionando-se 2% (%peso) da água para a
fusão riolítica em 1000ºC abaixo do equilíbrio de viscosidade que varia de 108 para 100. Isto requer aproximadamente 8% do peso. A porcentagem da água para abaixar o equilíbrio da viscosidade de 104, então quando adicionado gradualmente água ocorre o escoamento. Elementos voláteis são importantes constituintes do magma por outras razões. Logo que o magma sobe, a pressão é reduzida e os constituintes voláteis escapam a partir das soluções do magma expandidas. A pressão dos gases pode se tornar elevadas do que a pressão confinante das rochas ao redor em níveis superficiais. Isto pode contribuir para muitas erupções explosivas. A água e os gás carbônico são espécies voláteis dominantes, mas também ocorrem SO2, H2, HCl, Cl2, F2. Elementos voláteis podem atingir não menos que 0,5% do peso em magmas basálticos e acima de 0,5% do peso em magmas riolíticos e consideravelmente mais em carbonatos e em algumas outras fusões. Elevadas vesículas basálticas normalmente resultam a partir de uma rápida vesiculação durante a explosão da erupção e será chamada de escoria_._ Muitos magmas viscosos, como o riolíto (ambos, pois eles contêm geralmente mais voláteis e eles armazenam efetivamente mais bolhas) pode tornar-se vesículas que bloquearam a rocha resfriada que atualmente flutua na água. Este vidro de cor mais clara é chamado de pedra-pome e geralmente se forma como pedaços de magmas incluídos durante a injeção explosiva, mas também no topo de alguns fluídos riolíticos. Depois de uma longa solidificação de fluxo de lava, as vesículas, podem preencher com minerais posteriormente (como a opala, calcita e zeolita), depositadas por soluções hidrotermais. Cada vesícula preenchida “ amigdalas” e são comumente em fluxo máficos. Saídas Centrais de Formas de Ilhas Magmas podem emitir-se tanto a partir de uma saída central quanto a partir de uma fissura linear. Nas saídas das erupções as lavas emitidas a partir, geralmente, de cilindros conduzem através de buraco na superfície subcircular (a saída). Podem existir algumas depressões em formas de redondas ou em formas afuniladas na saída, chamada de cratera. A ascensão do magma é seguida por zonas enfraquecidas, fraturas ou intersecções fraturadas na parte superficial e quebradiça da crosta. O magma se solidifica nas saídas e nas entradas fortalecendo-as e forçando uma nova fase de erupção posterior na busca por outros condutores próximos. Deve haver outras saídas
Cones piroclásticos , como o cone escória ou cone cinder resultam a partir da coleção do ar carregado de cinzas, lapilli e blocos assim que eles caem ao redor da saída central em associação com menos do que 200 para 300 metros de altura e 2 km e diâmetro e geralmente os últimos em alguns anos (aproximadamente 10 anos). Parícuntin, por exemplo, o cone da escória no México Central, cresce em Cornfield, de 410 metros desde alguns anos no começo de 1943, atividades estas que cessaram em 1952. Estes pequenos cones são usualmente basálticos e de lado reto com ângulos de 33º junto ao ângulo da deposição da escória fundida. Estes pequenos cones são tipicamente assimétricos, também elongação ao longo da fissura ou extenso no lado abaixo da curva no momento da erupção. Maar resultam a partir da interação entre a explosão do magma quente com a água subterrânea , no qual em um período breve vaporiza-se. Tais explosões são chamadas de hidromagmáticas ou freáticas. Note que a força da explosão aqui é suprida pelas águas subterrâneas, não pela água contida na fusão. Geólogos comumente usam o termo “meteórica” e “juvenil” para fazerem uma clara distinção. A água meteórica refere-se à superfície ou águas subterrâneas e a juvenil refere-se tanto para a água quanto para os constituintes que são produzidos do próprio magma. Uma Maar está com características primariamente negativas, em erupções freáticas escavadas em crateras dentro do substrato original. Cones de anéis de tufo também se formam como resultado da interação água e magma, mas também tem profundas crateras escavadas. Anéis de tufo se formam quando o magma ascende (normalmente basáltico) vindo para perto da superfície do que com o maar antes da interação explosiva com o solo superficial ou na superfície de água. Eles também envolvem uma alta proporção de magma para água do que o maars, formando um anel subterrâneo de escória e cinzas que possuem uma pequena borda e uma acamadamento de material piroclástico que mergulha para dentro e para fora sob um mesmo ângulo. Formas Domos ocorrem quando são desgaseificado, viscosidade, magma silicático, como os dacíticos ou riolíticos se deslocam vagarosamente e relativamente tranquilamente para a superfície. Os limites dos domos em tamanho a partir de não menos que centenas de metros para alguns quilômetros de diâmetro. Os domos podem formar primeiramente ou tardiamente durante um ciclo eruptivo, mas eles se formam tipicamente tardiamente. Depois de uma recente fase de
atividade explosiva, o magma final pode inflar para um domo em uma cratera central. O processo é conhecido como endógeno , no qual o domo infla pela injeção do magma a partir do interior. Erupção domos exógenos são eventos no qual a adição posterior rompe através da crosta e flui para fora. A crosta que se forma nas quebras dos domos como domos inflados, dando a superfície uma textura grosseira. Blocos quebrados despencam e se acumulam na base do domo, assim como na base do talude. Caldeiras em largas escalas com característica de colapso, tipicamente se formam na saída central, claramente em um episódio posterior. Elas se formam quando o líquido denso acima da parte superficial da câmara magmática vai para dentro do escoamento da câmara. O magma pode escoar como a erupção de um flanco ou pode movê-lo através da separação das fraturas dos blocos do colapso dos anteparos. Nos escudos basálticos a caldeira pode preencher com magma a partir da parte inferior criando um lago de lava. No qual a ocorrência é devido a um processo no qual o sólido denso resfriado anteparo se encontra diante uma densa câmara magmática, se deslocando para cima. Erupções Fissurais Erupções fissurais ocorrem em erupções magmáticas para a superfície ao longo tanto de uma única fratura quanto para um conjunto de fraturas. Os condutores planares quando expostos pela erosão são preenchidos com magma solidificado e são referidos como diques preenchidos. Erupções fissurais também ocorrem em largas áreas passando por extensionamento regional. Exemplos incluem os Vales Rifts da África, Iceland e bases extensionais das áreas vulcânicas. Estas fissuras tipicamente ocorrem diante do oceano, na metade dos oceanos próximos aos recifes, produzindo o mais comum e volumoso tipo de rocha na Terra: os Recifes Basálticos do Meio Oceânico o qual constitui a crosta oceânica. Características dos Fluxos de Lava Fluxos de lavas são mais quentes do que explosões dramáticas de erupções vulcânicas, mas são as formas mais dominantes de vulcanismo na Terra e talvez constante no sistema solar. Os fluxos ocorrem mais tipicamente em lavas com baixa viscosidade e baixo conteúdo volátil. Eles são mais comuns em conteúdo basálticos, mas alguns fluxos podem ser silicáticos como os riolíticos. Os fluxo Havaianicos percorrem vagarosamente sobre a borda, mas limitados nas áreas de um único
