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Introdução
No
planeta terra, as forcas geodinâmicas externas e internas interagem para
produzir distintas topografias.
A interação
da litosfera móvel terrestre com os fluidos da atmosfera e hidrosfera, guia a
formação de uma variada paisagem, única no sistema solar. Nessa condição, as
forcas exógenas e endógenas derivadas de diferentes fontes de energia modelam a
superfície do planeta, numa constante busca de equilíbrio que já monta mais de
quarto bilhões de anoas.
Face
a sua peculiaridade geodinâmica em termos de planetologia comparativa, o
planeta terra é o que apresenta as mais
variedades formas de relevo e desníveis topográficos conhecidos, tornando seus
estudos geomorfológicos fascinantes e intimamente ajustados a sua evolução
geológica.
Se
apenas os agentes externos atuassem sobre a sua superfície solidada, caso
inexistisse uma dinâmica interna, ter-se-ia o planeta coberto por único oceano
cuja profundidade deveria ser aproximadamente 2,6Km. Na realidade, os oceanos
cobrem 71% da superfície do mundo, de tal forma
que a profundidade é contudo, muito irregular, sendo a maior, de 11.033m
na fossa Challenger, nas Marianas a sudoeste do pacifico.
Grande
parte da topologia terrestre é o resultado de processos de diferenciação que
produzem crosta oceânica e continental respectivamente, sendo mais de 65% da
superfície solida da terra formada por crosta oceânica com idade inferiores a
200 milhões de anos.
Por
outro lado, o relevo não é criado instantaneamente, e tampouco suas variações
dimensionais são constantes. Milhões de anos são necessários para que as
montanhas sejam erguidas ao passo que em poucos minutos se formam marcas de
ondas na areia da praia. Da mesma forma, a magnitude espacial dos principais
componentes do relevo terrestre varia significativamente em escala segundo suas
dimensões, estando os representativos associados aos fenómenos endógenos.
1. Processos Geodinâmicos Internos
1.1.
Natureza e Características
Os processos
geológicos que agem no interior da Terra e, portanto, dependem da energia do
seu interior para o desenvolvimento, são denominados processos endogenéticos ou
geodinâmicos internos.
A movimentação de
matéria do interior para o exterior do planeta e vice-versa é contínua e
constitui o ciclo das rochas, onde massas rochosas impulsionadas para a
superfície acentuam o relevo e impedem o aplainamento generalizado produzido
pelas força exógenas.
Os processos
geodinâmicos internos, que envolvem movimentos e transformações químicas e
físicas da matéria existente dentro do planeta, serão examinados sob três
aspectos: o magmático, que trata do magma, sua formação e movimentação no
interior e exterior da crosta; o
metamórfico, das transformações mineralógicas e estruturais de rochas
preexistentes, no interior da crosta; e o tectônico, dos diversos tipos de
esforços internos, que as rochas são submetidas, isso é, da deformação da
crosta terrestre e resultados estruturais característicos, como, por exemplo,
as montanhas.
Relacionam-se então
à geodinâmica interna, os fenômenos magmáticos vulcânicos e plutônicos, os
terremotos, os dobramentos, os falhamentos, a orogênese e a epirogénese, a
deriva continental e a tectônica de placas.
1.2.
Origem e Transferência de Calor Interno
À exceção do calor
recebido do Sol, o fluxo de calor do interior é a mais importante fonte de
energia terrestre. Cercada 2 x 1010 calorias de energia, por ano, atingem a
superfície, proveniente das profundezas do planeta. Ela é mil vezes maior do
que a energia requerida para erguer 1cm as Montanhas Rochosas e representa 10
vezes toda aquela já usada pelo homem.
Por isso, à medida
que penetramos a crosta, há incremento contínuo de temperatura, cuja
média é de 1° C a cada 33m dependendo da região.
Uma vez reconhecida
no interior do planeta a presença dessa energia pela qual os fenômenos
endógenos são acionados, o questionamento é imediato: de onde provém e como é
transferida na Terra? Tendo em vista que o curso evolutivo inicial da Terra foi
semelhante a dos demais planetas interiores, o processo de acresção planetária
se constituiu em importante fator de aquecimento do protoplaneta, gerando
temperaturas iniciais próximas a 1.000°C. Entretanto, são a radioatividade e a
conversão de energia gravitacional em térmica, com a formação do núcleo há mais
de quatro bilhões de anos, as principais fontes do calor interno. Alguma
energia calorífica, derivada dos processos iniciais de formação da Terra,
restou, em parte, porque as temperaturas internas são mantidas pelas
transformações radioativas de isótopos instáveis.
Não considerando os
radioelementos de vida curta, presentes nos primórdios da história do planeta,
o calor produzido pela desintegração do urânio 238 e 235, do tório 232 e do
potássio 40 é responsável pela manutenção de uma dinâmica interna até os
presentes dias. A radioatividade liberta calor que, por sua vez, se transforma
em trabalho, gerando forças que movimentam placas litosféricas e erguem imensas
cordilheiras.
Já que as rochas
são péssimas condutoras de calor, e a geofísica indica a presença de matéria
capaz de fluir sob extremas condições de temperatura e pressão no interior do
planeta (manto e núcleo), o transporte de calor é feito por convecção. Sendo o
manto convectivo sem condições de armazenar grande quantidade de calor por
períodos tão longos, temos de admitir que o núcleo é uma importante fonte de
calor (± 6.000° C), transmitindo-o para alitosfera, na forma de células
convectivas" ou plumas térmicas, através do manto. Esse, por sua vez,
acha-se empobrecido de elementos radioativos em sua porção superior, pois,
depletados geoquimicamente, enriquecem a crosta continental em diferentes episódios
magmáticos. Tem-se, com esse modelo, o núcleo influenciando a circulação de
matéria, no manto inferior e superior e, consequentemente, promovendo a
tectônica de placas.
1.3.
Estrutura Interna da Terra
A maior parte do
conhecimento do interior do planeta é fornecida através de estudos geofísicos,
principalmente, com o auxílio da sismologia (estudo dos terremotos). São dados
obtidos de forma indireta, já que as observações diretas são realizadas a
poucos quilômetros da superfície, em minas profundas ou em furos de sondagem (o
mais extenso atingiu 10km no interior da Terra, ao norte da Rússia).
.Como as ondas
sísmicas, longitudinais (P) e transversais (5), de diferentes características
físicas, percorrem o interior da Terra, sendo a onda P, mais veloz, capaz de
atravessar o núcleo, as variações encontradas durante o trajeto nos oferecem
uma imagem de sua estrutura interna. Com tais registros, é possível calcular
como as
propriedades variam e onde estão os limites abruptos entre camadas de
diferentes. características.
A Figura 1
apresenta a constituição interna da Terra em função das descontinuidades
verifica das na velocidade das ondas sísmicas
acima do manto inferior.
Através da
sismologia, uma região do manto superior, entre 100 e 350km de profundidade,
com características plásticas e capaz de fluir, foi descoberta - a astenosfera,
cuja existência viabilizou a teoria da deriva continental e, por extensão, a da
tectônica de placas. Estabeleceu-se também um novo conceito de litosfera, que é
a região rígida acima da astenosfera, e, portanto, incluindo a crosta e porção
externa do manto superior. A crosta não é homogênea, variando em composição e
espessura, tendo nos continentes composição granítica e 50km, em média, de
espessura. Nos oceanos, tem composição basáltica e, aproximadamente, 8km de
espessura. Ela é separada do manto superior
pela
descontinuidade de Mohorovicic (moho). O termo placas litosféricas aparece,
então, representando uma camada rígida capaz de se movimentar sobre a
astenosfera plástica e geradora de fusões magmáticas.
O manto, por sua
vez, representa 82% do volume e 68% da massa da Terra, e admite-se ser
composto, principalmente, por silicatos
de ferro e magnésio. Seu contato a 5.150km, com o núcleo externo líquido,
faz-se de forma irregular, como demonstram imagens tridimensionais obtidas por
tomografia sísmica.
2.
Fenômenos Geológicos Associados à Geodinâmica Interna
2.1.
Fenômenos Magmáticos
São aqueles
relacionados à gênese, evolução e solidificação do material em fusão, existente
no interior da Terra e que dá origem às rochas ígneas, intrusivas ou
plutônicas, quando o magma se consolida na crosta, e extrusivas ou vulcânicas,
quando o material em fusão extravasa na superfície.
Há vários tipos de
magmas, diferenciados tanto em origem (mantélicos, crustais, derivados) como em
composição (ácidos, básicos, ultrabásicos, intermediários) e, por conseguinte,
originando diferentes tipos de rochas ígneas, tais como granitos, gabros,
peridotitos, sienitos, granodioritos, dioritos e outros, que são tipos
intrusivos, ou, então, riolitos, basaltos, fonolitos, traquitos, andesitos e
outros, que são tipos extrusivos. Por outro lado, o magma se diferencia, no
curso de sua cristalização, propiciando a um único magma dar origem a
diferentes rochas ígneas. A sílica é o principal constituinte do magma, e,
dessa forma, o magma é uma mistura silicatada, com alguns cristais disseminados
e gases (principalmente vapor d' água) dissolvidos na massa, originados pela
ocorrência de fusões, no manto e na crosta. Podem ser muito viscosos, como nos
magmas ácidos (graníticos), ou fluidos, como nos magmas básicos (basálticos), com
temperatura variando de 600" C a 1.400" C. Seu reservatório, dentro
da litosfera, é denominado" câmara magmática" e tendem a subir, em
direção à superfície, por meio do processo de intrusionamento.
A ascensão do
magma, na litosfera, pode ser na forma ativa, originando corpos intrusivos de
aspecto globular, que forçam e deformam as rochas envolventes, possibilitando a
formação de corpos circunscritos com característica dômica (ex.: plútons graníticos
anelares); ou, então, dar-se de forma passiva, sem deformar ou arquear as
rochas encaixantes. Evidentemente, tais condições de intrusionamento podem influenciar
as formas do relevo, seja pela erosão diferencial, seja pela deformação das formações
rochosas envolventes, quando esses corpos magmáticos ficam expostos na
superfície por meio da denudação.
2.2.
Fenômenos Metamólficos
Rochas metamórficas
são formadas quando rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamórficas são
recristalizadas a altas temperaturas e/ ou pressões ou são deformadas pela
movimentação de placas tectônicas, o processo se desenvolve com o material em estado sólido,
mudando consequentemente, suas características mineralógicas e texturais.
O metamorfismo pode
ser de contato, isso é, devido às transformações da rocha encaixante, pelo
calor emitido de um corpo ígneo intrusivo; pode ser dinâmico, devido à pressão
e cisalhamento sobre material rochoso a grandes profundidades, dando origem amilonitos;
ou, então, ser regional, onde as novas condições de pressão e temperatura,
geralmente sobre material crustal, em zonas de subducção, originam amplas variedades
de rochas metamórficas, tais como: ardósias, filitos, micaxistos e gnaisses,
segundo grau crescente das condições de metamornsmo.
A importância do
metamorfismo regional, como fenómeno plutônico, reveste-se no fato de que
vastas porções da crosta podem ser afetadas, originando tipos rochosos comuns
nos escudos pré-cambrianos, como o escudo brasileiro ou o canadense.
As rochas variam em
composição e grau de cristalinidade, sendo o maior para os gnaisses, onde
alguns minerais chegam a ser centimétricos e de grande influência no relevo de
terrenos muito antigos, como o denominado Complexo Cristalino. Evidentemente, um
gnaisse facoidal (gnaisse rico em cristais centimétricos de feldspato
potássico) dará uma resposta diferente aos processos morfodinâmicos, quando
comparado a filitos ou micaxistos, mais débeis e susceptíveis à erosão. O
quartzito, uma rocha metamórfica derivada de arenitos, quando exposto na
superfície, tende sempre a formar relevo positivo e cristas, nem sempre
ocorrentes em arenitos.
2.3.
Fenômenos Tedônicos
Como a dinâmica
terrestre leva à incidência de tensões de diferentes tipos e ordens de esforços
sobre o material rochoso da litosfera, amplas deformações e movimentos são
produzidos em larga escala, estabelecendo, dessa forma, a configuração arquitetónica
do exterior da Terra. Tais estudos denominam-se de tectônica, onde a
movimentação de placas, o falhamento e o dobramento revestem-se da maior
importância. Também estão associadas à tectônica, a orogênese e a epirogênese.
Evidentemente, a
ordem dos fenômenos relacionados à tectônica de placas, à orogênese e, de certa
forma, à epirogênese é de nível mundial ou regional, já que seus efeitos são
verificados em grandes extensões da superfície do planeta, a ponto de
considerarmos uma tectônica global. No caso do falhamento e do dobramento,
fenômenos intimamente relacionados à tectônica de placas e suas consequências,
a ordem de avaliação pode ser efetuada desde o nível regional ao local e, de
forma independente, quando tratados isoladamente.
O fato de o
material rochoso, quando submetido a esforços, fraturar ou dobrar deve-se ao
tipo de resposta que ele apresentará às tensões, isso é, se quebrando
(fraturando, falhando), indicando regime rúptil de deformação, ou, se dobrando,
indicando regime plástico de deformação. Esses regimes físicos existem no
interior do planeta segundo a profundidade, podendo-se estabelecer que, a
profundidades inferiores a 20km em média, predomina o regime rúptil e para
além, o regime dúctil, face às condições de pressão e temperatura.
Deve ficar
entendido que tanto o dobramento como o falhamento são fenômenos endógenos,
processados no interior da crosta e não na superfície, como aparentam ser.
Evidentemente, tais estruturas geológicas, quando aflorando e submetidas à ação
dos agentes exógenos, apresentam-se expressas e realçadas na paisagem, o que
facilita a sua detecção.
Dessa forma,
estratos de rocha, que foram deformados há um bilhão de anos, por exemplo,
agora, no Cenozóico, é que estão aflorando e contribuindo em maior ou menor
grau para as formas do relevo que estamos vendo. Daí a afirmativa de que a
idade das rochas ou das deformações nelas existentes não é necessariamente a
mesma das formas nelas esculpidas. De igual modo, é válido admitir que os
principais traços do relevo que temos diante dos nossos olhos foram delineados
em tempos geológicos muito recentes, em grande parte durante o Terciário.
2.4.
Orogênese e Epirogénese
Entende-se como
orogenia os processos tectônicos pelos quais vastas regiões da crosta são
deformadas e elevadas, para formar os grandes cinturões montanhosos, tais como
os Andes, os Alpes, o Himalaia e outros. É termo antigo, usado antes do conhecimento
da tectônica dê placas, em que o dobramento figurava como uma das principais
características e cujas causas eram desconhecidas. O termo também refere-se,
até hoje, aos processos de construção de montanhas continentais e envolve também
atividades associadas, tais como dobramento e falhamento das rochas,
terremotos, erupções vulcânicas, intrusões de plútons e metamorfismo.
Um orógeno ou faixa
orogênica é uma longa e relativamente estreita região próxima a uma margem
continental ativa (zona de colisão de placas), onde existem muitos ou todos os
processos formadores de montanhas. Assim enunciado, uma faixa orogênica é uma região alonga da crosta,
intensamente dobrada e falhada durante os processos de formação de montanhas.
As orogenias diferem em idade, história, tamanho e origem; entretanto, todas
foram uma vez terrenos montanhosos.
Hoje, apenas as orogenias
mais jovens são terrenos montanhosos, enquanto as antigas estão profundamente
erodidas, e sua presença e história são reveladas pelos tipos de rochas e
deformações existentes. Os Apalaches, por exemplo, foram, no Paleozóico, uma grande
cordilheira, como o Himalaia ou os Alpes de hoje, embora se apresentem como
morrarias destituídas do esplendor das grandes cadeias montanhosas.
Outra categoria de
diastrofismo, termo genérico para todos os movimentos lentos da crosta,
produzidos por forças terrestres, é a epirogénese, que se caracteriza por
movimentos verticais de vastas áreas continentais, sem perturbar,
significativamente, a disposição e estrutura geológica das formações rochosas
afetadas.
Difere da
orogênese, onde os esforços são tangenciais, por produzir grandes arqueamentos
ou rebaixamentos da crosta, localmente conjugados com sistemas de falhas,
devido a esforços tensionais.·
2.5.
Faixas Móveis e Crátons
Entende-se como
faixa móvel uma longa e estreita região crustal que sofreu, ou está ainda experimentando
intensa atividade tectônica, com a formação de rochas e deformação em larga
escala.
Cinturões
orogênicos foram faixas móveis durante seus estágios formativos, e a maioria
deles produziu sistemas montanhosos já destruídos pela erosão. Deve-se atentar
que somente as faixas móveis do Cenozóico recente apresentam Íntima correlação
dos processos deformacionais com o relevo.
Com o exposto,
verifica-se que, no Brasil, o último episódio geodinâmico gerador de grandes
deformações da crosta, através de dobramentos e de falhamentos conjuntamente e,
em consequência, cordilheiras continentais, ocorreu no final do pré-cambriano e
início do Paleozóico. O material geológico resultante, hoje exposto em suas raízes,
pode até formar relevos montanhosos, devido a fenômenos geodinâmicos
posteriores e sem nenhuma conotação com a orogênese, como, por exemplo, a
reativação de antigas linhas de falhas.
As faixas móveis
são, portanto, identifica das pelo material geológico produzido e não pela
configuração morfológica do tipo cordilheira, que, certamente, existiram nas
diferentes épocas em que o fenômeno, orogênese, estava activo.
3.
Magmas e formação de rochas ígneas
O que é um
magma?
Um fundido (geralmente silicatado) + cristais + gases
(H2O, CO2SO2, Cl, F, etc…), que é gerado no interior da Terra, provido de
mobilidade. Quando um magma atinge a superfície e começa a fluir perde os seus
componentes gasosos e transforma-se em lava.
Magmatismo
Domínio profundo – Plutonismo
À superfície -Vulcanismo
Magmas primários ou ortomagmas e magmas secundários
– os fluidos seus derivados, que estão na origem das diversas rochas
ígneas, designam-se por fracções magmáticas Grandes tipos de magmas
Ortomagmas – origem muito
profunda (manto superior, cristalização 700ºC a 1300 ºC, pobres em voláteis) –
Magmas basálticos – Magmas secundários – resultantes da fusão de
materiais na base da crosta, cristalização 400ºC a 1000 ºC, mais ricos em
voláteis) – Grande maioria dos magmasgraníticos.
3.1. A composição química dos magmas
A composição dos magmas é variável. Este facto é
evidenciado pela diversidade de rochas ígneas que ocorrem na superfície
terrestre ou nas zonas mais profundas, e pelos diferentes tipos de erupções
vulcânicas. Através do estudo químico pormenorizado dos diferentes tipos de
rochas ígneas, e das suas associações mútuas, os magmas são em quatro tipos
químicos principais
Ácidos ricos em SiO2, Na2O e K2O. As rochas geradas a partir
deste tipo de magmas podem ter mais de
77%,em peso, de SiO2. O granitoéum
exemplo de uma rocha ácida, e a maioria dos magmas ácidos são designados por “graníticos”.
Intermédios:ricos em SiO2, Na2O e K2O, assim como CaO e Al2O3. As
rochas geradas por este tipo de magmas têm valores de SiO2, em peso,
compreendidos entre 55 e 65%.
Básicos:ricos em CaO, MgO e FeO. As rochas deste tipo têm valores
de SiO2, em peso, compreendidos entre 45
e 55%.O basalto éum exemplo de uma rocha básica, e muito magmas básicos
magmas são genericamente como "basálticos".
Ultrabásicos: São magmas pobres em SiO2, mas com grande quantidade de
FeO e MgO. As rochas ultrabásicas podem apresentar valores de SiO2muito baixos,
inferiores a 38% em peso. Apresentam-se na tabela a seguir as
composições químicas medias de algumas rochas ígneas pertencentes aos quatro
tipos referidos.
Viscosidade – Fricção interna de um fluido que o torna resistente ao fluxo. Viscosidades
elevadas implicam uma maior quantidade de fricção para que se verifique fluxo
Fluido Newtoniano: baixa viscosidade, não oferece resistência ao fluxo
(ex. água)
A viscosidade dos magmas depende de:
Composição
1.
Quanto
maior o conteúdo em SiO2maior a viscosidade
2.
Quanto
menos voláteis maior a viscosidade
3.
Quanto
menos elementos alcalinos maior a viscosidade
Temperatura
- Quanto menor a
temperatura maior a viscosidade a viscosidade e que factores a controlam?
(uma
propriedade muito importante!)
Magmas basálticos (localização)
Toleíticos–basaltos das
cristais médio – oceânicas Alcalinos – basaltos situados no interior das placas
(zonas profundas do manto) Andesíticos – localizam-se cinturas orogénicas
3.1.1.
Formação de magmas
A maioria dos magmas é gerada por fusão parcial na
astenosfera, mas este processo também pode ocorrer nos níveis mais superiores
do manto ou na base da crosta(zonas inferiores da litosfera). Para compreender
este processo, e a profundidade a que ele se verifica, devem ter-se em
consideração três aspectos:(i) que a temperatura varia com a profundidade
(necessária para fundir as rochas) -gradiente
geotérmico(ii) que rochas têm pontos de fusão diferentes(iii) que as
temperaturas de fusão das rochas dependem da pressão e do seu conteúdo em água
- curvas de fusão o gradiente
geotérmico. A temperatura no interior da Terra aumenta de modo
relativamente regular à medida que aumenta a pressão. Denomina-se como gradiente geotérmico a variação da
temperatura com a pressão num determinado intervalo de tempo geológico. Se uma
rocha sofrer afundamento profundo começará por sofrer metamorfismo e com o aumento da temperatura poderá mesmo entrar em
fusão(pelo menos alguns dos seus
constituintes).Como diferentes minerais têm diferentes pontos de fusão, e
porque as rochas são associações de minerais, a fusão ocorre num determinado
domínio de temperaturas. Por esta razão este processo é designado por fusão parcial, uma vez que para uma
dada temperatura só parte da rocha funde.
3.1.2.
Deslocamento de magmas
Como
os magmas têm mobilidade e se encontram a elevada temperatura, o que lhes
confere menor densidade que rochas sobrejacentes, têm tendência para subir para
os níveis mais elevados da crosta ou mesmo até à superfície. A ascensão do
magma dá-se ao longo de falhas, fracturas ou outras descontinuidades, como os
planos de estratificação, ou através de um processo conhecido como
“magmaticstoping”(desmonte magmático), através do qual o magma interage com as
rochas com as quais contacta, envolvendo-as e, eventualmente, fundindo-as, no
que se designa como assimilação magmática. A assimilação conduz à modificação
da composição química do fundido e conduza à formação de condutas que facilitam
o movimento ascensional do magma. A densidade e a viscosidade controlam o tipo
de deslocação magmática.
Conclusão
Depois de uma
longa leitura a cerca do tema proposto chegamos finalmente a uma conclusão que as
magmáticas são geradas no interior da Terra, no manto ou crosta terrestre e
podem, de maneira geral, ser classificadas sob dois critérios: texturais e
mineralógicos.
Podemos a salientar
que a movimentação de matéria do interior para o exterior do planeta e
vice-versa é contínua e constitui o ciclo das rochas, onde massas rochosas
impulsionadas para a superfície acentuam o relevo e impedem o aplainamento
generalizado produzido pelas força exógenas.
Há variedade dipos
de magmas, diferenciados tanto em origem (mantélicos, crustais, derivados) como
em composição (ácidos, básicos, ultrabásicos, intermediários) e, por
conseguinte, originando diferentes tipos de rochas ígneas, tais como granitos,
gabros, peridotitos, sienitos, granodioritos, dioritos e outros, que são tipos
intrusivos, ou, então, riolitos, basaltos, fonolitos, traquitos, andesitos e
outros, que são tipos extrusivos.
As faixas móveis
são, portanto, identifica das pelo material geológico produzido e não pela
configuração morfológica do tipo cordilheira, que, certamente, existiram nas
diferentes épocas em que o fenômeno, orogênese, estava activo
A composição dos magmas é variável. Este facto é
evidenciado pela diversidade de rochas ígneas que ocorrem na superfície
terrestre ou nas zonas mais profundas, e pelos diferentes tipos de erupções
vulcânicas. Através do estudo químico pormenorizado dos diferentes tipos de
rochas ígneas, e das suas associações mútuas, os magmas são em quatro tipos
químicos principais
A maioria dos magmas é gerada por fusão parcial na
astenosfera, mas este processo também pode ocorrer nos níveis mais superiores
do manto ou na base da crosta(zonas inferiores da litosfera).
Bibliografia
http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/magmaticos/magmaticas.html
https://www.pdftoword.com/
http://www.biolohugo.xpg.com.br/6p/geo_paleo/geo_paleo_27-8-09.pdf
http://geomuseu.ist.utl.pt/RG2010/Revis%F5es/Revis%F5es%20petrologia/Magmas.pdf
http://pt.wikipedia.org/wiki/Rocha_%C3%ADgnea
http://pt.wikipedia.org/wiki/Geodin%C3%A2mica
http://www.infopedia.pt/$jazida-de-rochas-magmaticas;jsessionid=SDk3X-a3WgJwHcXcgKJFhA__