Apostila Petrologia ígnea

Prévia do material em texto

1
 
 
CURSO DE PETROLOGIA ÍGNEA 
 
 
 
PARA ALUNOS DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA 
 
 
UMA COLETÂNEA DE TRADUÇÕES E TEXTOS DE 
AUTORES BRASILEIROS E ESTRANGEIROS: 
 
 
BASEADO PRINCIPALMENTE EM: 
 
PETROLOGIA ÍGNEA 
VOLUME 1 
ALCIDES NÓBREGA SIAL 
IAN Mc REATH (1984) 
 
IGNEOUS PETROGENESIS 
MARJORIE WILSON (1988) 
 
 
 
 
 
 
PREPARADO POR: MÁRCIA APARECIDA DE SANT’ANA BARROS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Aula 1 
 2
 
Introdução: 
 
Petrologia Ignea: 
 
É um ramo da geologia que estuda rochas originadas a partir do resfriamento 
de magmas. 
Petro= pedra 
Logia= estudo 
Rochas ígneas também são denominadas de rochas magmáticas. Podem ser 
plutônicas, hipoabissais ou vulcânicas. 
 
 
 
 Magma 
Os magmas são definidos como substâncias naturais de alta 
temperatura, constituídas por diferentes proporções de líquido, cristais e gases, 
cuja natureza depende das propriedades químicas e físicas do material que 
sofreu fusão. 
 As características dos magmas refletem na maioria das vezes um tipo 
específico de ambiente geológico envolvido em sua geração. 
 Chamamos de Magma Primário, o líquido inicial obtido 
imediatamente após a fusão da fonte e Magma Parental quando este 
representa um magma primário já modificado por processos de diferenciação 
magmática. 
 Se um magma é primário sua composição refletirá as condições de 
equilíbrio no instante em que o líquido foi removido da fonte. A profundidade 
da fonte, oscila entre 50 e 100 Km. Normalmente acredita-se que o magma 
vêm do manto superior. O estudo do manto superior têm demonstrado que este 
é heterogêneo em composição e consequentemente em condições de pressão e 
temperatura. Assim é de se esperar um amplo intervalo composicional para os 
magmas. Acredita-se também que raramente encontrar-se-á um magma 
primário, pois devido a grande profundidade de sua geração até atingir níveis 
crustais elevados, espera-se que o magma sofra modificações tais como 
fracionamento e assimilação. 
 Deve-se pensar também que muitas vezes o magma é gerado em 
profundidades mantélicas e ascende para níveis crustais onde irá residir por 
um longo período antes de ser extravasado ou cristalizado formando um corpo 
plutônico. Este período onde o magma encontra-se em câmeras magmáticas, é 
o período que chamamos de residência crustal. Quanto maior o tempo de 
 3
residência crustal, maiores modificações o magma terá sofrido e maior será a 
diferença entre o magma dito primário e o magma parental (modificado). 
 As discussões sobre a origem dos magmas, seus tipos composicionais e 
sua evolução, têm sido implusionadas pelos dados obtidos através da 
petrologia experimental que simulam em laboratório diferentes condições de 
pressão e temperatura para constatar os efeitos de cristalização sobre líquidos 
naturais ou sintéticos. 
 
 
 
 
Recordando: 
Explique a estrutura interna da terra. 
 
 É possivel a geração de magmas originalmente andesíticos? Seriam 
estes derivados de magmas basálticos? Qual a fonte para este volumoso 
vulcanismo (andesíticos)? Seria a fusão da placa litosférica oceânica ou a 
cunha do manto sobrejacente a esta placa? 
 
 Autores como Green & Ringwood (1968) utilizando composições 
naturais sob pressões da ordem de 10-30 Kb, concluíram que os magmas 
andesíticos podem evoluir a partir da cristalização fracionada de um liquído 
basáltico, originado a partir da placa litosférica na zona de subducção. Este 
mesmo trabalho demonstra que líquidos originalmente andesíticos podem ser 
gerados através da fusão de uma fonte básica sob alta pressão. Kushiro et al 
 4
(1968) sugere que pode ocorrer fusão de cunha mantélica ultrabásica na zona 
de subducção se houver a transferência de voláteis necessários, através da 
desidratação da litosfera oceânica, gerando magmas andesíticos. 
 
 
Composição Química dos Magmas: 
 
 A grande maioria dos magmas observados na natureza possuem uma 
composição silicática, sendo seus componentes principais o silício e o 
oxigênio. Não está comprovado a existência de magmas carbonatados, 
sulfetados e óxido-fosfatados. Nos dois últimos casos podemos chamá-los de 
magmas secundários, pois se derivaram de outros magmas inicialmente 
homogêneos. Nos magmas silicáticos estão presentes os elementos cafêmicos 
Ca,Fe e Mg e os alcalinos Na,K e Al e Ti. Esses componentes constituem o 
grosso da composição da rocha e consequentemente são chamados de 
elementos maiores. Além disso há os elementos menores P ou Mn e os traços 
Rb,Sr,Ba,Ni,Cu , Co etc... Estes ocorrem em proporções representadas como 
partes por milhão (ppm). Os elementos maiores ocorrem em proporções acima 
de 1%. 
 Pode-se agrupar os elementos de acordo com seu comportamento ao 
formarem minerais. Assim têm-se os formadores de retículos que constituem 
os grupos aniônicos. São representados por Si, porém incluem também o P e 
os modificadores de retículo Mg,Ca,Fe,Na e K que existem como cátions e a 
presença deles até certo ponto, determina os tipos de minerais que vão 
cristalizar a partir de um determinado magma. Por exemplo se existe muito 
Mg disponível o magma irá cristalizar em altas temperaturas Forsterita. Além 
desses dois grupos há os elementos de comportamento duplo como Ti+4 e Fe+3, 
que tanto podem participar da formação de retículos aniônicos quanto podem 
agir como agentes modificadores. É possível também separar um outro grupo 
de componentes: os chamados componentes voláteis, que possuem uma certa 
solubilidade em magmas sob elevadas pressões, mas que se tornam insolúveis 
sob baixas pressões. Devido a sua natureza física, são gases ou líquidos 
facilmente volatizados sob condições superficiais. Os componentes voláteis 
mais importantes dos magmas são H2O e CO2. 
 
 
Propriedades dos Magmas 
 
Existem duas propriedades que controlam os magmas, a sua viscosidade e 
fluidez. Estas propriedades dependem de uma série de fatores tais como teor 
 5
de SiO2, grau de polimerização, temperatura, conteúdo de voláteis e tipos de 
cátions. Vamos começar compreendendo o que é polimirização. 
 
Polimerização: Polimirizar é efetuar ligações de um tetraedro com 
outro dando origem aos diferentes sistemas cristalinos dos minerais. No grupo 
dos silicatos os de menor polimerização são os nesossilicatos (grupo da 
Olivina e Granada). A polimerização nos magmas aumenta diretamente com o 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
aumento do teor de sílica. Aumenta também com a presença de cátions 
do tipo Sr-Li-Na-K e diminue com o aumento de cátions do tipo Fe, Mg e Ca. 
 
1-Viscosidade: é a propriedade que um líquido têm em resistir ao fluxo. 
Depende da temperatura, composição,pressão, tipo de estrutura Si-O e 
conteúdo de voláteis. 
 
2- Fluidez: é a propriedade do magma de escoar. A fluidez de um magma 
aumenta quando sua viscosidade diminue. Assim magmas básicos são mais 
fluídos do que magmas ácidos. 
 6
 
Fatores que influenciam na viscosidade e fluidez 
 
2.1 –Temperatura: 
 
 A viscosidade aumenta quando a temperatura diminue. Portanto 
magmas básicos são menos viscosos que magmas ácidos, pois a temperatura 
dos magmas básicos é em torno de 1100oC e a dos magmas ácidos é em torno 
de 850oC 
 
2.2 –Composição 
 
 A viscosidade aumenta quando aumenta o teor de sílica. Portanto 
magmas ácidos são mais viscosos que magmas básicos.A viscosidade diminue 
com a presença de cátions do tipo Ca++,Mg++, Fe++ e aumenta com a 
presença de cátions Li,Na e K. 
 
2.3 –Pressão: 
 
 Se aumentar a pressão e manter a temperatura constante, a viscosidade 
aumentará. No entanto se se elevar a temperatura e pressão simultâneamente, 
a viscosidade diminuirá, porque o fator temperatura é mais importante para 
determinação desta propriedade.2.4 –Ligação Si-O 
 
 A viscosidade de um magma aumenta com a complexidade das 
estruturas silicáticas, ou seja, quanto maior a polimerização dos tetraedros de 
SiO4, maior a viscosidade. 
 
2.5 –Conteúdo dosVoláteis. 
 
 Voláteis dissolvidos no magma diminuem a viscosidade. No entanto 
como fase gasosa eles tendem a escapar, tornando os magmas enriquecidos 
nestes mais viscosos. 
 
Conseqências da Viscosidade e Fluidez: 
 
Lavas básicas são mais fluídas e por isso constituem grandes derrames. 
 7
Lavas ácidas são mais viscosas e ricas em voláteis e por isso dão origem a 
derrames explosivos, geralmente formando ignimbritos e na maioria dos casos 
derrames de pequenas dimensões. 
 
Composição dos Magmas: 
 
 Dependendo do ambiente tectônico os magmas variam quimicamente 
em séries Toleíticas, Calcio-alcalinas e alcalinas. As séries toleíticas são 
conhecidas também como séries a baixo potássio e estão presentes 
principalmente nas cordilheiras meso-oceânicas. As séries calcio-alcalinas 
dividem-se em calcio-alcalinas a alto potássio e a baixo potássio e ocorrem 
principalmente nas zonas de subducção. As alcalinas podem ser sódicas ou 
potássicas e ocorrem principalmente em ambientes intra-placa. Os kimberlitos, 
lamproitos e lamprófiros fazem parte das rochas alcalinas ultrapotássicas. 
Existem também um novo grupo de rochas sub-alcalinas denominadas de 
séries shoshoníticas. São rochas calcio-alcalinas com altos conteúdos de K2O, 
que ocorrem principalmente nos ambientes pós-colisionais. 
 
Referências bibliográficas do Capítulo 
 
Green & Ringwood (1968) - Genesis of the cal-alkaline igneous rock suite. 
Contrib.Mineral. Petrology 18: 163-174 
 
Kushiro,I (1978) – Density and viscosity of some synthetic silicate melts at 
high pressures. Carnegie. Inst. Washinton Yearbk. 77 : 672-677 
Sial e Mc Reath-1984 – Petrologia Ígnea – volume I – Os fundamentos e as 
ferramentas do estudo. Bureau Gráfica e editora Ltda. Rua direita da Piedade, 
24 – Centro – 40.000 – Salvador - Bahia 
 
Exercícios para Sala de aula; 
 
1 – Formule Um Conceito Para Magma Utilizando Vários Conceitos 
Disponíveis Nas Referências Bibliográficas. 
2 – Discuta As Propriedades Dos Magmas E Suas Consequências. 
3- Como Podem Ser As Séries Magmáticas De Acordo Com O Ambiente 
Tectônico? 
4- Qual a influência da polimerização dos tetraedros de sílica na fluidez de um 
magma? 
5- Qual a profundidade onde começa o manto inferior? E o núcleo/ 
6- Em qual profundidade do manto superior podem iniciar as fusões? 
 8
7- Faça um desenho esquemático do interior da terra 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Aula 2 
 
Evolução Magmática ou Diferenciação Magmática 
 
 O magma ao longo do período que vai desde a sua geração através da 
fusão até sua ascenção sobre a superfície, sofre uma série de modificações, 
que chamamos de processos secundários ou de diferenciação magmática . Este 
processo transformam gradualmente magmas inicialmente básicos em 
magmas ácidos passando por composições intermediárias. 
 
- Qual o significado de Diferenciação Magmática? 
 São todos os processos pelo qual um magma inicialmente homogêneo, numa 
ampla escala, dá origem a rochas ígneas de composição diferente. 
 São vários os mecanismos responsáveis porém o de maior importância é o da 
cristalização fracionada. 
 
Fracionamento líquido-cristal: 
 
Inicialmente devemos observar que a cristalização de uma ou mais fases 
minerais representa quimicamente a incorporação de diferentes elementos 
químicos em proporções variadas, o que determina uma modificação no 
líquido original. Evidentemente que a composição química das fases são 
relativamente simples quando comparadas com o líquido original. A 
modificação entre o líquido primário e o líquido residual dependerá da 
quantidade das fases minerais cristalizadas e retiradas do sistema. Imagine um 
líquido de composição inicial básica. Processos de cristalização precoce 
 9
formam inicialmente em temperaturas mais elevadas, olivina e posteriormente 
plagioclásios cálcios e piroxênios. Se estes minerais assentam por gravidade 
no fundo da câmera magmática, sobrará um liquído residual (o que sobrou 
após a retirada dos minerais ) e este estará mais enriquecido em sílica, e 
empobrecido em Ca, Fe e Mg que entraram na composição dos minerais. 
Assim o líquido inicialmente basáltico transformou-se por cristalização 
fracionada em líquido andesítico ou riolítico. A questão do afundamento ou 
não dos minerais depende da pressão reinante sobre a câmara magmática. 
Sabe-se que cristais que afundam com o líquido sob baixa pressão podem 
flotar se as condições de pressão fossem mais elevadas. 
 
 
Filtragem sob pressão: 
 
 Este mecanismo sugere a separação de um líquido originalmente disperso em 
uma pasta de cristais. Este processo normalmente acompanha o mecanismo da 
fusão parcial do manto ou crosta inferior, onde os cristais são separados por 
uma película de líquido, à qual diminuie a “coesão” destas porções. A 
sobrecarga litosférica transfere este líquido para as zonas de mais baixa 
pressão. Figura 1 
 
 
 
 
 
 
 
 10
 
 
 Segregação por Fluxo 
 
 
Pressupõe a existência de cristais suspensos em um líquido submetido a um 
fluxo ao longo de condutos. O fluxo tende a concentrar os cristais nas zonas 
de mais baixa velocidade. Normalmente nas bordas dos condutos o fluxo tem 
um maior grau de velocidade que no interior do conduto. Assim as bordas 
serão de granulometria mais fina que o interior do conduto. Este conceito 
contraria a hipótese de que as margens afanaticas ou faneríticas finas destes 
corpos seriam decorrentes da rápida cristalização do líquido em contato com 
as encaixantes. 
 
Transferência Gasosa: 
 
 11
Conforme anteriormente discutido os magmas não possuem uma distribuição 
uniforme de temperaturas e pressões. Este fato determina que o potencial 
químico de cada elemento seja diferente nas zonas onde estabelecem-se estes 
gradientes. Alguns elementos, como os elementos de baixo peso atômico e 
grande raio iônico (Ex. Rb, Sr,Ba), buscam um mesmo potencial migrando em 
direção ao topo da coluna magmática. No entanto as razões de difusão destes 
elementos são mais lentas que a difusão de calor e, consequentemente a 
cristalização do magma completa-se antes que esta migração possa causar 
efeitos significativos. Todavia se o magma torna-se supersaturado, em 
algumas porções da câmara desencadeia-se um fluxo ascendente destes 
componentes para as porções superiores da coluna magmática. Qualquer 
elemento do sistema que possua uma maior solubilidade na fase gasosa do que 
na fase líquida concentrar-se a também no topo da coluna magmática.Em 
resumo cabe salientar que a presença de componentes voláteis pode conduzir a 
produção de heterogeneidades composicionais dentro do magma, enquanto 
eles permanecem dissolvidos neste; porém seu efeito é maior quando eles se 
despreendem do magma carregando sua carga de cátions e ânions na forma de 
complexos estáveis. Se a fase volátil contiver cloro, elementos tais como Pb, 
Zn e Cu se repartem a seu favor. Se a fase volátil for composta de H20, C02 e 
F , os lantanídeos ou terras raras de maior número atômico (pesados) 
formaram íons complexos. Assim se o magma perde sua carga volátil, irá 
embora com ela os elementos terras raras pesados, e com isso o magma 
residual será pobre nesses elementos. 
 
 
Imiscibilidade de Líquidos: 
 
 Este processo explica o aparecimento de dois líquidos distintos, não 
miscíveis, originados a partir de um único líquido original. Trabalhos 
experimentais realizados em líquidos silicatados, demonstram as dificuldades 
deste processo atuar em grande escala. Fundamentalmente são conhecidos 
apenas três tipos de sistemas magmáticos ondeo fenômeno ocorre: sistema 
silicatado básico gerando um líquido sulfetado, mesmo diante de baixas 
concentrações de enxofre; sistema alcalino rico em CO2, gerando uma fração 
rica em álcalis e outra constituída por CO3 gerando os carbonatitos em 
magmas toleíticos ricos em Ferro, os quais evoluem para uma porção félsica e 
outra máfica. 
 
Mistura De Magmas: 
 
 12
 Atualmente diversas situações geológicas envolvendo rochas ígneas são 
explicadas por mecanismos de mistura de magmas. Este conceito pressupõe a 
existência de dois líquidos , que ao se misturarem fornecem composições 
híbridas condizentes com a proporção de cada um destes. Algumas 
composições andesíticas são explicadas pela mistura entre Riolito e Basaltos 
em proporções iguais. Em diferentes proporções ocorreriam também através 
da mistura destas duas composições magmas dacíticos. Como essas misturas 
ocorreriam? 
É de se esperar que uma câmara magmática seja episodicamente preenchida. 
Desta forma um novo pulso de magma encontraria na câmara magmática um 
magma já evoluído. Um bom exemplo deste tipo de situação ocorre nas 
dorsais mesooceânicas onde a câmara magmática é preenchida constantemente 
por novos pulsos magmáticos. 
 Um aspecto importante a ser destacado é a barreira termal e 
composicional entre os dois líquidos. Quanto maior essa diferença, mais difícil 
é ocorrer a mistura. Assim considera-se que este processo seja capaz de 
produzir poucas quantidades de material. Uma câmara magmática contendo 
um magma ácido, invadida repentinamente por um líquido básico produz 
mistura parcial antes do resfriamento total do magma.. Estas misturas parciais 
são conhecidas como magma “mingling” e produzem feições do tipo 
“quench”. Este mecanismo segundo alguns autores explicaria a presença 
comum de enclaves microdioríticos em granitóides 
. 
 
Figura 2 – Enclaves microdioríticos 
 
Fusão e Fracionamento: 
 13
 
 A fusão envolve, na sua origem, a modificação composicional da fonte 
levando a formação de um resíduo sólido e de um líquido. A extensão deste 
processo definirá o grau de modificação da fonte. Devemos considerar que a 
fusão inicial de uma determinada fonte, envolve a retirada de uma 
determinada percentagem de fases não refratárias ao calor disponível no 
sistema. Se uma nova fusão ocorrer certamente uma maior disponibilidade de 
calor será necessária, se mantidas as condições do meio. 
 
Assimilação: 
 
Diversos autores admitiram durante muitos anos a possibilidade das variações 
composicionais das rochas ígneas serem o resultado de processos de 
assimilação. Bowen (1928) no entanto, estudando experimentalmente esta 
possibilidade demonstrou inúmeras limitações da atuação deste processo. Este 
autor demonstrou a substancial diferença de calor requerida para um magma 
fundir ou mesmo reagir com as encaixantes, onde somente líquidos 
superaquecidos poderiam causar extensiva assimilação, sabendo-se que em 
condições naturais a existência deles é relativamente rara. Entretanto a 
presença de xenólitos e xenocristais, com contrastes texturais e 
composicionais com os líquidos hospedeiros, sugerem a existência de 
diferentes graus de assimilação. Se é encontrado um xenoclasto de quartzo 
arenito em basaltos constituído por fenocristais de plagioclásio imersos numa 
matriz vítrea, este xenocristal provavelmente representa fragmentos da 
encaixante. Se a composição ao redor permanece a mesma bem como a do 
xenocristal, pode-se considerar um processo de assimilação pequeno. Se 
houver um grau de assimilação mais avançado os xenoclastos de rochas 
pelíticas transformam sua mineralogia para minerais típicos de metamorfismo 
de contato. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 14
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
AULA 3 
 
Petrologia Experimental 
 
2.0 SISTEMA BINÁRIO 
 
2.1 Generalidades 
 
 A cristalização magmática é um processo bastante complexo, variando de acordo 
com a natureza do magma e das condições ambientais. Basta relembrar aqui, por exemplo, 
as diferenças no comportamento do magma basáltico e granítico durante a sua cristalização. 
 
Magma Água dissolvida Intervalo de temperatura entre o início ao fim 
de cristalização 
Basáltico 
 
Traços 
 
Amplo 
Granítico Alguns % Reduzido 
 
 15
Percebe-se, pois de imediato a importância de se entender o processo da cristalização 
magmática já que o fenômeno permite explicar a distribuição e as feições geológicas que 
caracterizam a ocorrência dos diversos tipos litológicos. Também a diferenciação 
magmática, isto é, a formação de vários tipos de rochas a partir de um só magma, pode ser 
entendida através do tipo de consolidação ígnea, assim com o desenvolvimento de certas 
estruturas e texturas típicas. 
A cristalização magmática é, como indica o próprio nome, a transformação do líquido 
magmático em cristais pelo resfriamento da câmara magmática, isto é, pelo abaixamento de 
temperatura. Durante a cristalização fica caracterizado um estado de equilíbrio entre o 
líquido magmático, que ainda irá cristalizar, e os cristais já formados. Em outras palavras, 
a cristalização magmática pode ser estudada por diagramas de equilíbrio que ainda são 
obtidos por via experimental em laboratório, utilizando-se como modelos misturas de 
silicatos representando magmas simplificados. 
 
2.2 Regra Das Fases 
 
Para um melhor entendimento dos diagramas de equilíbrio é necessário recapitular a regra 
das fases expressa pela relação: 
 
F= c – p + x 
 
F: grau de liberdade, isto é, número de parâmetros de estado que podem ser variados 
arbitrariamente, sem mudar o estado do sistema. 
C: número de componentes do sistema, correspondente ao número mínimo de substância 
química necessárias para a descrição de composição do sistema. 
 
P: número de fases do sistema, isto é, os diversos estados (sólido, líquido, gasoso), dos 
constituintes do sistema. As fases são, portanto partes homogêneas dos sistemas, sem que 
haja necessidade de sua continuidade física. Assim se tivermos 10 gotículas de óleo 
isoladas, emuladas num copo d’ água, teremos duas fases (óleo líquido e H2O líquido) e 
não onze (11) fases (água + gotículas de óleo). 
 
X: parâmetros do estado do sistema, isto é, as condições que definam uma determinada 
associação de fases do sistema. Pela variação dos parâmetros do estado é possível fazer 
surgir novas fases ou provocar o desenvolvimento de fases previamente existentes no 
sistema. 
 
Consideramos, por exemplo, o sistema H2O (Fig. 01). É possível obter-se várias fases 
(água, gelo, vapor) nestes sistemas pela variação de pressão e de temperatura, isto é, dos 
parâmetros do estado, neste caso 2, (P, T). O número de componentes é 1 (H2O) já que 
todas as fases tem esta composição. Não é necessário considerar-se dois componentes (H2 e 
O2) como no caso do sistema oxigênio-hidrogênio-água. 
Isto posto, vamos examinar o significado do grau de liberdade (F), ou seja, o número de 
parâmetros que podem ser variadas, dentro de certos limites, sem alterar o estado do 
sistema. Para o sistema H2O temos: 
 
C: 1 (H2O) 
 16
P: 3 (gelo, água, vapor) 
X: 2 (P, T) 
F: c – p .: x: 1 – 3 + 2 = 0 
 
 Isto indica que não podemos mudar nenhum parâmetro do estado para manter 
inalterado o estado do sistema, caracterizado pelo equilíbrio água-vapor-gelo. Em outras 
palavras o equilíbrio é puntual, no nosso caso o famoso ponto tríplice, caracterizado por 
uma, e uma só, associação de pressão e temperatura. Se conseguirmos, entretanto um 
estado do sistema caracterizado pela coexistência de somente duas fases (por exemplo, 
água e vapor) de tal modo que p=2, então f=1, isto é, existe um grau de liberdade. 
218 
50
1
0,006
0,001 100 200 374
Ponto 
CríticoÁGUA
GELO
VAPOR
Ponto
Triplo
A
B
Pr
e
ss
ão
 
(at
m
)
Temperatura (°C)
DIAGRAMA DE EQUILÍBRIO DO SISTEMA H O2
 
 
Figura 1 – Diagrama de fases do sistema H2O 
 
Este caso indica que os parâmetros do estado pode ser variado arbitrariamente já que para 
cada variação arbitrária de um dos parâmetros existe uma variação obrigatória do outro 
parâmetro de forma que seja mantido o estado do sistema. 
Em outras palavras o equilíbrio é linear, existe ao longo de uma linha, denominado neste 
caso de linha de equilíbrio vapor d’água. 
 
 17
Pergunta: O que significa equilíbrio linear? 
 
Assim na Fig.1 existe uma posição de equilíbrio entre a água e o vapor a 100 ° C e 1 atm 
(ponto A).Se a temperatura for variando arbitrariamente para 200 ° C (ponto B), a pressão 
deverá variar obrigatoriamente para 50 atm para que seja mantido o estado do sistema 
caracterizado pelo equilíbrio água-vapor. Entre os pontos A e B existe um infinito número 
de associações de P-T ostentando o mesmo estado de sistemas considerando que no seu 
total, constituem a curva de equilíbrio. 
 A diferença entre o sistema H2O e os sistemas silicáticos, futuramente analisados, 
consiste em considerar-se apenas um parâmetro do estado, ou seja, a temperatura já que a 
cristalização magmática pode ser considerada dentro de certas limitações como sendo um 
processo isobárico. Desta maneira resulta para a regra das fases a expressão: 
 
F: c – p + 1 
( Na água considera-se variações de T e P e portanto F=c-p+2) 
 
Pergunta: Qual a diferença entre o sistema H2O e os sistemas silicáticos? 
 
2.3 Sistemas Binários com Ponto Eutético Simples 
 
 Este tipo de diagrama, exemplificado pelo sistema Diopsídio (Ca Mg Si2O6) – 
Anortita (Ca Al Si2O8) respectivamente um piroxênio e um feldspato cálcico é um dos 
mais simples, correspondendo a um magma básico ultra-simplificado. Como entre ambos 
os componentes não ocorre reação com a conseqüente formação das novas fases, o sistema 
pode ser assim caracterizado: 
 
 
C: 2(Ca Mg Si2O6) (, Ca Al2 Si2 O8) 
X: 1 (T) 
P: 3 (diopsídio, anortita, fundido silicático) 
 
 Para determinar-se o número máximo de fases que podem coexistir neste sistema 
aplica-se a regra das fases tornando-se f = 0, x = 1 e c = 2, o que resulta em p = 3, ou seja, 
todas as 3 fases do sistema podem coexistir num ponto, neste caso denominado de ponto 
eutético E (figura 3). 
 O diagrama focalizado pode ser subdividido no sentido vertical em 3 regiões 
distintas: 
 
 
 18
1600
1500
1400
1355
1300
1200
0
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0
1270
58
CaMgSi2O6 CaAl2Si2 O8
DIOPSIDIO ANORTITA
Cmposição do fundido (% em peso)
1550
1510
Te
m
pe
ra
tu
ra
 
(°C
) 
LÍQUIDUS
SÓLIDUS
Cu
rv
a 
do
 
iníc
io d
a c
rista
lizaç
ão
S + L
S + L
(Fundido + 
Anortita)
(Fundido + 
Diopsidio)
B 
C 
A
DIAGRAMA DE EQUÍLIBRIO OM EUTÉTICO SIMPLES
 
 
 
Figura 2 – Diagrama binário com eutético simples 
 
1 – A região abaixo da temperatura do eutético (1270 ° C) todo o magma se acha 
cristalizado (solidus). 
2 – A região acima das curvas do início da cristalização, na qual só ocorre material fundido 
(liquidus). 
3 – A região situada entre as curvas do início da cristalização e o ponto eutético 
caracterizado pela coexistência do líquido magmático e cristais já formados (solidus-
liquidus). Esta região representa o intervalo de temperatura durante o qual se desenvolve a 
cristalização. 
 
A região solidus-liquidus comporta duas divisões no sentido horizontal: 
 
1 – O setor que se estende da composição 100 % diopsídio – 0 % anortita (limite esquerdo 
do diagrama) até o eutético (58 % diopisídio – 42 % anortita). Nesta área a cristalização 
iniciou-se com a formação de cristais de diopsídio. 
2 – O setor que se estende do eutético até a composição 100 % anortita – 0 % diopsídio 
(limite direito do diagrama), caracterizado pela cristalização inicial da anortita. 
 No encontro dos dois setores, isto é, no ponto eutético, é óbvio que se cristalizem 
conjuntamente cristais de anortita e diopsídio. Consideremos agora a cristalização dos 3 
fundidos A, B e C. 
 19
1 – O fundido A, contendo 80% de anortita e 20% de diopsídio está situado à direita do 
ponto eutético. A cristalização inicia-se com o abaixamento da temperatura a 1510° C com 
a formação de cristais de anortita. Pela retirada de anortita o fundido sofre um 
enriquecimento relativo em diopsídio, isto é, a composição do fundido se desloca para a 
esquerda (flechas) rumo ao ponto eutético. Com a contínua queda de temperatura cada vez 
mais anortita irá cristalizarem-se e o líquido residual ficará cada vez mais enriquecido em 
diopsídio. A 1270° C o líquido terá atingido a composição do eutético e neste instante irão 
cristalizar conjuntamente diopsídio e anortita na proporção 58:42. 
 Durante o intervalo de cristalização entre 1510 e 1270° C a anortita inicialmente 
formada irá desenvolver-se progressivamente originando grandes cristais (item 1.4.5.7.). Já 
no eutético a cristalização ocorre a uma temperatura fixa e não a uma mistura de pequenos 
cristais de diopsídio e anortita denominada de matriz. Resulta, pois ao final da cristalização 
de todo o magma, uma rocha porfirítica contituída por fenocristais de anortita numa matriz 
final de diopsidio anortitica. 
 Todos os fundidos com composição situada a direita do ponto eutético cristalizam 
segundo o esquema do líquido A. 
2 – Consideramos agora o fundido B composto por 80 % de diopsídio e 20 % de anortita 
situado à esquerda do ponto eutético. A cristalização inicia-se a 1350° C com a formção de 
cristais de diopsídio. Isto leva a um enriquecimento do líquido coexistente em anortita cuja 
composição se desloca rumo ao eutético. Com o sucessivo abaixamento da temperatura 
acompanhado pela cristalização de mais diopsídio e conseqüente enriquecimento do líquido 
em anortita, é atingido a 1270° C o ponto eutético, quando então cristalização 
conjuntamente e anortita na proporção 50:42. Após a consolidação na proporção total do 
magma resultará uma rocha porfirítica constituindo por fenocristais de diopsídio numa 
matriz de diopsídio e anortita. 
 Todos os fundidos com composição situada do ponto eutético cristalizam segundo o 
esquema do líquido B. 
3 – O fundido C com composição eutética irá cristalizar diretamente a 1270° C com a 
formação de uma rocha de granulação fina composta por uma mistura de anortita e 
diopsídio na porporção de 42:58. 
 
Conclusões: 
 
 A análise do diagrama revela: 
1 – Que num sistema a temperatura do início da cristalização com a proporção dos 
componentes contidos no liquido original. 
2 – Que silicatos quando misturados em fundidos, deprimem mutuamente os seus pontos de 
cristalização, assim apesar da anortita pura e do diopsidio puro cristalizarem-se 
respectivamente a 1550° C e 1400° C, pela mistura de ambos,pode surgir um fundido que 
irá cristalizar apenas a 1270° C (mistura eutética). 
3 – Que o intervalo de temperatura durante o qual ocorre a cristalização depende da 
composição inicial do fundido, podendo variar desde 0° C (ponto eutético) a centenas de 
graus (fundidos ricos em anortita ou diopsídio). 
4 – Apesar de início da cristalização ocorrer a temperaturas variáveis de acordo com a 
composição do líquido inicial , o fim de cristalização ocorre a uma temperatura fixa, a do 
ponto eutético. 
 20
5 – A última fração cristalizada, a partir de qualquer fundido considerado, tem sempre a 
mesma composição, ou seja, diopsídio, e feldspato cálcico na proporção 52:40. 
 
2.4 – Variação de ponto eutético com a pressão 
 
 Nestes itens são discutidos basicamente a influencia de dois tipos de pressão, ou 
seja, a pressão exercida por vapor d’água e a pressão dita seca.O primeiro caso pode ser 
visualizado pelo exemplo da panela de pressão que age sobre o alimento que está 
cozinhando, sob uma pressão de vapor d’água. Já o segundo caso, pressão seca, pode ser 
exemplificado pela pressão sobre uma substância colocando simplesmente um peso. 
 
2.4.1 – A influência da pressão de vapor d’água 
 
 A influência de pressão de vapor d’água sobre um sistema Diopsídio-Anortita já 
implica: 
1 – No abaixamento de temperatura de cristalização; 
2 – Na mudança de composição de mistura eutética. (muda para 50:42 sendo antes na 
proporção 52:40) 
 
2.4.2 – A influência da pressão seca 
 
 Este é o caso mais realístico para o sistema Diopsídio-Anortita tendo em vista que o 
mesmo representa um magma básico ultra simplificado que são, como já ficou exposto 
anteriormente , pobres em água . As causas de tal comportamento são duas:. 
 
1 – A baixa solubilidade da água em magmas básicos; 
2 – O magma básico se origina na base da crosta ou nas camadas superiores do manto onde 
as condições de pressão, temperatura são muito elevadas. Nestas condições a água não 
permanece nestes locais, já que os mesmos tende a migrar as regiões de baixa pressão e 
temperatura. 
 
A influência da pressão seca manifesta-se sistema Diopsídio-Anortita sob duas formas: 
1 – Elevação do ponto de fusão das misturas do sistema conforme os dados da página 
seguinte (Fig. 10). 
 
 
 
 
 
 
 
Temperatura de Fusão 
Pressão Normal 
Temperatura de Fusão 
Pressão de 300 Kg/cm2 
Diopsídio 1360° C 1450° C 
Anortita 1530° C 1550° C 
Mistura Eutética 1270° C 1300° C 
 
 21
 
2 – Mudança na composição da mistura eutética conforme os dados abaixo: 
 
 Diopsídio Anortita 
Pressão Normal 58 % 42 % 
Pressão de 300 
Kg/cm2 50 % 50 % 
 
 
Consideramos agora um fundido com composição próximo à da mistura eutética (55 % Di 
– 45 % An) representado pelos pontos 1 e 1’ na Figura . De acordo com a pressão agindo 
sobre o fundido as seqüências de cristalização serão distintas. Assim a elevadas pressões 
cristalizará inicialmente diopsídio e, a 1300° C uma mistura final de diopsídio e anortita na 
proporção de 50:50. 
Já à pressão normal cristalizará inicialmente anortita e posteriormente a 1270° C uma 
mistura de diopsídio e anortita na proporção de 58:42 (item 2.3). Tal fato ocorre do fundido 
a elevadas e baixas pressões situar-se respectivamente à esquerda e a direita do ponto 
eutético. Resultarão ao final da cristalização, pois duas rochas com composições idênticas 
(55 Di – 45 An), mas com texturas diferentes. As elevadas pressões forma-se-á uma rocha 
porfirítica com fenocrsitais de diopsídio numa matriz de diopsídio e anortita enquanto a 
baixas pressões a rocha exibirá fenocristais de anortita numa amtriz de diopsídio e anortita. 
 Outro aspecto interessante elucidado pelo sistema em discussão é a cristalização de 
um fundido em condições de rápido alívio de pressão. 
Estas condições ocorrem em vulcões através dos quais o material é lançado repentinamente 
do interior da crosta terrestre (elevada pressão) para a superfície da mesma (baixa pressão). 
Consideremos o fundido cristalizado (Ponto 2) isto é, a coexistência de uma fase cristalina 
(diopsídio) e a uma fase líquida. Se este material sofrer um rápido alívio de pressão sob 
temperatura constante e a sua posição passará a ser 2’, situada no campo liquidus. Com isto 
os cristais de diopsídio já cristalizados serão re-dissolvidos no fundido a partir do qual 
agora irá cristalizar a anortita (Ponto 3) e mais tarde a 1270° C no ponto eutético, uma 
mistura de diopsídio e anortita na proporção de 58:42. 
 Se, porém durante o alívio de pressão também ocorrer um abaixamento da 
temperatura, os cristais pré-existentes não serão totalmente re-dissolvidos no líquido, já que 
se trata de um processo lento, e sim apenas parcialmente. Resultará então, após a 
cristalização total do fundido, uma rocha exibindo cristais corroídos (Fig. 11). 
 
2.5 Sistema Binário com Eutético Duplo 
 
 Consideremos o sistema constituído pelos dois componentes SiO2 (sílica) e 
NaAlSiO4 (Nefelina). As fases deste sistema, já que existe reação entre os seus 
componentes, são os que seguem (Fig. 12): 
 
1 – Fundido 
2 – SiO2 (sílica) 
3 – NaAlSiO4 (nefelina) 
4 – NaAlSiO4 + 2 SiO2 = NaAlSi3O8 (albita) 
 22
 
Aplicando-se a lei das fases determina-se o número máximo de fases que poderão coexistir: 
 
F = c – p + 1:. 0 = 2 – p + 1:. P = 3 
 
 
 Isto indica que no máximo 3 das 4 fases do sistema considerado poderão coexistir 
uma determinada condição de pressão e temperatura. Tal fato pode ser comprovado por um 
raciocínio simplista. 
Se todas as fases coexistirem fatalmente nefelina e quartzo irão reagir para a formação da 
albita, com o conseqüente desaparecimento de uma das duas fases envolvidas na reação de 
acordo com as proporções dos componentes no fundido inicial. Assim teremos: 
 
 
°C
1500
1400
1300
1200
1100
1168
1000
900
20 30 40 50 60 70 80
NaAlSiO4
NaAlSi O83
Si O2
% em peso
SÍLICA
ALBITA
NEFELINA
1062
LÍQUIDUS
SÓLIDUS
A B C D E F G
1 2 
3 3
S + L S + L S + L S + L
E1 E2
3 4 5 63 3 
1- NEFELINA + LÍQUIDO
2- ALBITA + LÍQUIDO
3- SÍLICA + LÍQUIDO
SISTEMA BINÁRIO COM EUTÉTICO DUPLO
 
 
 
 
Figura 3 – Diagrama Nefelina-Sílica com eutético duplo. 
 
1 – No caso de excesso de NaAlSiO4 sobre SiO2 resultará o desaparecimento desta última 
por ocasião de formação de NaAlSi3O8, que juntamente com o excesso de Na AlSiO4 irão 
constituir o sub-sistema integrado pelas fases Nefelina-Albita fundido, do tipo eutético 
simples (item 2.3). 
2 – Ocorrendo excesso de SiO2 sobre NaAlSiO4, após a reação de formação de NaSiO8, o 
excesso de SiO2 e o NaAlSi3O8 irão constituir o sistema integrado pelas fases Albita-Sílica-
fundido, do tipo eutético simples. 
 23
3 – NaAlSiO4 e SiO2 ocorrem na proporção exata para serem totalmente consumidos 
durante a formação do NaAlSi3O6. Este caso representa a linha de separação entre os casos 
com excesso ou deficiências de SiO2 ou NaAlSiO4, ou seja, o limite comum aos dois sub-
sistemas da Figura 12. 
Para cada um dos casos sub-sistemas a cristalização será idêntica à descrita no item 2.3 
como segue: 
 
 
 
 
 
Composto Cristalizaçã
o Inicial 
Intervalo de 
Cristalizaçã
o 
Cristalizaçã
o Final 
A Nefelina Existe Nefelina+Albita (E1) 
B ________ Não existe Nefelina+Albita (E1) 
C Albita Existe Nefelina+Albita (E1) 
D ________ Não existe Albita 
E Albita Existe Albita+Sílica (E2) 
F ________ Não existe Albita+Sílica (E2) 
G Sílica Existe Albita+Sílica (E2) 
 
Os sistemas binários com ponto eutético duplo são de importância para a elucidação de 
certas paragêneses. No caso focalizado fica demonstrado que a partir de um mesmo 
sistema, dependendo apenas da proporção de seus diversos componentes, podem cristalizar 
rochas contendo: 
 
1 – Somente albita 
2 – Albita e nefelina 
3 – Albita e quartzo 
 
 Não poderá, entretanto cristalizar uma rocha contendo conjuntamente nefelina 
e quartzo dado a incompatibilidade entre ambos e pela relação de reação que os une. 
Existem na prática, vários outros pares de minerais que são incompatíveis casos das 
associações Leucita-quartzo e Olivina-quartzo, onde possuem incompatibilidades.Estas 
feições físico-químicas, servem como linhas mestras para a sistemática das rochas 
magmáticas como no caso dos silicatos, subdivididos em supersaturados, (Feldspato-
quartzo), saturados (Feldspatos) e insaturados (Feldspato+feldspatóides). 
 
2.6 – Sistemas Binários com Ponto Eutético de Fusão Incongruente 
 24
 
 Diagramas de equilíbrio desta natureza são, ao lado dos sistemas de soluções 
sólidas, de importância fundamental para a compreensão da diferenciação magmática, por 
envolveremo conceito de “princípio de reação”. 
 
2.6.1 – Conceito de Ponto de Fusão Congruente e Incongruente 
 
 O gelo a 0° C e sob 1 atm de pressão se funde dando origem a água, isto é, liquefaz-
se num só passo e a uma temperatura fixa, uma vez fixada a pressão. A Anortita, 
feldspato cálcico, funde-se a 1550° C sob 1 atm, dando origem a um líquido com a mesma 
composição do sólido. 
Sob a mesma pressão considerada, o diopsídio, um piroxênio, se liquefaz a 1391° C, dando 
origem a um líquido com a mesma composição química do sólido. Em todos os casos 
mencionados, durante a fusão a temperatura permanece constante até a consumação total do 
fenômeno. 
 Toda substância que se funde completamente a uma determinada temperatura, uma 
vez fixada a pressão, originando um líquido com a mesma composição química do sólido, 
exibe ponto de fusão congruente. 
 O mesmo não ocorre com uma série de substâncias, como no caso da enstatita, um 
piroxênio. Este silicato, ao ser aquecido até 1557° C não funde totalmente e sim origina 
duas fases distintas, uma sólida e outra líquida. A fase líquida é constituída de SiO2 e a fase 
sólida corresponde a um mineral determinado de forsterita (Mg2SiO2), uma olivina de Mg. 
Apenas após um aquecimento enérgico, a 1570° C todo mineral se liquefaz fundindo 
também a forsterita, segundo o esquema abaixo: 
 
 
enstatita (Mg2Si2O6) SiO2 (Líquido) 
1557° C + 
 
 Mg2SiO4(forsterita) 
 
 
 
Outro exemplo é representado pela fusão de microclina: 
 
Microclina ( KAlSi3O8) SiO2 (Líquido silicoso) 
1150° C + KAlSi2O6 (Líquido com composição da 
leucita) 
 
 
 A este tipo de liquefação que não ocorre num só passo a uma temperatura fixa e sim 
por uma etapa , num intervalo de temperatura, denomina-se de fusão incongruente. 
 Consideremos agora a cristalização de um líquido de composição Mg2Si2O6 a 1600° 
C, com a queda de temperatura a 1570° C a cristalização inicia-se com a formação de 
cristais de forsterita, coexistindo com o líquido de SiO2. 
Ao ser atingida a temperatura de 1657° C os cristais de olivina irão reagir com o líquido de 
sílica, para a formação de cristais de enstatita , sendo que após a reação não há sobra nem 
 25
de líquido, nem de cristal. O resultado é uma massa de enstatita com composição idêntica à 
do líquido inicial. Nota-se, pois que a formação de um mineral previamente formado (com 
composição diferente do mineral inicialmente formado e do mineral a ser obtido pela 
reação) segunda segue abaixo: 
 
Mg2Si2O6 
(enstatita) funde à e dá origem Mg2SiO4 
Líquido 1570° C Forsterita Reação Mg2Si2O6 
 1557° C Enstatita 
 SiO2 (Líquido) 
 
2.6.2 O Sistema Forsterita - Sílica 
 
 O Sistema focalizado é basicamente semelhante ao diagrama NaAlSiO4 elucidado 
anteriormente, já que também aqui ocorre um composto intermediário, a enstatita 
(Mg2Si2O6), originada pela reação entre a sílica (SiO2) e a forsterita (Mg2SiO4). A diferença 
fundamental entre os dois sistemas considerados reside, entretanto no fato da enstatita 
exibir ponto de fusão incongruente o que altera totalmente a disposição das curvas de 
equilíbrio do sistema, representado na Figura . 
 Consideramos a cristalização dos líquidos A, B, C, D, E, F.: 
°C
1900 
1800
1700
1600
1543
1500
0 10 20 30 40 50 60 % em peso35 38
1700
1600
1557
SiO Mg Si O62 22 Mg Si O42
SÍLICA ENSTATITA FORSTERITA
LÍQUIDUS
SÓLIDUS
(Sílica) (Olivina)
A B F E C D
E 
S + L S + L
y x
 
 
Figura 4 – Diagrama com mineral de ponto de Fusão incongruente. O mesmo se aplica para 
Leucita –sílica, onde o mineral intermediário é o K-feldspato. 
 
 
1 – No caso do líquido A, a cristalização é idêntica a dos casos anteriormente discutidos. 
Pelo resfriamento cristaliza inicialmente sílica a 1543° C no ponto eutético, sílica e 
enstatita na proporção 65:35. 
 26
2 – No caso do líquido B, a conciliação ocorre a temperatura fixa de 1543° C com 
formação de uma mistura de sílica e enstatita na proporção eutética. 
3 – A cristalização do C, com composição equivalente à da enstatita (composição X) será 
idêntica à descrita no item 2.6.1. A 1600° C ocorrerá a formação de olivina que continuará 
a cristalizar com futuras quedas de temperatura. Conseqüentemente o líquido coexistente 
irá enriquecer-se sucessivamente em sílica, rumando para a composição Y. A 1557° C o 
líquido terá a composição Y e reagirá com os cristais de olivina já cristalizados, originando 
enstatita. Tendo em vista a composição inicial do líquido, após a reação sobrarão nem 
líquido nem olivina e sim apenas uma massa homogênea de enstatita. 
4 – No caso do líquido D, mais rico em Mg4SiO4 que o líquido C, a marcha da 
cristalização é semelhante ao caso anterior. A 1700° C inicia-se formação de olivina que 
continuará, acompanhado pelo enriquecimento do líquido coexistente em SiO2, até a 
temperatura de 1557° C. Neste instante inicia-se a reação entre o líquido, com composição 
Y e os cristais de olivina. Como estes estão em excesso (o líquido original situa-se a direita 
da composição da enstatita) após a reação sobrarão cristais de olivina. O resultado final de 
cristalização será, pois uma rocha constituída por uma mistura de enstatita e olivina. 
5 – O líquido E, situado entre as posições X e Y, iniciará a sua crsitalização a pouco menos 
de 1600° C com a formação de cristais de olivina. A 1557° C sobrará a reação de olivina e 
o liquido coexistente. Como este está presente em excesso (o líquido original situa-se à 
esquerda da composição de enstatita) após a transformação de toda olivina em enstatita, 
ainda sobrará um resto do líquido. Com nova queda de temperatura irá cristalizar mais 
enstatita até que atingindo o eutético, o último líquido irá consolidar-se após a forma de 
enstatita e sílica na proporção eutética. O resultado final da cristalização será pois uma 
associação entre enstatita e sílica. 
6 – Um líquido F, situado entre a composição Y e da mistura eutética, iniciará a sua 
cristalização com a formação de enstatita e completará o mesmo ponto do eutético, com a 
formação conjunta de enstatita e sílica. 
 
Conclusões 
 
 O exame do sistema Mg2SiO4 – SiO2 revela que: 
 
1 – De acordo com a composição do líquido original poderão formar-se rochas constituídas 
pelas seguintes associações: 
 
A: Só enstatita – Líquidos com 40 % de Mg2SiO4; 
B: Enstatita – olivina - líquidos com mais de 40 % de Mg2SiO4; 
C: Enstatita – sílica – líquidos com menos de 40 % de Mg2SiO4; 
 
2 – De acordo com a composição do líquido, poderá cristalizar inicialmente a olivina 
(líquidos com mais de 38 % de Mg2SiO4), a enstatita (líquidos com 35 e 38 % de Mg2SiO4) 
ou a sílica (líquidos com menos de 35 % de Mg2SiO4). 
 
2.6.3 Diferenciação no Sistema Mg2SiO4 – SiO2 
 
 27
 Consideramos o líquido C que, como ficou demonstrado no item 2.6.2, ao 
cristallizar irá originar uma massa de enstatita pela reação (a 1557° C) entre a olivina já 
cristalizada e coexistente líquido rico em sílica (item 2.6.1). 
Como também ficou exposto, a cristalização do líquido C inicia-se com a formação de 
olivina, após a sua crsitalização seja retirada do sistema, isto é, isolada. Ao ser atingida a 
temperatura de 1557° C a rocha normal de cristalização consistirá na reação entre líquidos 
com composição Y e os cristais de olivina pré-existentes. Como, porém estes foram 
retirados dos sistemas não poderá ocorrer a reação. Não havendo reação, e como o líquido 
tem a composição Y a cristalização continuará normalmente como se fosse um líquido F 
com a formação de enstatita até que seja atingido o ponto eutético no qual a formação da 
enstatita até que seja atingido o ponto eutético no qual cristalização conjuntamente, 
enstatita e sílica. 
Resultam da cristalização de um mesmo magma (líquido silicático) duasrochas distintas, a 
saber: 
 
1 – Uma rocha constituída por olivina, retirada do sistema após a sua crsitalização; 
2 – Uma rocha composta por enstatita e sílica. 
 
 Em outras palavras, houve diferenciação magmática, isto é, a formação de duas 
rochas a partir de um mesmo magma. Neste caso a diferenciação é devida a um 
fracionamento magmático, ou seja, a subdivisão do magma original em várias frações ou 
partes distintas. 
 Na natureza, os processos que permitem o isolamento de partes ou de toda a olivina 
no sistema são bastante numerosos, destacando-se: 
 
1 – Segregação: O processo já foi discutido no item 1.2.7. A olivina pode ser o primeiro 
mineral a crsitalizar e por sua elevada densidade acumula-se no fundo da câmara 
magmática. Com isto só a parte superior do depósito de olivina irá reagir com o líquido 
originando uma camada protetora do piroxênio que se separa do líquido magmático do 
resto das olivinas (Fig. 14). 
2 – Bordas de Reação: É óbvio que a reação entre a olivina e o líquido inicia-se na 
subsuperfície do mineral. Assim se forma junto à interfácie olivina/líquido um amnto ou 
capa de enstatita, denomina-se de borda de reação. Esta capa protege o núcleo dos cristais 
de olivina contra a sua reação totalmente com o líquido, isto é, isola a parte da olivina do 
sistema (Fig. 15). 
3 –Filtragem e Compressão: Consideremos uma câmara magmática numa região 
orogênica, submetida a grandes pressões dirigidas. Tais esforços da compressão podem 
levar a migração de fração líquida do magma, permanecendo no local apenas o material já 
cristalizou, com isso há um isolamento de uma determinada fração, já cristalizou em 
relação ao líquido magmático outrora coexistente (Figura 16). 
4 – Resfriamanto Rápido: Durante a cristalização se a queda de temperatura for rápida, 
não existirá tempo suficiente para a reação entre as fases cristalinas instáveis e o líquido 
coexistente na câmara magmática. Desta maneira pode ficar preservado parte dos cristais 
que em condições de cristalização lenta teriam sido eliminadas por reação com o líquido 
magmático. 
 
 
 28
 
 
2.7 Sistema Binário com Componentes constituindo Solução-Sólida 
2.7.1 O Sistema Albita-Anortita 
 
 Consideremos o sistema CaAl2Si2O8 (Feldspato cálcico-anortita) – NaAlSi3O8 
(Feldspato sódico-albita), representado na Figura 6. Ambos os minerais cristalizam no 
mesmo sistema (triclínico) e exibem células elementares semelhantes. Nestas condições é 
possível a substituição em todas as proporções do agrupamento NaSi pelo agrupamento 
CaAL, de tal modo que ambos os minerais constituem uma solução sólida, denominada de 
plagioclásio. A série dos plagioclásios de acordo com seu teor em anortita e albita é 
dividida nos seguintes membros: 
Nome Anortita (%) Albita (%) 
Albita 0 – 10 100 – 90 
Oligoclásio 10 – 30 90 – 70 
Andesina 30 – 50 70 – 50 
Labradorita 50 – 70 50 – 30 
Bytonita 70 – 90 30 – 10 
Anortita 100 – 90 10 – 0 
 
 
 Consideremos no diagrama de Figura 06 da cristalização do composto X, contando 
60 % de CaAl2Si2O8: 
 
1 – O fundido permanece no estado líquido até que, pela perda de calor do sistema, seja 
atendida a temperatura de 1480° C quando então se inicia a cristalização. 
 
2 – Neste instante o líquido X dá origem a um cristal Y com 87 % de CaAl2Si2O8, isto é, 
um cristal mais rico em anortita que o líquido inicial. É lógico, portanto que o cristal Y 
coexiste com um líquido mais pobre em CaAl2Si2O8 que o líquido original. 
 
3 – Com os líquidos residuais, obtidos pela cristalização de Y é mais pobre em anortita que 
o líquido original, também a sua temperatura de cristalização é mais baixa, isto implica, 
portanto durante a marcha de cristalização que o líquido se desloque ao longo da linha 
Líquidus rumo a extremidade ocupada pela albita. 
 
4 – Com a queda de temperatura para, por exemplo, 1450° C, o líquido irá deslocar-se para 
o ponto R (50 % de anortita). Nestas condições o cristal inicialmente formado (Y a 1470° 
C) estará em desiquilíbrio com o líquido R. Ocorre uma reação entre o cristal pré-existente 
e o líquido no sentido da formação de um novo cristal para que ambos fiquem em 
equilíbrio, estável a 1450° C. Este novo cristal, S, contém 82 % de anortita e estará agora 
em equilíbrio com o líquido R a 1450° C. Em outras palavras um líquido (curva superior) 
estará em equilíbrio com um cristal (curva inferior) toda a vez que ambos se situarem numa 
mesma linha horizontal. Toda a vez que isto não ocorre há um desiquilíbrio (R e Y) com 
conseqüente reação entre o cristal pré-existente (Y) e o líquido (R) para a obtenção de uma 
nova fase sólida (S) em equilíbrio com o líquido (R). 
 29
 
 
°C
1800
1500
1470
1450
1400
1350
1310
1300
1200
1118
1000
0 20 40 60 80 100
CaAl2 Si O2 8NaAlSi O83
ALBITA ANORTITA
Composição (% rm pêso)
LIQ
UID
US
X
R
U
P
K
L + S
H
Z
N
T
L
Q
V
S
Y
SÓ
LID
US
 
82
%
 
An
87
%
 
An
1552
SISTEMA BINÁRIO COM SOLUÇÃO SÓLIDA
 
 
Figura 5 – Diagrama de solução sólida Albita-Anortita 
 
5 – Assim com a contínua queda de temperatura a composição do líquido se deslocará ao 
longo da curva superior (X-R-U-P-K) enquanto a dos plagioclásios correspondentemente 
cristalizados migrará ao longo da curva inferior (Y-S-V-Q-L) isto é, ambas as fases vão se 
enriquecendo sucessivamente em albita. Pela contínua reação entre o líquido e o cristal pré-
existente não sobram vestígios dos estágios anteriores de cristalização. Assim quando é 
obtido S, desaparece Y, por reação. Com a cristalização de V, é eliminado S, por reação. 
Com a formação de Q, V é consumido durante a reação, assim por diante. 
 
6 – A cristalização termina a 1310° C quando o último resto do líquido silicático com 20 % 
de anortita é consumido durante a reação com Q, para a obtenção do plagioclásio L, com 60 
% de anortita. O resultado final da cristalização é, pois a obtenção de um cristal com a 
mesma do líquido parental. 
 
 Além da cristalização em si o diagrama CaAl2Si2O8 – NaAlSi3O8 permite entender o 
motivo pelo qual as séries dos plagioclásios são utilizadas como termômetro geológico 
(item 1.1). Existe uma relação definida entre o ponto de fusão dos plagioclásios e o seu teor 
em albita, no sentido daquele (ponto de fusão) diminuir com o incremento desta (albita). 
Assim é de se esperar que na natureza as rochas formadas a temperaturas mais elevadas 
tenham plagioclásios mais ricos em anortita que as formadas a baixas temperaturas. Tal fato 
é confirmado quando se compara os plagioclásios de basaltos e granitos, segundo a tabela 
seguinte. 
 
 30
Rocha Temperatura de formação Tipo de Plagioclásio presente na rocha 
Basalto 900 – 1000° C Andesina – Labradorita 
Granito 700° C Oligoclásio 
 
 
2.7.2 Fracionamento no Sistema Albita – Anortita 
 
 O magmatismo do fracionamento nos sistema Albita – Anortita é semelhante ao 
analisado no sistema sílica-forsterita (item 2.6.3) já que se assenta na mesma característica, 
ou seja, no impedimento da reação entre o mineral pré-existente e o líquido X (com 60 % 
de anortita) no diagrama da Figura . Os primeiros cristais a se formarem terão a composição 
Y, mais rico em anortita que o líquido original. Dado este fato o líquido coexistente mostra-
se agora empobrecido em anortita assumindo com a queda de temperatura a composição R. 
Numa marcha de cristalização neste instante deverá ocorrer uma reação entre R e Y para a 
formação de S no intuito de restabelecer-se o equilíbrio do sistema. Se neste ínterim, o 
plagioclásio, Y for isolado do sistema, não ocorrerá a reação entre R e Y, isto é, R 
continuará a sua cristalização como se fosse um novo líquido inicial, com 50 % de anortita. 
Ao final da cristalização resultarão pois dois tipos de rochas, uma contendo plagioclásio 
comcomposição de Y (87 % Na) e o plagioclásio T (50 % Na) em vez de um só tipo 
litológico contendo o plagioclásio L (60 % An). 
 
 
2.7.3 Plagioclásios Zonados 
 
No item 2.6.3 se faz referências aos fatores que possibilitam o isolamento das 
frações inicialmente cristalizado do fundido existente. Foi destacado entre os mesmos a 
velocidade de resfriamento, não propriamente como fator de isolamento dos cristais, mas 
mais como fator de impedimento da reação entre os mesmos e o líquido coexistente. 
 Durante a cristalização dos plagioclásios a reação entre os cristais pré-existentes e o 
fundido se faz pela substituição dos agrupamentos CaAl pelos agrupamentos NaSi (item 
1.2.1). Se a queda da temperatura for rápida não existe, a cada temperatura condições de 
tempo para se obter a troca total, já que se trata de processos algo moroso. Assim serão 
obtidos os plagioclásios zonados, que no caso do composto X envolvido por camadas 
sucessivas com composições S, V, Q, L, T, etc. Como a composição global do plagioclásio 
deve ser a mesma do fundido inicial e, tendo-se em vista que os plagioclásios zonado 
contem um núcleo (Y) e algumas camadas (S, V, Q) mais ricas em anortita que o líquido 
original, conclui-se que as partes mais externas do plagioclásio zonado deverão se mais 
pobres em anortita que o fundido original (caso de capa T). Quanto mais rápido o 
resfriamento do fundido, tanto menor será a reação cristal-líquido e conseqüentemente as 
capas externas serão cada vez mais ricas em albita, podendo atingir as composições N, Z e 
H ou mesmo a albita pura. Nota-se pois que quanto mais rápido for o resfriamento, tanto 
menor será a temperatura final de cristalização, e por outro lado, quanto mais intenso for o 
zoneamento do plagioclásio , tanto mais rápido foi resfriamento do líquido original. 
 
2.8 Conclusões Finais 
 
 31
 O exame dos diversos diagramas binários aqui observados permite concluir: 
 
1 – A mistura de composições deprime o ponto de fusão dos minerais. 
2 – Fundidos silicáticos podem cristalizar a temperaturas fixas (misturas euteticas) ou em 
intervalos a temperaturas (2.3); 
3 – Em sistemas eutéticos, o fracionamento não altera o produto final da cristalização, 
sempre uma mistura eutética (2.3, 2.4); 
4 – Silicatos com pontos de fusões congruentes, incongruentes ou constituindo soluções 
sólidas exibem tipos de cristalização muito distintas (2.4, 2.6.2, 2.7.1); 
5 – Diagramas de equilíbrio permitem explicar a ocorrência ou a ausência de determinadas 
associações de minerais (2.3, 2.4, 2.6.3); 
6– O produto final da cristalização depende tanto da composição do fundido inicial como 
seu fracionamento (2.6.3, 2.7.2); 
8 – A temperatura final da cristalização depende da composição do líquido inicial bem 
como o seu fracionamento (2.6.3); 
9 – Quanto maior o fracionamento, menor a temperatura final de cristalização; 
10 – A pressão altera não só as temperaturas de cristalização mas também tipo e a 
proporção dos minerais cristalizados (2.4.1, 2.4.2); 
11 – Séries de solução sólida implicam numa contínua reação, durante todo intervalo de 
cristalização, entre cristais pré-existentes e o líquido residual coexistente (2.7.1); 
12 – Pontos de fusão incongruente levam ao desenvolvimento de uma reação (a 
temperatura fixa) durante a cristalização, envolvendo cristais pré-existentes e líquido 
coexistente (2.6.2). 
 
 Os sistemas até agora expostos permitem a compreensão da freqüência do 
fracionamento nos magmas básicos e a sua raridade em magmas ácidos. As rochas básicas 
são constituídas principalmente por piroxênios, minerais com ponto de fusão incongruente 
(item 2.6.2) e por plagioclásios, a série de solução sólida dos feldspatos sódicos e cálcicos 
(item 2.7.1).Como tal o magma básico está sujeito a múltiplos fracionamentos o que 
permite a formação de rochas de composição muito distintas. Já os granitos são constituídos 
principalmente por feldspatos potássico (ortoclásio , microclina) e o quartzo. Estes dois 
minerais formam um sistema eutético (item 2.3) no qual existe possibilidade de 
fracionamento. Por outro lado, como o magma granítico tem composição próxima ao 
eutético microclina quartzo, o seu intervalo de cristalização é muito reduzido, ao contrário 
do magma basáltico (Figura 6), com grandes implicações petrogenéticas (1.4.6.10). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 32
O sistema Leucita - Sílica 
 
 
 
 
 
 
 
Pesquise sobre o diagrama acima. 
 
 
 33
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 34
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1- A teoria da tectônica de Placas: 
 
Esta teoria acredita que a litosfera está fragmentada em uma dúzia de placas , que se movem por razões 
não tão bem compreendidas, ora se afastando, ora se colidindo. O livro Decifrando a Terra, capítulo 6 
página 98, trata muito bem deste assunto e seria de grande importância que os leitores estudassem tal 
 35
capítulo. Na petrologia, o que nos interessa é que tipo de associação rochosa (magmática) ocorre em cada 
tipo de ambiente. 
A figura abaixo mostra, primeiro placas oceânicas mergulhando embaixo de placas oceânicas dando 
origem aos arcos de ilha. Entre a dorsal meso-oceânica e os arcos de ilhas aparecem as ilhas oceânicas 
intra-placa, originadas pelos hot spots. As cordilheiras meso-oceânicas são zonas de acresção de material 
mantélico que formam cadeias de montanhas de composição principal basáltica. A direita um choque 
entre placa continental e placa oceânica, dá origem aos arcos magmáticos do tipo cordilheira andina. 
Dentro do continente tentativas de ruptura formam os ambientes intra-placa continental que em geral 
estão associados com estruturas do tipo rift. 
 
 
 
 
 
a)Ambientes de Margens Construtivas 
 
 
De acordo com a teoria da tectônica de placas, este ambiente é o local onde formam-se as cordilheiras meso-
oceânicas, um limite entre duas placas, na qual nova litosfera oceânica é gerada (crosta + manto), em resposta 
a fusão parcial do manto lherzolitico. 
A fusão parcial resulta na formação de magma basáltico, o qual é injetado através de fissuras tensionais 
localizadas próxima do eixo. O Vulcanismo superficial ocorre na forma de pillow (almofadas), mas a maioria 
do magma solidifica em profundidade maiores formando diques e intrusivas acamadadas.(figura 1) . 
 As Rochas formadas são afastadas do eixo numa razão de 1 a 10cm/ano. 
As cordilheiras meso-oceânicas atingem uma média de 1000 a 3000 metros acima do fundo oceânico, e com 
um comprimento de 60.000 km de extensão. 
O fundo oceânico é cortado por centenas de zonas de fratura. 
Predomina como estrutura falhas transformantes. 
Como a terra é de tamanho constante, nova litosfera pode ser criada somente se uma quantindade de material 
equivalente for consumida nas zonas de subducção. 
Através do tempo geológico uma sucessão de bacias têm sido nascidas e desenvolvidas, diminuídas e 
fechadas novamente. A tectônica de placas atuante no presente, começou ao redor de 200Ma atrás com a 
abertura do oceano atlântico e índico, os quais estão se expandindo quando comparados com o pacífico que 
está se estreitando. 
Essencialmente a crosta oceânica pode ser dividida em dois domínios: 
zona de acrescção da placa 
 36
crosta passiva 
 
As principais rochas encontradas na crosta oceânica são basaltos, e estes têm sido chamados de basaltos 
MORB, Basaltos de fundo oceânico, basaltos abissais ou basaltos submarinos. 
 
Primeiramentepensava-se que os basaltos de cordilheira meso-oceânicas eram essencialmente toleítos a baixo 
potássio com baixo teores de elementos incompatíveis. Entretanto com o avanço das pesquisas no fundo do 
mar, foram encontradas diversidades petrológicas e geoquímicas muitas vezes em um único sítio. 
 
Em geral os basaltos MORB são olivina toleítos. Elas são as rochas mais abundantes na face da terra e a 
geração delas têm sido um processo significante na diferenciação do manto superior, através do tempo 
geológico. 
 
Características petrográficas 
 
As caracterísitcas petrográficas refletem a composição química e a história de resfriamento do magma. A 
fábrica reflete resfriamento rápido, perto da temperatura líquidos, de magmas extravasados em ambiente sub-
marino frio. Tamanho de grãos são variáveis, desde vítreos até tipos porfiríticos com 20 a 30 % de 
fenocristais. Basaltos profiríticos são comuns. 
Os fenocristais geralmente são: 
Olivina ligeiramente magnesiana +Espinélio cromífero 
Plagiolásio + olivina 
Plagioclásio + olivina + augita. 
 
Fenocristais de augita são raros e usualmente confinados a rochas com abundantes olivina e e plagioclásio. 
 
Olivina, espinélio e plagioclásio cálcico, são os primeiros minerais a se cristalizarem, seguidos por augita e 
então por óxidos de Fé e Ti (magnetita e ilmenita). 
 
Ainda que predominem basaltos toleíticos nos ambientes de margens construtivas, é possível encontrar 
basaltos alcalinos. Para diferencia-los petrograficamente observe o seguinte: 
Basaltos Toleíticos: 
podem conter xenólitos de rochas ultramáficas, porém isso é muito raro e quando ocorrem aparecem na forma 
de textura glomeroporfirítica. 
Fenocristais de olivina são raros ou ausentes, porém quando ocorrem são zonados mostram bordas de reação 
para ortopiroxênio 
Ortopiroxênio pode aparecer como fenocristal. 
-Plagioclásios em geral ocorrem como fenocristal acompanhando os minerais máficos. 
Pode ocorrer rochas acumulativas (ricas em olivina, piroxênio) acompanhando os basaltos. 
Se existir augita esta será de cor marrom pálida. 
A matriz em geral é fina e a textura intergranular é comum. 
Não ocorre olivina na matriz. 
Piroxênio na matriz se for possível determinar é variável, pode ser pigeonita, e mais raramente hiperstênio 
com augita sub-cálcica. 
Feldspato Alcalino nunca ocorre, exceto como componente da matriz vítrea e nem ocorre analcima. 
Textura intersetal é comum com mesostasi de vidro freqüente alterada para clorofeíta. 
A biotita geralmente está ausente. 
 
Basaltos Alcalinos 
 
Xenólitos Ultramáficos São Comuns (Dunito E Wherlito) 
Olivina Aparece como fenocristal de tamanho médio 
A zonação nos fenocristais de olivina freqüentemente é marcante, com uma birrefringência muito forte, 
bordas enriquecidas em ferro freqüentemente alteradas para iddingsita. 
As olivinas não mostram bordas de reação para ortopiroxênio. 
Ortopiroxênio é ausente. 
 37
Os plagioclásios ocorrem em menor volume como fenocristal ( a ordem é: olivina-augita-plagioclásio). 
Rochas acumulativas são geralmente ankarimitos. 
 
 
 
Processos De Metamorfismo Hidrotermal: 
 
Os basaltos da cordilheira meso-oceânica, quando eruptidos em água do mar, aquecem as mesmas devido a 
alta temperatura. Este processo de aquecimento das águas, faz com que a mesma, ao percolar a rocha 
provoque um metamorfismo hidrotermal, conhecido como espilitização. Os basaltos então são chamados de 
basaltos espiliticos. Estes caracterizam-se pela transformação de plagioclásio cálcico em albita e são 
acompanhados pela formação de clorita, calcita, epidoto, calcedônia e ou prenhita. A transformação do 
plagioclásio cálcico em sódico ocorre devido a troca iônica do Ca do plagioclásio com o Na da água do mar. 
 
 
 
Magmatismo de Margem Destrutivas (Zonas de Subducção) 
 
Arcos Magmáticos (Associação B-A-R) Basalto-Andesito-Riolito 
 
As margens de placas destrutivas marcam os sítios de subducção de uma litosfera oceânica para o interior do 
manto da terra, representando um dos mais significantes fenômenos da tectônica global recente. A grande 
maioria dos vulcões em atividade do mundo e de zonas de sismicidades efetivas (zonas de terremotos) estão 
associadas com a existência de placas descendentes. 
A placa descendente pode gerar dois tipos distintos de ambientes geotectônicos, de acordo com o tipo da 
placa sobrejacente. Quando o choque ocorre entre duas placas oceânicas o ambiente gerado recebe o nome de 
arco de ilha. Quando o choque se dá entre uma placa oceânica e uma continental, o ambiente gerado recebe o 
nome de margem continental ativa.Algumas características se repetem em ambos os ambientes e podem ser 
consideradas como características típicas de zonas de subducção. 
cadeias arqueadas de ilhas ou cinturões lineares de vulcões estreitos (200-300 km) porém com milhares de 
quilômetros de extensão. 
Fossa oceânica profunda do lado oceânico, com profundidades de 6000 a 11000 metros. 
Vulcanismo ativo. 
Zona profunda de sismicidade denominada de zona de benioff, incluindo focos de terremotos rasos, 
intermediários e profundos. 
Uma associação característica de rochas denominada de associação Orogênica Andesítica. 
A cadeia de estrato vulcões arranjada em zonas alongadas acima da zona de Benioff representa a feição 
vulcânica mais significativa do planeta. Seus produtos eruptivos transicionam em composição desde basaltos, 
passando por andesitos e até riolitos. O andesito é entretanto o tipo de magma mais comum nas extrusões 
sub-aéreas. Esse conjunto vulcânico têm sido denominado de associação B-A-R. 
 
A morfologia dos vulcões com seus flancos marcads por ocorrência de rochas piroclásticas refletem processos 
de crescimento rápido e erosão acelerada. O vulcanismo é freqüentemente explosivo sendo comum a 
formação de caldeiras, acompanhada pela ampla erupção de fluxos piroclásticos e rochas tufáceas. 
 
Vinculados ao mesmo ambiente geotectônico ocorrem pequenos volumes de rochas plutônicas, constituindo 
“stoks” e alguns batólitos graníticos com extensão relativamente limitadas. Entre estas rochas granitóides 
predominam a ocorrência de termos tonalíticos e granodioriticos, com ocorrência marcante de rochas básicas 
como gabros e rochas intermediárias como dioritos e quartzo-dioritos. 
 
Arcos de ilhas: 
 
Sítios onde uma placa oceânica submerge abaixo de outra placa oceânica. 
Durante a subducção, a litofera oceânica fria é progressivamente aquecida na medida em que é carregada para 
o interior do manto, por condução de calor mantélico e também pela fricção na superfície de contato entre as 
placas. Com o aumento da pressão e da temperatura começam a ocorrer progressivamente uma série de 
 38
reações para o fácies xisto verde, anfibolito e eclogito. O produto deste metamorfismo é uma série de reações 
de desidratação mineral, liberando OH, Cl e F dos minerais anteriormente hidratados (anfibóliot, biotita).(*** 
A reação metamórfica transforma um mineral em outro sobrando moléculas de H2O ). Estes fluídos terão um 
papel importante na geração dos magmas neste ambiente geotectônico, sendo fundamentais para o 
abaixamento da temperatura de fusão das rochas fontes. A profundidade precisa na qual as várias transições 
metamórficas acontecem dependem do regime termal no interior da placa e da composição da rocha, variando 
de arco para arco. 
 
Geração dos Magmas: 
 
Em geral, a geração de magmas em qualquer ambiente irá começar em locais onde a temperatura ambiente 
exceder o ponto de fusão dos vários materiais rochosos (t >tsólidus). Pode-se considerar como fonte potencial 
de magmas de arcos de ilhas a parte do manto superior representada pela litosfera e a crosta oceânica. A 
litosfera e a crosta oceânica constituem-se de rochas anfiboliticas, lherzoliticas ou eclogiticas. Assim qualquer 
uma destas rochas, quando sofre fusão, pode gerarmagmas nos ambientes de arcos de ilhas. 
 
Séries de magmas característica deste ambiente: 
séries toleíticas a baixo potássio, quando o arco é imaturo. 
Séries calcico-alcalinas a shoshoníticas quando o arco é maduro. 
A série calcico-alcalina pode ser a baixo ou alto potássio. 
 
Os membros basálticos da série calcico-alcalinas são referidos como membros a alto alumínio pois seus teores 
são superiores a 16%. 
 
A diferença entre estas quatro séries de magmas reflete-se principalmente na extensão variável da morfologia 
das associações vulcânicas. 
 
Importante: 
Vulcões das séries toleíticas são caracterizados por erupções de basaltos a basalto-andesíticos com 
comportamento muito fluído, produzindo formas aproximadamente planas ou plataformais nas proximidades 
do cone vulcânico. Rochas piroclásticas são incomuns e fluxos pirocláticos são muito raros. Minerais 
hidratados são quase inteiramente ausentes, sugerindo um baixo conteúdo de voláteis nos magmas parentais. 
Exemplos típicos de arcos de ilhas são encontrados no cinturão do fogo do circum-pacífico. 
Em contraste, as rochas da série cálcico-alcalinas apresentam como rocha principal um andesito a dois 
piroxênios com teores médios de 59% de SiO2. Neste caso com teores mais elevados de SiO2, as erupções 
tendem a ser mais explosivas, bastante distintas daquelas das séries toleíticas. A ocorrência de rochas 
piroclásticas e tufos é acentuada. A geometria dos produtos efusivos é caracterizada por vulcões dômicos ou 
em forma de agulhas nas porções centrais. A maioria das lavas é altamente porfirítica tendo o plagioclásio 
como principal fenocristal. Minerais hidratados como anfibólio e biotita são freqüentes, indicando a natureza 
mais volátil do magmatismo andesítico. A maioria das rochas dos arcos das Antilhas e da Indonésia caem 
nesta classificação. 
As séries shoshoníticas são muito mais variáveis, mas em média possuem 50% de basaltos, 40% de andesitos 
e 10% de dacitos. O termo shoshonítico deve ser aplicado estritamente para rochas alcalinas potássicas. 
Adicionalmente a estas rochas encontra-se nos arcos de ilhas um grupo de rochas andesíticas com alto teor de 
MgO (>6%) denominadas de Boninitos. 
 
Petrografia: 
 
A feição característica das rochas vulcânicas de arcos de ilhas é a natureza altamente porfirítica das mesmas. 
Nas séries toleíticas ou a baixo K, a olivina é o mineral mais comum de ocorrer como fenocristal nas rochas 
basálticas e andesíticas. Raramente pode ser encontrado também em dacitos. Neste caso a olivina é a faialita 
(rica em ferro). Em segundo lugar em abundância ocorre fenocristais de plagioclásio, sendo em terceiro lugar 
comum a augita (clinopiroxênio). Anfibólios em geral são representados por hornblendas fortemente 
pleocróicas que mostram bordas de reação com minerais opacos, como uma conseqüência da instabilidade a 
baixas pressões. Biotita é comum nas séries calcico-alcalinas a alto potássio. O plagioclásio geralmente exibe 
uma zonação complexa. A presença de feldespato potássico e feldspatóides está restrita a série a alto K. 
 39
 
Algumas rochas importantes deste ambiente: 
 
Gabro: uma rocha plutônica, constituída basicamente por piroxênio, em geral augita , e plagioclásio (teor de 
sílica entre 45% e 52%) , podendo ocorrer ou não olivina. 
Quando o piroxênio é o hiperstênio, o gabro é denominado de Norito. A textura é em geral ofítica. O 
correspondente hipoabissal (diabásio) e o correspondente vulcânico (basalto) exibem freqüentemente textura 
sub-ofítica e pode ocorrer como piroxênio tanto a augita como a pigeonita. O plagioclásio nas rochas básicas 
em geral está representado por labradorita, mas pode variar desde composições mais sódicas (andesina ) até 
composições ricas em cálcio (bytonita) 
 
Diorito; Rocha plutônica, que ocorre comumente associada ao gabro, variando de máfica a mesocrática. 
Diferencia-se de um gabro pelo teor de sílica mais alto,e pelo teor maior de quartzo que pode gerar os 
quartzo-dioritos, e composição mais sódica do plagioclásio (oligoclásio). Pode conter hornblenda ou biotia 
como mineral máfico ao contrário dos gabros onde predomina piroxênio. Diorito é uma rocha intermediária 
(55 a 68% de sílica) e seu equivalente vulcânico é o andesito. 
 
Andesito: Rocha vulcânica intermediária, equivalente ao diorito. A textura é variável. Nos tipos transicionais 
aos basaltos, mostram textura sub-ofítica e mineralogicamente 
Constituem-se de piroxênio (augita ou pigeonita) e plagioclásio. Tipos porfiríticos e não transicionais, 
mostram uma variedade de minerais como fenocristais: olivina, hornblenda, augita, plagioclásio imersos 
numa matriz fina de mesma composição. 
 
Riolito: rocha vulcânica ácida, equivalente do granito, em geral mostra textura porfirítica com fenocristais de 
feldspato potássico e quartzo com intercrescimentos gráficos imersos numa matriz vítrea ou tufácea. 
 
Tonalito: rocha plutônica, intermediária constituída por plagioclásio e quartzo e pequena proporção de 
feldspato potássico, cujo correspondente efusivo é o dacito.. 
 
OFIOLITOS 
 
Geólogos estudando corpos alpinos e rochas essencialmente relacionada com os Alpes no nordeste da Itália e 
Suiça ficaram impressionados pela constante associação de rochas ultramáficas, lavas basálticas e espiliticas, 
cherts, argilitos e calcáreos. Espilitos como nós já vimos anteriormente é um basalto metassomatizado no qual 
os minerais primários de altas temperaturas foram substituídos em parte por albita, silicatos hidratados de Ca-
Al, clorita, calcita, esfeno e actinolita, mantendo entretanto a textura. A presença de rochas sedimentares 
marinhas juntamente com o caráter comumente em pillow (almofadas) das lavas, levou os autores a 
postularem origem submarina para a assembléia inteira. Um destes geólogos chamado Steinman ressaltou a 
íntima associação entre rochas ultramáficas alpinas serpentinizadas, espilitos e cherts e por causa disso essa 
associação ficou conhecida como Trindade de Steinman. No início de 1960 com o aumento das informações 
geofísicas na crosta oceânica, acoplado com o desenvolvimento do conceito de espalhamento de fundo 
oceânico, passou-se a tornar-se mais óbvia a idéia de que os ofiolitos representam uma lasca do manto 
superior + crosta oceânica tectônica intrudida sobre a margem do continente, ao longo da zona de subducção. 
A teoria da tectônica de placas coloca que o ciclo de abertura e fechamento dos oceanos, conhecido como 
ciclo de Wilson, ocorre num período de aproximandamente 100 milhoes de anos. Assim o fundo oceânico 
derivado do manto, forma as cordilheiras meso-oceânicas e a placa oceânica e no decorrer de 100 Ma de anos 
retorna para o manto na zona de subducção. Ocasionalmente porções de placas oceânicas escapam da 
destruição na zona de subducção e durante os estágios finais da subducção ou seja do fechamento do oceano, 
tornam-se obductados e recebem o nome de Ofiolitos. Nem todos os ofiolitos representam restos de crosta 
oceânica normal, alguns podem ser fragmentos de crosta de de bacias marginais. 
Os corpos ultramáficos alpinos, considerados os ofiolitos clássicos, mas estudados constituiem-se 
principalmente de dois tipos de rochas: 
 
Harzburgito: composto principalmente de harzburgito (rocha com ortopiroxênio 
e olivina) e dunito com diques menores, veios e pods de piroxenito, gabro, trondjemito e granito sódico ou 
plágiogranito. 
 40
 
Lherzolito : principalmente com menores quantidades de piroxenito, ambos com clinopiroxênio proeminente. 
A fase aluminosa principal pode ser granada, espinélio ou plagioclásio. Estas rochas quando sofrem fusãó 
original líquidos de composição basáltica. Os corpos alpinos são corpos comumente serpentinizados e 
foliados de forma generalizada. 
 
 
VULCANISMO 
 
Rochas vulcânicas ocorrem em todos os ambientes tectônicos. Feições do tipo de vulcanismo, composição