Aula magma 18

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MAGMA
Universidade Estadual Paulista 
Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Campus de Rio Claro
Disciplina de Petrologia Magmática
☻MAGMA☻
► Scope (1825) = “líquido composto”, consistindo de partículas sólidas suspensas 
em um líquido. 
► Mixtura móvel de fases: 
 Sólida
 Líquida
 Gasosa 
1- porção líquida (melt) → rocha fundida
2- porção sólida → cristais formados a partir do magma ou fragmentos
sólidos transportados pelo mesmo.
3- porção gasosa → voláteis, tais como H2O, CO2 , H2S, etc.
☻MAGMA☻
Depende (sob 
condições de 
equilíbrio) de 3 
variáveis intensivas:
 Pressão (P)
 Temperatura (T)
 Concentrações de 
componentes 
químicos (X)
MELT (líquido/fundido) ≠ MAGMA
Melt = - apenas 1 parte do magma como um todo
- está sempre presente
- suas propriedades governam o comportamento dinâmico geral 
do magma
Magmatismo
Na superfície
↓
Vulcanismo
Domínio profundo
↓
Plutonismo
ORIGEM
Núcleo externo = a única parte da terra que é líquida, porém...
...não tem a composição química correta = basicamente Fe
≠
magmas = líquidos 
silicáticos
NÃO VÊM DO NÚCLEO 
EXTERNO!!!
Crosta continental 
inferior: metamórficas 
(gnaisses, granulitos, 
anfibolitos)
Manto: ultrabásicas 
(peridotitos)
Principal fonte!
Rochas Geradoras
Fusão astenosférica  gera volume muito maior de magma do que as fusões
litosféricas
 o transporte de massa na astenosfera é muito mais rápido.
Magmas primários ou ortomagmas:
 Origem muito profunda (manto superior, cristalização 700ºC a 1300 ºC, pobres em 
voláteis) – magmas basálticos
 Formados (in situ), sem ter sofrido processos de diferenciação
COMO?
Fusão parcial (partial melting/anatexis)
Processo que cria um líquido magmático a partir de uma porção de rocha sólida.
Porção líquida é extraída para formar o magma.
Mas pq “parcial”???
Rocha = composta de diferentes minerais, cada um com seu próprio
comportamento de fusão
 a fusão ocorre em uma faixa de temperaturas
Líquidos - enriquecidos nos 
componentes de minerais 
com temperaturas de fusão 
mais baixas. 
Porção restante não 
fundida - composta de 
minerais com as mais altas 
temperaturas de fusão.
Líquido/magma (menos denso)  se separa da fonte, movendo-se para níveis 
superiores através de fraturas (diques) ou como diápiros.
Fusão parcial (partial melting/anatexis)
Fusão parcial em equilíbrio (batch)  líquido em equilíbrio com o resíduo cristalino
até o líquido se separar/deixar a fonte.
 Em um sistema fechado = reverso da cristalização em equilíbrio.
Fusão parcial fracionada  líquido gerado é imediatamente isolado do resíduo
cristalino.
 Não ocorre reação entre líquido e cristais;
 Processo em desequilíbrio = não é o reverso da cristalização fracionada!
Fusão parcial em equilíbrio (batch)
L = fonte de lherzolito (Fo + En + Di)
M = 1° líquido a se formar (mais enriquecido em SiO2 e Di q a 
fonte).
 Mais fusão = mais líquido de composição M.
 Equilíbrio invariante persiste – T e comp. do líquido
permanecem constantes.
Di exaurido – resíduo cristalino H = harzburgito (Fo + En).
 O líquido segue para baixo na curva liquidus, entre os
campos “líq.+Fo” e líq.+En”.
 M’ coexiste em equilíbrio com H’.
 Mais fusão: líquido = M’’ – resíduo = D (dunito – Fo pura).
Fo = forsterita/ En = enstatita/ Di = diopsídio
P = 20 kbar
Water-saturated
Fusão parcial fracionada
Começa como a anterior, com a geração do líquido M.
Porém, cada parcela gerada de M é removida:
 deslocamento em linha reta de M para H
(harzburgito)
 Mais fusão = produtos diferentes da do anterior.
 O sistema não tem “memória” de ter sido L, apenas H.
 MA (Fo + En) = único líquido q pode coexistir*. 
*Porém, requer aumento de 75°C para fundir.
 Por isso, não há mais fusão até chegar a 1295°C, onde o
processo retoma, gerando o líquido MA, dissolvendo
principamente En.
P = 20 kbar
Water-saturated
ONDE?
O magma só se forma em lugares especiais, onde certas condições desencadeiam a
fusão da rocha sólida pré-existente:
 Descompressão
 Adição de voláteis
 Transferência de calor
Fusão por DESCOMPRESSÃO
Descompressão adiabática de rocha 
quente (manto), próxima da sólidus
Sem troca de calor
Principal mecanismo  volumes 
gigantescos de magmas gerados
Convecção = material do manto quente 
sobe para pressões/profundidades 
menores, carregando seu calor com ele
Ambientes de geração de magma via fusão por descompressão
Fusão devido à ADIÇÃO DE VOLÁTEIS (Flux Melting)
• Aumento na concentração ou adição de água  mudança química + importante q 
induz fusão.
• CO2 e outros voláteis  tb podem induzir fusão, mais localmente.
• Pequenos 
aumentos na 
concentração de 
H2O = depressão 
significante da 
solidus em 
sistemas 
silicáticos.
Fusão devido à ADIÇÃO DE VOLÁTEIS (Flux Melting)
Mais significante em zonas de subdução: crosta oceânica hidratada  subducta 
desidrata  libera H2O  advecção na cunha do manto acima
Crosta oceânica = H2O + CO2 em 
espaços de poros em sedimentos e 
fraturas em basaltos.
= basalto metamorfisado  assembléias 
minerais hidratadas (hidrotermalismo 
nas cadeias oceânicas)  aquecidas a 
centenas de km  reações sequenciais 
de desidratação  liberação de voláteis.
Crosta continental 
Fusão devido à ADIÇÃO 
DE VOLÁTEIS (Flux 
Melting)
Reações de desidratação em minerais 
acompanahndo o metamorfismo  H2O 
 fusão.
Underplating de basaltos do manto 
cristalização  H2O + CO2  fusão.
Fusão por AUMENTO DE T (fluxo de calor)
Movimento em massa de rocha/magma:
 Transferência de calor associada com movimento convectivo ou advectivo 
de rocha ou magma.
T = Temperatura
(1) Litosfera oceânica jovem e quente subductando  absorve calor do manto ao 
redor (+ quente)  fusão 
(2) Crosta continental inferior  aquecida por intrusão de magma derivado do manto 
acima de placa subductando ou de manto ascendendo e descomprimindo 
(underplating)  fusão 
(1)
(2)
Fusão por AUMENTO DE T (fluxo de calor)
Trabalho mecânico de cisalhamento:
Cisalhamento concentrado em certas zonas 
 energia termal localizada 
 ↑T reduz a viscosidade aparente até a T de fusão ser atingida 
 fusão localizada em pequenos volumes. 
☼ Impactos de meteoritos e zonas de falha
Fusão por AUMENTO DE T (fluxo de calor)
Energia termal gerada pelo lento 
decaimento de K, Th, U e outros.
Taxa de produção muito baixa 
(dezenas de milhões de anos).
Sozinho não consegue produzir perturbação suficiente na T para a fusão.
Decaimento de isótopos radioativos:
Fusão por AUMENTO DE T (fluxo de calor)
Espessamento tectônico:
Cinturões orogênicos = crosta 
espessada > 50 km 
Reajuste de geoterma = ↑T
+ > produção de calor radioativo
= 600°C (30 km espessura) vai para 1000°C (50 km de espessura), acima da solidus
de muitas rochas crustais.
Em geral, é de composição silicática, mas pode ser sulfídica ou carbonática.
● Principais componentes químicos:
?Quais são os elementos mais abundantes na crosta terrestre?
O-Si-Al-Fe-Ca-Mg-Na-K-Ti-Mn
Os principais componentes químicos nos magmas, em geral:
SiO2 > Al2O3 > FeO, Fe2O3 > MgO > CaO > Na2O > K2O [wt%]
Composição química dos magmas
Composição química dos magmas
Convencionalmente expressa em termos de elementos maiores, menores (expressos
como óxidos - SiO2, Al2O3, FeO...) e traços.
 Elementos maiores: em geral em quantidades superiores a 1% (SiO2, Al2O3, FeO,
MgO, CaO, Na2O, K2O);
 Elementos menores: em geral em quantidadesentre 0,1 e 1% (TiO2, MnO , P2O5); 
 Elementos traços: em geral em quantidades inferiores a 0,1 % ; expressos em ppm
(partes por milhão  1 % = 104 ppm): Rb, Sr, Ba, Ni, Cr, Zr, ETR (La-Lu), etc...
 Isótopos: expressos em razões entre isótopos (razões isotópicas) e/ou parâmetros
específicos. Isótopos radiogênicos: 87Sr/86Sr; 143Nd/144Nd, Nd, etc...Isótopos
estáveis: 18O, etc...
Composição química dos magmas
Quatro tipos principais de composição dependendo da proporção de sílica (SiO2) em
relação ao MgO e FeO ou Fe2O3 no líquido:
Magmas básicos (máficos) = quantidade relativamente alta de MgO e FeO em
comparação com a sílica.
Magmas ultrabásicos (ultramáficos) = proporção ainda maior de MgO e FeO, em
relação à sílica.
Magmas ácidos (félsicos) = proporção razoavelmente alta de sílica (SiO2) em
comparação com MgO e FeO.
Magmas intermediários = valores intermediários entre os magmas básico e ácido.
Composição química dos magmas
Em profundidade, todos os magmas contêm gás - o gás se exsolve à medida que a 
pressão é reduzida:
Gases (voláteis)
 Principalmente H2O com algum CO2;
 Quantidades menores de enxofre (S), F, Cl e N;
 Os magmas ácidos geralmente têm maiores teores de voláteis que os magmas 
básicos.
Composição química dos magmas
Magma SiO2 (wt %)
Outros 
componentes
Ex. Rochas
Ácido > 63
Baixo em Fe, 
Mg, Ca; alto em
K, Na
Riolito/Granito
Intermediário 52 - 63
Intermediário em
Fe, Mg, Ca, Na, 
K
Andesito/Diorito
Básico 45 - 52
Alto em Fe, Mg, 
Ca; baixo em K, 
Na
Basalto/Gabro
Ultrabásico < 45 >> Mg, Fe Peridotito
Variabilidade Química dos Magmas
A composição química do magma pode variar dependendo:
 Composição da rocha geradora;
 Grau de fusão parcial;
 Processo(s) que ocorre durante a fusão parcial e o transporte.
Em geral, a fusão de uma fonte do manto (ex. granada peridotito)  magmas
básicos/basálticos = magmas primários.
A fusão de fontes crustais  magmas mais silicosos = magmas secundários.
Variabilidade Química dos Magmas
Em geral, magmas mais silicosos  baixos graus de fusão parcial. 
Aumento no grau de fusão parcial  composições menos silicosas. 
 A fusão de uma fonte básica produz um magma ácido ou intermediário. 
 A fusão de fontes ultrabásicas (peridotito) produz um magma basáltico.
Variabilidade Química dos Magmas
Processos que operam durante o transporte para a superfície ou durante o
armazenamento na crosta:
São referidos como diferenciação magmática e incluem:
►Assimilação 
►Mistura
►Cristalização fracionada.
Variabilidade Química dos Magmas
Assimilação
No caminho para a superfície, o magma pode 
incorporar elementos químicos dissolvidos de 
rochas da parede ou de blocos que se 
destacaram da parede e afundaram no magma.
A adição deste material ao magma o tornará mais 
silicioso.
Variabilidade Química dos Magmas
Mistura
Se dois magmas com composições diferentes entram em contato um com o outro, 
eles podem se misturar.
O magma híbrido com 
composição em algum 
lugar entre as duas 
composições originais. 
Evidência de mistura 
frequentemente 
preservada nas rochas 
resultantes.
Variabilidade Química dos Magmas
Cristalização Fracionada
 Cada mineral começa a cristalizar a uma 
temperatura diferente
 minerais são de alguma forma ‘removidos’* do 
líquido
 a composição do líquido muda
*- Cristais mais densos que o líquido = afundam. 
- Cristais menos densos que o líquido = flutuam. 
- Se o líquido for espremido pela pressão, os cristais 
serão deixados para trás.
Minerais máficos (ex. olivina e piroxênio), cristalizam primeiro:
 remoção de Mg, Fe e Ca 
 enriquecimento do líquido em sílica 
O fracionamento de cristais pode transformar um magma máfico em um 
magma félsico.
Esses processos podem ocorrer em um mesmo sistema, concomitantemente...
Cristalização dos Magmas
 Quando o magma ascende para níveis menos profundos e começa a perder
calor, os minerais começam a cristalizar.
 A cristalização = processo inverso da fusão:
 minerais mais refractários (fundem a maiores T) = primeiros a cristalizar.
 Sequência de cristalização = determinada pela termodinâmica do processo de
cristalização e a composição do magma que está cristalizando.
Norman L. Bowen (década de 1920) = experimentos de laboratório para determinar
a seqüência na qual os minerais de silicato se cristalizam a partir de um líquido.
Cristalização dos Magmas
Séries de Reação de Bowen:
Descontínua = mudanças na 
mineralogia/estrutura cristalina 
durante a cristalização - forma 
minerais diferentes em forma e 
composição.
Contínua = interação entre cristais já 
formados e o líquido. Plagioclásio = 
solução sólida (isomorfos) entre o 
membro rico em cálcio (anortita) e o 
membro rico em sódio (albita).
Estágios de cristalização dos magmas
1. Estágio Ortomagmático (> 800°C):
- separação dos minerais pirogenéticos (↑T);
- cristalização de minerais anidros, maioria dos minerais membros iniciais
das séries de reação de Bowen;
- Pouca interferência de elementos voláteis.
2. Estágio Pegmatítico (800 a 600°C):
- Cristalização dos silicatos de baixa T.
- 3 fases ocorrem simultaneamente = líquida, sólida e gasosa.
- 700°C = intervenção de voláteis torna-se significativa  cristais muito
grandes (Pegmatitos).
Estágios de cristalização dos magmas
3. Estágio pneumatolítico (600 a 400°C):
- Alta concentração de voláteis = soluções ricas em H2O e SiO2
- Penetração nas rochas encaixantes, podendo ser mineralizadas por minerais
metálicos;
- Certos minerais (turmalina, topázio e fluorita), são característicos de tais
condições;
- Os produtos segregam-se geralmente sob a forma de veios e diques,
formando rochas muito características.
Estágios de cristalização dos magmas
4. Estágio Hidrotermal (400 a 100°C):
- Soluções hidrotermais = praticamente água e metais em solução;
- Equilíbrio entre as fases gasosa, líquida e sólida;
- Divide-se em várias categorias, precipitando alguns metais conforme a
redução da temperatura:
a) Hipotermal (> T)  Au, selênio (Se), arsênio (As), Co, Fe e Cu
b) Mesotermal (T interm.)  Zn, Pb, Ag
c) Epitermal (< T)  mercúrio (Hg), antimônio (Sb)
d) Teletermal (rasos e T média)  Carbonatos complexos
Façam suas apostas!
Propriedades físico-químicas dos magmas
Estrutura do líquido
?Qual é a estrutura atômica dos magmas?
Propriedades físico-químicas dos magmas
Estrutura atômica do líquido = configuração dos íons
►Dita muitas das propriedades significantes
Propriedades físico-químicas dos magmas
Sílica → constituinte mais abundante em quase todos os líquidos naturais 
→ unidade estrutural fundamental = tetraedro (SiO4)
4-
Líquido silicático => rede 
tridimensional de cadeias 
interligadas, ou 
polímeros, de tetraedros 
de Si-O.
Propriedades físico-químicas dos magmas
Elementos formadores de rede (network formers):
● cátions de coordenação 3 ou 4 → tendência a se ligar com o oxigêno
(”pontes de oxigêno” ou “bridging oxygens”).
Propriedades físico-químicas dos magmas
Propriedades físico-químicas dos magmas
Elementos modificadores de rede (network modifiers):
● cátions que tendem a modificar as redes → produzem oxigênos unidos a 
apenas 1 elemento formador de rede (“non-bridging oxygens”); têm
coordenação 6. 
Na, K, Ca, F, Cl...
Propriedades físico-químicas dos magmas
Cristais
Cátions com sítios +ou- fixos de 
uma dada coordenação na estrutura 
ordenada.
Líquidos
Cátions móveis competem por ânions 
disponíveis (O) → satisfazer condições 
de ligação e minimizar a energia livre.Propriedades físico-químicas dos magmas
Por exemplo:
Suponhamos que uma rocha do 
manto é composta de albita 
(NaAlSi3O8):
T
+fundido
(ou vidro)
mineral
estructura
cristalina
Propriedades físico-químicas dos magmas
A razão: 
oxigênios “não ligados” (non-bridging oxygens) / 
cátions tetraédricamente ordenados (Si – Al), formadores de rede
Grau de polimerização em um líquido
♯ Razões pequenas  altos graus de polimerização ♯
Fe  papel significante em estruturas de líquidos
Ocorre em 2 estados de oxidação:
Fe2+ = modificador de rede
Fe3+ = modificador ou formador de rede
Mudanças no estado de oxidação afetam o grau de polimerização!
O que tudo isso implica do ponto de vista físico?
Viscosidade
►Propriedade dinâmica mais importante de um líquido;
►Facilidade ou resistência a fluir; mobilidade dos íons.
►Fortemente influenciada pela composição e temperatura (2 outras propriedades 
físicas).
Propriedades físico-químicas dos magmas
Viscosidade
> O conteúdo de sílica > o grau de polimerização > a viscosidade
Composição:
Conteúdo de SiO2, varia entre 
40 e 75 wt% SiO2
CRISTALIZAÇÃO 
x 
ESTRUTURA 
CRISTALINA 
inossilicatos
filossilicatos
tectossilicatos
KAlSi3O8
feldspato K
CaMgSi2O6
piroxênio
NaMg3Fe4Al3Si5O22(0H)2
anfibólio
KMgFe2AlSi3O10(0H)2
biotita
Mg2SiO4
olivina
KAl3Si3O10(0H)2
muscovita
SiO2
quartzo
CaAl2Si2O8
anortita
NaAlSi3O8
albita
Propriedades físico-químicas dos magmas
Viscosidade
↑ Temperatura (T) ↓ Viscosidade (ƞ)
Temperatura:
Varia entre ̴ 700 e 1400 °C.
< viscosidade
> viscosidade
Ao diminuir a T, os componentes do 
magma começam a formar mais 
ligações, cristais, etc., tornando o 
magma mais viscoso.
Propriedades físico-químicas dos magmas
Viscosidade
Efeito do conteúdo de cristais:
*O conteúdo de cristais aumenta a viscosidade!
ηcxs: viscosidade com cristais
η0: viscosidade sem cristais
Φ: fator de empacotamento ~1,67
Propriedades físico-químicas dos magmas
Viscosidade
Efeito do conteúdo de voláteis (gases):
são elementos modificadores de rede - rompem as ligações e redes de poliedros
H2O
Discutido mais à frente...
Baixo teor de sílica (SiO2)
Menor quantidade de elementos formadores de rede
Redes (networks) mais fracas
Magma mais fluido (menos viscoso)
Ex: 
basalto
Instabilidades de 
Rayleigh-Taylor: 
Camada de menor 
densidade sotoposta 
por material mais denso 
é gravitacionalmente 
instável.
O limite superior da 
camada menos densa, 
instável, desenvolve 
protuberâncias 
sinusoidais q crescem 
até a inversão de 
densidade ser 
estabilizada.
Propriedades físico-químicas dos magmas
Densidade
 Massa/unidade de volume (gr/cm3 ou kg/m3)
 Controlada pela composição do magma - FeO wt% mais importante:
Basalto: 2.65 - 2.80 gr/cm3 – ricos em Fe, Ca e Ti
Andesito: 2.45 - 2.50 gr/cm3
Riolito: 2.18 - 2.25 gr/cm3 – ricos em Na, Al e Si
Propriedades físico-químicas dos magmas
Densidade
Também controlada pela temperatura e pressão:
 Temperaturas elevadas causam a expansão do líquido  Densidade mais baixa
 Pressões mais elevadas causam a compressão do líquido  Densidade maior
Fluidos Voláteis
 Espécies químicas que, próximas à pressão (P) atmosférica, mas em altas T,
existem como gás ou vapor - H2O, CO2, H2, HCl, N2, HF, F, Cl, SO2, H2S, CO,
CH4, O2, NH3, S2...
 A maioria = 6 elementos de baixo peso atômico – H, C, O, S, Cl e F.
 Dissolvidos no líquido e nas fases cristalinas coexistentes.
 Dominados por água e, geralmente, em menor extensão por CO2.
Fluidos Voláteis
 Acima do ponto crítico (aumento da pressão confinante, P) → estados gasoso e 
líquido não são mais distinguíveis.
H2O pura: ponto crítico = 218 bars e 371°C
CO2 puro: ponto crítico = 73 bars e 31°C
 Solubilidade (concentração do volátil dissolvida no líquido) - depende da P, T e 
composição química do magma.
Fluidos Voláteis
Vlíquido rico em voláteis < (Vlíquido pobre em voláteis + Vfluido volátil)
Aumento de P – maiores concentrações de 
voláteis
Aumento de T – favorece estado expandido –
menor concentração de voláteis
Efeitos opostos, mas a P domina.
Fluidos Voláteis
Água
• Aumento da solubilidade com a P.
• Solubilidade em líquidos ácidos > q em 
líquidos máficos.
• Muitos líquidos naturais = insaturados em 
água no local de geração.
Fluidos Voláteis
Água
H2O + O
2- = 2(OH)-Água dissolvida no líquido →
2 íons (OH)- por 1 ponte de O
Grande diferença entre o 
peso por mol de água e o 
peso dos constituintes (Si, 
Ca, Fe, etc) dos líquidos 
silicáticos.
Fluidos Voláteis
Água
Líquidos riolíticos:
• Água iônica ((OH)-) e água molecular 
(H2O)
• Concentração de (OH)- → depende da T
• H2O → aumenta com a concentração de 
água; independente de T
Fluidos Voláteis
CO2
 Menos concentrado do q a água, exceto
em kimberlitos, carbonatitos e basaltos
MORB.
 Aumento de solubilidade:
- aumento de P
- diminuição de T
- diminuição em sílica
- aumento de água (alguns líquidos a
alta P)
Fluidos Voláteis
CO2
Líquidos pobres em sílica → (CO3)
2- Líquidos ácidos → CO2
Fluido separado 
= CO2 + H2O
Fluidos Voláteis
Enxofre (S)
Concentração < alguns milhares de partes por milhão (ppm)
Alguns magmas Ca-alcalinos contêm concentrações significantes
Solubilidade depende fortemente:
Composição
Fugacidade de O
Íon sulfeto, S2-, → magmas máficos e ultramáficos pobres em água
Íon sulfato oxidado, (SO4)
2-, → magmas intermediários a ácidos ricos em água
Fluidos Voláteis
Enxofre (S)
S2- + 2 O2 = (SO4)
2-
Fugacidades < do buffer QFM (quartzo-faialita-magnetita) = redução do S (H2S)
Fugacidades > do buffer QFM = oxidação do S (SO2)
MH, magnetite-hematite; 
NiNiO, Nickel-nickel oxide; 
FMQ, fayalite-magnetite-
quartz; 
WM, wustite-magnetite; 
IW, iron-wustite; 
QIF, quartz-iron-fayalite
Mineral redox buffer
Fluidos Voláteis
Enxofre (S)
Magmas máficos reduzidos → líquido imiscível – sulfeto-Fe-Cu – deprimi a
concentração de S
Alguns magmas ácidos (mais oxidados) → íons de sulfato podem se combinar com
Ca = anidrita (CaSO4) → tb deprimi a concentração de S
Fluidos Voláteis
Vidros ácidos → várias wt.% de flúor
Solubilidade = até 10 wt.%; as maiores em líquidos hidratados (dados
experimentais)
Causa substancial depolimerização
1 atm:
líquidos graníticos contêm apenas 0,1 wt.% de água
alguns líquidos simples (Na-Ca-Al-Si-O) contêm até 10 wt.% de F
Flúor (F)
Fluidos Voláteis
Cloro (Cl)
 Máxima solubilidade em líquidos silicáticos < 2 wt.%
 Provavelmente se liga aos cátions modificadores de rede (Na, K e Fe)
 Magma saturado em água → fluido aquoso separado coexiste com o líquido
→ Cl se particiona fortemente na fase aquosa
→ Melhora as solubilidades dos metais
Exsolução de Voláteis
2 Processos básicos:
1 – Um líquido, inicialmente insaturado → ascende, se descomprime, se torna
saturado e exsolve fluido (ambientes de crosta rasa, vulcânico);
2 – Magma estagnado (P constante), inicialmente insaturado → perde calor para o
redor, resfriamento se torna saturado pela cristalização = boiling
secundário/resurgente/retrógrado
Fenômenos 
associados com a 
exsolução de 
voláteis
Conduto 
vulcânico de 
um sistema 
magmático 
explodindo.
Carbonatitos
 Principais minerais: vários carbonatos (calcita, dolomita, ankerita, siderita,
bastnäsita, nyerereita, gregoryita, burbankita, parisita).
 Compostos por pelo menos 50% de minerais de carbonato
 Apatita e monazita;fluorita, silvita e halita; pirocloro, magnetita, perovskita,
baddeleyita, hematita, ilmenita; pirita, pirrotita, galena e esferalerita; e olivina,
micas (phlogopita, vermiculite), piroxênios (diopsídeo, aegirina-augita) e
anfibólios.
Carbonatitos
 A principal propriedade física que separa magma carbonatítico do magma
ácido/intermediário é a viscosidade
 O magma carbonático é um líquido iônico 
- não há polimerização entre tetraedros de 
sílica 
- tetraedros quase ausentes
- viajam muito rapidamente na crosta 
(dezenas de metros por segundo)
LEITURA!
Cap. 1, 4, 9 e 11
BEST, M. G. & CHRISTIANSEN, E. H. 2001. Igneous Petrology. Oxford: Blackwell
Science. xvi+458 pp.
Cap. 1.1 e 3.1
SIAL, A. N.; MCREATH, I. Petrologia ígnea. Salvador: SBG/CNPq/Burea, 1984. v 1.