Geoquimica I 4 T Estrutura Mineral e Principios de Termodinamica

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Geoquímica I 
 
Estrutura Mineral; 
Princípios de Termodinâmica; Energias de Reação 
 
Universidade Federal de Sergipe 
Departamento de Geologia 
Prof. Carlos Marques de Sá 
Aula 4 
Sumário 
• Estrutura Cristalina e 
Regras de Pauling 
• Princípios de 
Termodinâmica 
• Energias de formação 
dos minerais. 
• Manto, magmas e 
origem de rochas e 
minerais 
 
 
2 
Liquido Silicatado 
Liquido Sulfetado 
Liquido Metálico 
Fase Gasosa 
Siderófilo 
Calcófilo 
Litófilo 
Atmófilo H, He, N, gases inertes 
Alcalinos, Alcalino-
terrosos, Halogéneos, 
B, O, Al, Si, Sc, Ti, V, 
Cr, Mn, Y, Zr, Nb, 
Lantanídeos, Hf, Ta, Th, 
U Cu, Zn, Ga, Ag, Cd, In, 
Hg, Tl, As, S, Sb, Se, 
Pb, Bi, Te 
Fe, Co, Ni, Ru, Rh, Pd, 
Os, Ir, Pt, Mo, Re, Au, C, 
P, Ge, Sn 
Classificação Geoquímica dos Elementos 
3 
• Na classificação de Goldschmidt os elementos são classificados de 
acordo com a sua distribuição entre os quatro tipos de fluidos: 
Classificação Geoquímica dos Elementos 
• Os siderófilos são elementos que têm um coeficiente de distribuição (ou 
partição): D(metal/silicato) > 1 (captura) 
• Como metais e silicatos podem equilibrar por diferentes mecanismos (na 
base de um oceano de magma ou descendo como gotas de metal) os 
coeficientes de ddistribuição podem dar pistas para estes mecanismos. 
• Os litófilos são elementos que têm um coeficiente de distribuição (ou 
partição): D(metal/silicato) < 1 (admissão) 
4 
Forças de ligação nos cristais 
• Grafita – folhas de C em ligação 
covalente unidas fracamente por 
ligações de Van der Waals. 
 
• Mica – Folhas de tetraedros de 
silica unidos por ligações 
covalentes e iónicas, que se 
encontram ligadas por fracas 
ligações de hidrogénio. 
 
• Calcita, fluorita - Os planos de 
clivagem correspondem a planos 
de fraqueza da ligação iónica. 
5 
Forças de Ligação 
Variações contínuas 
100% covalente, 
metálica ou iónica 
50 % covalente e 50% 
metálica 
Parcialmente covalente 
– metálica - iónica 
A ligação covalente pura é rara, 
(ex. H2, O2, N2). Existe sempre 
uma certa tendência iónica. Não 
existe uma ligação puramente 
iônica. 
6 
Introdução - Cristaloquímica 
• Vários minerais são compostos iónicos ou 
podem ser conceptualizados como tal, 
encontrando-se os anions (ou complexos 
aniônicos) empacotados com os cations de 
permeio. O arranjo dos átomos depende do 
seu raio iônico e da valência. 
• Independentemente do tipo de ligação 
podemos conceptualizar os átomos como 
esferas acamadadas neste modelo. 
7 
Cristaloquímica 
• Existem dois tipos primários de 
empacotamento dessas 
esferas: Empacotamento 
Hexagonal Fechado (EHF); e 
Empacotamento Cúbico 
Fechado (ECF). 
• Num empacotamento fechado 
as esferas agrupam-se cada 
uma tocando noutras 12. 
• EHF – cada terceira camada 
repete a primeira, tipo ABAB… 
• ECF – cada quarta camada 
repete a primeira, tipo 
ABCABC… 8 
Regras de Pauling 
1ª Regra – Princípio da Coordenação: Um 
poliedro de coordenação de anions 
forma-se em torno de cada cation, 
sendo que: 
- A distância entre cation e anion é 
determinada pela soma dos raios 
iônicos; 
- O número de coordenação do poliedro de 
coordenação é determinado pela razão 
dos raios iônicos cation/anion (Rc/Ra) 
Linus Pauling 
(1901-1994) 
9 
Princípio da Coordenação 
Dado que os átomos (e ions) variam em tamanho, a 
forma e tamanho do poliedro de coordenação 
varia de acordo com: 
• O raio iônico do cation 
• O raio iônico do anion 
10 
Princípio da Coordenação 
• O Poliedro de 
Coordenação é 
assim descrito pelo 
número de anions 
que rodeiam o 
cation – o Número 
de Coordenação; 
• e pela razão dos 
raios iônicos (rc/ra 
- raio do cation/raio 
do anion). 
 
• Se rc/ra>1 então 
NC=12 
11 
Poliedro de Coordenação 
• O oxigénio (O2-) é o anion mais comum em poliedros 
de coordenação. Os cations coordenam com o 
oxigénio de formas previsiveis. 
• Os princípios de coordenação explicam os grupos 
aniônicos 
• O oxigénio liga-se mais fortemente a um cation 
central com grande carga do que a outros cations. 
Exemplos: 
– com C4+ em coordenação triangular (NC = 3) origina (CO3)
2- 
– com S6+ em coordenação tetraédrica (NC = 4) origina (SO4)
2- 
– com Si4+ em coordenação tetraédrica (NC = 4) origina (SiO4)
4- 
 
 
12 
Regras de Pauling 
2ª Regra – Princípio da valência electrostática: 
Uma estrutura iônica é estável desde que a soma das cargas 
electrostáticas dos anions seja igual à carga do cation 
 
• De notar que a força da 
ligação electrostática é 
= valência / número de 
coordenação 
• Assim no NaCl o Na+ 
tem um NC de 6 
• Resultando que a força 
que liga cada anion ao 
Na+ é = + 1/6 13 
Regras de Pauling 
3ª Regra – Compartilhamento de Elementos Poliédricos I: 
A partilha de arestas e ainda mais de faces de poliedros adjacentes tende a 
diminuir a estabilidade de uma estrutura iônica. 
4ª Regra – Compartilhamento de Elementos Poliédricos II: 
Num cristal com diferentes cations, os que têm elevada valência e menor número 
de coordenação tendem a não partilhar elementos do poliedro, tais como arestas 
ou faces – uma extensão da 3ª 
5ª Regra - Princípio da Parsimónia: 
O número de constituintes diferentes num cristal tende a ser pequeno. Existem 
sítios específicos num cristal para determinados constituintes. 
 
Bloss (1994) 
Princípios de Termodinâmica 
15 
Princípios de Termodinâmica 
• As unidades básicas da geoquímica são os 
elementos. Nos processos físico-químicos que 
levam à sua redistribuição e recombinação 
dão-se transferências de energia que levam a 
estados mais estáveis (tendem para o 
equilíbrio). Essas transformações energéticas 
são o domínio da Termodinâmica. 
• Deste ramo das ciências físico-químicas vamos 
fazer um pequeno resumo. 
16 
Princípios de Termodinâmica 
• Um sistema termodinâmico é caracterizado 
por certas propriedades fundamentais, que 
são: 
• Propriedades extensivas ou de capacidade – 
ex. massa, volume, entropia, etc. – dependem 
da quantidade de matéria no sistema. 
• Propriedades intensivas ou de intensidade – 
ex. temperatura, potencial químico, 
densidade, viscosidade, etc. – independentes 
da quantidade de matéria no sistema. 17 
Princípios de Termodinâmica 
• A energia total de todos os tipos contida num 
sistema é a energia interna do sistema: E. 
• Depende apenas do estado do sistema e não 
pode ser determinada em valores absolutos, 
não tem significado – a mudança na energia 
interna, quando um sistema passa de um 
estado a outro, é que interessa e tem 
significado. 
18 
Princípios de Termodinâmica 
• 1ª Lei da Termodinâmica: 
• A energia não pode ser criada nem destruída. 
ΔE = E2 – E1 
 
• Portanto, se num dado processo, um sistema 
absorve uma energia q e realiza um trabalho 
correspondente à libertação da energia w, 
então: 
ΔE = q – w 
 
19 
Princípios de Termodinâmica 
• Para mudanças infinitesimais, temos: 
 
dE = dq – dw 
 
• Como o trabalho é: dw = P dV 
• Então: 
dE = dq – P dV 
 
20 
Princípios de Termodinâmica 
• 2ª Lei da Termodinâmica: 
• Em qualquer processo reversível a mudança de 
entropia de um sistema (dS), é medida pelo calor 
recebido pelo sistema, a dividir pela temperatura 
absoluta (T), ou seja: 
• dS = dq/T unidades (J/K) 
• Para qualquer processo espontâneo irreversível dS > 
dq/T 
• Num processo reversível podemos substituir na 
equação da primeira lei, temos então: 
dE = T dS – P dV 
 
21 
Nota: Entropia - grau de 
irreversibilidade de um sistema 
Princípios de Termodinâmica 
• Dado que vários processosocorrem a pressão 
constante, apenas variando o calor e o 
trabalho e dado que nestas circunstâncias o 
calor absorvido pelo sistema é igual ao 
incremento E + PV, definiu-se a função 
entalpia H, tal que: 
H = E + PV 
• Se p constante (dP = 0), temos então: 
dH = dE + PdV + VdP  dH = dq 
22 
Nota: Entalpia - máxima energia 
passível de ser removida de um 
sistema termodinâmico na forma 
de calor 
Princípios de Termodinâmica 
• Ou seja, a variação de entalpia (a P const.) é 
medida pelo calor recebido, sendo 
frequentemente designada como o calor da 
reação. 
• Energia Livre de Helmholtz (A ou F): 
A = E – TS 
A energia livre de Helmholtz é útil na compreensão de processos 
isotérmicos e deriva da segunda lei da termodinâmica, estando 
também relacionada com a energia livre de Gibbs, de que 
falaremos em seguida. 
23 
Princípios de Termodinâmica 
• Energia Livre de Gibbs: 
• A quantidade total de energia de um sistema não pode ser 
utilizada na produção de trabalho útil. A uma dada 
temperatura, só uma fração dessa energia pode ser 
transformada em trabalho. É a esta fração de energia que se 
chama Energia Livre de Gibbs (G). Ela encontra-se relacionada 
com a entalpia e é dada pela expressão: 
G = E – TS + PV 
 
• A Energia Livre de Gibbs é especialmente significativa em 
processos que se dão a temperatura e pressão constantes. 
24 
Princípios de Termodinâmica 
• A temperatura e pressão constantes: 
dG = dE – T dS + P dV 
 
• E se a reação for reversível: 
dE = T dS - P dV 
Então… (substituindo) 
dG = 0 
 
25 
Princípios de Termodinâmica 
• Uma reação reversível significa um estado de 
equilíbrio, ou seja, temos assim um critério de 
equilíbrio, que a pressão constante, a Energia 
Livre de Gibbs dos reagentes tem que ser igual 
à dos produtos. 
• Todos os processos geoquímicos tendem para 
o equilíbrio, e qualquer reação pode ser 
caracterizada por uma equação de estado, em 
que se os reagentes estiverem em equilíbrio 
com os produtos então ΔG = 0. 
 
26 
Princípios de Termodinâmica 
• Suponhamos uma reação de dissolução de um 
sólido num liquido S → L. 
• No ponto de saturação ΔG = 0. 
• Um ΔG negativo acentuado significa 
subsaturação tendendo a reação a prosseguir 
até saturar, continuando-se a dissolver o 
sólido. 
• Um ΔG positivo significa supersaturação – a 
solução tenderá a precipitar. 
27 
Princípios de Termodinâmica 
• Foram derivadas equações para exprimir o 
efeito da temperatura e da pressão no 
equilíbrio. Para a temperatura a equação 
relevante é: 
𝑑(−∆𝐺 𝑇 )
𝑑𝑇
= 
∆𝐻
𝑇2
 
• Esta equação significa que se ∆𝐻 for positivo, 
um aumento de temperatura torna ∆𝐺 mais 
negativo. 
28 
Princípios de Termodinâmica 
• Para a pressão a equação é: dΔG/dP = ΔV. 
• Ou seja um aumento da pressão favorece uma 
diminuição de volume. 
• Princípio de Le Chatelier: Se um sistema está 
em equilíbrio, a mudança de qualquer um dos 
fatores que determinam as condições de 
equilíbrio, causará o deslocamento desse 
equilíbrio no sentido de anular os efeitos da 
mudança. 
29 
Princípios de Termodinâmica 
• Para que uma reação prossiga espontaneamente é 
necessário que o total da energia livre dos produtos 
seja inferior à energia livre dos reagentes (ou seja dG 
< 0). 
• Os fatores que influem na variação da energia livre 
são: 
• Natureza dos reagentes e dos produtos da reação; 
• O estado de agregação; 
• As quantidades relativas presentes; 
• A Pressão e a Temperatura. 
 30 
Princípios de Termodinâmica 
• Para a geoquímica a termodinâmica contribui com 
uma abordagem aos problemas de equilíbrio, 
estabilidade e mudanças químicas. 
• Mesmo que apenas se possua informação 
qualitativa, podemos fazer previsões das causas dos 
processos com base na termodinâmica. 
• Se confinarmos uma reação aos seus parâmetros 
básicos (S, H) o problema pode ser simplificado. 
• ΔG será a soma de G dos produtos menos a soma da 
G dos reagentes. 
 31 
Princípios de Termodinâmica 
• Uma das aplicações da termodinâmica foi ao problema da 
jadeíta (NaAlSi2O6), mineral denso que ocorre em rochas 
metamórficas, formado a partir de reações entre albita 
(NaAlSi3O8), nefelina (NaAlSiO4 ) e quartzo (Kracek et al., 1951) 
a) NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6 +SiO2 
b) NaAlSiO4 + NaAlSi3O8 = 2NaAlSi2O6 
c) NaAlSiO4 + SiO2 = NaAlSi2O6 
Medindo os calores das soluções em HF foram determinados ΔH 
e foram medidas as S. ΔG pode determinar-se a partir da 
equação: ΔG = ΔH - T ΔS. Verifica-se que a P, T normal: 
a) Procede da direita para a esquerda (jad. Não se forma) 
b) e c) procedem da esquerda para a direita (forma-se jadeíta) 
Jadeíta mais estável a P, T normal do que misturas de Ab + Ne 
32 
Energias de Formação dos Minerais 
• Mesmo sem todos os dados do problema é possível 
fazer deduções em reações com sólidos, considerando 
os calores da reação a pT normais (1 atm, 298° K) 
• Um exemplo: (fo + qtz = px) 
• Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3 
• ΔH298 = -2300 cal/mole 
• ΔS298 = -0,35 cal/° mole 
• ΔV = -4,0 cm3/mole 
• ΔG = -2300 + 0,35T – 0,097P 
• Logo ΔG ≈ ΔH298 
• Pequeno efeito pT 
 
33 
Energias de Formação dos Minerais 
• Também na reação ne + qtz = ab: 
• ½ NaAlSiO4 + SiO2 = ½ NaAlSi3O8 
• ΔG = -2500 - 0,05T + 0,016P 
• E na reação le + qtz = FK: 
• KAlSi2O6 + SiO2 = KAlSi3O8 
• ΔH298 = -4800 cal/mole (lembrar ~ΔG) 
• Podemos utilizar estes dados para fazer 
deduções de significância petrogenética. 
 34 
Energias de Formação dos Minerais 
• Se numa rocha com 
piroxena + albite + FkA o 
conteúdo em SiO2 
decrescer, então 
converte-se a piroxena 
em olivina (manto). 
• Em rochas subsaturadas 
em SiO2 olivina ocorre 
em vez da piroxena. 
• Ne ocorre associada à 
olivina mas não ao 
piroxênio, porque reage 
com este originando 
olivina e albita. 
 
 
 
35 
Energias de Formação dos Minerais 
• No entanto a P elevadas como as que existem 
no manto, devido às diferenças entre as 
energias livres de reação serem pequenas, as 
reações mencionadas podem ser invertidas, 
convertendo-se primeiro Ab em Ne, antes de 
piroxênio em olivina. 
• Por isso os materiais basálticos que cristalizam 
na crusta com composição plagioclásio + 
olivina, podem cristalizar no manto com 
composição nefelina + piroxênio. 
36 
Energias de Formação dos Minerais 
• A matéria pode encontrar-se em três estados: 
• Sólido – Líquido – Gasoso. 
 
37 
Energias de Formação dos Minerais 
• Os cristais podem ser descritos pela sua forma externa que 
corresponde a uma exteriorização da sua simetria interna 
dependente do arranjo dos seus átomos (estrutura cristalina). 
• Goldschmidt mostra o significado da estrutura cristalina no 
controle da distribuição dos elementos na Terra. As diferentes 
estruturas dos cristais vão implicar diferentes posições para os 
átomos de forma a ter sempre energias potenciais mínimas. 
38 
Energias de Formação dos Minerais 
• Energia de um retículo de um cristal = U 
• Energia da malha cristalina - é dada pela 
equação de Born-Landé: 
 
39 
U = Energia da Malha cristalina 
N = número de Avogadro 
A = Constante de Madelung (específica do tipo de estrutura 
cristalina) 
Zc, Za = carga do cation e do anion 
R = distância mínima entre catíon e aníon 
n = factor de repulsão internuclear (geralmente >10) 
 
A equação de BL só é aplicável a compostos binários. 
Energias de Formação dos Minerais 
• Num ciclo de dissociação da matéria cristalina temos: 
• [NaCl] = (Na+) + (Cl-) ΔH = U (energia da malha) 
• (Na+) + e- = (Na) ΔH = I (energia de ionização) 
• (Cl-) = (Cl) + e- ΔH = E (afinidadeeletrônica) 
• (Na) = [Na] ΔH = S (calor de sublimação) 
• (Cl) = ( ½ Cl2) ΔH = D (calor de dissociação) 
• [Na] + ( ½ Cl2) = [NaCl] ΔH = Q (calor de formação) 
• Dado o estado final do sistema ser o mesmo que o inicial, 
temos: U = Q + S + I + D - E 
 
 
 
40 
O Manto 
• Os processos mais importantes de fracionamento 
químico no interior da Terra são a formação de litosfera 
oceânica, os hot spots e a formação da litosfera 
continental. 
• Os processos de cristalização que ocorrem à medida que 
o magma ascende e penetra a crusta são influenciados 
pelo seu conteúdo em voláteis, posteriormente perdidos 
para a atmosfera. 
• Esses processos vão determinar indiretamente a 
composição das rochas sedimentares e metamórficas 
(ciclo petrogenético). 
41 
O Manto 
• O manto não é um meio fundido (liquido), mas flui assim como 
o gelo flui nas geleiras por deformação, ao longo do tempo 
geológico. 
42 
• A convecção é um movimento 
generalizado do manto 
mantido por variações de 
densidade, causadas por 
contrastes térmicos no 
interior da terra. 
• O material em fusão do manto 
é o Magma, que ao ser 
expelido por vulcões se 
denomina Lava. 
43 
Magma 
O magma é um material 
heterogéneo parcial ou 
completamente fundido que por 
arrefecimento solidifica para dar 
origem a uma rocha ígnea. 
A transformação de um magma em 
rocha ígnea é progressiva e dá-se 
no intervalo de temperaturas entre 
liquidus e solidus. 
A formação de rocha ígneas pode ocorrer quer à superfície quer 
em profundidade. As primeiras designam-se por rochas 
vulcânicas ou extrusivas e as segundas por rochas 
plutônicas ou intrusivas. 
A actividade magmática provém do processo de fusão parcial no 
manto e na crusta, dando origem a magmas que ascendem em 
direcção à superfície. 
Diagrama de Fases TX isobárico 
(Bowen, 1915) 
Magma 
• Um magma é caracterizado por: 
• Composição predominantemente silicatada 
• Temperatura alta (500° a 1200°C) 
• Capacidade de mobilidade (flui). 
44 
Rochas Ígneas 
45 
Rochas Ígneas são: Rochas Intrusivas e extrusivas na crusta terrestre 
Intrusivas 
95% são: 
Granitos e 
Granodioritos 
Extrusivas 
98% são: 
Basaltos e 
Andesitos piroxénicos 
O granito é rico em Si, Al e elementos alcalinos. 
O basalto é rico em Fe, Mg, Ca. 
Rochas Ígneas 
• Quando um magma atinge a superfície passa a ser chamado 
lava. Se um magma se cristaliza em condições de resfriamento 
lento produz-se uma rocha plutônica. Quando o resfriamento 
se dá rapidamente (à superfície) produz uma rocha vulcânica. 
• Na tabela estão as composições de algumas rochas Ígneas 
representativas. A sua variabilidade deve-se aos processos de 
diferenciação magmática. 
 
46 
Rochas Ígneas 
• De acordo com o conteúdo em sílica podemos 
classificar as rochas ígneas em: 
• Ácidas > 66 wt% SiO2 (ex: Granitos ~ 72 wt% SiO2, 
granodioritos ~ 68 wt% SiO2) 
• Intermédias 52 a 66 wt% SiO2 (ex: Andesito 57 wt% 
SiO2) 
• Básicas 45 a 52 wt% SiO2 (ex: Basaltos ,de 48 a 50 
wt% SiO2) 
• Ultrabásicas < 45 wt% SiO2 (ex: Peridotitos 41 a 42 
wt% SiO2) 
 47 
Diferenciação Magmática 
• A questão da origem das diferentes rochas ígneas a 
partir de um magma parental tem sido sempre um 
dos tópicos fundamentais das ciências geológicas. 
• O grande salto na compreensão da questão da 
diferenciação magmática foi dado por N.L. Bowen 
(1887-1956) cujo livro “The Evolution of the Igneous 
Rocks” publicado em 1928 é ainda um marco hoje 
em dia. 
• Atualmente várias questões estão ainda por 
responder, particularmente no que se refere à 
gênese dos granitos. 
48 
49 
Diferenciação Magmática 
Sequência de Bowen e diferentes tipos de magmas. 
50 
• Norman Levi Bowen 
• Geoquímico Canadiano que foi o 
mais importante pioneiro da 
petrologia experimental. 
• Reconhecido pelos seus estudos de 
equilíbrios de fases em sistemas 
silicatados, e sua relação com a 
génese das rochas ígneas. 
• Reconhece dois tipos de reação, um 
contínuo e o outro descontínuo, 
(1922) na formação de minerais a 
pertir de um melt. 
• Publica o clássico “A evolução das 
rochas ígneas”. 
1887 - 1956 
Diferenciação Magmática 
51 
Diferenciação Magmática 
A X B YMineral Melt Mineral Melt  
X YMelt Mineral Melt 
Reação Contínua: 
Reação Descontínua: 
1 2Mineral Melt Mineral 
Diferenciação Magmática 
52 
Sai Fe, 
Mg, Ca e 
algum Si 
Sobram K, 
Al e muito 
Si 
Conclusão: 
Pode 
começar-se 
com um 
magma 
máfico 
(basaltos) e 
terminar-se 
com um 
magma 
félsico 
(granitos) 
53 
Diferenciação Magmática 
Sequência de Bowen e diferentes tipos de magmas. 
Diferenciação Magmática 
• 3 tipos de rochas dunito, 
peridotito e eclogito têm 
as propriedades elásticas 
adequadas às velocidades 
das ondas sísmicas no 
manto superior. 
• Uma fusão é considerada 
primária quando dela 
ainda não foram extraídas 
fases minerais. O processo 
de perda de cristais é 
denominado cristalização 
fracionada. 
54 
55 
Diferenciação Magmática 
As propriedades físicas dos magmas (viscosidade, 
densidade, propriedades térmicas) condicionam a sua 
ascensão e cristalização, enquanto que a composição 
química determina a natureza dos minerais que 
cristalizam. 
 
Existem dois tipos principais de magmas: 
- magmas primários que provêm diretamente do 
processo de fusão parcial, ex: magma basáltico 
(~1200°C) 
- magmas diferenciados que resultam da evolução de 
um magma primário, ex: magma granítico (~800°C) 
Diferenciação Magmática 
• Magma primário é aquele que equilibrou com o 
manto e não sofreu posterior modificação por 
cristalização fracionada ou assimilação. 
• Magmas modificados denominam-se evoluídos. 
• Critérios de composição primitiva: 
• Taxa de Mg elevada (MgO / (MgO+FeO)) = 66 a 75% 
• Concentrações de elementos compatíveis elevadas (Cr > 1000 
ppm; Ni > 400-500 ppm). 
• Baixa abundância de elementos incompatíveis. 
• Baixas razões de isótopos radioativos. 
• Muito saturados. 
 56 
Diferenciação Magmática 
• Fatores da variabilidade química dos magmas primários: 
• Natureza da rocha-mãe: a fusão parcial do manto superior 
peridotítico produz basaltos; a fusão da crosta continental 
produz líquidos graníticos. 
57 
Diferenciação Magmática 
58 
Pressão: A baixa profundidade a 
fusão do manto produz basaltos 
toleíticos (ricos em Si). A maiores 
profundidades produz basaltos 
alcalinos (ricos em Mg e Fe). 
 
Temperatura: A temperatura de 
fusão depende da composição. Os 
elementos maiores participam da 
fusão mais prontamente (Si, Al, Ca, 
K, Na, Ti). Com o progresso da 
fusão tornam-se mais abundantes 
os refratários (Mg, Cr). No manto, 
um aumento da temperatura e do 
grau de fusão parcial produz rochas 
ricas em Mg. 
 
Diferenciação Magmática 
Conteúdo em água e CO2: O efeito da água é causar redução da 
viscosidade. A presença de água reduz o ponto de fusão. Uma 
rocha-mãe rica em água produz um magma mais rico em Si. A 
concentração de água no magma é principalmente controlada pela 
pressão. O CO2 a pressões < 3 Gpa tem comportamento similar à 
água, mas menor efeito sobre a fusão. 59 
Rochas 
saturadas e 
insaturadas 
em H2O 
Diferenciação Magmática 
• Fertilidade: a abundância de minerais com baixo ponto de 
fusão aumenta a capacidade da rochas de produzir magmas. 
Uma rocha do manto rica em piroxênio e minerais aluminosos 
produzirá mais liquido que um peridotito, composto por 
olivina, que é um mineral refratário. 60 
Sistema Pressão Solubilidade de 
CO2 
Albite-H2O-CO2 2 GPa 5-6% 
Enstatite-H2O-CO2 2 GPa18% 
Diópsido-H2O-CO2 2 GPa 35% 
Efeito do conteúdo em CO2 
Bibliografia 
• Choudhuri, A. (1997). “Geoquímica para Graduação”. Ed. 
Unicamp. 
• Faure, G. (1991). “Principles and Applications of Geochemistry”. 
Prentice Hall 
• Fermi, E. (1936). Thermodynamics. Ed.Dover Publications. 
• Krauskopf, K.B. (1972). “Introdução à Geoquímica” vol. I. Ed. 
Polígono 
• Mason, B. (1966). “Principles of Geochemistry”. Wiley 
International Edition 
• Righter, K., Drake, M.J. (2003). “Partition Coefficients at High 
Pressure and Temperature”. In Holland & Turekian (coord.) 
Treatise in Geochemistry, Elsevier Ltd. 
• White W.M. 2013. “Geochemistry”. Ed. John Wiley & Sons. 
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