Petrologia ígnea - Resumo Teórico

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Rochas ígneas: 
Solidificam a partir de magmas, e são formadas entre os 650°C e os 1400°C, em intervalos de pressão que variam entre 
1 GPa e 25 GPa, aos 700 km de profundidade. Possuem fluidos associados – H2O, CO2 e SO2, e uma composição em 
sílica que varia entre os 40% e os 80%. Podem ser: 
Plutónicas Vulcânicas 
 
 
 
Melt: líquido resultante da fusão parcial de um domínio no interior da terra (manto ou crosta), sem qualquer material 
sólido ou volátil em suspensão. 
Magma: conceito mais alargado do melt, correspondente ao líquido magmático silicatado, mais raramente 
carbonatado, resultante da fusão parcial do manto ou da crosta, e constituído por três componentes: 
 Fracção líquida composta por iões em movimento; 
 Fracção sólida composta pelos minerais que cristalizaram do líquido; 
 Fracção volátil composta por gases dissolvidos, essencialmente vapor de água (H2O), dióxido de carbono (CO2) 
e dióxido de enxofre (SO2) 
Podem ser: 
 Primários: sem qualquer modificação desde o momento da fusão parcial da rocha fonte 
 Diferenciados: se os líquidos que lhe deram origem foram sujeitos a transformações físicas e/ou químicas 
após a segregação 
Lava: no decorrer da ascensão do magma, devido à diminuição de pressão, os componentes voláteis do mesmo vão 
sendo exsolvidos e libertados. Uma vez que o magma atinge o contacto com a atmosfera, passa a designar-se por lava. 
Textura de uma rocha: resultado dos vários processos que controlam a génese de uma rocha, e que juntamente com 
a mineralogia e a composição química permite interpretar e conhecer a origem e história da mesma. Podem ser: 
 Primárias: resultantes da interacção cristal/líquido magmático no decorrer da cristalização das rochas ígneas 
 Secundárias: formadas através de alterações que ocorrem na rocha após a sua completa solidificação. 
Cristalização 
Constitui a formação e crescimento de cristais a partir de um melt ou num meio sólido (metamorfismo) e envolve três 
processos principais: 
Nucleação do cristal: implica que o crescimento do mineral aconteça após a formação de um núcleo. Para que tal 
aconteça é necessário que os elementos químicos, que na forma de iões constituem o melt, percam energia cinética 
para que se possam agregar. Assim, o arrefecimento do melt (abaixo da temperatura de cristalização do mineral) 
promove a formação de agregados embrionários. Alternativamente um cristal pré-existente pode servir de ponto de 
partida para a nucleação. É de se notar que cristais com estruturas mais simples, como óxidos e olivina, nucleiam mais 
facilmente do que aqueles que possuem estruturas mais complexas, como as plagioclases; 
Crescimento do cristal: corresponde a uma adição de iões aos cristais ou núcleos existentes. Esta adição é facilitada: 
 Estruturas simples com elevada simetria e com elevada densidade de pontos da rede cristalina, formam faces 
mais desenvolvidas. 
 Defeitos na rede cristalina podem favorecer a adição de novos iões às faces em crescimento. 
 Impurezas na rede cristalina podem inibir o crescimento em determinadas direcções. 
 
Difusão das espécies químicas e do calor: ocorre do meio envolvente para a superfície do cristal em crescimento. A 
composição dos cristais em crescimento difere da do melt de que estão a cristalizar. No entanto, esse crescimento 
(cristalização) vai empobrecer o melt envolvente nos constituintes que o mineral incorpora. Deste modo, o 
crescimento progride com a difusão de novo material (iões) através do melt e gera calor latente. Este calor pode ser 
suficientemente elevado para permitir a difusão a partir do cristal, ou ate para impedir a cristalização. 
A Cristalização de um mineral depende da velocidade ou taxa de arrefecimento. Assim, quando a velocidade é elevada 
– arrefecimento brusco – raramente há tempo para a nucleação, crescimento ou difusão. Já quando o arrefecimento 
é muito lento, atinge-se um equilíbrio, ou chega-se muito próximo a este. Inicialmente, favorece o inicio do processo 
porém, à medida que a temperatura diminui, ocorre um aumento na viscosidade do líquido, o que dificulta ou mesmo 
inibe a nucleação e a difusão. De acordo com o modo de jazida as rochas podem ser: 
 Rochas intrusivas: destas fazem partes as plutónicas e hipabissais (filões). São essencialmente equigranulares 
e possui um único tempo de cristalização. 
 Rochas extrusivas: ou vulcânicas, são frequentemente inequigranulares, possuem dois ou mais tempos de 
cristalização, e possuem texturas porfiríticas, onde por norma, o primeiro tempo de cristalização ocorre numa 
camara magmática, onde cristalizam os fenocristais, e o segundo durante a migração para a superfície ou na 
própria superfície, onde cristaliza a matriz. 
Ta: Arrefecimento lento, ou seja, ocorre uma pequena diminuição da 
temperatura, dá-se uma nucleação lenta e um crescimento rápido, o que 
originam cristais bem desenvolvidos, e texturas de grão médio a grosseiro 
Tb: arrefecimento rápido, ou seja, há uma maior diminuição de 
temperatura, há um aumento dos pontos de nucleação, e uma diminuição 
do crescimento, o que origina muitos cristais e uma textura de grão fino. 
Tc: arrefecimento muito rápido, com uma brusca diminuição da 
temperatura, com pouca ou nenhuma nucleação e crescimento, 
originando vidro, e texturas vítreas. 
 
 
 
Os estilos de erupção e depósitos resultantes são controlados pelas propriedades físicas e químicas dos líquidos 
magmáticos: 
 Composição química do liquido, principalmente em SiO2 e H2O; 
 O teor de voláteis dissolvidos ( H2O, CO2, H2, HCl, Cl2, F2, etc.) 
 Polimerização do líquido magmático; 
 Viscosidade: corresponde à resistência ao fluxo, e é determinada pela composição química e 
temperatura do magma. Esta: 
o Diminui com o aumento da temperatura e da quantidade de gases dissolvidos; 
o Aumenta com a quantidade de sólidos em suspensão. 
 Textura 
 Rochas 
intrusivas 
Estrutura 
plutónica 
Plutões/batólitos Fanerítica 
Estrutura 
hipabissal 
Filões camada e 
diques 
Microfanerítica 
 
Rochas 
extrusivas 
Estrutura vulcânica 
Afírica Sem 
fenocristais Vítrea 
Afanítica 
porfirítica Fenocristais 
+ matriz Vitrofírica 
(matriz vítrea) 
 
Momento de instalação da intrusão ígnea 
Batólitos: representam um modo de jazida de rochas plutónicas, e são caracterizados pela sua grande massa. São 
compostos por múltiplos plutões e instalam-se em cordilheiras montanhosas associados aos processos orogénicos de 
subducção. As texturas dentro dos plutões e nas rochas encaixantes refletem o momento da instalação relativamente 
à actividade tectónica. Assim, consideram-se: 
 Plutões pós-tectónicos: instalados após o episódio orogénico/metamórfico. Rochas ígneas sem vestígios de 
deformação como a foliação. O plutão corta o encaixante; 
 Plutões sin-tectónicos: instalados durante o episódio orogénico; 
 Plutões pré-tectónicos: instalados antes do episódio orogénico. 
Os plutões sin e pré tectónicos registam os efeitos de deformação e metamorfismo associados ao evento orogénico e 
são difíceis ou mesmo impossíveis de distinguir. 
Profundidade de instalação das rochas plutónicas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Ascensão magmática: Os processos de ascensão dos magmas e instalação são complexos e constituem ainda hoje um 
“problema de espaço” não totalmente explicado pela geologia. As rochas intrusivas são simplesmente magmas que 
não atingiram a superfície. Quando o magma se forma, por um qualquer processo de fusão a profundidade, é 
segregado do sólido residual, não fundido, formando massas líquidas discretas menos densas que o sólido envolvente 
por isso se torna “flutuante” e ascendem, através do manto ou da crosta, até igualar a densidadedo material 
encaixante. A ascensão do magma pode acontecer em: 
 meio dúctil: formando diápiros de magma, os quais ascendem radialmente distendendo a rocha envolvente 
enquanto a viscosidade do magma e da rocha são claramente semelhantes. 
 meio pouco dúctil: o magma não consegue ascender na forma de diápiros. Neste caso, tem de explorar 
fracturas ou outras zonas de fraqueza das rochas através das quais ascende. 
 
Terra 
O sistema terra tem 4.56 Ga e resulta da interação de seis subsistemas: 
 núcleo 
 manto 
 crosta 
 hidrosfera 
 atmosfera 
Crosta: pelicula sólida externa, que representa menos de 1% do volume e da massa do planeta. É constituída por 
materiais que têm densidades que variam entre os 2.000 e os 3.000 Kg/m3. Possuem espessuras que variam desde os 
6/7 Km – nos oceanos – a 70/90 Km. Pode ser dividida em duas grandes regiões de acordo com a ponto de vista 
petrográfico: 
 oceânicas: é constituída essencialmente por rochas basálticas e sedimentos e juntamente com as cristas 
médio-oceânicas em atividade, cobrem mais de metade (70%) da superfície terrestre. A sua idade não 
ultrapassa os 200 Ma, pois estão sempre a ser “criadas” em cristas médio-oceânicas e consumidas em zonas 
de subdução, sendo, portanto constantemente renovadas e recicladas. Possuem uma espessura de 
aproximadamente 7 km. De acordo com a hipótese de expansão dos fundos oceânicos, a crosta oceânica 
cresce como consequência da ascensão e interpolação da crista medio-oceânica. 
 0 – 0,5 km: sedimentos 
 0,5 – 1 km: basalto 
 1 – 7 km: gabro 
 Rochas ultramáficas (manto) 
 
Profundidade aumenta 
Crista médio-oceânica: estrutura submarina contínua em torno de todo o planeta, que forma o sistema montanhoso 
submarino ou sistema de rifte oceânico. Possuem elevações de 1 a 3 km, larguras de 2.000 km e extensões de até 
65.000 km. Este conjunto é cortado transversalmente por falhas transformantes sismicamente ativas. A velocidade de 
alastramento condiciona as estruturas térmicas e físicas, a espessura da crosta e a percentagem de fusão do manto. É 
possível caracterizarem-se dois tipos de rifts de acordo com a velocidade de alastramento: 
 Riftes rápidos: possuem vales axiais pouco desenvolvidos ou inexistentes. A zona de fissura e extrusão tem 
vulcanismo contínuo e estende-se por uma área até 2 km. Possuem velocidades superiores a 8cm/ano. 
Câmaras magmáticas subaxiais são mistura de cristais e líquido (mush – zona de acumulação de cristais com 
reduzida % de líquido (< 30%). Constitui uma zona de cristalização in situ em que as ondas sísmicas S se 
propagam. A zona de mush passa à zona de transição gradualmente à medida que a cristalização prossegue 
diminuindo a fracção de líquido), funcionam em sistema aberto, de recarga de líquido mais primitivo e 
extração de líquido mais evoluído, num processo complexo de mistura e convecção in situ que gera líquidos 
mais diferenciados e, portanto, mais evoluídos que os gerados em riftes lentos. 
 Riftes lentos: possuem vales axiais muito pronunciados, com 30 a 40 km de largura e de 1 a 5 km de 
profundidade, com flancos internos abruptos. O interior do vale axial apresenta um chão plano com 3 a 9 km 
de largura – vale interno do rifte – onde se concentra o vulcanismo, a extensão e a sismicidade. Possuem 
velocidades inferiores a 5cm/ano. A maioria do corpo ígneo está abaixo da temperatura liquidus, portanto a 
convecção e a mistura são processos dificultados. Os líquidos produzidos são menos diferenciados e com uma 
história de diferenciação complexa funcionando praticamente em sistema fechado. As câmaras magmáticas 
são corpos instalados de forma intermitente que permanecem independentes. Os magmas entram na zona 
axial instalando-se directamente à superfície sendo, portanto, mais primitivos. 
Black smokers: ocorrem no interior ou exterior dos vales centrais. Os fluidos hidrotermais excedem os 350°C, e, ao 
saírem das chaminés arrefecem e precipitam minerais – barite, sílica e sulfuretos – que em simbiose com este 
ambiente, vive em conjunto com os seres vivos. 
Cristas assísmicas: cadeias vulcânicas lineares que se elevam entre os 2 e 4 km dos fundos marinhos circundantes. 
Representam cadeias de vulcões e montes marinhos 
 continentais: destas fazem parte rochas da família dos granitos, granodioritos, dioritos e suas lavas, rochas 
metamórficas e sedimentos. Nas porções mais antigas, podem encontrar-se rochas com mais de 3.800 Ma – 
zonas cratónicas – que servem de testemunhos às fases de evolução do planeta terra. Possui uma espessura 
media de 35 km e chega mesmo a atingir os 90 km sob os Himalaias. Os escudos continentais ocupam cerca 
de 20% da superfície da terra, são tectonicamente estáveis e incluem frequentemente núcleos de idade 
arcaica. Uma área de escudo típica contém camadas de rochas sedimentares com 0,5 Km de espessura. Desde 
o arcaico que os continentes crescem a partir dos seus núcleos através de rochas semelhantes às que hoje se 
formam nos arcos continentais e insulares – zonas sísmicas e vulcanicamente ativas de convergência de placas, 
onde a litosfera oceânica está a ser subductada, contêm uma larga gama de rochas vulcânicas e plutónicas 
(andesitos basálticos, andesitos, dacitos, dioritos, granodioritos e granitos). Riftes continentais e paleoriftes 
são estruturas lineares onde toda a espessura litosférica foi rompida por ação de forças extencionais, são 
extensas e profundas gargantas ladeadas por falhas normais – Grabens. 
Manto: situa-se entre a crosta e o núcleo, possui cerca de 2850 km de espessura e uma densidade de 3,3 e 4,5 kg/m3. 
Constitui cerca de 70% da massa e 80% do volume da Terra. Encontra-se separado da crosta pela descontinuidade de 
Mohorovicic – onde a velocidade das ondas P varia de 6,5 a 7,5 m/s (característica do gabro e dos peridotitos 
respectivamente), e corresponde ao topo das ultramáficas independentemente da sua origem, isto é, serem 
cumulados ultramáficos na base de câmaras magmáticas axiais ou corresponderem ao peridotito mantélico, ou seja, 
o Moho petrológico. A sua base localiza-se a cerca de 2890 km de profundidade e é definida pelo desaparecimento da 
rigidez. Dado o grande contraste das propriedades físicas e químicas, a fronteira manto-núcleo é considerada a 
descontinuidade mais importante da Terra. Através das descontinuidades, é possível subdividir o manto em três 
regiões: 
 manto superior: tem uma profundidade que varia dos 40 aos 410 km, encontra-se limitado superiormente 
pela descontinuidade de Mohorovicic e inferiormente pela descontinuidade dos 410 km. Aqui ocorre uma 
atenuação na velocidade de propagação das ondas sísmicas como consequência do aumento de temperatura, 
sendo, portanto, correspondente à zona de baixa velocidade. Aqui ocorre fusão o que consequentemente 
torna este local privilegiado para a formação de magmas basálticos. No que diz respeito à litologia, pode 
concluir-se que existe um grande contraste entre a diversidade crostal e a homogeneidade mantélica. Ao tratar 
o manto superior como uma entidade singular, identifica-se petrograficamente como um peridotito – rocha 
ultramáfica, quase sempre ultrabásica, granular, constituída por olivina, piroxena e minerais acessórios como 
granada, espinela, plagioclases, anfíbolas e flogopite. Das suas múltiplas conjugações resulta alguma 
diversidade petrográfica – lhezorlitos, harzburgitos, wehrlitos e dunitos. A plagioclase, espinela e granada 
apresentam domínios de estabilidade no campo pressão-temperatura, e mostram alguma “estratigrafia” do 
manto superior. O lhezorlito representa a rocha característica do manto superior, sendo por este motivo a 
rocha mais abundante da terra, apesar da sua escassez à superfície. A maior parte das amostras do mantoprovêm de profundidades ate cerca de 200 km onde as temperaturas rondam os 1400°C. Algumas das 
evidências para o conhecimento da composição química e mineralógica deste são: 
 Ofiolitos: massas essencialmente ultramáficas, de crosta oceânica e do manto superior transportados 
por processos tectónicos para a superfície (obducção), que se encontram nos continentes ou 
incorporadas em cadeias montanhosas sujeitas à erosão. Estas rochas ultramáficas contêm uma 
variedade de peridotitos, nomeadamente harzburgito e dunito, mas a sua mineralogia é 
principalmente lherzolítica 
 
 Amostras dragadas em zonas de fratura oceânica. 
 Xenólitos em basaltos alcalinos fortemente subsaturados: formados a 70-80 km de profundidade de 
lherzolito com espinela, em que os xenólitos são transportados desde o local da magmatogénese, ou 
qualquer outro local atravessado pelo magma no processo de ascensão para a superfície. Os xenólitos 
em basaltos podem ser congénitos, quando estão geneticamente ligados ao magma que os transporta 
e não fragmentos retirados às paredes do local-fonte ou restritos, ou seja, resíduos refractários após 
fusão parcial. 
 Xenólitos em quimberlitos: magmas quimberliticos ricos em potássio, normalmente ultramáficos e 
ricos em voláteis ocorrem em cratões e tendem a subir do manto rapidamente provocando explosões 
extremamente violentas quando atingem a superfície. Estes magmas, formados a grandes 
profundidades (230.350 km), trazem para a superfície xenólitos, como é o caso dos diamantes, que 
têm no seu interior, além de inclusões líquidas e gasosas, elementos que correspondem a mineralogias 
de profundidade, principalmente os minerais dos peridotitos e dos eclogitos (rochas constituídas 
essencialmente por piroxena e granada), silicatos (olivinas, piroxenas, granadas) e óxidos (espinelas). 
Todos os quimberlitos conhecidos ocorrem em continentes, portanto os xenólitos representam a 
crosta continental e o manto superficial. Estes xenólitos são variados, o que sugere a heterogeneidade 
do manto, embora o lherzolito com granada e espinela seja o mais abundante nestas amostras. 
 Meteoritos Carbonáceos: apresentam evidências sobre a composição da Terra aquando da sua 
formação (4,6 Ga) através das suas características químicas e mineralógicas não 
alteradas/diferenciadas 
Ao contrário da crosta onde a diversidade é a regra, o manto apresenta maior homogeneidade, contudo, 
relativamente à composição química existem algumas heterogeneidades resultantes da evolução e dinâmica 
ao longo do tempo. Tendo em consideração a composição química dos minerais constituintes dos peridotitos 
mantélicos poderíamos concluir que esta região é anidra e pobre em voláteis, o que não é verdade, uma vez 
que tanto os oceanos como a atmosfera resultam da desgaseificação do manto ao longo do tempo, das 
erupções vulcânicas que são acompanhadas pela emissão de voláteis por vezes de origem profunda, e da 
presença de minerais anidros mantélicos hidratados (anfíbola e flogopite) que podem conter pequenas 
quantidades de água. No que consta ao CO2, foram detetadas inclusões ricas deste composto nos minerais 
principais dos peridotitos mantélicos (olivina e piroxena), o que proporciona a presença de C no manto, que 
permite a existência de diamante e a formação de magmas carbonatiticos. O modelo pirólito pressupõe que a 
composição química do manto permite explicar a composição química dos basaltos assumindo que estes 
resultam da fusão parcial do mesmo. O modelo condrítico afirma que a terra se formou a partir de material 
semelhante ao dos meteoritos condríticos. O manto esta sujeito a convecção regular e vigorosa e é sede de 
actividade menos regular, porém não menos intensa, por acção das plumas, de que as grandes províncias 
ígneas – LIP constituem registo importante embora incompletamente compreendido. A composição e 
estrutura do manto resulta dessa actividade ao longo da história da terra. Os estudos isotópicos baseiam-se 
na analise de meteoritos condríticos, xenólitos peridotítico e rochas basálticas, e na assunção de que estas 
rochas resultaram da fusão parcial de um manto peridotítico, e servem para o estudo do manto e da sua 
evolução. As variações isotópicas com maior interesse petrogenético são as de Sr, Nd e Pb, e as suas 
combinações em cada local refletem os processos magmáticos e dinâmicos globais integrados ao longo do 
tempo geológico. 
Embora a composição química do manto superior possa ser considerada quimicamente uniforme, a 
composição mineralógica varia com a profundidade. 
Lherzolito de 4 fases 
A
u
m
en
to
 d
a 
p
re
ss
ão
 
Olivina + Ortopiroxena + Clinopiroxena + 
Plagioclase (< 50 km de profundidade) 
Xenólitos em basaltos alcalinos 
Olivina + Ortopiroxena + Clinopiroxena 
Espinela (50 – 80 km de profundidade) Xenólitos em quimberlitos, raros em 
basaltos alcalinos Olivina + Ortopiroxena + Clinopiroxena + 
Granada (80 – 400 km de profundidade) 
 
O Lherzolito que contem granada como a quarta fase de alumínio, é representativo de um manto fértil – manto 
sem extração prévia do melt. E possui uma composição próxima à composição original. Da sua fusão parcial 
são produzidos líquidos basálticos que apos a extração, deixam resíduos sólidos refratários, cada vez mais 
empobrecidos em alumínio e de composição harzburgitica e dunítica. 
 Zona de transição: possui profundidades que variam entre os 400 e os 670 km. Aqui ocorre um aumento 
rápido na velocidade de propagação das ondas sísmicas. Ocorrem também transformações mineralógicas 
importantes, onde os minerais constituintes do peridotito mantélico (olivina, granada e piroxena) se 
transformam em minerais mais densos – wadsleyite, ringwoodie, majorite. A transformação mais importante 
é a que resulta da mudança nos arranjos atómicos dos silicatos, que na crosta e manto superior caracterizam-
se por combinações tetraédricas, e abaixo dos 400 km de profundidade, são substituídas por arranjos mais 
densos onde Si apresenta coordenação octaédrica. Por exemplo, os dois polimorfos de SiO2, quartzo e 
stishovite, têm densidades muito diferentes: Quartzo com Si em coordenação tetraédrica - 2650 kg/m3 
Stishovite com Si em coordenação octaédrica - 4300kg/m3. Mineral extremamente denso, à superfície da 
Terra só associado a crateras de impacto de meteoritos. No entanto, deve ser a forma predominante de SiO2 
no manto inferior. 
 Manto inferior: possui profundidades que vão dos 670 aos 2890 km. Nele a velocidade de propagação das 
ondas sísmicas aumenta gradual e lentamente. A sua região mais profunda é a D’’ – descontinuidade que o 
separa do núcleo externo, que possui espessuras que variam desde dezenas a centenas de km, e, 
heterogeneidades significativas na velocidade propagação das zonas sísmicas, em particular uma grande 
atenuação que sugere um estado próximo à fusão. 
Núcleo: representa uma esfera interna com aproximadamente 3500 km de raio e constitui cerca de 15% do volume 
e 32% da massa da Terra. A elevada densidade é uma consequência da sua natureza ferro-niquelífera. A sua dinâmica 
é provada atraves do campo magnético e das variações periódicas da sua orientação. Atraves de dados sismológicos, 
astronómicos, experiencias laboratoriais e do estudo de meteoritos, é possível destacarem-se duas regiões: 
 Por uma região externa liquida, formada por sulfureto de Fe e Ni. É liquida, pois, a presença de S faz diminuir 
drasticamente a temperatura de fusão da mistura. As ondas S não são propagadas, pois estas não se propagam 
em meios líquidos. 
 Por uma região interna sólida, formada por uma liga ferro-niquelica, tal como o núcleo externo, porém 
apresenta-se no estado sólido como consequência do aumento da pressão e profundidade que favorecem 
esteestado. 
Origem dos magmas 
Região ou local fonte de um magma: corresponde ao primeiro local onde o magma é produzido. Pode ser a litosfera 
– zona mais fria e, portanto, mais difícil de induzir a fusão, ou a astenosfera – que corresponde a uma zona mais quente 
e, portanto, a fusão é mais facilmente induzida. Esta ultima corresponde a zona de baixa velocidade sísmica do manto 
superior, que de acordo com as suas propriedades sísmicas e elétricas, consiste num peridotito que possui de 1% a 3% 
de frações do melt, e que forma um fino filme de liquido intergranular, e ainda a região do manto mais favorável à 
fusão e onde a grande maioria dos magmas são gerados. 
A formação de magmas – magmatogénese – resulta da interacção de três factores, que podem atuar isolados ou em 
conjunto: 
 Aumento da temperatura: a maneira mais fácil de o fazer é atraves da acumulação de calor produzido atraves 
do decaimento radioactivo de elementos. Os elementos radioactivos primordiais – K, U e Th – ocorrem em 
concentrações muito baixas no manto, pelo que apenas produzem cerca de 10-5Jg-1a-1. Uma rocha típica tem 
um calo especifico – calor necessário para elevar 1°C a 1g de rocha, pelo que seriam necessários 107 anos para 
que o decaimento radioativo elevasse a temperatura do peridotito em 1°C. Não obstante, a condutividade das 
rochas apesar de ser bastante baixa, não é elevada o suficiente para permitir que este calor se dissipe antes 
que qualquer rocha esteja próxima à fusão. Dito isto, pode-se concluir que é difícil obter fusão apenas atraves 
do aumento da temperatura resultante da instalação de massas de rochas quentes ou magmas, ou pela 
desintegração radioativa, pelas tensões de cisalhamento, impactos de meteoritos, ou espessamentos 
tectónicos. Temperatura solidus: temperatura acima da qual se inicia a fusão. Temperatura liquidus: 
temperatura acima da qual o sistema passa na totalidade ao estado liquido. 
 
 Diminuição da pressão: zonas que possuem pressões baixas são instáveis em materiais não dúcteis, pois 
materiais de elevadas pressões flutuariam para áreas de pressões mais baixas de modo a que um equilíbrio 
fosse atingido. Uma maneira de reduzir a pressão é atraves da ascensão das rochas do manto para zonas mais 
superficiais, mantendo-se, no entanto, o conteúdo calorífero das mesmas. A medida que o material ascende, 
a pressão é reduzida e o volume do mesmo aumenta, o que resulta numa ligeira diminuição da temperatura. 
As massas bem desenvolvidas também se iriam mover para dentro de áreas mais frias, e perderiam 
consequentemente calor atraves de processos de condução, motivo pelo qual, estas nunca se aproximariam 
do ponto de fusão. Se por outro lado, a ascensão for suficientemente rápida de modo a impedir perdas 
caloríferas, dá-se um processo designado por adiabático, no qual, qualquer ascensão do material da rocha 
seguiria uma curva com uma inclinação de aproximadamente 12°C/GPa – adiabato. A fusão por 
descompressão adiabática é iniciada quando o adiabato cruza a linha solidus, pelo que a ascensão se faz no 
estado solido e apos o cruzamento entre o adiabato e a linha solidus inicia-se e a fusão, a aproximadamente 
150 km de profundidade. As taxas de fusão variam entre os 15% e os 30%. Um exemplo de fusão mantélica 
por descompressão adiabática são os limites divergentes – cristas médias oceânicas, onde duas placas são 
“empurradas” e afastadas uma da outra, e, devido à diminuição da pressão dá-se a ascensão dos líquidos do 
manto, de modo a ocupar o espaço vazio. 
 
 Modificação da composição química do local-fonte: esta modificação é feita através da adição de voláteis, 
voláteis estes que são essencialmente H2O. Para que ocorra fusão é necessário: 
o Libertação de H2O que se encontre alojada em minerais hidratados 
o Condições de temperatura e pressão adequadas 
 
O efeito de H2O é menor do que a temperatura do solidus, especialmente em locais de pressões elevadas. 
Dados de petrologia experimental mostram que a geotérmica intersecta todas as linhas solidus saturados em 
H2O, motivo pelo qual a fusão do manto é possível em ambientes hídricos. Esta condição por si só explicaria a 
fusão de 1% do manto, porém, existem locais onde o manto não se apresenta saturado em H2O. O conteúdo 
de agua de manto “normal” é provavelmente na ordem de 0,1 a 0,2% e provavelmente encontra-se ligada a 
fases hídricas minerais como a flogopite, anfíbola e serpentina, que não são estáveis acima dos 600°C. É então 
necessária uma maior disponibilidade de água no manto para que seja possível gerar-se volumes significativos 
de melt. Tal apenas é possível nas zonas de subdução. 
 
 
 
Magma: materiais geológicos, fluidos, quentes e geralmente silicatados, que resultam da fusão parcial de rochas 
predominantemente mantélicas (mas também crustais). Representam o material parental das rochas e, na sua 
constituição existem, geralmente três componentes: Fluido silicatado (mais raramente carbonatado), Gases 
dissolvidos (principalmente H2O, CO2 e SO2, Cristais em suspensão 
Estes podem ser: 
 Primários: sem qualquer modificação desde o momento da fusão parcial da rocha fonte. São exemplos de 
líquidos magmáticos primários, os komataítos, picritos, toleítos e basaltos alcalinos, entre outros. A 
composição dos magmas primários é controlada pela profundidade a que ocorre a fusão parcial, pela 
segregação do mano peridotítico, pela quantidade e tipo de voláteis presentes principalmente CO2 e H2O e 
pela possibilidade de ocorrência de cristalização fraccionada durante a ascensão. Os magmas primários são 
reconhecidos por conterem dunito muito denso e nódulos de peridotito que terão ascendido muito 
rapidamente não tendo tempo para se modificarem, ou seja, múltipla saturação, associação mineralógica 
correspondente ao eutético com condições de temperatura e pressão a que coexistem ol+cpx+opx+plag+melt. 
Formam-se rochas afíricas, isto é, sem fenocristais. Através de resultados experimentais de melts lherzolíticos 
verificou-se que estes possuem um manto residual de nódulos peridotíticos com olivinas que tem 
normalmente a composição F086-91, rica em magnésio, Cr>1000 ppm, Ni>400-500ppm e SiO2<50% (pobre 
em sílica). É importante destacar que não existem líquidos magmáticos primários à superfície, porque 
sofreram uma perda prévia de elementos mais densos como a olivina ou minerais ferromagnesianos, isto quer 
dizer que estes ascendem através de bolsadas e o líquido vai-se tornando cada vez menos denso e mais rico 
em sílica, não existindo semelhanças com o líquido original. 
 Diferenciados: os líquidos que originaram as rochas foram sujeitos a transformações físicas e/ou químicas 
depois da sua segregação. 
 
Existem dois tipos principais de magmas: os basálticos e os riolíticos, sendo que os primeiros atingem a crosta terrestre 
em cerca de 25 km3/ano, e os segundos a menos de 1 km3/ano 
Magmas Basálticos Riolíticos 
Dados físicos 
Temperatura °C 1.000 – 1.300 750 – 1.000 
Densidade kg/m3 2.600 2.260 
Viscosidade Pa s 100 500.000 
 % % 
Dados químicos 
SiO2 50 70 
Al2O3 15 14 
CaO 12 < 3 
MgO 10 < 2 
FeO total 10 < 3 
Na2O + K2O 2 - 5 6 - 10 
Valores dos parâmetros físicos para baixa pressão – pressão atmosférica 
* Valores a 1.200 °C em magmas basálticos e 900 °C em magmas riolíticos com 2% de H2O 
 
Segregação de melts 
Acontece após a fusão parcial do manto superior e engloba algumas fases: 
1. Rocha sólida composta pelos minerais A, B e C 
2. Inicia-se a fusão, com contribuição das três fases minerais 
3. A percentagem de fusão aumenta, com uma das fases é totalmente consumida. O volume de liquido aumenta 
continuamente e atinge um volume critico, capaz de gerar instabilidade física e consequente mobilidade 
4. A segregação/extração dafração liquida gerada inicia-se com consequente contração e colapso do resíduo 
sólido refractário remanescente 
A capacidade para formar uma fracção líquida interligada depende do angulo diedro entre os grãos dos minerais que 
constituem o manto – pontos triplos. Este ângulo para os líquidos basálticos é menor que 50 °, e para os riolíticos entre 
os 50 e 60 °. 
Se a energia interfacial do liquido é semelhante à dos minerais, o angulo diedro é baixo e bastam pequenos volumes 
de liquido para formar a rede interconectada. 
As propriedades do manto sólido sujeito a fusão parcial, o angulo diedro e o liquido produzido, e a viscosidade que 
depende da composição do liquido, são conjugadas. 
Extração magmática a partir do manto superior: 
 Inicia-se a fusão parcial a aproximadamente 75 km de profundidade 
 Formam-se veios de magma e fendas de tensão, passando a haver fluxo magmático em matrizes 
porosas e compactação do solido residual em torno dos 60 km de profundidade 
 Dá-se a fracturação hidráulica do peridotito suprajacente. Esta fracturação propaga-se na vertical e o 
magma é extraído do sistema a aproximadamente 50 km de profundidade 
 Ocorre a ascensão e a extrusão do magma. A pressão litostática tende a fechar a conduta 
Segregação do local-fonte e ascensão dos magmas 
A fracção magmática inicialmente produzida interpenetra na matriz cristalina mantélica. A sobrepressão – quando a 
pressão litostática é excedida – a que os magmas se encontram a profundidade, força a sua circulação lenta através 
das rochas dúcteis suprajacentes, ou pode causar a fracturação hidráulica e transporta-los até níveis mais superficiais 
da litosfera frágil, onde, por norma existem fracturas que permitem a sua mobilidade. 
A segregação dos magmas produzidos por fusão parcial do manto superior exige condições de porosidade e 
permeabilidade do manto. A velocidade de ascensão está dependente da pressão, das propriedades físicas e químicas 
e do diâmetro das condutas. 
 
Séries magmáticas 
Grupos de rochas, que se distinguem no campo e que partilham características mineralógicas e químicas mostrando, 
nos diagramas de variação composicional, uma relação genética entre as rochas mais primitivas e as rochas mais 
evoluídas. É possível distinguir as diferentes séries magmáticas através de alguns parâmetros: 
 Diagrama Total Alkalis (Na2O + K2O) – Sílica (SiO2) 
 
 Saturação em sílica – classificação normativa de Yoder & Tiley para rochas basálticas 
o Rochas sobressaturadas em sílica: com minerais sobressaturados como o quartzo – granito 
o Rochas subsaturadas em sílica: com minerais subsaturados como a nefelina – sienito nefelínico 
o Rochas saturadas em sílica: sem minerais sobressaturados nem minerais subsaturados – diorito sem 
quartzo nem feldspatoides 
 Ácidas Intermédias Básicas Ultrabásicas 
% SiO2 > 63 % 63 % – 52 % 52 % – 45 % < 45 % 
 
 Ultramáficas 
Máficas 
(melanocratas) 
Mesocratas 
Leucocratas 
(félsicas) 
% máficos 100 % – 90 % 90 % – 65 % 65 % – 35 % < 35 % 
 
 Índice de saturação em alumina (Al2O3) para rochas félsicas peralcalinas 
 
 
 
 
 
É possível dividir as séries magmáticas em dois grandes grupos: 
 
 Sub-alcalina: rochas sobressaturadas em sílica. Os minerais normativos são a ortopiroxena e o quartzo. 
Ocorrem a novel dos limites convergentes, divergentes e intraplaca (continental e oceânica). 
 
o Toleítica: as principais rochas desta série provêm principalmente de ambientes da crosta oceânica e 
destas fazem parte os gabros, quartzo-gabros, tonalitos e trondhjemitos e os seus termos vulcânicos 
– andesitos toleíticos, dacitos e riolitos. No diagrama TAS as rochas toleíticas distribuem-se na base – 
ambientes oceânicos, e no topo – ambientes continentais, do campo das rochas subalcalinas. Tem 
como características identificadores o enriquecimento em ferro no diagrama AFM e o seu caracter 
empobrecido em Al2O3. Medindo a variação da proporção CaO versus (Na2O3 + K2O) com o incremento 
de SiO2, as rochas de afinidade toleítica são cálcicas à calco-alcalinas, sendo que as ultimas são mais 
comuns em ambientes continentais. As rochas toleíticas oceânicas apresentam de modo geral baixos 
teores de elementos como K, Rb, Ba, Sr e Terras Raras levas, já as continentais podem apresentar 
conteúdos elevados destes elementos. Nos basaltos toleíticos é comum a presença de duas piroxenas 
– pigeonite e augite. Os fenocristais mais comuns desta são a olivina, a plagioclase, os óxidos de Fe e 
Ti e também ilmenite. Esta serie é típica de assoalhos e cadeias meso-oceânicas, ou de ambientes 
anarogénicos intraplaca continentais, e constituem magmatismo de riftes ou plateaus continentais. 
o Calcoalcalina: as rochas da série calcoalcalina distribuem-se predominantemente nos campos dos 
dioritos, quartzo-monzodioritos, granodioritos e granitos no diagrama QAP, correspondendo nos 
termos vulcânicos aos andesitos, dacitos e riolitos. A série cálcio-alcalina baixo-K inclui tonalitos e 
basalto
basalto 
andesitico
dacito riolito
trondhjemitos em detrimento dos granitos, constituindo as associações TTG típicas de arcos 
magmáticos. Mineralogicamente, as séries calco-alcalinas baixo-K, mostram rochas basálticas com 
fenocristais de plagioclase, olivina, augita, ± óxido de Fe-Ti, atingindo importância a pigeonita em 
basaltos mais ricos em sílica. Nas séries calco-alcalinas mais potássicas aumenta a abundância de 
olivina, augita, ortopiroxena, hornblenda e óxidos de Fe e Ti. Biotita e sanidina podem ocorrer nos 
termos intermediários. No diagrama TAS ocupam os campos das rochas subalcalinas (basaltos-
andesitos-dacitos-riolitos). Os basaltos calcoalcalinos possuem um caracter fortemente aluminoso 
(Al2O3 ≥ 17± 1). No diagrama de Peacock as rochas da série cálcio-alcalina plotam no campo 
correspondente, evoluindo para álcali-cálcicas como aumento de K. Elementos como Sr, Ba, Rb e 
Terras Raras leves correlacionam-se positivamente com o K, mostrando enriquecimento da série baixo 
para a alto-K. Já elementos de elevado potencial iônico como Ti, P, Zr, Nb e Terras Raras pesadas, 
apesar de mostrarem tendência a leve enriquecimento, mantém valores abaixo dos encontrados em 
rochas de afinidade alcalina. Sua composição normativa indica a supersaturação em sílica. A presença 
de ortopiroxena entre a mineralogia modal levou alguns autores a denominar esta série de série dos 
basaltos com hipersténio. Essas séries caracterizam o magmatismo de arco, e a evolução do mesmo, 
refletida no aumento do conteúdo de K. 
o Shoshonitica 
 Alcalina: são ricas em alcalis e normalmente subsaturadas em sílica, tem como minerais normativos a olivina 
e a nefelina. Ainda mineralogicamente contém olivina em fenocristais, cpx (Ti-augite), opx ausente e feldspato 
K e/ou nefelina na matriz. Estas ramificam-se em séries de K elevado, séries de K e séries de Na. Estas ocorrem 
a nível dos limites divergentes, intraplaca continental e oceânica. 
 
Series magmáticas 
Limites de placa Intraplaca 
Convergente Divergente Oceânica Continental 
Alcalina 
subalcalina 
Toleítica 
Calcoalcalina 
 
 
basalto
traqui-
basalto 
traqui-
andesito
traquito fonólito
Os magmas gerados nos vários ambientes geodinâmicos são todos iguais? 
Minerais normativos: minerais “virtuais” que são determinados a partir da composição química da rocha e obtidos 
recorrendo a um conjunto de regras que permitem o cálculo da norma. 
 
A diversidade dos melts produzidos por fusão parcial do manto superior é obtida variando parâmetros como: 
 A temperatura 
 A pressão (profundidade) 
 Composição mineralógica e química do manto superior lherzolitico 
 Percentagem de fusão parcial. 
Manto empobrecido:possui xenólitos com % de Al, Ca, Ti, Na e K inferiores a Mg/ (Mg + Fe) e Cr/ (Cr + Al), são tópicos 
exemplares deste, basaltos toleíticos que são produzidos por 10 a 30% de fusão parcial, e rochas que contêm uma 
maior saturação em sílica a baixa pressão. 
Manto enriquecido: possui xenólitos com % de Al, Ca, Ti, Na e K superiores a Mg/ (Mg + Fe) e Cr/ (Cr + Al). São típicos 
exemplares basaltos toleíticos produzidos a pressões inferiores, e que contêm taxas de fusão superiores a 20%. São 
também exemplos deste, os basaltos alcalinos produzidos a pressões elevadas, logo em maior profundidade, e a 
menores % de fusão parcial, com taxas de fusão inferiores a 20%. 
A petrologia experimental mostra que variando a profundidade a que ocorre a fusão parcial e/ou a quantidade de melt 
produzido - % ou taxa de fusão parcial do manto, geram-se basaltos diferentes. Os basaltos toleíticos são favorecidos 
por fusões a menores profundidades e com maiores % de fusão parcial – maiores que 20%. Já os basaltos alcalinos 
são favorecidos pela maior profundidade de fusão e por menores % de fusão parcial – menores que 20%. 
Concluindo, a composição dos basaltos primários é controlada 
 Pela profundidade a que ocorre a fusão parcial do manto lherzolitico, bem como pela segregação, quantidade 
e tipo de voláteis presente, 
 Para os que atingem a superfície: 
o Pela cristalização fracionada que ocorre durante a ascensão, pos segregação 
 Para os toleíticos 
o % de fusão parcial elevada – superior a 20 % 
o Profundidade – inferior a 60 km 
o Presença de voláteis ricos em H2O. 
Estes podem derivar de picritos – líquidos estacionados a profundidades de aproximadamente 100 km e que contêm 
mais de 18% de MgO –, atraves da fraccionação da olivina 
 Para os alcalinos 
o % de fusão parcial baixa – inferiores a 20% 
o Profundidade – superior a 60% 
o Presença de voláteis ricos em CO2 
A petrologia experimental tornou possível a identificação de magmas primários através dos resultados da fusão de 
xenólitos lherzolíticos e diagramas P/T. Os magmas primários têm como características: 
 #Mg = 66 – 75 # Mg = (100 Mg/ (Mg + Fe2+)) 
 Cr > 1.000 ppm 
 Ni > 400 – 500 ppm 
 Olivina rica em Mg – Fo 86-91 
 Presença de xenólitos mantélicos é indicativa de que o magma que os transportou, passou direto do manto 
para a superfície, sem ser retido numa camara magmática. A densidade de um xenólito mantélico é superior 
a 3,2 kg/dm3, e a densidade do magma transportador ronda os 2,7 kg/dm3, pelo que qualquer paragem numa 
camara magmática implicaria a deposição do xenólito na base da mesma, motivo que não seria possível a sua 
ascensão ate a superfície. 
Fusão parcial do manto e separação do melt do resíduo sólido é uma forma de diversificação, pois envolve um 
particionamento e separação dos constituintes químicos, e pode produzir uma variedade de composições a partir das 
fusões de uma única fonte. Quando uma rocha começa a fundir, uma pequena fracção de fusão inicial se forma, e dá-
se uma queda de liquido discreta nas junções dos grãos dos minerais. Somente quando uma quantidade critica de 
fusão é produzida é que passa a haver volume liquido suficiente a partir do qual se forma uma rede interconectada e 
o corpo interior do liquido possa ser libertado a partir dos efeitos restritos da absorção da superfície do cristal. A fração 
de fusão critica – critic melt fraction ou fracção critica de melt corresponde à percentagem de fusão na qual a 
cristalização é dominante. A separação do liquido é motivada pelos efeitos da gravidade uma vez que o liquido 
flutuante procura ascender e escapar do resíduo do cristal. Visto que as regiões das fontes das fusões encontram-se 
normalmente a grandes profundidades e consequentemente sobre pressões, a separação pode ser auxiliada pela 
compactação, no qual o sistema cristal-liquido é apertado o liquido migra a partir dos sólidos compactados. A fracção 
critica de fusão é controlada pela profundidade da fusão, o tipo de reação envolvida, a mudança de volume apos a 
fusão e o conjunto tectónico, bem como a temperatura, a viscosidade, da composição e do teor de voláteis. 
Mecanismos que conduzem à diversificação dos magmas 
Diferenciação magmática: processo pelo qual o magma é modificado produzindo um magma ou rocha de 
diferentes composições. Envolve essencialmente dois processos: 
 Criação de diferença composicional entre uma ou mais fases como consequência da diferente distribuição dos 
elementos químicos que constituem o magma, em resposta à variação da temperatura, da pressão ou da 
composição 
 Preservação das diferenças químicas obtidas na alínea anterior atraves da segregação das porções 
quimicamente distintas que passam a evoluir como sistemas separados – fracionamento. A eficácia desta 
separação determina a extensão da diferenciação e é controlada por propriedades físicas como a densidade, 
viscosidade e tamanho/forma. A energia – força que conduz a separação – das distintas fases é térmica ou 
gravitacional, e as fases fracionadas nos sistemas magmáticos podem ser liquido-solido, liquido-liquido ou 
liquido-vapor. 
Acontece em sistema fechado e os processos intervenientes são: 
1. Cristalização fracionada: mecanismo dominante pelo qual a maioria dos magmas, uma vez formados, diferencia-
se. É separação liquido-solido e pode ser feita por: 
a. Diferenciação gravítica: os diversos minerais envolvidos no processo de cristalização não se formam ao 
mesmo tempo. Primeiro cristalizam os mais refratários – com ponto de fusão mais elevado e também os 
mais densos -, seguindo-se numa sequencia conhecida os menos refratários – com pontos de fusão mais 
baixos e menos densos. Relativamente aos silicatos mais comuns e característicos, surgem em primeiro 
lugar os mais ricos em ferro, magnésio e cálcio – olivina, piroxena e plagioclase cálcica respectivamente. 
Se estes minerais uma vez formados forem separados no fundo da camara, o que resta do liquido inicial 
fica empobrecido em elementos dos minerais cristalizados e mais rico em silício, sódio e/ou potássio, ou 
seja em elementos constituintes de minerais que cristalizam a temperaturas mais baixas e menos densos, 
que inversamente aos cristais que se afundam na camara, por precipitação gravítica, têm tendência a 
flutuar. A diferenciação gravítica conduz assim a que na base do reservatório se concentrem os materiais 
mais ricos em ferro, magnésio e cálcio, ao contrário do topo, que é constituído essencialmente pelos mais 
ricos em silício, alumínio, sódio, potássio e voláteis 
b. Filtragem por compactação: a acumulação sucessiva de cristais, graviticamente, ou por flutuação, leva a 
um aumento de compactação que por sua vez, leva a extração por compressão do liquido intercumulus. 
Há então uma separação das frações de liquido magmático com composição química diferente da inicial, 
que são extraídos para o interior da camara magmática gerando diferenciação. A quantidade de liquido 
intercumulus preso entre os minerais acumulados pode ser maior do que 60% do volume. 
c. Separação por convecção: A decorrida moção do magma nas paredes estacionárias da rocha fonte, cria 
uma partição no liquido viscoso como resultado da velocidade do gradiente próximo às paredes. A moção 
diferencial resultante, força o magma a fluir ao redor dos fenocristais, relacionando a pressão exercida 
neles em constrição onde os fenocristais estão próximos uns dos outros ou próximos dos seus contactos. 
A pressão dispersiva dos grãos, força os mesmos a separar-se e distanciarem-se. Os movimentos de 
convecção que ocorrem na camara magmática, dão origem ao zonamento e a corrosão de cristais. Estes 
movimentos, sob diferentes condições de P, T e X (composição química do liquido), podem originar váriosepisódios de crescimento e dissolução de cristais. 
2. Transporte de voláteis: corresponde a fase final da cristalização fracionada, quando uma fase de vapor coexiste 
com o magma, e a separação liquido-vapor assume posição. A segregação de minerais ao magma que ocorre 
durante a cristalização fracionada, faz com o que magma fique enriquecido em fases voláteis, o que favorece a 
cristalização de minerais hidratados. O facto de a fraccionação dos minerais hidratados retirar quantidades de 
agua inferiores às que foram concentradas atraves da separação de minerais anidros, faz com que o magma atinja 
um ponto de saturação em voláteis. Esta fase volátil separa-se, passando então uma fase de vapor de água a 
evoluir independentemente. A fase de vapor separada concentra constituintes voláteis – H2O, CO2, S, Cl, F, B, P, 
elementos incompatíveis (raio iónico grande e carga elétrica elevada, compatíveis com a fase liquida do magma e 
que só mais tarde irão integrar as fases cristalinas) e elementos calcófilos (com tendência a ligarem-se ao enxofre). 
3. Separação de líquidos imiscíveis: dois líquidos que não se misturam parece uma incomum ocorrência, porém um 
exemplo é o óleo e a agua, que devido às diferenças de densidades, estes separam-se, de modo que o óleo fica no 
topo e a água na base. A maioria das fases imiscíveis, tanto liquidas quanto solidas, encontram-se homogeneizadas 
em temperaturas elevadas, como consequência do aumento da entropia e energia de vibração molecular. Alguns 
exemplos de três sistemas naturais que contêm líquidos imiscíveis em algumas porções dos seus limites de 
composição são: 
a. Basaltos toleíticos ricos em ferro: a fração tardia de um magma basáltico toleítico rico em ferro e sílica, 
cristaliza em duas frações imiscíveis dando origem aos intercrescimentos granofíricos de feldspato alcalino 
e quartzo em intrusões máficas 
b. Magma silicatado saturado em enxofre liberta uma fase de sulfureto de ferro (cobre + níquel + outros) 
imiscível originando depósitos de sulfuretos maciços 
c. Magmas fortemente alcalinos ricos em CO2 separam-se em duas frações: uma rica em alcalis e outra em 
carbonatos dando origem ao sistema nefelinito – rico em alcalis – e carbonatito – rico em CaCO3 
 
Mistura de magmas: ocorre em sistema aberto e, a sua dinâmica depende das propriedades contrastantes dos 
magmas – temperatura, composição, densidade, conteúdo volátil, viscosidade, localização e turbulência com que o 
magma é injetado na camara magmática que já contém outro magma. Pode ocorrer entre materiais em fusão – nas 
zonas orogénicas – onde há a possibilidade de contaminação entre magmas diferentes. Alguns exemplos são: 
 A ascensão de magmas basálticos e a injeção dos mesmos em camaras magmáticas graníticas, misturando-se 
e originando magmas de composição intermédia 
 A ascensão de magmas basálticos mais primitivos e a sua injeção em camaras magmáticas basálticas já 
existentes, na qual o liquido basáltico já se encontra diferenciado 
Assimilação de material encaixante: consiste na incorporação de constituintes químicos nas paredes ou 
assoalhos da camara magmática, dentro do próprio magma. Pode ser capaz de uma alteração significante na 
composição do magma. O grau a que um magma pode assimilar a rocha fonte é limitado pelo calor disponível no 
magma. A rocha fonte dever ser aquecida ate ao ponto de fusão, e então parcialmente fundida para que possa ser 
assimilada. Este calor deve ser suprido pelo próprio magma. Mark Ghiorso calculou que de 3 a 7% da cristalização 
fracional da olivina a partir do basalto poderia, nos estágios mais recentes, assimilar eficientemente de 5 a 18% da 
crosta félsica via um processo de isentalmpia. A porção do magma que cristaliza no sentido de suprir calor para a 
assimilação é formada quando as paredes são arrefecidas e onde a energia do calor é consumida, formando então 
como que uma barreira inibidora de trocas com as paredes das rochas. Os componentes assimilados, devem então 
difundir atraves das barreiras marginais. Uma vez que a difusão de calor é maior que a difusão da massa, a formação 
de tais limites deve inibir a troca química na maioria dos casos, o que levaria a solidificação do magma antes de ter 
ocorrido contaminação de forma apreciável, ou ainda a inibição da mesma. 
 
A diversificação magmática pode resultar de dois ou mais processos que atuam em simultâneo ou em sequencia 
durante a geração, migração e solidificação dos sistemas magmáticos. Na verdade, grande parte de magmas e suas 
respectivas rochas resultantes, constituem produtos híbridos e complexos que refletem o efeito da combinação destes 
processos. Um exemplo são as intrusões máficas bandadas. 
 
Intrusões máficas bandadas (IMB) 
São corpos intrusivos máficos bandados/estratificados de grande volume, cuja ascensão e erosão proporcionam a sua 
observação à superfície. Estes, permitem observar o resultado da dinâmica dos processos que acompanharam o 
arrefecimento e cristalização em camaras magmáticas, onde a baixa viscosidade do liquido magmático permite um 
movimento significativo dos cristais e/ou líquidos, favorecendo a diferenciação. Constituem intrusões máficas de 
todos os tamanhos – desde finos diques a volumosos filões camada e, podem ocorrer em qualquer ambiente tectónico 
em que seja gerado magma basáltico. São um laboratório natural e referem-se a grandes volumes de magma que se 
instalaram por curtos períodos de tempo na crosta continental e expostos à superfície. Encontram-se muitas vezes 
associados às grandes províncias ígneas – LIPs, e têm maioritariamente idade pré-câmbrica. A característica bandada 
dos filões e soleiras é gerada durante o arrefecimento e exige uma espessura critica que ronda os 400 – 500m. O 
tempo de arrefecimento e cristalização varia com o tamanho e forma da intrusão, a capacidade de circulação de agua 
no topo da estrutura, que promove a perda de calor. As suas formas variam entre plutão acamado, lopólito ou funil. E 
margens de “congelamento” são comuns, porem, como consequência da assimilação das rochas encaixantes, não 
podem ser usadas na determinação da composição do magma parental. São normalmente gabros de natureza 
toleítica. Como exemplos destes laboratórios temos Bushveld, Dufek, Duluth, Stillwater, etc. 
 
Elementos maiores 
Possuem percentagens superiores a 1% (peso), são exemplos SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O. Uma vez 
que estão concentrados em elevadas concentrações, controlam o comportamento da mineralogia e 
cristalização/fusão nos sistemas ígneos. Controlam também propriedades como a viscosidade, a densidade, a taxa 
de difusão, entre outros, dos magmas nas rochas. 
Elementos menores 
Possuem percentagens que variam entre os 0,1 – 1 % (peso). São exemplos TiO2, MnO, P2O5. São normalmente 
substituídos por um elemento no mineral principal. Contudo, se atingirem concentrações suficientes, poderão formar 
uma fase separada do mineral – mineral acessório. 
Elementos traço 
Possuem percentagens inferiores a 0,1% (peso), e são expressos em ppm – 1% = 10.000 ppm). Uma vez que existem 
muito pequenas concentrações deste, torna-se impossível que formem uma fase separada, como consequência, agem 
estritamente como substitutos dos elementos maiores ou menores. A sua concentração e distribuição, podem ser 
utilizadas para o estudo da evolução dos magmas. Os que são fortemente consumidos por um único mineral 
constituem uma medida da quantidade de mineral que cristalizou por fraccionação numa serie de rochas cogenéticas, 
que representam um conjunto de composições de líquidos gerados por cristalização fracionada. Distribuem-se 
fortemente nas fases cristalinas – compatíveis – ou na fase liquida – incompatíveis. Por esta razão, a sua concentração 
varia de várias ordens demagnitude. 
 
Elementos compatíveis: entram facilmente nalguns minerais 
Elementos incompatíveis: concentram-se no liquido. A sua concentração reflete a quantidade de liquido num dado 
momento da cristalização ou da fusão. 
Elemento Características 
Ni (Cr, Co) Compatíveis – Ni na olivina, Cr na espinela e 
clinopiroxena 
Ti (Y) Compatíveis na ilmenite e titanomagnitite 
Sr Compatível, substitui Ca na plagioclase 
Rb Incompatível, substitui K em micas e feldspatos-k 
Zr (Hf) Incompatíveis 
ETR – elemento terras raras Incompatíveis excepto na presença de granada – TR 
pesadas, e/ou plagioclase -Európio 
Y Incompatível 
 
MORB 
Nos riftes médios formam-se os vulcanitos mais abundantes na superfície terrestre, constituindo a maior parte dos 
fundos oceânicos, sucessivamente designados de basaltos oceânicos, basaltos submarinos, basaltos pobres em K, 
basaltos toleíticos, toleítos, e mais recentemente MORB. As texturas variam entre vítreas e afaníticas porfiríticas. As 
amostras vítreas são muito importantes pois representam a composição do liquido magmático. Mineralogicamente 
possuem: 
 Fenocristais: Olivina – Fo65-Fo91 – espinela Mg-Cr, Plagioclase – An40-An88 – e muito raramente 
clinopiroxena cálcica 
 Matriz: micrólitos de plagioclase + clinopiroxena + óxidos de Ti e Fe 
 Sequencia de cristalização: Olivina (± espinela Mg-Cr) seguindo-se pela plagioclase e por ultimo a 
clinopiroxena. Os óxidos de ti e Fe são restritos à matriz, pelo que são tardios na sequencia de cristalização. 
MORB: são basaltos que são gerados nas cadeias médio-oceânicas, onde as placas adjacentes divergem. A medida que 
duas placas se vão afastando, o manto flui para cima de modo a preencher este intervalo. A ascensão do manto 
lherzolitico passa pela descompressão adiabática, e eventualmente atinge a temperatura solidus, de onde é produzida 
uma fusão parcial. Um típico MORB é uma olivina toleítica que contem baixos conteúdos de K2O e de TiO2 (inferiores 
a 2,0%), o que os torna quimicamente distintos dos basaltos de outras associações petrogenética. Possuem texturas 
que vão desde as vítreas a fíricas, sendo raramente gabroicas. As amostras de vidro são quimicamente importantes, 
pois representam as composições liquidas. É comum encontrarem-se cristais de plagioclase (An40 – An88), olivinas 
(Fo65 – Fo91) e espinela de Mg e Cr. Fenocristais de clinopiroxenas cálcicas são raramente encontradas. A ordem de 
cristalização é: Olivina (± espinela Mg-Cr) seguindo-se pela plagioclase e por ultimo a clinopiroxena. Os óxidos de Fe e 
Ti são restritos a matriz, pelo que se formam numa sequencia posterior do MORB. A composição química dos 
elementos maiores foi originalmente considerada extremamente uniforme, porém, as amostras mais extensivas e 
trabalhos químicos têm mostrado que estes exibem algum alcance (restrito) na sua composição. Não são magmas 
primários, sendo que os únicos representantes destes são os vidros que possuem #Mg superior a 70%. São produzidos 
apos aproximadamente 60% de cristalização fraccionada. Os magmas parentais deste poderiam ser os picritos, porém, 
estes têm densidade levadas, e não têm a capacidade de ascender. Correspondem a líquidos saturados com olivina + 
ortopiroxena + clinopiroxena + plagioclase, que se formam num intervalo de pressão que varia entre os 0,8 e os 1,2 
GPa, entre os 25 e 35 km de profundidade, no manto lherzolitico com espinela. A pressão correspondente à múltipla 
saturação representa o ponto em que o liquido esteve pela ultima vez em equilíbrio com as fases solidas do manto. É 
possível distinguirem-se 3 tipos de MORB: 
 
 N-MORB: “normal” MORB, característico do manto superior depletado, empobrecido em elementos 
incompatíveis. 
𝑀𝑔3 > 65 
𝐾2𝑂 < 0,10 
𝑇𝑖𝑂2 < 1,0 
 E-MORB: “enriquecido” MORB, característico do manto inferior, enriquecido em elementos incompatíveis 
𝑀𝑔3 > 65 
𝐾2𝑂 > 0,10 
𝑇𝑖𝑂2 > 1,0 
 
 T-MORB: formados num espectro continuo entre os N-MORB e E-MORB. São resultantes da mistura dos outros 
dois, durante a ascensão. 
Petrogénese dos MORB 
Inicia-se com a separação das placas litosférica, nos limites de 
placas divergentes. A medida que as placas se vão afastando, 
dá-se a ascensão do material do manto astenosférico para a 
zona em extensão, passando por uma descompressão 
adiabática que produz fusão parcial. 
Para os N-MORB, a fusão inicia-se a uma profundidade de 60 
a 80 km, no manto superior depletado, onde são herdados 
elementos traço depletados e caracteres isotópicos. A 
percentagem da fusão parcial aumenta de 15 a 40%, assim 
que os diápiros da fusão ascendem em direcção à superfície. 
A região de fusão tem aproximadamente 100 km, porém está 
focada de 3 a 8 km abaixo dos rifts. A fusão cria gotas de 
liquido que se separam entre os 25 e 35 km, onde têm o 
ultimo equilíbrio com o resíduo harzburgito, e migra para 
zonas que têm profundidades entre o 1 e os 2 km, 
imediatamente abaixo da crista axial, passando assim a estar 
“parados” numa camara magmática axial. 
As correntes de convecção que causam a divergência das placas litosféricas atuam até a fronteira com o manto inferior 
– 660 km. Este é enriquecido e como consequência destas correntes, pode “nascer” uma pluma. Esta pluma contém 
elementos traço enriquecidos e características isotópicas de um reservatório do manto profundo, ascende carreada 
pelas correntes de convecção. Alternativamente, uma pluma pode ser independente, mas geograficamente 
coincidente, na sua origem. 
Pode ocorrer a mistura de líquido N-MORB e E-MORB, produzindo os T-MORB. Esta mistura assume uma posição acima 
do limite da profundidade do manto. 
 
OIB 
As ilhas oceânicas e os correspondentes hotspots têm uma distribuição irregular, mas não aleatória sobre a superfície 
terrestre. Encontram-se preferencialmente localizados perto dos limites de placas divergentes, nas cristas médio 
oceânicas, e são praticamente excluídas das regiões perto dos limites de placas convergentes, nas zonas de subducção. 
Os hotspots não são fixos, tanto que alguns, no Pacífico, migram mm/ano, e no Atlântico vários cm/ano. Estão 
associados aos edifícios de pluma mantélica. Podem ocorrer tanto sob a crosta oceânica como sob a crosta continental 
As plumas constituem anomalias termo-composicionais, constituídas por material mantélico peridotítico mais quente 
e menos denso que o meio envolvente, que adquirem flutuabilidade e ascendem. As plumas devem ser geradas em 
limites no interior da terra – Limite manto/núcleo aos 2900 km de profundidade, ou na descontinuidade dos 660km. 
Nesses limites, as diferenças composicionais núcleo/manto, ou as diferenças de fase – descontinuidade dos 660, 
permitem que materiais mais densos e quentes existam sob rochas mais leves e frias, de modo a que qualquer 
instabilidade nos padrões convectivos atravessem os limites gerando deste modo uma pluma. Inicialmente, as plumas 
podem ser centenas de graus mais quentes que o manto circundante, o que consequentemente faz com que 
ascendam. O excesso de calor causa uma diminuição da viscosidade do manto circundante, podendo fundi-lo 
ligeiramente, permitindo que seja arrastada para a “cabeça” da pluma. A “cabeça” da pluma desta forma, vai 
aumentando gradualmente de tamanho, e torna-se relativamente mais fria quando comparada com a sua cauda, que 
é mais estreita e quente, que serve como mecanismo de passagem, por onde o material ascende continuamente até 
a cabeça. As cabeças das plumas podem adquirir tamanhos bastante grandes à medida que vão ascendendo para a 
superfície. 
As ilhas oceânicas são exclusivamente de natureza magmática, e podem ou não estar associadas a plumas mantélicas. 
As rochas resultantes são fundamentalmente basaltosque se designam por basaltos das ilhas oceânicas – OIB 
Um corte transversal esquemático da terra, mostra a 
existência de 3 tipos de plumas/hotspots. 
Primárias: Havai, Afar, Reunion e Louisville. Estas são 
profundas e ascendem da descontinuidade D’ 
(manto/núcleo). 
Secundárias: são menos amplas e menos concentradas 
que as primárias, e ascendem da zona de transição dos 
660 km. São designadas por superplumas 
Terciárias: ou hotspots, possuem uma origem 
superficial. 
A transição dos 660 km constitui uma barreira de 
densidade suficiente, que separa os movimentos de 
convecção do manto inferior do fluxo do manto 
superior. As únicas coisas que conseguem atravessar tais barreiras são as plumas que ascendem e a litosfera que é 
subduzida. 
As OIB, estão fortemente enriquecidas em terras raras leves, e a razão La/Yb correlaciona-se com o grau de saturação 
em sílica: 
 OIB alcalinos fortemente subsaturados, possuem razão La/Yb maior que 30 
 OIB alcalinos possuem razão La/Yb na ordem dos 12 
 OIB toleíticos possuem razão La/Yb de aproximadamente 4 
Através dos padrões de terras raras, é possível inferir-se que o local-fonte destes magmas possui características 
diferentes do local-fonte dos N-MORB, mas semelhantes ao dos E-MORB, manto inferior enriquecido. 
Arcos insulares 
São estruturas arqueadas que constituídas por um conjunto de ilhas vulcânicas com larguras de 200 a 300 km. São a 
expressão da magmatogénese induzida pelo processo de subducção oceâno-oceâno. A distância a que o arco vulcânico 
se forma relativamente à frente de subducção – fossa, varia entre os 150 e os 300 km e está dependente do angulo a 
que se faz o mergulho da placa litosférica oceânica, que varia entre os 30° a quase vertical, sendo que a média de 
inclinação é de aproximadamente 45°. A espessura média da crosta gerada nos arcos insulares é de 30 km, e aumenta 
com a idade. É produzido quase que exclusivamente por material vulcânico, plutónico e piroclástico produzido no 
próprio arco e representa uma margem ativa. As velocidades da subdução variam entre 0,9 a 10,8 cm por ano. O 
magmatismo é representado por uma série evolutiva: 
 
As rochas que aí se originam são normalmente porfiríticas, e possuem mais de 20% de fenocristais – olivina, augite e 
plagioclase. Esta ultima, constitui o mineral mais frequente e apresenta zonamentos complexos e reações de 
reabsorção. Nos termos calcoalcalinos andesíticos, os fenocristais de hornblenda são comuns e os de biotite nos 
termos mais evoluídos. Óxidos de Ti e Fe também ocorrem nos fenocristais. Os magmas calco-alcalinos mais 
diferenciados são ricos em H2O. 
Padrão de elementos incompatíveis 
 HFSE – Zr, Hf, Sm, Ti e Y – apresenta um comportamento semelhante aos MORB, e provavelmente reflete 
características do local-fonte no manto. 
 LILE – Sr, K, Rb, Th – é mais enriquecido que os MORB, o que reflete o contributo da placa subductada, 
responsável pela adição destes elementos, que são mais solúveis em água, ao local-fonte. 
Petrogénese 
A desidratação da placa mergulhante fornece LILE e assinaturas enriquecidas em isótopos de Sr. Estes componentes 
são transferidos para a cunha mantélica através de uma fase fluida. O manto, fornece HFSE, elementos empobrecidos 
e compatíveis. 
A geração de magmas de arco reflete diferentes fontes e estádios. A cunha mantélica pode ser heterogénea e 
variavelmente enriquecida ou empobrecida e o material subductado pode também ter grande variabilidade de 
constituintes magmáticos e sedimentares. Por outro lado, os fluxos térmicos convectivos podem ser muito diversos, 
pois a natureza dos fluidos é variável e mal conhecida. As características geoquímicas são herdadas de toda esta 
complexidade de intervenientes e constituem o resultado da conjugação de processos de cristalização fraccionada, da 
mistura de magmas e de contaminação crustal (com pouca eficácia nos arcos insulares). 
Hidratação da cunha mantélica: a crosta oceânica alterada e subductada começa a desidratar em torno dos 50 
km de profundidade, à medida que a clorite, a fengite e outros Filossilicatos decompõem-se. A crosta oceânica é 
sucessivamente metamorfizada para xisto azul, anfibolito e por fim eclogito anidro, à volta dos 80 a 100 km de 
profundidade. A água libertada ascende na cunha mantélica e reage com o lherzolito dando origem a anfíbola 
pargasítica e flogopite. Este manto, já hidratado, é carreado pela convecção para zonas mais profundas e quentes 
onde a anfíbola pargasítica e a flogopite perdem água e promovem a fusão parcial do manto lherzolitico, gerando 
líquidos que vão ascender por descompressão do manto lherzolitico 
 
basaltos 
basaltos 
andesiticos
andesitos dacitos riolitos
Granitoides 
São as rochas plutónicas mais abundantes na crosta continental superior. A sua instalação está habitualmente 
associada aos equivalentes vulcânicos félsicos cogenéticos. 
Como qualquer rocha ígnea, a composição química dos granitóides é controlada pela composição química da área 
fonte; pela pressão, temperatura e grau de fusão parcial; pela natureza e extensão da assimilação e subsequentes 
processos de diferenciação. 
A diversidade de áreas fonte, crostal ou mantélica, produz considerável variação nas séries magmáticas dos 
granitóides. Os tipos calco-alcalinos são dominantes relativamente aos toleíticos, ocorrendo também tipos 
pertencentes à série alcalina. 
O índice de saturação em alumina (Al2O3) permite estabelecer, para rochas félsicas, as séries peralcalinas. 
São rochas plutónicas (intrusivas), as suas estruturas são batólitos, plutões, são faneríticas (equigranulares ou 
inequigranulares – porfiróides, ao microscópio com textura hipidiomórfica), máficas < 35%, ácidas (SiO2 > 62 %), 
sobressaturadas (com quartzo). Os seus minerais constituintes: félsicos [quartzo, feldspatos alcalinos (ortose, 
microclina, pertites), plagioclase (% An <30)]; máficos (micas, óxidos Fe-Ti, anfíbola, apatite, zircão, andaluzite, etc). 
Arrefecem lentamente na presença de voláteis, particularmente H2O, o que facilita o crescimento dos minerais. 
Os processos fundamentais envolvidos na produção destes magmas são: 
 extensa cristalização fraccionada de magmas básicos de origem mantélica; 
 fusão parcial da crosta continental siálica (rica em sílica e alumina) dando origem a plutões gerados por 
anatexia; 
 contaminação de magmas mantélicos por assimilação crostal 
Classificação dos granitoides baseada em critérios petrogenéticos – S-I-A-M: 
 granitoides tipo “S”: têm um percursor supracrostal ou Sedimentar, resultam da fusão de metassedimentos, 
são hiperaluminosos, IA>1, corindo normativo, encraves metassedimentares, contactos difusos 
 granitoides tipo “I”: têm um percursor infracrostal ou Ígneo, resultam da fusão de rochas ígneas, são meta-
aluminosos a hiperalcalinos, IA ~1 ou <1, % Na2O relativamente elevada, contactos discordantes 
 granitoides tipo “A”: têm como percursores vários materiais crostais. Granitos intrusivos em zonas não 
orogénicas – Anorogénicos, Anidros, Alcalinos: fusão de materiais crostais variados, em condições anidras 
(com tempo e calor suficientes para diferenciação significativa). 
 granitoides tipo “M”: têm um percursor no Manto. Resultam da diferenciação extrema de magmas basálticos 
ou da fusão de gabros. Ex. Plagiogranitos dos ofiolitios e em OIBs como Islândia. São produtos de cristalização 
fraccionada 
As zonas de colisão continental e os arcos continentais são os locais mais propícios à formação de grandes volumes de 
magmas/rochas graníticos. 
 
Arcos continentais: as características singulares dos arcos continentais ou margens continentais activas resultam 
da natureza da placa continental suprajacente. Desidratação da placa oceânica mergulhante, hidrataçãoe fusão 
parcial do manto na cunha mantélica suprajacente heterogénea (podendo incluir manto litosférico subcontinental); 
“underplating” crostal de derivados mantélicos onde podem ocorrer processos MASH (fusão, assimilação, 
armazenamento, homogenização) bem como de cristalização. O “underplating” pode ser responsável por fusão crostal 
e consequente assimilação gerando líquidos de graníticos a tonalíticos. Na passagem pela crosta continental, os 
magmas são sujeitos a processos de diferenciação, essencialmente CF, e assimilação. Série magmática característica 
dos ambientes de Arco Continental Sub-alcalina e Calcoalcalina. 
 
Zonas de colisão continental: Efeitos da “subducção” de placa continental sob placa continental. Perfis das 
isotérmicas (que tendem a “recuperar” os valores correspondentes às condições locais). A crosta espessada atinge 
profundidades (pressões) e temperaturas suficientes para que ocorra fusão parcial da crosta continental. 
Portugal Ígneo 
Mesozóico: os 3 ciclos de actividade magmática reconhecidos na margem oeste ibérica permitem usar as suas 
assinaturas magmáticas para constranger a evolução da margem continental desde os estádios iniciais de Rifting até 
ao estádio de margem passiva num intervalo de tempo que se estende desde aproximadamente 200 Ma a cerca de 70 
Ma. 
1. 202 a 198 Ma – jurássico inferior: deu-se o vulcanismo do Algarve, Santiago do Cacém e Sesimbra a 
aproximadamente 198 Ma, e o filão de Messejana-Plasencia a cerca de 202 Ma. – Escoadas lávicas de basaltos 
e intrusões filonianas 
2. 148 a 140 Ma no jurássico superior: ocorreu o magmatismo na bacia Lusitaniana entre Óbidos e Soure. 
Magmatismo moderadamente alcalino, com corpos intrusivos, pequenos plutões e filões, diques ou soleiras. 
Constituído por rochas básicas e intermédias 
3. 94 a 69 Ma – no cretácico superior: ocorreram corpos intrusivos de Sesimbra – 94 Ma, campo filoniano de 
Lisboa-Mafra – 94 a 88 Ma, Maciços de Sintra, Sines e Monchique – 80 a 69 Ma, o Algarve litoral – 72 a 75 Ma, 
e o complexo vulcânico de Lisboa – 72 Ma. Magmatismo alcalino 
 
Jurássico superior: calcários metamorfizados – Calcários de S. Pedro; calco xistos com intercalações margosas – Xistos 
do Ramalhão; calcários nodulares e compactos e margas 
 
Cretácico: calcários e margas ricos em macro e microfósseis, e arenitos. 
 
Cenozoico: complexo de Benfica, conglomerados de materiais sedimentares – calcário, e eruptivos. provenientes do 
MÊS, e cimento calcítico. 
 
Maciço eruptivo de Sintra 
Constitui um plutão com cerca de 40 km2, é uma estrutura anelar, intrusivo em sedimentos carbonatados mesozoicos 
– jurássico e cretácico, que formam uma estrutura anticlinal assimétrica com vergência para norte. Encontra-se 
coberto por sedimentos cenozoicos, do Oligocénico. A sua idade isotópica é de aproximadamente 80 Ma. Constitui 
um dos três maciços alpinos portugueses, em conjunto com o de Sines e o de Monchique. É constituído essencialmente 
por gabros, mafraítos, dioritos, sienitos, granitos, brechas e rochas filonianas – máficas e félsicas. Os minerais 
preponderantes são a olivina a piroxena, a anfíbola, a biotite, óxidos, feldspatos, quartzo, apatite, zircão, esfena, 
zeólitos, granada, entre outros. Constitui um maciço subvulcãnico, com a instalação próxima à superfície, composto 
por magma basáltico.