Wernick_Petrogenese das Rochas Magmáticas = CEGEO

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Centro de Estudos Geológic~s - Cegeo 
GEOLOGIA - · RIO CLARO 
PETROCiÊNESE · DAS ROCHAS MACiMÁTICAS 
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Prot. Dr. EBERHAD WERNICK 
Direitos Autorais reservados. Proibida reprodl!ção, total ou 
- _parcial, sem expressa aótorização. 
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I 
O Meg~a oooooo••••~•oooo•~•••••••:eoo•••••&~••••o~oo 
A Nat~reza do Magma o•••eoo•o••••••••ooooo•o••oo•••• 
Viscosidade do Magma ooo••••o••••! ~ •o~••o•••••o•••o~ 
Influência da Temp~ratura ••o•ooo•o•••••oo•••••o•••• 
Influência da Composição ooooooo;oooooooo.oooo••••o<o 
Influência da Pressão ••••o••o••••••ooo ••••o•••••o• • 
Influência do Tipo de LiOac;ão Si-O . ~.o o~ o o·~· o ••• o ••• 
A Influência dos Voli~eie ••••••••o••~••••: ........... . 
Quadro Comparativo •••o••••a•••••••••• •••••••••••••• 
As Conae·quêncies da Viscoeidade · ..................... . 
Modo de Ocorrência ............ o•••••••••ooo•••••••••• 
G~au de Cristalização o•••••·••~•••••••••••••••••••• 
Segregação Magmática •••••••••••••••o•••••••••••••·• 
Temperatura do Magma ••••••••••••••••••••••••••••••o 
A fase Gasosa · do Mag_me • ••• : ••• : ••• .,.o •••••• ,_, ..... .. .. 
Generalidades ...................... , ••••••••••••••••• 
frequência e Ocorrê·ncie da fase "Gasosa o •••••••••• o. 
A Composiçio da fase Gasosa ••••··~··••••••••••••••• 
A Solubilidade da Água do Magma ••••••••••••oo•••••• 
A Origem da Fase Gasisa ............................ . . 
feições GeolÓgicas Ligadas a Fase ~•sosa ........... . 
fracionamento Magmático •••••••o••••••ooooo•••••••"" 
Abaixamento da Temperatura de · Crletalizaç~o ooo•o••• 
Mudanças na Marcha· da Crista-lizaÇão ......... o •• • •••• 
Explosões Vulcân1cas ••• , ............... ~·· •o•• •••• o•• 
Assimilações Magmáticad ••••••••••••••~ .... : ........ ,. 
Jazidas Pneumatolftlcas ..................... , •••••• • •• v 
Tamanho dos Cristais ••••• • ••••••••••••••••••••••••• 
PegmatitOS o ooo••Q••uooooooe•ooQooooooooo• ooo ~ooo•oo 
Soluções Hidrotermais ·~·····~•••••••• •·~··· ••••"••• . . 
Asce'Tlção do Magma •o•••••· ····••••••• .. ••••••.,•••••••• 
Sistemas Binários ~ 
General idades ~ool.ooo~•uoo•oooGeoooood oooooooooeo~o 
Regras da s Fases ; .......... ~~••••••••••••• ••• .. •••o•• 
Sistema com Ponto Eut~tico Simples ••••••••••••••••• 
8ariação do Ponto EutÂt~co com a Pressão .......... . 
A Influência da P ~essão de Vapor d'Água ·~··•••••••4 
~ Inf~uência da Pressão seca o•••••••••••••••••••••• 
Sistemas Ainários corn Eutético Duplo ••••••c.••• ••••• 
Sistemas Binários com Ponto de Fusao Incongruente •• 
Conceito de Ponto de Fusão Composto d~ Congruente e 
I n c o n g rue n ·te o ~.~ • "" c ~ y C) • • o o o , • • " • • • • • , " • o • • • • • o • • .. • • • • 
O Sistema For~~erita- SÍlica •••••••o••••••••••c••< 
nifarenciaçio do Sistema forsterita- SÍlica ••••••• 
SiRtemaR B1~~rioa com Componentes' ·conatituindo Solu-
ção S.Ó.l ida o •• .o c o ., ...... o ~ o • o o ••••••• o •••• o o o • o o • ~ o ., 
O SistAma 1\ll:.tlta- Annrtita ••••••••••••••"•·••••••• 
Fracionamento no Sistema Albita - Anortita ••• • ••.••• 
Plagioclási os Zonados ••••• ., ••••• ~ ................... . 
Cbnclus5es finai s acerca dos Diagramas Binários .... . 
Oiag~amaa Te r nários' 
Página 
t 
1. 
2 
5 
4 
4 
-4 
6 
5 
6 
6 
6 
7 
8 
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15 
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16 
16 
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20 
37 
37 
39 
39 
40 
c e ne r a 1 i d 8 de s ••• o • • o c • o o o " o ~ o o o e ii d ••• : • o .... o • Co " (. .; c o ~ 
Sistema s Te r :- ários Comp ostos p"Or Si'stemas Binários do 
, i' • . 
T~po CutRticl.T Sítnples ... ........ \.•o•••••••o•••••• • • 4!5 
4•2c4 
4.2.5 
4.2.5 
4.2..7 
4 .. 3 
5.2..1. 
5.2..1.~ 
6 .. 2 ... 1. 3 
5.2.1.4 
5~2.1.5 
6.2..2 
5.,2.2.1 
5.'2. 2. 2. 
5.2..2 .. ~ 
s.z.z.4 
1.3 
5.3.1 
6.3.2 
6 .. .5 .. 3 
5.-4 
5.4.1 
5 • .4.2 
S.-1,3 
s.s 
'· 6.t. 
,,l.l 
~.1 .. 2 
6.2. 
6 .. 3 
II 
Sistemas Ternários Contendo um Sistema Binár~o com 
dois Eut~ticos •••••••••••·••••••••••••••··~····· ·· •< 45 
Sistemas Ternários Contendo um Sistema Binário com 
Composto Intermediário do Ponto de fusio Incongruante ~6 
Sistemas Ternários com dois Componentes Constitu1ndo 
Solução SÓlida •••• • •••••••••••••••o•o••••••~•••o•••• 4& 
Diagramas Ternários Contendo Composto Intermediário 
com Ponto de fusão Incongruente e Solução SÓlida •o•• 4g 
As séries de nea9eo e Sues Ca~e~tar!stlcas ····o••••• 51 
Generalidades ••••••e••••••••••••••••••••oo•o4oooooft• 5l 
As Principais Caractar!sticae das S'ries de ~eaç~o o ~ SZ 
Ralação entre Teor de 'S!lic:a doe Esqueletos de Silica . -
tos e sua Valencia •••·~••••••••••••••••••••··~··••o• 52 
VariaÇão na Estrutura ·····~····~···••••••••••••••••• ~5 
A Variação da Relação Si r O nos (squelet.os dos S!.li-
catos ·············································o• 53 
Minerais Hidratados ••••••••••••••••••••••···~••••••• 54 
Oe Minerais de Potássio ••~••••••••••••~••••••voo•••• 54 
A Relação Si Al nos esqueletos dos Silicatos uOO<UO 54 
A Relação (K- Na) : Al ••••••••••••••••••••• •" •••••• S. , . , -
Car.acterl.st~cas de Ca·da Membro da Seria de Reaçao 03~ 
contínua ••o•••••························~···~•oooo~~ 55 
As séries. de fteação e a Classiricação das Rochas • o. o 55 
A Afinidade entre a SÍlica a os Elementos Qu!micos 
Maio.ritá·rioe do r:tagma durante a Cl''istalização .. o.... 56 
A Diversidade das Rochas Magmáticas ••• .•••••••• o •••• " 
Generalidades •••••••••••••o••~••••o•a•••~··••••· • •• • 
fracionamento Magmático e suas Causaa •••••c • ••• ~ • ' • • 
Separação ou Concentra~ão das f'r.açõea ·cristalinas Im. 
cialments for'atadas •••••••oo••••••••••••"••o•••"•c••• 
Separação por.- Graui.dacte ·'·· • .: .. ........ ~ ••••• o o •• o •• ., o •• , . 
Correntes de Convexão , ................ ~ • • .,, .......... . 
A~ão de dolhas •••••••••••••••••ooo•ooo•~•oo~•~oor•~ ~ 
Movimentação do Magma •••••••••••••••o<>••••••v••••••• 
Filtragem e Compress~a ·••••••••••••••••••••••••• • ··· - , 
Separaçao de fases flu1.das do Magma ••••o••••••••••u • 
Desenvolvimento da Fase Gasosa ••••••••o••••••••• • u• • 
Oesr:Jnvolvi nento da Fase Hidroterr1a 1 •., •. o • •• " • • o •••• , 
lmisci bilidade Ma~~~tlca ·····•••••••••••••••••~····· 
Enriquecimento EH.ferencial ••••••••••••• · •••••••• • • " , • • 
Mudanças na Marcha , de tri.stalização ~ •••••• · •••• • •••• ,. 
Impedimentp. de lieaçãO' ........................... P •••• ,. 
A Influ5ncia da Piessio ••••••••••••••• · ••••••• • ••••• • 
Variação na Tensão d~ Ox.igênio ••••••••••••• , •· " ••••• , 
Outras C:1usas · que LaVP.G e l)ivftrsidade d<1s HC'Ch<-~3 ,· a _;·· 
má ti c as· .............. .. ....... o •••••••••• • • o • , • ~ o • c • • 
IW\iscit.'i lidada f'a~~.~ática .......................... , ••••.. 
Assimilação ••••••••••••••••••o•••··~···•••••••• o •••• 
~etassomatose •••••••••4• • ••••••••••••••••••·••"·' • •. • 
fusão 1eletiva •••o•••••••••••••o••o••oo••o• • • u ~•••• " 
58 
66 
60 
~rov!nc.i.as r•etrográficas •••••••••••• ;, . . .... ..... " . ..... 67 
Generalidades ••••••• " •••••.•••• • •••••••• o ...... ~.. ••••• v.., 08 
n Classificaçio de Paacok ·•o•~•·••••••••••••· • ·· · · ·· i9 
:1 Clétssificução de lliCJcjl i - Ritr.á n , •• : •.•••••• . . .• . , 70 
:~epresent.:ç~o d&..S l'rovfnc.i.as íietq:. qréficna •••• ,, , • •• . , 7o 
As Causas das Difere nças entr~ ~rovfncias Orogin5c~r 
e nio-Oroginicae •••••••••••••••••·••••·••·········• • 11 
6 : .4 
, .... 1 
6. 4.1.1 
6. 4.1.2 
6.4.l.:S 
6.4."1.3.1 
6.-4.1.5.2 
6.4.1.3.3 
6.4.1.4 
6.4.1.4.1 
6.4 .. l..4.2 
6.4.2 
6.4.2.1 
6 • .4.2.1. 
6.4.2.~.1.1 
6.4.2.. l.l.Z 
6.4 • .2.1-.2. 
6.4,2 . J .2.1 
6.4.2.2, 
6.-1.2.2 • .1. 
&,4.2..2.1.1 
6.4.2.2.2. 
6.4.2.2.2..1 
6.5 
6,5.1_ 
6.5.t,J.6.5,.1.2. 
6.5.2 
6,5,2,1.. 
6.5 . 2,2. 
6. S' . 3 
Ú cÇ,4 
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'7.1 
7.2. 
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B. 1.. 
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B.4. 3 
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EL4.6 
III 
As Principais Prcv!ncias P~trográficas •••••••••••••• 72 
Prov!ncias Vulcânicas ••••••••••••••••••••••••••••••• 72 
ProvÍncias Oceânicas ••••••·••••••••••••••••••••••••• 72 
Províncias de fransiçiQ •••••••••••••••••••••• • •••••• 73 
Prov!neias Continentais Não Orogênicas •••••••••••••• 73 
A Associação Olivina Bas~lto Traquito- Fonolito~ •• 73 
A Associa-;ã(l !..eucita 13asaltc - Traq~ibalalto - Traqu,! 
tO ••IJ•••••·•••o•••••••••••c•••••••••••••••••o••••o•• 74 
Basaltos Tole!ticos ••••••••••••••••••••••••••••••••• 74 
Províncias Vulc~nicas ~e .~reas Orogênicas ••••••••••• 75 
A Associaçio Epilito- nuerét6firo •••••••••••••••••• 76 
A Associaçio Basalto- Andesino- Riolito ••••••••••• 76 
Províncias PlutS~icee ••••••••••••••••••••••••••••••• 77 
Prov!nc:as Plut5nicas de ~rEas Nio Oro ginicas ••••••• 77 
Províncias Rieicss •••••••• • ••••••••••••••••••••••••• 77 
A Associação Peridotito- Gabro ••••••••••••••••••••• 77 
n Associação Norito- Anortesito •••••••••••••••••••• 77 
Prov!ncies ~cidas ••••••••••••••••••··~····~••••••••• 78 
A Associação Gnaissa- Granodiorito- Granito ••••••• 78 
Prov{ncias Plutônicas de ~reas .Orogêriicas • • • • • • • • • • • 78 
Prov!nciaa Básicas •••~•••••••••••••••••••••••o••••o~ 78 
A Associaçio Per1dotito- Serpentinito •••••••••••••• 78 
Província s Acides •••••••••••••••••<••••••••••••••••• 78 
A Associação Gnaisse - Migmatito - Grenodiorito - Gr~ 
nito ·······••o••••••••••.o , ·•······~c••c••••••••••ooe 79 
Classific~ção G•n~tiea das Rochas ••••••••••••••••••• 79 
~achas 9erivadas de Mag mas Prim~rios •••••••••••••••• 79 
f•:agi'Pias Prim~rios Simples •••••••••••••••••••• , ........ v 79 
r·1agmas P rim~rios Comrostos • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • 80 
Rochas Oe~ivadas de Magmas : o~postoe •••••••••••••••• 80 
fraci o namen~o dos Componentes La~es •••~••••••••••••• 80 
fracionem8nto dos Componentes Pesados go••••••••••• •• 80 
Rochas Derivadas de Magmas Sint~ticos •••••••••••••• • 80 
Rocb.as Derivadas de 1"1a gmas GErados por Atividades TElE_ 
t Ônicas •••••o• o •o•••• .. ••••• ••o••t••••••4•ooowooo qoo 80 
Mag~as Res~ltantes da Tect8nics de Placa •••••••••••• 80 
Magmas r.esL ~tantes da Fusão $eletivn devido a Ativid!; 
de Tectôn i ca o••••,••o•••••••••l)•••·•••••••'••o••• • ••• 00 
.Rochas Ignea~ Alectonas ••••• •• •••• ••• •••••••••••• 80 
O Magma e sua Cristalizaçio ••• · •••·•••••••••••••••• • 81 
O Car~t 8 r Primário do Magma Bas~!tico • •• •••••••••••• ·81 
O Cont~ole da F~sio Seletiva do Mantc ••••••••••••••• 81 
A Distr .; ·Jui.ção dos 9asa ltoe nas Prov.~·;cias Oceânicas 02 
A Dife=~~ciaçio Bas6~tica •••••••••• • •••••••••••••••• 82 
A Cri sts lizaç~o na~~ltica ••••••••••••••••••••••••••• 83 
O Magma Cran{~i ~o e sua rristalização •••••••••Q••••• 8 6 
Generalidades ~ ·••••c••••••.,••t•c•• • ••o••••••••••"••• ~ 6 
Crigem ;.Jor Dir:::.renciaçãc f'lag m~_tica ••• • ••• ,,., ••• •... r;? 
r: r i g 8 m por l"le l. asso ma ·i: o-e '3 • •• ~ •••••• o • • • • • • • • • • • • • • • • • 8 7 
Origsm oor Ft1são Sa:.a C.v .:~ de f1oc has Cru~d;a is •••• • , • • • 88 
Composiç i o das ~oc~as ~ ~3nfticas e s~asConsequinoins 88 
O Sieterna 1\b - "~r - J - Or - H2D ••••••• ~ ............ 80 
fatores q ue Inf! ue f'"l na F11são de ';r:: c.has , • • • • • • • • • • • • • 89 
Fusão Seletiva em ,'< ree r: !l :~ogêr.ic~R • • . • • • • • . • • • • • • • • • 90 
~Ori gem dos Migmatitn~ •· • · ······••••••••••••••••••• 90 
Ós Eet~ u ins da Cri s tel i~Aç5o Cranfti ca •• ••••••·• ~· · · 91 
9~ 
9 , 1 
9 ~ 2 
9 , 3 
9 , 4 
9oS 
9 e 6 
9. 7 
IV 
Pâ cn na - .-..-.: ·---· 
ConsideraçÕes sobre a Origem de ,; llJumas :1ochas mino 
r i tá r ias • -o • o o •• o •••• o • o • • •• o •••• " ••••• , o • " •• Q ••• o " " • ~ 
Generalidades 
Esp{lítos 
92 
9~. 
92 
93 
93 
9 /~ 
9 6 
9 7 
, . l) O 0 0 o,) 6.) 0 G 0 • 0 t ~ 0 0 Q 0 0 0 0 0 0 0 D O 0 0 c;. 0 Cl 0 O 0 0 0 0 0 O 0 ;) 
Rochas Ultrabásicas 
OOOOOOOOODQOOOOOOOOOOQOOOOOOGOOOOQOCtOOt o(,fJ 
Sienitos 
Carbonatitos 
Lampr-Ófitos 
Pegma ti tos 
" o • o· o c- o o o o o o o o o o .;) o o o o' o o o o o o o o fJ o io o ô " o " "" 
.... 
.. , I) 
. " 
l. O MAGMA 
J,l A Natureza do Magma · 
O ~agma é, em síntese, o material que por consolidação dá origem às 
rochas m8gmáticas~ A existê~cia deste material r.ão pode ser contestada,já 
cue a s ua a~cençao i superfÍcie da te~re ~ atestada pelas corridas de la-
vas que saem dos vulcÕes, dando orige~ às r~chas extrusivaso Basicamente 
O magma pode ser caracterizado por várias feiçÕes QUe estão incluÍdas na 
sua definição, ou seja, que o magma é uma massa essencialmente fluida-ps~ 
tosa, de alta ~mperat,ra, de natureza quase sempre eillc~tlca~ m6vel devi 
do ao seu conte~do em voláteis . {princip~lmente 'gua) & que se Origina no 
interior da terra onde ocorre co~stituindo unidades d9fini~is~ denominada 
de câmaras magmát~as. 
Durante a su~ cri~talização o magma perde ·pert~ de seus gases, a se-
melhança do ar dissolvido na ~~ua durante o · seu congelamento. Lovandc -se 
em considera~ão este feto é algo imp~acieo referir-se ao magma simplesme~ 
ts em termos de rochas em asta~o de F~s;o, j~ que pela fusão de uma rocha 
nunca se ~btém um material com ag características idênticas aquele 
por cristalização, àeu ··origem à rocha que I" o i fundida o 
QUB p 
Como a entropia de ~ião dos silicatds nio é alta, o que equivale di-
zar que a mesma substância tem estruturas semelhantes na fase lÍquida ' e 
na ·rase cristalina, . é de st.~por-•e que o magma não corresponde a uma solu-
ção simples co1111o a que se ot6tám pela fusio de um sa .!. do tipo cloi"eto de 
sÓ di o_. 
O magma, ~sto sim, e uma massa composta por associaç5es de silÍcio e 
o xig8nio formando estruturas uni-bi e tridimensionais que sao semelhan-
tes aos esqueletos dos silicatos cristalinos, dos quais se distinguem ep~ 
nas por serem mai~ f~ouxos e irregulares (figura l)o Entre estes esquel~ 
+ + ++ -- •+, t.os o ccrre .., r.:<-<tions e anions tais como K , Na , Ca . , Mg , Fe .,so
4
-- r 
etc . qus, :lo;oi'·(!.Qntrário dos silicatos cristalizados onde os !ons tem posi-
ção fixa ne B$tr~t~rJ silicática, são caracterizados pOr uma ampla mobili 
dada. 
A Natureza das ~strutura; · silÍcio-oxig~nio presentes num magma depen 
de de vários fatore~~ ent~e os quais se destacam o teor de sÍlica do mag-
ma, e o tipo .de !ons P'~~.entas. Assim, nos magmas básicos (pobres em sÍli 
ca) a estrutura eilicic~oxig~nio' predominenteme~te tio tipo ( SiDd) . Com 
o aumente do teor em a!lica no 111•gma 9 aume:1ta. a polimerização das unida -
des estruturais ,Si0'4, resultê!ndo na for-mação de . estruturas cAda vez 
complex2 Q. Esta :grau de polimerizaç~o das estDut uras silÍcio-oxigirio 
mai s 
, . 
e 
tamb6m f ortemente afetado pela nat~reza dos c~t~o ~~ presentes no ma umb,a~ 
~entendo com o incremento d~ teor de c~tions segundo a escala ~e ~ Mg -
2 
C<'~ - Sr - Li - \\la - K. f)uanto "l&ior for a concentração no magma, de ca-
tinns s ituados no inicio o u no fim desta s.equência, tanto menor ou maior 
, 
!:13ra a compl ex idade das ~s t ruturas Si - o. 
As DrimAáras caracterf9ticas do magma, cita ~os durantea ~ue definiç~ 
podem ser, fac ilmcn te, o~ se rva das durante erupçóes vulcânicas. Assim dete.E_ 
mina-se a sue natureza quen~e (medindo-se a temperatura da lava por m~to­
do especial), a st.~a natureza silicática (analisando-se e composição qulml 
cn das rochas que resultam de consolidação de lava); a presença de volá-
t eis (emanações ga s osas ligadas à erupção), o seu estado liquido pastoso 
( lagos de lavas; rios e corridas de lavas); al~m de aua origem tnd6gena, 
já que os vulcÕes são aparelhos que 0one.ctam a svper.fÍcie à. sub- superf!cie 
ua crosta terrestreo 
Nota-se que todas estes observações ref"erem-se ~e·nas à la11es, ~ato 
á, magmas que atingPm a superfÍcie da crosta terrestre.Por muito tempo -
discutiu-se a orige~ das rocha s plutônices, colocando-se em dÚvida a sua 
gênese magmática (controvéràia Vulcanistos x Neptuniatas). As principais-
provas de que tamb~m as trocha-s plutônicas pl'ov~m da cristalização de um 
-magma sao: 
1 - A natureza dos cantatas entre a• roc~as plutónicas e suae rochas 
encaixante s . Estes cantatas mostra~ ' geralmente que a rocha envolvida 
de n&tureza muito diferente das rochas envolventes o 
, 
e 
2 - nu r~ol as de metamorfismo de cantata., frequentemente observadas -
nas rocha s encaixantes envolvendo rochas plutónicas . Estas auréola s de con 
t a t.o indic<=tm 011e as rochas plutôni.cas se formaram· a partir de um material 
· que nte. 
3 - Presença de minerais hidrat~6os (biotipa hornblenda) além da o-
corrência de mi nerais contendo inclusÕes lÍquidas e gasosas nas rochaspl~ 
tÔnicas indicando a sua fqrmação a partir de um material contendo valá -
tais, 
4 - n forma de certos co~pos plutônicos que só pode ser expl i cado se 
• , p 
os mesmos se for~aram a partir de uma mataria bastante mova!. 
5 - Metamorfismo pAeumatol!tico, em torno de corpos plutônicoe, indi 
cando também aqui a presença de voláteis. 
6 - A existência de uma correspondência mine~alÓgica entre certas ro-
chas plutônica s e certas roc.has efusivas. indicando uma gênese a partir 
de um mesmo mat erial. 
7 - J unto aos o. eus c anta tas a s rocha~ plutônicas exibem fra~uenteme~ 
tA textura s e es t r ut ura s idinticas ~s das rochas efu sivas . 
8 - Em derrame s ~uito e s pessos da rachas efusivas, a parte ce ntra: 2 
:d!JP. feiçÕe s r.:ui to semelhante s às rochas plutônicas. 
7 
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~ ... ,.,_._.,. _ .... . _ ... ...._.._ 
Os carrlpos de estabitidCJde do::; 
modificações de Si02 
. Tez.jp~roturo 
·O~ 1. I \ I . :;: , _J. _ I 11 I' I 
· .. 10 
-· 1:) 
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10 ., 
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30 
40 
Quartzo 
baixo (c{, ) 
Coes i to 
Quartzo 
otto ( 6) 
60~------------------------------------~ 
"l ,., 
o/"'~ 
Q 
9 A presença de xenÓlitos de rochas encaixantes no interior de ro-
chas plutônicas, indicando que estas se fcrmaram pela consolidaÇão de um 
material m6vel que ao se mov~mentar arrancou blocos das tochas enca!xan ~ 
tes. 
10 - A associação entre rochas plutónicas e hipo-abissais e associa-
çao entre rochas hipo-abissais e efusivas, o que permite uma correlação 8~ 
tre rochas plutónicas e efusivas. 
Poder-se-ia aumentar em ·Muito os ~rgumentoa supra citados, principal 
mente se adentrarmos na ár~e da pet~ologia experimental. Os dados não de! 
xam pois dÚvidas que ae rocha.& p!wtôn!.ess se. r.ormam a pártir de urn mate-
rial, o magma~ com carect'erftft4cas se~nelbar.t~e ~-s lavBs . expelidas pelvs 
vulcÕe:s. 
1.2 - Viscosidade do Magma 
A viscosidade do magma dep~nde v~rio~ fatores d8s~acando-se entre os 
mesmos a temperatura, a .compoaiç.âo~ a pre::;são, p' ti.P.o ~8 .estrutl .. ra Si - O 
e a presença de vol~teis. A tabela abaix~ cont~m, comparetivamentR 9 a vis 
cosidade de algumas substâ~cias~ 
Substâncias .Temeeratura ÇocJ ~iscosidade absoluta 
~gua 2J 1 )( 10-
2 
Piro xê nio 1450 5 X 10°. 
Glicerina 70. ' ... ~ 10
1 
Basalto 1400 l X 10
2 
Albita l.LO 4 X :o4 
Albita llf.Q 10
8 
. (; 
Si02 (vidro) 1440 1 
)( 1o -'· 
Si02 _(vidro) !.300 
~ X 1012 
Obsidiana ao o 1 :.< 1012 
1.2.1 -A Influência . da Temeara~ 
O aumento da temperatu ra implica uma dimi~ui;ão de viscosidade , de a 
cardo com a tabela abaixo, referente a viscosidade de um magma (si rtéti-
co) de andesino basalto~ 
TemeeratJra~°C) Viscosidade absoluta 
1400 138 
1350 i82 
1300 35~ 
1250 541 
1200 ~1168 
Estes dadoe e•perimentais estão de acordo com as observaçÕes de campo 
dR · ~uo maumas mais ~uent~a (magmas ~~sicos) aio ~ais fluidos que magmas 
fri~s (~agmaa ~cidos) . ~~sim a viscosidade das 1avas dos vulcÕes do Ha-
wai, ~: e na tu reza hás ice, e exibindo te!!!peraturas entre 1000 e ll00°C, é 
fr~:J .:;t : >.>r,temente a de um '.Óleo viscoso. Em função desta baixa viscosidade as 
l<Jvas b~sir.ae pode~ d~slocar-se por grandes distâncias com relativa rapi-
dez. As sim foram Mst~rminadas velocid~das de ati 400 m/h em corridas de 
lavar s~bre superf!cioa com apenas 2° de inclinaçi9. Na famo~a ~orrida de 
lava . , .. Aliko, dÓ Mauna Loa, forant determinadas velocidades de até 16km/h. 
a, em locais ma.t.s inclinados, foram .,constaterd'Oa velarás da até 60 km/h. C.2, 
mo contoaquência da uma ·•.,bai)(• viscosidade a e levas básál ticas podem cone-
tituií eorpos extensos, relativamente delgado&. No eul do Brasil aio co-
nheci dos derramas in<fividuais de basal toe recobrlndo &xtansae á:reea. I-
.Qualmente famosa é ume corrida de lava do Crand Canyon, E*U.A., que se es 
tenda por dezenae de quilometres ~obf& uma superfÍcie com um gradia~tie de 
apenas 1 m/km. 
1,2.2 - A InPlüância da Composição 
J~ ficou consta~ado (item 1.2.1.) que os magmas ácidos são mais "frios 
~ue os hásicos, da tal modo Que estaa eão manos viscosos que aqueles, O 
principal fator que determina este comportamento é o teor de sÍlica e o 
tipo de . r.átione presentes. Quando menos sÍlica e mais !ons de fe, Mg e Ca 
,,rasantes nu~ megma (maome b*slco) tinto ~enoe viecoao será o mesmo em r~ 
lação a uin magma rico em sÍlica a cátioms de Al, Na e K {magma ácido}. 
1.?.3- A Influ~ncia ~a Pressio 
Ae contr.ério da temperatura, um incremento da pre s são imP.lica num a~ 
r,1unto d~1 viscosidnde. ~= e a nre~são 1-1 a telflperatura fore;n elevadas sirr.ulta 
neamante, de tal fl'OC ü ·ue o vol ·.1m8 do fi'StJn:s r:er .... ansça con3b1nte, a nu;.'! 
viscoRidads dlminu~. o ~ue evide ncia a ~aior im~ortincia da temperatura 
em ralõção à pressão no ou& tanga a ~iecosidada d~ ~agmas. 
1 . 'l. 4 - Influência d.o Tipo de Ligação Si ·,;.. O 
A viscosidade de um magma aumenta com a complexidade das estruturas 
silicáticas nela conti~á3. ~omo ee pode veTificer pala tabela que se se-
gue~ 
Ccmposiçãct 
5102 (esqueleto de 
~a2 Sio5 
{esqueleto 
~82 Si03 
(esqueleto 
~~a-4 ~ i04 {~squtJlato 
t&ctasilicat o) 
de f>Uoss ilêcata) 
da inossilicato) 
de na s solicat.c) 
Viscosidade (eoisa), 
1010 
28 
1,5 
0,2 
Este é uma d~s explicações porquil os onagmas ácidos ss:, mais vi s cosos 
que os b~sicos ( item 1.2.4L) , já que com o aumento de teor e m s Íli ca no 
mag~a a umenta tembém a polimt-n i. za ção das u ~1 idades Si0
4 
(i'c. em L l) e canse 
quentemAnte a sua viscosidadeo 
1~2.5 - A Influência ~os Volátels 
Um aume~to do teor em voláteis diaao:~idos no magma resulta ra d i mi-
nwição da viscosidade do mesmo. 
Por outro lado e xiste uma conexão en~re o t i po de meóma e o eeu teor 
em vcl ~te is . As~im os magmas ácidos sic mais rico~ em vciláteis que os bi-
sicos. Consequentementi·e os mag!'l~S ~cid-o& f:lx!o~·m · cer ·~a rl\u i dez em profundJ:. 
dedes . A açio ~s voléteis 9 principa l ~e~ta a água, consiste e m r ompe r par-
te da s ligaç ões que unem os grupos s:;. o~ nas es_t. r :!.,.t uras mais complexas tre '!. 
formando-os em esqueletos mais simp:ea e que ,implica numa diminuição da 
visco•ad.dade (it~ 1.244. ). ' Quando porém ú magma ácido atinge a superfÍ-
cie de crosta terrestre os gases esca~am rapidaménte ~ tornando a lava mu1 
to viscosa. s6 em casos excepcionaiE , ~os quais uma ma i ~~ f!~ idez por ma-
ior lapso de tempo, é que as la .. as écioas são .capazes de ·constituir derr~ 
~nas, como no caso dos ~iolitg.-s de r.ast.r· o ~. Esta ao do Par~ná . Já no caso· de 
lavas b~sicas, a ~ua vi~cosidade não ~ afetad~ pelo escape do seu conte~-. . ,. .. 
do em v ol ~teis, visto ser o mesmo reduzido~ Desta ma neira n8o ocorre ne s -
tetipo de lavas uma diminuição re~eo1'ti ~ a na s ua f ~ u idez 9 co mo r.o cas o de 
lav8s ~cidas, aQ sez atingida a a~perf{c i e da Terra. 
1.2.6 - guadro Comparativo 
A se gui r , constam , comparativamente v os fatore ~ que de t er~inam a vis 
cosidade do magma, específ'icados par a composiçÕes ácida s bá s ica~ . O f 2tor 
que implica numa menor fluidez acha- ee. b'...: t'lscrito. 
Teor em SÍlica 
Teor em Fe 9 Mg, Ca 
Teor em A1 9 Na,K 
Es c, ueletos de Si-O 
Temperatura (laves) 
Teor em voláteis 
Pressão 
(s6 em 
-~a !ama ácido 
elevado 
baixo . 
ele vado 
,comelexos 
o 
.• BOC-900_ C 
elevado 
st.bs.Jperf!cie) 
và.dável 
~1a !Jma básicu 
baixo 
elevado 
baixo 
simples 
. :6.ooo-uon°c 
guae.e a u~e r·t e 
variáv t:. l 
Medidas diretas da viscosidade e xecutadas em l ava bás icas r~cente s , 
com temperaturas ell'ltre 100'0 e ll00°C , revelaram as seguintes vi sco s idt, rlr:· ~,. 
ó 
Islândia 10
6 
a 10
7 
Potee 
Hawai 4,5 )( 10
4 poise 
Oo - Si ma (Japão) 2 )( 10
4 
poise 
A profund'.idade de fiO kiR (aproximedement'S 1200°C e lTOO béries de pre~ 
são) a viscosidade do magma é estimada em torno de 1013 poise. 
1.2o7 ~ As consequências de Viscosidade 
As diferentes viscosidades exibidas pelos meomea écidoe e básicos i~ 
plicam num comportamento diversificado das correspondentes levea que po-
dem ser assim resumida•s 
A - Modo de Ocorrência 
Enquanto as lavas básisae, devido a sua . elevada flluidez (baixa visco 
eidade) dia origem a um vulcanismo afuaivo, gera~mante tranquilo e const! 
tuem derrames que se estendem por longas dietâncias, as lavas ácidas dão 
origem a um vulcanismo explosivo, çomo no caso do ·Monte Pelée (América Ce.!! 
trel) a do Sakurashime (Japão). Dedo e sua vlevade viscosidade, o magma~ 
cido cgnsegue fluir quando atinge a euperrlcie de crosta terrestreo Canse 
quentemente as lavas entopem o conduto do vulcão, com e. formação de gran-
des monolitos • . Obstruindo o conduto, os gases da câmara magmática não co~ 
seguem mais escapar e acumulam-se por debaixo do monolito. Se a pressão doo 
gases for superior à .resistência do edifÍcio vulcs:ânico ocorrem violentes 
explos5es o ~ lava ~ pulverizada, dando origem à nuvens ardentes e cinzas 
vulcânicas e o e6!ffcie vulcân~o fragmentado constitueM ae rochas piro-
elástica~. Como já ficou exposto no item lo2.S., sÓ raramente as lavas á-
cidas sio capazes de gerar derrames. 
8 - Grau de C rist~lização 
A cristalizaçdo de uma lava depende fonde~entalmente de dois fatores 
ou seja, d~ velocidade de cresfimento dos cristais e da difusão iÔnica do 
magma, j~ que para que thaja o crescimento dos cristais é necess~rio que 
os !ons móveis do magma sejam difundidos pare os nÚcleos de cri.!talização. 
Ambos os fatore s mencionados aio profundamente afetados pela viscosidade 
no sentido de diMinuírem em amplitude com o aumen~o da viscosidade. Por 
esse motivo o grau de cr·istal.inidade (fração d.a tocha cristalizada) das rE_ 
chas ~cidas efusioe~ ' geralmente menor que na~ rochas b~Sicas j~ que es-
tas Últimas provém ·de um n~Sgma maia rluido. Aesifll a grande maioria das o.!:_ 
sedianas e pitchstones {vi:?ros vulcânicos holo e hipov!treos) são de com-
posição ácida. 
1 
C - Segregação Magmátiaa 
Os minerais que se formam, por cristalização, • partir de um m_a;:ll'õ tem 
geralmente, uma co~poaição diferente da composição global do magma qu8 os 
originou . Este mesma cona1d•raçao vale também em relação ao peso especifl 
co dos minerais assim formados. Ora, de ~cardo c~m a crietalizaçio de mi-
nerais mais densos ou mais leves que o magma, os mes111oe podem acumular - <; e 
reepecti vamente, no fundo ou nas partes superiores da cê ma r·a ma~má tice "E~ 
te fenômeno da se~eração doa diversos tipos de minerai• do magma a partir 
do qual se originara•, recebe o nome de eegreQeção ma9mática e constitui 
importante proceaeo de diferenciação ~agmética que é o fenômeno de forma-
ção de vários tipoa litolÓgicoe a partir de um •Ó magMao 
A velocidade de queda ou aecenção de um mineral dentro de câmara ma~ 
mátice, por ostentar respectivamente peso especÍfico .alar ou Menor qua o 
do magma, é e•presaa pe~a lei da Stokes 
v = 2 g r
2 
(d- d'} 
9 n 
onde 
V ~ Velocidade de a•cen;io ou queda do mineral 
r = Raio do mineral 
g = Constante gravitacional 
d ~ Densidade do mineral 
d'= Densidade do magma 
n = Viscos~dade do magma 
De fÓr111ula acima deprende-se, de imediato, que -quarito menor f'or a vis 
coeldade de u~ Magma, mais efetivo aerá o proceeeo de segregação o ~ por 
,_ ~ ~ti· 
este motivo que a diferenciaçao ~~~egmatica é ·muito meia frequente em ·r-o .. 
chas básicas QO que em rochas ic~das, ~ais viscosas. Ase~m os grandes cor 
pos básicos f'Tequentemente e)(ibem .• su~ porção baaal enriquecida no de ·1so - ' .. 
mltberài J. olivino, u111 doe principais mineràis a qristalizar durante a conso 
lidação de magmas basálticos, enquanto que aa partes superiores do corpo 
·~ttem-se rela tivamerte empobrecida e ~e ate mine;a'i . Por ~utro ledo, segun-
do alguns autores, oe enot'toeitos, rochas· constituíttee quase eó de plagi_9_ 
clásios, se for••• pele s~greoaç;o deste mineral durante a cristalizaçio 
magmática que, por aeu pequeno ,pe.eo eapecÍfico,· ·i r á sobrenadar o magma~ -
mais denso, a partir do. qual ee formou. 
A segregação magmática podé ser de ac~ntuada importância ,aconÔmic.:a • 
. ~ssim no caso do comple>eo de Bushve·ld., Africa, constituÍdo pt-incipalmec:to 
por rochas b~sicas e ~ltrabáeicas, um dos primeiros minereis cristalitado6 
foi a eremita, de elavado peso e'spec! f' ico . Este ft.inet·al por segregação -
e 
magm~tic~ foi acumul~do naB partes inferiores da cimara ~ag~~tica, origi-
nado valiosas j;~ zid<l:>. ~ possfvel que, se a viscosidade dos mar:J I,;:JS que 
originaram a cromit~ fosse ~ais acentuada, a cromita nao teria conseguido 
migrar para as ~ ;artes inferiores do corpo magmático, permanecendo canse -
quentemente di8persa 9 epÓs a cristalização total do magma por todas as ro 
chas, o oue tornaria a sua mineração antieconômica. 
1.3 - A Temperatura do Magma 
Medidas diretas em lavas do Hewai (lago de Levas Halemaumau, na cra-
tera do Y-ilauea) revelara~ temperaturas entra 1000 e ll00°C, valores idên 
ticos aos obtidos para lavas do VesÚvio e do Oo-Shima, todas de natureza 
. básica. Jé as lavas do Satorim (Itália), com 65% de 5102 (lavas ácides)r~ 
o velAram temperaturas entre 800 e 900 C. 
A perda de calor de u~a lava poda ser muito lenta, principalmente e-
pÓs a cristAlização das partes externas do derrame, já que as rocha~ são 
muito mês condutoras de calor. Assim se considerarmos a condutibilidade 
térmica da prata como !Bndo 1, a _do basalto é da ordem de 0.004. 
~entendo-se o calor na parte interna de lava, fida tamb'm assegurada 
à mesma a sua mobilidade . Assim são conhecidos casos de derrames espessos 
que 10 ~nos apÓs a sua erupção, ainda exibiram sinais de movimentação. O~ 
tra conse~u~ncia de retenção do calor nas partes centrais de espessos de~ 
ramas re s ide na cristalização muito lenta desta fraçi~ originando rochas 
com feiç~es plutSnicas, holocristalinas, que contrastam com o~r~ter hol~ 
- a hipovitreo das rochas nas partes mais exte-rnas do derrame, de crista --
lização rápida. 
A tempsr0 tura de uma lava é algo superior à de um magma, tendo em 
vista principalmente: 
1 - O ~trito sotrido pelo magma durante a sua ascenção rumo a supeL 
fÍcie terrestre. { Óbvio que por este atrito o magma sofre um aquecimento. 
2 - O aumento da temperatura sofrida pelo magma ao tornar-se uma la-
va, devido a· oxidação de parte de seus · componentes quando em cantata com 
o ar, assim como pela queima dos gases liberados durante a erupçãoc 
3 - O escape adiabático dos ga ses do magMa por ocasião de sua expul-
sÃo, ao atingir a superfÍCie terrestreo 
4 - Um calor de cristal i zaç~o mais acentuada nae lavas , p~lo maior 
numero de minerais que se forr:am por unidade de tempo, quando comparadascom magmas proPundos. 
Levando-se em considera ção estes dedos, estima-se e tempera t ura de 
naomas básicos profundos em torno de Q00°C e a dos magma s ácidos ao redor 
g 
de 650 a 700°C. Estas teMperaturas foram obtieai taMbé• pele análise de ro -
chas plutônicaa, -•travá& de aplidação da técnica CU, tsrmÔ!fletro geolÓgico , 
cujos pontos de r~ferância representam FenômeAos que ocorr~m a t~mpera t~ 
raa fixas,:.-datal'minadas· em laboratÓrió. " 
Entra aatee pontos de referência destacam~àaf 
1 Ponto da fueio de mineraie. 
2 Pontos de inversão de minerais. 
3 Variações na composição de sÓlidas. 
4 Reações de metemo$fiemo de contato. 
5 Variações nas características cristalogr~ficas de soluçõae sÓlidas. 
6 Temperat uras àe fusão de sistemas silic~ticas complexas. 
~ maneira do ter~Ômetro geolÓgico existe também o ba~Ômetro Q&OlÓgi-
co, cons tituÍdo por ume eérie de reações, inversões, transformações, etc. 
-particularmente dependentes ,da prese~ ... 
O Magma profundp, segundo a maioria dos autores, mos tra-se superaque-
cido em relação as suas rochas .. encai~ant. es, n~o. seiJdO porém . bem conhecido 
e ext~nsio deste fenSmeno~ De um mo~o . ge~al , nãg . ~ admitido que este eupe-. .· .. . ' ' 
~aquecimento não supere. &ITI m~is, . de 1DD0 r.: a temp~x:.atura das rochas encaixa.!! 
tes, Pato importante para o process~ da assimilaei~ du~ante o qual blocos 
da ro~ha · encaixantes são englobados pelo magm' e "dirig,dos" pelo mesmoo 
lo4 - A fase Gasosa do Magma 
lo 4 .1 - Generalidades 
J' f{cou exposto qu~ o m~gma ~ um mat e rial fluido-pastoso constituÍdo 
por uma mistura complexa de e~9lJeletos. frouxos de sil!cia e oxigénio e CO..!:!_ 
t~ndo elementos voláteis dissolvidos bem como !ons exibindo grande mobili-
dade (!tem lQl.)Q P~r tradição entretanto a cÔ mpo~ição de um magma é repr~ 
sentada de uma maneira maia simplificada quer sob·a forma de Óxidos (Sio2 , 
Al 2o3 P feO, co2 , etc.) "quer sob a ~orma de lamentos (5 9 F, Cl, etc.). · En-
' . ' 
tre estes componentes existem alguns que exibem ponto de fusão muito baixo 
tais como o H20P c.o2 , Cl, etc. que são denominados de elementos voláteisam 
_relação aoe compostos de elevado ponto de fusão, caso do Al 2o3 , CaO, FeO , 
atcQ Esta subdivisão é porém ~uito rela~iva, j: que em muitos casos os el~ 
. _;, . . . 
mantos voláteie ' exibem comportamento analogo ao~ compostos de alto ponto 
. . 
de fusão, tomando parte na cristalização de minerais a elevadas temperatu-
raso Assim se um magma cont~m pequenas ~uantidade~ de Fa, H2n~ respectiva-
mente gasoso e l!quido a temperatura norm~l, duran te ~ crist~lizaçio a ele 
vedas temperaturas, estas compon~ntes sã~ inseridos noa minerais que vao 
tendo cristalizados nestas temperaturas, como por exemplo, nas micas e nos 
. . 
enfib6lios. Desta maMelra apesar da presença de compo nentes de baixo ponto 
lO 
de fusão o magma podes>é so·fre~ _cristalização ;total e elevadas temperaturas. 
Se porem a quantidade d·e águe contida no magrAs for elevada, durante a crie 
tal~zação nem todo H
2
0 poderá ser incorporado aos Mlnerais. Resulta .disto, 
que o excesso de ~g~a ir~, conjuntamente com o~ outros elementos vol~te~e, 
formar uma nova fase independente, ou seja, a fasa gasosa, e, a temperatu-
ras mais baixas, a fa.sé .phidrotermal. 
1.4o2 - Frequência e Ocorrência de Fase Gasosa 
A existência de gases no magma pdda ser constatada em corrida de la-
vas, onde os mesmos escapam sob a forma de bÔlhas da massa incandescente,~ 
riginando nas rochás efusivas estrutureis celulares, eacoriáceas ou vesic~ 
' • . 
lares. Também a ocorrência de fumarolas em regiÕes vulcânicas são teetemu~ 
' nhas de sua presença. Recorda-se o caso do lago de lave .Halemaumsu, cober-.. 
to parcialmente por chamas devido a qultima dos gases' que escapatn de lava. 
Outra prove da sua existência r.eeide na presença ··d• inclusõee l!quidae ., e 
gasosas nos minerais tanto da rochas extrusiv~~ ~uanto plutônices. 
As quantidades de gases liberados por certas áreas vulcânicas são im-
pressionantes. Assim durante a erupção do VesÚvio em 1906, foi lançada pe~ 
la cratera du~antc:; 2fl horas, uma ~aluna de gases com altu'r~· · de 13.000 me-
tros. Na regiio ·das 10.000 fumerolas, Alasca, ligada a ativijade do Katmai 
num ano (1919) e numa área' de apenas · 77 km 2 foram e"'anados os s::Jguintes vo 
láJleis: 
480 X 10
5 ttmeladas de H2~ 
1,25 X 10
6 toneladas de HCl 
-' 
10
6 
0,2 X toneladas de H r 
093 )( lo
6· tonelada e de H S 
2 
~Ja 
. - de Lardarello, Toscana, ~ de cerca de 200 km 2 100 reg~ ao numa a=rea , 
sol fatoras emanam anualmente 26 X 106 toneladas da vapor com uma tempera tu 
r a de 250°C e sob pressão de 25 ·kg/m
2, liberando um$ e::ergia de 2 X 109KW~ 
Neste local o vapor é constituÍdo essencialme~te por H2o (95,5.%) e co 2 
( 4, 2%) o Este mesma ~egião r-epresentou por ' iongo t!ilmpo grande importância ·l2!. 
vido a seus depÓsitde de bo~.o, ligados também ·as solfatarae. 
O exame sistemático das atividades vulcânicas e as ~anifestações pÓs-
-vulcânicas, revelaram ~ua existe uma sequê~cia definida em função da qu_! 
da da temperatura nos tipos de emanações oasoaae a hidrotermais apÓs o tér-
min• da erupção: 
Piais quente 
_, 
, 
rumarelas com H2o, HC1 9 SD2 , H2 , N2 
Solafatoras de H2s-
fontes de vapor d ' água 
PIIPfetas cont vapor d 1 ~gua e ~02 
11 
11ais frio 
# 
Geyeers com vapor e a~ua 
8ontea hidrotermaia 
1.4.3 - A Composição dà fase Gasosa 
Medida~ da composiçio da fase gasosa são muito difÍceis de serem exe-
cutadas durante a erupçao vulcinica, de tal modo que o m~ior n~mero de de-
terminaç5es se ref9rem is fases post-vulc,nlc~s. Mee•o assim os dadds obt! 
dos estão sujeitos e reparos, tendo em viste que: 
l - Durante a col•ta dos dados é muito dif!cil evitar-se a contamina~ ~ 
çao dà amostra pelo ar ci~unvi~inho, o que falsifica os reaultadba, sabem 
que estas erros possam ser corrigidos. 
2- A proporção doa diversos gases numa mesM• mistura gasosa variacom 
e temperatura . 
3 - A proporção dos diversos Qaaea numa meaMa mistura gaaoea varia com 
o seu grau de oxidação. 
4 A compoição da fase gasosa varia c~m o tempo <••r item 1.4.2.) 
5 - A composição da fase gasosa varia com a di·atância em relação ao 
co nduto ·principal, . isto é, condutos s.ecundários podem enra na r ' gases di fe-
re ntes do conduto principal. 
Apesar de todas estas limitações, medidas real i zadas no VesÚvio, na 
To scana , no Kileue2!, no Ka tMei, Koncha tka, Paracut i n, Showa-Hinzon, etc., 
mos t raram surpree.ndente concprdância nos resultados , levando a conclusão 
de que e compoeiçio . da . f~ae g~soee dos magmas ~ bastante homog~nea. O com~ . . 
pone nte - ~aís impo~'tante é o vapor d•água seguidos pelos outros gases em 
ordem de dacres~nte ebundênciei 
1 Vapo• d'~gua (mais de 90%) 
2 Ga s e s de c~rb0no ( co 2 , CO , CDS, CH 4 }, dos quais o C02 é o mais fre 
quente. 
3 - Gases de enxofre (so 2 , H2S; s2 , so3 ), com o so2 e o H2S predomina~ 
do, respectiva~entat e elevadas a baixas temperaturas. 
4 - Halogenetos. · E:n'tre estes predomina o HCl enquanto o HF' raro e mais 
raros ainda os ·hologenetos de metais pesados. 
S - Gases de nitrogênio (NH3 , NH4 , N2 ) predominando amplamente o N2
• 
6 Gás de hidro9ênio (H2). ~ pouco frequente e de ocortência errática . 
7 Compostos metálicos. são mu i to raros, podendo porém constituir lo .... 
calmante depÓsitos de importância econômica, ligados ~ fumarolas . 
1.4.4 . - A Solubilidade da ~gua no r agma 
Co~o ficou exposto no item anteri nr (1.4.~) e fase gasosa ~ consti tu ~ 
da es !!enci·almente por água . Po r e e te motivo .o · estudo do desenvolvimento dH• 
12 
fase gasosa podará ser feita pele análise do comportamento da água do mag~ 
m •. Para isto foram executados trabalhos experimen~aia viaando a determin~ 
çao da solubilidade da água e fundidos silicáticos de composiçÕes granfti-
ces (ácida) a basáltica (básica), estando os resultados representados na 
~igura 2, referentea um mag•a granÍtico. O exame desta figura revela: 
1 - A solubilidade da água em magmas graníticas é relativamente limi-
tada, chegando a apenas alguns percentos em peso. 
2 A solubilidade da água no tnag·ma depende da temperatura. A pressão 
constante (linha A-A' e A-A''], quanto mais quente o magma, tan-
to menor ~ a quantidade de água nele dissolvido. 
3 - A solubilidade ~e água no megma depende da pressão. A temperatura 
constante (B-B' e B-6") a quantidade de água dissolvida no magma 
·aumenta com o aumento de pressão; 
Acrescenta-se que a quantidade ~e á~ue ~issolvida no magma depende do 
tipo de magma e do tipo ~e pressão que age sobre o mesmo~ Os resultados ex 
perimentais revelara• que magmas granÍticas conseguem dissolver alguns peL 
centos de águe, enquanto que m~gma basálticos aÓ conseguem dissolver fra-
ções de água. Ae consequências de tal co~orta•anto fora~ discutidas no i-
tem 1.2 . 5 c 
O diagrama da · figure 2 refere-se a condições nas quais e prassao que 
está agindo sobre o magma é a ~&me agindo sobre a água nele dissolvida.(~ 
te caso porém nem sempre ee realiza na natureza, onde podem ocorrer câmara 
magmáticas en.;olvidas por rocha• encaixantes que aio permeáveis à agua rna·s 
não ao l ·Íquido silicático. Desta maneira e pH-eeão q~ age sobra a câmara 
magmática força a passaQem de certa quantidade de água di•solvida no mag ma 
a través das rochas encaixentcus, permeáv·eis a e• te componente . Resulta po i s 
que a pressao que age sobrê e fração sil!o&t1ce do meo~a, que nêo conseg ue 
atravessar as rochas encaixantes, é mai~ que· e que age aobra e água nele 
dissolvida 9 capaz de uma migração • A e·ste fG'nÔIII'&AO denomina.:.se de pressã:> 
diferencial e seu mecanismo pode ser compara,do com o desenvolvimento de 
uma presaao esmÓtica 9 em sistemas contendo eili~atoe fundidos e águe, · am-
bos sepa r ados por uma membrana semi-permiável. A s~lubilidade da água no 
magma sob pressão difer e ncial e ~>tá rei'Jresentada na figura 3. Observando-se 
esta figura nota-se que.a quantidade de água dissolvida no magma (0',0 11 )d.!, 
minui com o aumento da pressão diferencial (A'-A e A"-A), o que contrasta 
com e mlubilidade da água no magma quõndo sobre ambas as faaesp a silicáti 
ca e a ac,uosa, agir a mesma pressão. 
1,4.5 - A Origem da f~se Gasosa 
Analisada e· solubilidade ~a águe no magma é possível entender-se a o 
13 
rigem da fase gasosa. Co~o ficou expÔéto no !tem anterior (1.4.4.) a solu-
bilidade da água _ aurnenta com o incremento da pressão à temperatura cone-
tente. Este r.onstatação resulte no coriolário de que para manter-se deter-
- ~inada quantidade água dissolvid~ no magma é necessário uma certa pressão 
já que, como pode verificar pela figurd 2, i pressão normal a quantidade -
norrnal a -quantidade de égua dissolvida no magma é praticamente nula ( ver 
tamb~m o item 1.2.5.,. Consideremos agora e tristelizaçio de um magma gre-
n!tico9 representado pela figura 4, que mostra e tempe~ature de cristalize 
' 
ção em função de q-uantidade de águe dissolv--ida no magma. A curvll indic~ cl.!,_ 
remente que com o aumento da quentid.ede d-e á~u1 ·dlal!lolvida · no magma, dimi-
nui a temperatura de crist~lização do mesmo. · Al~~! do mais, o .gráfico forne . ' 
ce informações sobre a pressão necessária pet'e manter as -diversas quantid_! 
das de áoua dissolvida no magma. , , . 
Consideramos agO~a um magm~ gran!ticb ' eítuado a 4 km de profundidade 
(-1000 atmosfera} e contendo 3% de ~gua dissolvida. Nestas condiçSea o ma~ 
ma iniciará e sua cristalização ' a aproximadamente 800°C (Ponto A). Com e 
qL•eda de temperatura a· ctistalizeçSo segk.lirá. normalmente até que seja e-
ti 
tingida, por ~xemplo, a temperatura de 700 C. -Neste altura, aproKimadamen-
te já e metade do magma estará cristalizada e e fração ainda lÍquida co~­
terá 6% dé água dissolvida (Po.nto ·8) ~ Para manter esta água dissi)!vide S,! 
rá necessária cerca de 900 atmosferas (Ponto 8'), um valor portanto infe-
rior à pressão que está , ~(agindo sobre o magma 1:1-ue, corrio já vimos, é da 
cer6a de 1000 atmosferas. Continuando a cristalização, ao eer atingida e ,. 
temperatura de 680° C (Ponto C) e fração ainda lÍquida dél magma inicial te-
rá teoric~mente 7% de água dissolvida. Para manter esta égua dissolvida no 
magma serão necessárias cerca de 1100 atmosferas (Pgnto C') pressão maior 
que aquela que está a·gindo sobra o magma. Portanto a pre·ssão não consegue 
manter os 7~ de água dissolvida no magma e sim somente 6,5% já que a pras~ 
são que age sobre o magma é de lOQO atmosferas (PoMto O). O outro 0,5% es-
capará do magma, por vaporização, e ~ire contituir a fase gaaoee, aumenta~ 
do proporcionalmente com futuras queda9 de temperatura du•ante a cristal!-
zaçao. 
Resulta pois do aci~a exposto que a fase gasasa nao se forma por aqu~ 
cimento como se poderia imagi(uir ·rntuitivar.,ente baseado no exemplo de cha-
leira que aquecida faz a ·água ferver com a liberação de bolhas de er, a fa 
se gasosa, e sim pelo resfriamento do magma. Um melhor exemplo, comparati-
vo, seria o congelamento da água durante o qual gtende parte da ar disso!-
, , 
vide na agua, e espremido para fora durante o prbce~so d-e sua cristalize-
ção. 
F::ntandido o processo da formação da fase gasosa pelo resfriament0 dCI 
meqma por ocasiio de su~ cri~~aiiza~=o: o exeme ~da figura 4 permite rle jm• 
14 
dieta, vislumbrar um outro processo para a formação da fase. Consideremos 
um magma a 7"50°C e sub~n&tido a 900 atmosferas de pressão (Ponto E). Nes·· 
tas condiç5es o ~agma conter' 4% de 'gua dissolvida qua ~erio mantidas ~e~ 
ta situaçio j~ . qua a pressão que age sobre o magma ' maior que a pressio n~ 
cess~ria para manter os 4% de ~gu~~ dissolvidos no magma {Ponto E'). Se 
tC'Is condiçÕes • câmara for ;alvo d9 falhamentos que provoquem um alÍvio 
nes 
de 
pressao 
de água 
para, por exemplo, po.uco mais de 100 atmosferas (Ponto E"), os 
n~O maiS p&rmanecerãQ df980lVid09 D : já que nas novaS COndiçÕes 
\ 
4 of ,., 
a 
-pressa o só consegue manter 1% - ~e água no magma. Os outros 3% sofrerão vap~ 
riza ção e irão cpnstituir a . fase gaeosa. 
1.4 . 6 - feiçÕes GeolÓgicas ligadas à Fase Gasosa 
1.4.6.1 - fracionamento Magmático 
·como ficou exposto no !tem lo2~7 o rracionamento significa e divisão 
de um magma original homogêneo em várias fraç5es de composiçÕes distintas 
entre si. No caso do desenvolvimento de rase gasosa a fracionamanto ocorre 
bas.i.camente, segundo dois proc;;essosl 
1 - · ~elo prÓprio desenvolvimento da fa~e g6soaa que, obviamente tem 
composição diversa da fase cristali~ a da fase ainda l!quida do magma com 
as q ua i P. 
• A ' , 
coex~ste na camara magmatica. 
'· 
2 - O desenvolvimento da fase gasosa 1"1cia-se com e formação de num~ 
rosas e pequenas bolhas que se formam em todo o magma. Estas bolhas parce-
lam o magma, rumo ao teta da câmara onde irão aglutinar-se para const i t uir 
a fase ~asosa. Durante a sua parcelação pelo ~agme alguns minerais j~ cri~ 
talizados podem aderir às bolhas~ sendo arrastadas pelas mesmas até as pa~ 
tes superiores da câmara magmáticao Se houver Ulft8 aderência preferencial. · · 
por parte de algun.s tipos de minerais, a pérte supe•ior do magma ficará en 
riquecida nestes minereis do magme de tal modo que, após e consolidaçio to 
tal do :r.agm9, ocorrerão nos nÍveis superior de corpo rochoso resultante, t.!_ 
• J 
pos litolÓgicos enriquecidos em certos mina~a~s especÍficos, e portanto de 
comr·osiçio distinta das outra!;! rochas ·do m~atito. 
. ... 
1 . 4. G.2 - Abaixamento da Temperatura da Cristaliz~çao 
L gráfico da figure 2 (item 1.4.5) já reve!ou q~e a preeença de água 
dissolvida no magma d•prime a aua temperatura de ~iatalização. Como outro 
exemplo poda ser citado o sistema binário DiopsÍd~o - Anortita·, que contém 
um ponto Antético. A temperatura de cristalização do diopeÍdio, da anorti-
ta e de ~ , ü: tura eutética é, em condições secas, respeC?tivamente o de l3 GOc9 
o o , 
1550 C e 1270 C. Guando eeté mesmo sistema e aubmet~do a uma fase ga so s a 
, - I 2 . de vapor d'agua sob prassaa de 5000 kQ cm , as temperaturae supra ~encionr 
I:T 
~ 
..., .. 
Solubilidade da água em 
Magrnas Graníticos 
10 
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Figuro 2 
goooc 
1000° c 
1100° c 
1200°C 
15km 
I o 1 2 3 4 kb 
, 
.yt 
'"' 
, 
15 
das diminuem respectivamente para 1300aC, 1240°C e ll00°C. Estes dados n~­
méricos mostram nitid8ménte e gren.de importância de rase gaso s a na depres-
são da temperatura de cristaliliaçio ôe um magma, o que indica em amplas c.o.!! 
sequências petrogenétlcaa. (figura 9) 
1.4.6.3 - Mudanças na Crietalizaçi2 
.. 
As mudanças na marcha de crietaliz~~io pela ação da rase gasosa podem 
ser de várias origens, destacando-H porém três casos -fundamentais: 
1 - formação de minerais novos. NB !tem 1.4.6o2o foi visto que e fase 
gasosa deprime o ponto de criat4liteQão de um magm~. Por &ate 9rocesso ~ é . 
pois possível e cristalizaçi'o oe rnineraie de baixa temperatura que, na a~ 
'sência da . fase gasosa não teri_a-m sido cristalizados, já que a consolida -
ção do r:; agma teria ocorrido a temper4tur·as mais elevadas. Outro processo de 
fo rmação 8 e novos minerais reside no autometemorfismp. Neste caso a fase g~ 
sosa-:hidr o terrnal surgido no fim da cristalizaçã-o r~aga eom a fração ·· Já 
cristalizada originando novos minerais. 
?. - Mudança na proporção dos ~inerais cristalizados. Reportamo-nos n~ 
vamente ac ·s isterna diopsÍdio- anortita, mencionado no item 1.4.6.2. Emco~ 
diçõe·s secas cristaliza no ponto eut.ético uma mistura de diopÍdio e ano!.. 
tl~ a na proporção de 58:42 , a 1270°C, este ~esmo sistema sub~etido 8 - - -
/
2 - , . , • 5000 kç cm de prsseao de vapor d'agua cr1stalizara no ponto eutetico, õ9~ 
ra a ll00°C ~ uma m~stura de diopsÍdio e anortita na prQporção de 27:73.(Fl 
gura 9). 
3 - Muda nças no tipo de rocha cristalizada. Consideremos um ~e gm3 bá-
sico que em condiçÕes secas dará origem a um gabro, .constituido ess~ncial­
mente por piroxenio e plagioelásio. (ate mesmo magma, se cristalizar sob ~ 
levadas pre Gs5es de vapor d 1 ~gua, iri originar um ~~fib6lito, aonstitu!do 
basicamente por anfibÓlio e plegioclásio. 
:.4.6.4 - Explosões Vulcâncias 
No item 1.4.5 foi demonstrado qua a fase gasosa tem a sua origem lig~ 
de a uma conjugação de fatores representados pela temperatura do magma,Reu 
teor em água, a pressão necessária para manter esta água dissolvida no ma~ 
ma e a pressão total agindo sobre a câmara magmática. Se o desenvolvimento .. 
da ,-fase gasosa for muito rápida, de · tal modo que e sua pressão supera a r_! 
eietêncie das rochas encaixantes. Resultar~ .uma explosão vulcânica (item 
1.2.7). 
1.4.6.5 - Assimilação r.ag~ática 
C: s dois processos b~sicoe da assimilaç6o , isto é, da "tli .:,;;,;:,::.i:: o" ri·;, rr; 
16 
c has encaixantes pelo magma, são a dissoluçio a a corrosão. Um aumento do 
teor de co2 no magm~ acarreta um maior poder de solubilidade de cao, ou se 
ja, , de rochas encaixantes calcárias. Por outro lado faee• Qaaoaaa enrique-
cidas em Hr tem um al t·o poder de corrosão, ~ .qwt .l.al·1ca ,_,.. •io~ taxa 
da rochas encaixantes assimiladas. 
1.4.6.6 - Jazidas Pne~matolÍticas 
~ fase gasosa, altamente reativa, e rrequentemente contendo compostos 
metálicos, ao atravessar as rochas encaixantes durante o seu ~scap~ de câ-
mara 111egmática·, orig~na as jazidas pneumatolÍticas, quer pele reaoçao entre 
a fase gasosa e as rochas envolventes, qu8r pala depoàiÇão de partes dos 
componentes contidos na fase gasosa por mudança das condiçÕas de ·pressão , 
temperatura e ambiente quÍmioo. 
1.4,6.7 - Tamanho dos Cristais 
A . fr~ç~o magmática final, enriquecida em água (figura2) e coexisti~do 
com a faew gasosa, parmite o desenvolwimento de grandes cristais. Entre as 
principeie causas qus explicam éste ranômeno de~tacam-se: 
l - O mag•a residual dado o s~ conteÚdo em água e gas~s exihe bai~ 
visCosidade o que permite unta maior di fusão iÔnica no ;r:ag rna, u rn 
ctos fatores que controla· o desenvalv imento dos mineré'li s ( 1. 2. 7.). 
Desta maneira fica garantida um suprimento contínuo, no l a ca! da 
cristalização, dos elementos necessários para o des9nvolvime~to de 
9randes crista is. 
2 - A riqueza em água e gases depri me m o ponta de cristalização de ma.9. 
ma (1',4.6.2.), pe rmitindo assim que a ma9ma permaneça lÍquido por 
meiorea tempos o que possi~Llita ~ desenvolvimento de cristais mai 
·3- Um magma crista l i z acl~ a baixas tem~eraturas contém menos energi?. 
de um que . cristaliza a altas temperaturas. Tal fato ~er ~ ite o rla-
eenvolvimentC!I de maiores cristais já que os grandes cristais ex·i-
bem ~enor &nargie de superfÍcie do que cristais pequenos, ·estando 
port&nto mais adaptados ao ambienta do baixa energia representado 
pelo magma ~esidual. 
As axplenaçÕ13s ant.er·ior-as permitem d@!f screver B- magma residual como s r.: n 
do a Últilfta trac;ão magmática a cristaliza~:, earacterizadQ por seu alto con .. 
teÚdo em voláteis, c~nstituindc a fesa gasosa ~ a rase hidrotermal. Por ou . 
tro ledo ricou exposto no item ' t:4..6.l. que a ... f'ase gasosa desenvolve-se P!, 
~ 
3000 
2500 
o 
::;, 
~2000 
o 
(b 
ii 1500 
<O 
f) 
o 
'O c ·cn 1 ooo 
o 
o 
lO 
U} 
Cll 
~ bOO 
o. 
Solubilidade da água em Magmas Graníticos em 
condições de ·pressão diferencial 
b 
1000° c 
o 1 -- - - r----- 1 
. s 
4 
3 
. . 2 . 
1 
I 
• 
0 500 1008 1500 2000 
r-
2500 308J b 
Pressão agindo sôbre o r-1agma 
L-. ·· -- ·----~-
,"J li\~ 
Figuro 3 
•t. (em pêso) ·de 
água dissolvida 
1/. 
- ----- ----·· ·--- ··------·-- - -- - ---------------~- -------
Variação do ponto de cristalização de um Magma Granítico 
em função do ssu conteúdo de água dissolvida 
• c 
1000 figura /~ 
900 
LIQUIDUS 
800 
1oo . =~.JL.. c 
- - -------------~ -- - - -----~------------- - ~-rF~~-----. . .· . I : .. I . 
SÓUDUS ,' : I 
: r I I o r 
J I I 
I : I 
••----~----~~----~. 'o 
500 I ] I I I I . . I I 
1 2 3 4 - 5 6 I 7 8 r:-1~ 
I I I I 
I I I 
: H2 O dissolvido no Nagma I I 
' ' o I ' r ~---...----------.-----l, .. t 1 .. 
E 500 E B 1000 C 
600 
o 
I 
o atra. . 
Pro;;".êio oescessária paro manter . o água dissolvido no Magma 
,.,. Q 
,,~ 
tf,~' 
.'I. l> 
"· 
I ~ 
I 
17 
l a formação de numerosas e pequenas bolhas ganogas que p~rcolam o magma •-
té reunirel'l-se nA rarto sufled.ar da camara magmática. s\ s bol!->;-.s de ga ~ es m..!. 
g ~R m d Pntro do mag~a controlado pelo grodiente de presa~o o ten peratura,i~ 
to é, dirigem-se aoé locais de mF.!nor >: resseo e temperatura da câmara. Uur~ 
te a sua migração ee bolhes podem arrastar consigo certos r.•ineràis especí-
ficos (item 1.4.6.1.), inclusive silicatos de metais a1ca1inns. Isto faz 
com r ue o ~"•agl'1-a residual fi q ue enriauecido em Si0
2
, 1<
2
0 e ll.l,n
3
• F.studos 
no s i · tema 5i0
2 
- ~1 2 0 3 - K2 0 sob pressão de vapor d',gua rAvnlaram que 
qua n t o mai o r for a concentração de K
2
0 neste . sisteme tento mennr ser' a 
sua te mperatura de crist1-1lizaçio, podendo ser deprimido ate:í c1 1JIJ°C. Esta n a.!J. 
ma lt'esidual, a() cristalizar.,, ··· ir' originar os pegmet~tos, r~orpns rochoso!l 
constituÍdos essencialmente por Feldspato potássico, q uartzo o r:"lica -(ri qu~ 
za em K2o, Al 2o3 , Si02 ), de i;)ranuleção Qrosseira ( itern 1. 4. ~~ . 7.), ~ Hu,• j os 
ge~ ~ lmente, juntG aos contat~s da antiga cimara magrn,tica (seus loci i s • · a ~s 
frios), e ocupan-d.Q E)-uase sempre fraturas ou outros . planos rle r. ,_, ~ , tura ( ·1·ag-
me residual, bastante fluido, ~ injetado ao longo deste 3 planos ~ e r uptu ra 
pela pressão >.dos elementos voláteis). Como se nota, há urno '; xcelente c o n:::or 
d~~cia entre as previs5es te6rico - experimenteise as con~tataç5es da ge~ 
logie de campo. 
1 . 4.6 . 9 - Soluç3es Hidrotsrmais 
No presente !terr. sor6 exa minado rapidamente o rneca n iw~o Ô<' f n:: :! ·· .:n 
das sol uçÕes hieroterrraü, . J~ f icou estabelecido que na f~ -:;.., f'i nr.l rl2• :- .- i s 
talizc ç .. ~,-J magmática, coP. xis h !m na dimara magmática a~ segui n tes fase ·. : 
1 - Uma fase 86lida, representada pelos minerais J' crist~ lizadc s. 
2- Uma fraçi~ ~$qmát i c~ lÍquida, saturada em água. 
3 Uma fase gasosa q ü e lj pelo abaixamento da temperntt!ra, pa~sa grad.!:!_ 
almente ~ fase hidrotermal. 
{. Óbvio que a f'$~a- tüdroterme .l está ligada eo ponto cdt .i.co da ·á r~tJ ã, 
ou seja, a tem poraturé nci 1·1a da a.ua l não é mais poss{veJ. corw<-3rter-se ova 
por d ' água em _ág1,.1a .oeio i n c;.·rúc:cnt o da pressão. · A far.8 ' ::i.dr!"'L:rmal sê po de 
pois ocorrer ae a cimara mA g~~tica exibir tc ~per~ turas infer~~res ~ te ~re­
r·atu :ca cr{tica da água. Por ~u ~ ro lado o va p o ~ d'<:Ígun ~. · fr~Ge ~ja ..,o s n t (;! 'i-
bém é um gás rarefB.J.to, ; idêntico aquâle que é visto 3 ::' :: r d i'! U "Z~ c :1lr: i r<: -
por ocasião da ebultção da . águA. 1\ o co.n t rário, o vapor r:! 'água n ci. n ~t t ~ <.~ •r':n 
peratura cr!.tica, e Sllbmetido a elevad:Js p reesne s, com~ titu i um r,; á r: r11 . ito 
de r.so de alto poder· de r.f i üsoÍução. 1\s ~: im a t:OQ°C e 10! ' .. ' :; t •- : c- ::'' ~=::c-:: ele ; •r•.::s 
. são, a densidade do "vapor - ~',; q uii é de t' ,71 não muito dif<! rent'1, poif: , da á 
gua sob condições norm~ ls . Tal fato faz com qtte o r:!~$~1 nvnlvincnto da f :: s13 
hidrotermal p0'S98 ser eAtualadO partindo-se do dese nvolvi: r3ntl1 d .! f a ~: ! rp so 
1) 8 • 
18 
Em outro tÓpico {item 1.4o3.) ficou esclarecido que a composição da 
fase gasosa, e portento também da fase hidrotermal va;-ia cóm e temperatu·· 
ra e o estado de oxidaÇ-ão. Para estudar-se a variação da compaição da f~ 
se gasosa devemos considerar as seguintes relações que envolvem as duas fa 
ses magmáticas mais sucept!veis a mudanças durante o abaixamento da tempe-
ratur~, ou séjap a fase magmática lÍquida e e fase gasosa: 
l ~ O coeficiente de distribuição {K) expresso pela reJa;ão de solubi..-
lidade de um composto vol~til no·magma e na fase ·gasosa. 
K = Solubilidade do composto V no magma 
Solubilidade do composto V na feae gasosa 
2 - A relaçio (X) entre e fraçio do magma transformado em cristais • 
e fração- transformada e111 fase gaeoea durante a cristali~ação. 
3 - O teor de águá (T) diaaDlvido no magma~ 
Consideremos um magma contendo l% da água dissolvidos 
(T = 1/100) e contendo voláteis dissolvidos na concentração de 
0 , 001% no instante do inÍcio da formação da fase gasosa. Conside-
remos ainda tr~s componentes voláteis com K de 1/50~ 1/100 e 1~00 
isto é, compostos com solubilidade, respectivamente, sn, 100 e 
500 vezes .maior na fase gasosa do que na fração lÍquida do magma. 
Nestas condiçÕes a variação da composição da fase gasosa se fará 
de acordo com as curvas da fwgura 5. 
Do exame desta figura resulta a constatação de q~e: 
l - Compostos voláteis com K T aio enriquecidos progressivamente na 
fase gasosa com o andamento da er1etalização. 
2 - Compostos vol~t~is com K = T teria a sua concentração mantida con~ 
tanta na fase gasosa, com o anaamento da cristalização. 
J- eompostos voláteis com K T eetã~anriqu~cidos na fase gasosa in1 
cial formada durante a cristalização,. 
Este processo mostra bem que durante a cristalização a fase gasosa m~ 
da constantemente de ~omposição o que, sscapand~ da c~mara megm~tica, pelo 
abaixamento ·. da temperatura irá .originar soluçÕes de composição também vat:i 
áveis. 
Em !tem anterior (I . 4.j) foi veriricadQ que, apesar dos mu1tiplos fa-
tores que influem na composição da fase gasosa, medidas realizadas no 
mundo inteiro revelaram uma surpreendénte homogene i dade na composição da 
fase · gasosa magmática. Em função da tal rato foi calculada uma composiç8o 
iJa dtão denominada uma composição de "fase gasosa stendart". f·Jesta f a se r. t ;:;r 
i a rt foj. calculada a pressão de vapor dos seus metais constituintes bem co 
no a tesrectiva fase s6lida er t~vAl a 600°C.: 
19 
Pressão de vaeor 
Metal (Atmosferas) 
Hg alto 
Sb 0,7 
As 0,1 
Bi 10-2,2 
Pb 10-2,3 
Sn 10-2,9 
Mn 10-3,4 
r e 10-3,9 
C1 10-4,6 
Zn 10- 4,7 
C o 10-5 , 0 
!·lo 10-5,1 
Cu 10-5,7 
1\Íi 10-6,2 
Ag 10-7,3 
Au 10-16 
rase sÓlida 
e!'ltável a 600°C 
sulfato 
sulfato 
sulfato 
sul feto 
sulfato 
Óxido 
silicato 
ttulfeto 
sul feto 
eul t'eto 
sul feto 
Óxido 
sul feto 
sul feto 
sulfato 
metal nativo 
Quanto maior a praaaio de vapor da um alament~, tanto maior o eaa ca• 
ráter vol~til, isto ~. e sua capacidade da ~~g~açi~. t por este motivo que 
combinando os fatores "mudanças na compoeiçio ~~ fase ~es~ee no decorrer da 
cristalização" a "poder de migração ve ri;.Ível, r.itt a·c ordo . .U:-ID-I'D .a tensão de va 
por" que oa U.pÓsitoa tiidrotermeis (forn•a ·ia <'< ~lQ .abaixarr.ento dl:l tempr;ra ;:.~~ 
ra da fase gasosa) ocorrem uma sequência rH..:f i nÍQC\ a pé:lrtir •1o cc nt.ro !IA " -
tivi8ade magmática, num fenômeno danominedo da "talescoping '', : ;s I:Jct - ;i. ~ r:o 
mo Pb, Zn, As e Hg por sue alta voletilidnde ood&rtft fli~E"ar até reg i.Õns :.:.is 
afastadas, ma is frias, con!!d:tuindo e s Ja7. idas ep!·Utr-mar!ts, lt!lngE da r.:3 r"a r a 
magm~tica. J~ o Zn e o Cu, com menor vol~tilidade, teM m~nor c R· · acid~ de do 
migraçio, constituindo jazidas mesotermais. fe~ Zn • Cd, com volatilida rle 
lftU~to semelhantes, são encontrados frequentemente assQciad'os num mes mo de-
~Ósito. Co a Ni, por seu baix~ poder da migração coostltuem quase sempre , 
j~zides hipotermais. 
Infelizmente 
, 
porem nem todas as jazidaa hidrotarmaie p&dem ser expl! 
c~dos só em função da volatilidade dos elementos ~nvolvidos. t o caso . da 
frequente associação entre Cu, Au e AQ com tensões de vapor bem distintos, 
bem com~ o caso do Sn que cons~itui preferencialmente jazidas hipotermais 
apes&t' di sua volatilidade sor similar n do zn e f"a. Também o Mn constitui 
uma e~~essio, originando. n8 ~aior ia das vezes jazidas mais afastHd~ ~ ~o fo 
co magmático do ' que as de Pb, apesar de exibir menor tensão de vai)o r •Jo 
<:ue este metal. (stas d i s ~ repânci a s entretanto podem ser explicadas por ou 
2.0 
troa fatores, tais como fracionamento sofrido pelos gases e soluções hidr~ 
termais ao atravessarem as rochas encaixantes. Este fracionamento ocorre, 
por precipitaçÕe·s e reaçãaa preferenciais entre as fases fluidas e as :ro-.. 
chas encaixantes. Tal fato explica as râpidas variações na composição das 
emanações em áreas contÍnuas da regiÕes vulcânicas (item 1.4.3.) . 
O fracionamento da fase gasosa e hidrotermal leva à formação da um pr~ 
duto final fortemente ácido, . enriquecido em HCl, HF, H2Sp 5020 etc. ~:tas 
fases fluidas residuais frequentemente atacam a8 roc~as encaixantes órigi-
nando jazidas pneumatol!ticas {item lo4.6.6o) constituindo na maioria das 
vezes por cristais de grandes dimensões (item 1.4.6.7.). 
l.4 . 6 ol0 - Ascenção do Magma 
Uma das constatações geol6gicas mais bem fundamentadas ~ a do compor-
tamento diferencial entre magmas granÍticos e basálticos. Assim cerca de -
95% de todas as rochas intrusivas são de composi~ão granit6ide enquanto -
98% de todas as rocha5 extrusivas tem composição variante entre nndes!tica 
e basálticao Este constatação indica que os magmas granÍticos quase nunca 
e os magm3s basálticos quase sempre, atingem a super f Ície ·da Terra dur6 ~ te 
as atividades magmáticaso As causas deste co~portamanto difereneial estão, 
em ~arte 9 ligados à fase gasosa. 
As observações do campo mostram que existe 9 via de regra 9 . uma Íntima 
associação entre granitos e magmatitos o que levou ao deeenv~lvirnento da 
hip Ótese de que o magma granÍtico se f_orma pela fusão seletiva de rochas 
pré-existentes dura~te ~ orog~nese, já que 08 grandes corposgran!t1c o s o 
c 0pam, preferencialmente 9 os n~cleos das ~cadeias montanhosas. Trabalhos ex 
perimentais reveraram 9 que. na presença de água e sob pressões 2 - 4 ~b 
(= 5 a 10 km de profundidaoe 9 principal zona de ocorrincia dos granitos ) ,p~ 
de ser obtido um magma granÍtico, pela fusão de gnaisses a ?ao! 50°C (tem -
pe r atura frequentemente atingida durante o metamorf i smo regiona l mais en~r 
gico)" 
Outro fato que precisa ser levado em consideraçio ~a natureza dacri~ 
talização magmática. A consolidação do magma gtan!tico ocorre num in terv~ 
lo de temperatura muito reduzido de tal modo que a cristalização pode ser 
considerada 9 de uma maneira simpli~icada, como sendo eutética . 
Posto isto, passemo~ para e figura 6 que, na sua parte inferior forna 
ce a curva da cristalização de um magma granítico saturado em água 9 em fu~ 
ção da pressão ~ Nota-se que com o incremento desta aumenta o teor em água 
dissolvido no magma (1.4o4 o) e em consequ~ncia, abaixa a ~ua temperatura-
de cristalização (1.4 . 5o) . 
Imrortante pata o ~ecanismo da ascenção do magma é o fato, corsolério 
do acima exposto, de que quando um magma granítico sobe atravÁs da crosta , 
.... 
21 
isto~. que ndo diminui & preseio , aumenta a sua temperatura de crist8lizH-
ção (figura 6), Já que a . menor pressão tem-se uma menor taxo de. água dissJl 
vida no magma . 
Considere~os agora um magma qualquer situado no ponto ~' e sujeito · e 
um mecanismo geol6gico que permita ~ sua ascsnção atrav6e da croata te~re~ 
~ f 
tra. A subida do magm~ (el!vio de pr~ssão) far-se-á atá e pr ofundidade A' 
pois neste loca-l o magma ir;é cristelizar-ea e port$nto néo rftais poderá mo-
vimenta r-se • . O mesmo vale pera ·um magma si tua do fto ponto f! qllo irá subir a 
té a profundidade ~· Nota-se de imediat'o· QUA quanto maior a temperatura i 
nieial do magma, mai-s ptllrto da euper'flcie o !!'lesmo pGtlerá ci-Jagar. 1\ c onr.l u-
' 
são que se chega á que somente magma com tamp'lilra t ure inicial dEJ 960°C ou 
. . ' 
mais (Ponto f), poderio atingir a superfÍcie de Terro , constituindo lavas 
riolÍticas ou dac!ti~s. Estas temperaturás são entretanto muito dificAis 
de serem atingidas durenta a orogenia , rnGtivo pelo qual as rochas ácidas ~ 
fusivas são bastente raras. 
Passamos agora êb magma basáltico 9 cuja curva de cr is talizàção está r~ 
~resentade na perta superior da figura 6. Como o magma ba sáltico só contém 
traços de água di ssolvida (item 1.4.4.) e s•u.f.i tempe ratura de c r ista li za çio 
aumenta com o aumento da fJréssão, ao contrátio do rnagma gran!tieo 9 fraque!!. 
tement e saturado em água. Alé.m disso a cristalização do ma gma basé l tico que 
se origina nas camada s inferio~es ~a crosts tut~~stro (Simo ) ou nas partes 
suoeriores do Manto, ae fez nurn Omplo ~ntervalO de tGmoe~atura ( cerca de 
150°C, figura 6), ao contrário do rt@grna graniHco, de cri. s taliz~ção prati-
ca mente eutética . 
Estas diferenças de term i nem o fato do magma g ~an ít ico quase nunca, e 
o magma basáltico quase sempre , atingir .a supe1.· ff ~: 1 e d<! c :-osta t er r estre . 
Enquanto para magmas ácidos à temperatura da crist a liz-e ç5o~ devido a p re -
eança da água, aumenta com o al!vi9 da pressão , pa r a ma grnes bá sico s osta -
tempex-atura diminui com o ·abaixamento da ~ressão , como n.o c a so r e presenta-
do pele Ponto .Qo 
Para entender- se melhor o mecanismo da a sCQnç~o do mog ma basáltico co~ 
sideramos os escudos continentais, "ü-ina das ~giões ~éferidas pela ocorrS_u 
c!a da derrames e int rus~as basálticas (~~~ia do Paren~; Sistéme Ka rzoo, j 
frica; Decan, India). Os escudoil ~o quàl tabuleiros rÍgid:Q s aob t enar:tendo· o 
'\I 
Sime o Por sua rigidez ee escudos· não são dobráveis quando sobre os mesmos a 
," ..... 
gem esforços formados no i~terior da Terrao Não podendo ass i milar os esfo~ 
ços por dobrame nto, oa escudos rompem-se, sendo reta lha dos por p r ofundas e 
extensas f ratu r He, denominadas de geocla·ses . Esta e fra t ur.as, a tré,vessa ndo 
todo o escu do, vão atingir o Sima a mesmo o Manto 0 leva ndo a e~tes locais 
um tremendo alfvio de· pressão. Em c9nsequência as rocha s do l oca l a tingido 
mantida s e~ eat e d o s Ólido devido a~ ~rende s pr e s s ões sobre alas atua mt li-
?2 
quefazem-sQ sob o arei to do el!vio. de preaeãa {Ponto· f}. por meio de umt:: 
fusao seletiva. O magma resul tanta, ·mais leve que o ll'a terial c r i:-t.>-~ l.i.r1o ,!_" 
leva_-se ao longo das geoclasea eté.,.ating~r e supaE'f"!ei_e da crosta terref.l-
·tra. 
• 
As principa·is· direrençae entra "'agmas bl'lsÁltlco~; o gran{ti'C:os, estão· 
assinaladas no quadro da p~gina sag~inte: · 
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Concentração do composto no fase gasosa 
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o 
---------------------------------~'"-~ 
23 
r----- -~- . -
Caractedsticas M. basáltico M. _g_ren! tico 
50-100 km de pro fundida-
de base da crosta, pa,rte 20 km, nc interior 
Grigem superior tlo manto. da crosta. 
Fusão por alÍvio de Fusão por aumento 
r:roc esso .. 
p~asio {geoclasee) de tempe ratu ra por 
. ~ ocasJ.ao de oro9·enia 
Alguns porce nto s, 
Ág ua c.i.ssnlvida Tr~ço.s fr~quantem~nté · s~ 
·' 
turado . 
650 - Bt'l0°t , rara-
T em ~ o:atura 1200 ... 1500°C IT'ente superio~: ' - 6 
eoo0 c. 
Compo r ~ -""€:- L o 
' , c a.r 8 c ti:! r J :.; -
ti c o da t ~ mperatu.rà sol i-
,\-t:~aixe l\U!'Ien t a 
dus corn o abaixamento da 
pressao. 
Ocorrência principal f. scudos etr>távt"ais 
NÚcle o s de oa ci !il ias 
de mont.ünhas 
. . 
Cerni nhos pare e ascençao Fre~uer. t6s P o: ~ coe 
.. 
Existi'1do c~minhos para ' quando ••• f so 
8 ascençso, o FMg.ma so - • • G • • que se semf'Jre suparaq,,ecido 
be . " ........... . 
Observação gP.o!Ógica f~l! i to basal to Muito granito 
p~uco gebro pouco riolito . 
.., 
24 
2, Sistema Binário 
2 . 1 - Generalidades 
A cristalização l'!"agm8tica é um processo bastante c:ntplP.xo, va -:-i. n::ic 
de acordo com a natureza do magma e das condiçÕes ambientais. 9asta rele~­
brer aqui, por exemplo, as direrençaa no comportament.o de magmes basél ti-
cos e graníticos durante a eua cristalização, já abordada no !tem 1.4.6. 
10, e ditada pelos seguintes fato~eet 
fYlagma ~gua dissolvida Intervalo dA temperatura 
. entre o in!c io ao fim da 
crista lização 
Ba sáltico Traços Amplo 
Granítico Alguns % Reduzido 
Percebe-se pois de imediato a importância de entender-se .o processo da 
cristalização magm~tica já que o fen5meno permite explicar a distribuiçio 
e as feições geol6gicas que caracterizam a oco~r~ncia dos diversos tiros ~~ 
tol6gicos. Tamb~m a diferanciaçio magmática~ isto ~. a formação de vários 
tipos de rocha~ a partir de um sÓ magma, poda ser entendido através do ti~ 
po da consolidação !gnea, assi m ccmo o desenvolvimento de certas estrutur~ 
e texturas tÍpicaso 
A cristalização· magmática ~. co::o indica o prÓprio nome 9 a transforme 
çã-o do lÍCjuirio magmático em cristais pelo resfria mente da câ,~a r a rnagl"!lá tica 
isto é, pslo abaixamento da temperatura. Du~anta a cr~stálizaçio fica pois 
caracterizado um estado de equilÍbrio entre o lÍQuido magmático 9 que ainda o 
irá cristalizar, e 'Os cristais já formados. E~ outra& palavras~ a cristnli 
zação magmática pode ser eqtudada por diagra~ea da equilÍbrio que são obt1 
dos por via experimental em laboratÓrios, utilizando-se como modelos mistu 
ras de silicatos representando magmas simplit.icados 
2o2 - Regra das fases 
Para um melhor adendimento dos diagramasde equilÍbrio é neceasát<io ra 
capitular auóintemente a-regra das fasee axpr~ssa pela relaçio: 
f = c p + X 
f = grau rle liberdAde, isto ~. n~meroa dft par~metros de estado que podem 
ser var~ados arbitrariamente, sem ~udar o estado do sistema. 
c ~ número de componentes do sistema, correspondentes ao número mÍnimo da 
25 
substâncias quimicas necessárias para a descrição da composição do si~ 
tema. 
p = nÚmero de fases do sistema, isto é, os diversos estados ($Ólido, l{qul 
do, gasoso), dos constituint8s do siste ma. As fasAs s~o portanto parte 
hornogêneas do sistema, sem quê haja necessidade de sua continui rla de fÍ 
· s ica. Assim se tivermos 10 got!culas de Óleo isoladas, emulsadas num 
copo d'~~ua, teremos duas fases (Óleo lÍquido e H
2
o l!quidG) e nio 11 
(água + 10 gotículas de Óleo). 
x -· parâr:1etros do estado do sist.éma, isto é, as condições que definem urna 
determinade associaç~o de fases do siste~a. Pela var1açio dbs par~rne­
tros do estado é po s sivel fazer surgir novas ra~es pu provocar o desa-
~a recirnento de fases previamente existentes no ~1s\eMa. 
Consideremos, por exemplo~ .. o sistema H 20 (fiQure 7} o t po:es!ve l o bte.::. 
se v~rios fases (água, gelo, vapor) n~ate sistema pele variaçia da p r e ssio 
e d.;, temperatura, .isto é, . doe ·parâmetro !? do estado , neste caso 2 {r: , T) . O 
número de componentes _é 1 . (H20)_ · já que · todas as fases tem esta composição. 
N~c é pois necess~rio considerar-se doii . componentes (H 2 e n2 ) como no cu
4 
.. ~ , , 
so do sistema oxigenio - hidrogenio ~ agua. 
Isto posto, vamos examinar o significado ~o grau de l i berda de (f ). pu 
seja o n~nero de parimetros q~e podem ~er variadas, dentro de certos l imi-
tes, sem alterar o estado do sistema. Para Q sistema H2o temos : 
c = 1 (H
2
D) 
p = 3 (gglo, égua, vapor) 
x = 2 (P, T) 
• 
f = C - p • • X = l - 3 + 2 = 0 
Isto ü'rdica •1ue não podemos mudat· nenhum parâmetro do estado para man 
ter inaltfir•do u estado do sistema, caracterizado pelo eq~ilÍbrio ~gua -va 
por - gelo. Em outras palavras o equilÍbrio ' puntua1, no nosso caso o fe~ 
moso ponto trÍplice, caracterizado por uma,' e uma eó, associação de ' pressio 
e tenpRr ~ tura. 5€ considerarmos entretanto um estado do eiateme caracter!-... 
zado pela coexistência de so1111!1nta duas fases ·(pih exemplo égua a vapt>r) de 
tal moca que p = 2, ent:~Õ · f = 1, isto é, axist'B um gta·u de liberdade. Es-
te caso indica ~ue u~ dos pªrâmetros do estado pode eer var~ado arbit~eria 
mente j~ que ~ara cada variaçio arbitr~ria de um dos parimetros existe uma 
variaç2.o ~rigatória do GlJtro rarâmetro para que seja ··msnt.ido o estado do 
sister :a. fm outras pala vr f. s a ~quilÍbrio· é linear, isto Á·# ex i ste a 0 lon iJ O 
de uma li nha, rJeno:n i n.'l da n~ste caso de lin!:a de equillbrio vapor-d'~gwâ. ·i-~ 
s i m na f i 9 u r a 7 e x i s tfl u ''la p o s i ç il o ::; e P- q u i l í •Jr i o e n t r e a á g u a e o v a p o ::- n 
1r:n°c e l ··~ tml"lsfera ( Ponto r..). Se a tPmper Atura ro r v nria dc. <. rb '.tréiriarr.en-
t e para 200°C (ponto 8), a pressao dav f:' rá variar obri.:Jatoriêu::enta pat'a ~r. 
atmosfera s para que seja manti~o o e st~do do sistema ca~acterizado pelo e-
quilfbrio água-vapor. Entre os pontos A e 8 e~iete um infinito nÚmero de 
associações de P-T ostentando o mesmo estado de sistema considerado que , 
no seu total, constituem a correspondente curva de equilÍbrio. 
A diferença entre o ~istema H2o e os sis~emas silic~ticos, futuramen-
te enalisados, consiste em considerar-se apenas um par~metro do estado~ ou 
seja a temperatura, já qie .a cristalização magmática poda ser considerado» 
dentro de certas limitações, como sendo um processo isob$rico. Desta manei 
ra resulta para a regra das fases a expressão& 
f = c - p + 1 
. 
2.3- Sistemas Binários com Ponto Eutético . Simples 
. . 
E:.ste tipo de diagrama, exemplificado pelo sistema Diops{dio ( Ca r~g Si
2 
o6 ) - Anortita (Ca Mg Si 2 O~) reapectivame~te um piroxênio em um feldspato 
c.álcido, é um dos mais simplli)>, correspondendo a um magma básico ultra-sim 
plificado. Como entre ambos os compo~entes n~o ocorre reaçao, com a con~e­
quante formaçio de nov~s fases. o sistema pode ser assim caracterizado: 
c = 2 (Ca Mg, Si
2 
0
6
, Ca Al
2 
Si 2 08 ) 
X = l (T) 
p = 3 (diopsidio, anortita, · fundido silicático) 
Para determinar-~e o n~mero máximo de fases que poda ~ · cooxistir neste 
sistema aplica-se a regra das fases tornando-se f=O, x = 1 e c = 2 o que 
resulta e p = 3, ou seja, todas as 3 fases do sistema podem coexistir num 
ponto, neste caso denomina do de eonto eut~tico E (figura 8). 
O diagrama focalizado pode ser subdividido, no sentido vertical, em 3 
regiÕes distintas: 
1 - A regiio abaixo da temperatura do eut~tico (1270°C) na qual todo 
o magma sa acha cristalizado (solidus) 
2 - A regiio acima das curvas do inÍcio da cristalização, na qual só 
ocorra material. fundido (liquidu~) 
3 - A regi~o situada entre as curvas do inÍcio da crietalizaçio e o 
ponto eut~tico. caracterizado pela coexiat&ncia do lÍquido magmá~ 
tic~ e cristais já formados (solidus- liquidus). 
Esta reg±io representa pois o inter.valo de tel'l' peraturn durc-ntP o 
qual se desen volve a cristalização. 
A região solidus - liqu~dus comporta duas divis~es no 9entido horizon 
Curvqs de cristalização de Magmas 
Graníticos e Basalticos 
Figura 6 
1300l~~~MA~G~M~A~~~~~~~~~LI~~U~I~D~US~ 
, ··.+----------------o 120Jl BASALTICO 
,,ooJL, ___ ::.-=-==-=·..=..;:=-=--------:::: 
SÓLIDUS 
I 
~ 
i 
I 
BASALTO 
1000~ 
900 
800 
I. C :-<or-- - .--------
i 
· Curva de cristalização paro Magmas 
/saturados em H2 O 
I 
I 
-E 
':100 ~ 
I ,
I LIQUiDUS 
-J GRA ITO 
! SÓLIDUS 
600~1------~1--~,--~-A~~,--~,-.~------~,--------~, 
1 1000 2000 3000 4000 atm. 
Pressão 
4 
I 
8 
I 1f km o 
· Profundidade 
.; 
tal: 
27 
1 - O setor que se e s t en de a compoeição 100% diopsÍ dio - 0~-~ ano r ti t .. , 
( limite esquerda rlo diagrama) at~ o eut~tico ( 58% diops!dio - 42% 
t'inortita ). Nesta área a c ristalização inicia-se com a !'ar ma ção 
de cr i stai s de diopsÍdi o . 
2 - O s 8tor que se estende do eut~tico at~ a composiç i o 100~ a~o r ti­
ta -O% Dipsidio (limito direi t o do diagrama), caracterizado pe-
la crietalizaçio inicial de anortita. 
! o qn~nntro do~ dois setores, isto~. no ponto e ut~ tico, ~poi s o bvio 
que cri st ~ ~ i zem c onjuntamente , cristais de anortita e dipsÍdio . 
Consideremos agora a cristalização dos 3 fundidos A, 8 e C. 
1. - O fundido A, contendo BD% de snortita é 20% de disps!dio, está 
sit uado - ~ dirAita do ponto eutético. A cristalização inicia-se com o a-
baixa nn to dé! t.an:peratura, a 1510°C com a Formação de cristais de anorti-
ta. P8 la rPtirada da anortite o fundido sÔbre um enriq ue c ime n t o rela t ivo-
em diops{ r! io, isto é, a composição do fundido se desloca pare a esquerda-
(flexas) rumo ao ponto ~utético, Com a cont!nua ~ueda da temperatura cada 
vez rnais anortita irá ori:stalizer a ·p lÍquido r-e,aidual ficará cede vez 
mais en~iquecido em diopeÍdio ~ A 1270QC o l!qul do ter~ a t ingido a comp~ 
sição no eutético e nesta instante irão cristalizar, conj unta mente diopsi 
~io e ano rt i ta na peoporçao 58:42. 
Dura nte o intervalo de cristliazação, ent r e 1510 e l2 7Q nC1 e anor ti-
ta inicialmente for mada irá desenvolver-se progre ssi vamen te , or i ginando -
gran dAs cristais ( item 1.4.6 . 7.) . Já no eut~ tico a c r i s tal iza ção ocorre 
a uma temperatura fixa e não num intervalo de. t e mpe r a t ura , de t al modo que 
r P.s ul ta, m~ste pQn,to, a formação de uma mià-tu r-ri de peql.len os cristais de dio 
psÍdio e anortita, denominada de matrizo Resultà ~ois, ao final da cr ista 
l i za ~ ão de todo· o magma , uma rocha perfirÍtica , constituída por fenocri s 
tai ~"' ·e ano!'tita num·a matriz fina de dipsÍdiq e anortita . 
Todos os fundido s , com composição s i tuada a direi t a do pont o s ut~ti­
c0