Aula 15 - Processos de fracionamento

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Prof: Geól. MSc. Leonardo Cardoso Renner
 Disciplina de Geoquímica
Processos de fracionamento
Disciplina: GEOQUÍMICA Código: IADG50
Professor: Geól. MSc. Leonardo Cardoso Renner
ESTUDO COMPLEMENTAR: PROCESSOS DE FRACIONAMENTO
SUMÁRIO
	1 - INTRODUÇÃO
	1
	1.1 - SÉRIE REACIONAL DE BOWEN
	2
	1.2 – DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
	6
	1.2.1 – Eventos de fusão distintos
	6
	1.2.2 - Graus diversos de fusão parcial de fontes iguais
	6
	1.2.2.1 – Usando Elementos traços como pistas em suítes produzidas por graus diversos de fusão.
	6
	1.2.3 – Cristalização fracionada
	8
	1.2.3.1 - Diagramas representando a cristalização fracionada
	9
	1.2.3.2 – ETR e cristalização fracionada
	11
	1.2.4 – Mistura de magmas
	11
	1.2.4.1 – Evidências da mistura de magmas
	12
	1.2.5 – Assimilação crustal e contaminação
	13
	1.2.4.2 – Evidências de assimilação e contaminação
	13
	1.2.6 – Imiscibilidade de líquidos
	15
	1.2.7 – Perda de voláteis
	16
	1.2.8 – Efeitos convectivos
	16
	1.2.9 – Processos combinados
	17
	1.6 - REFERÊNCIAS
	17
1 - INTRODUÇÃO
Muitos processos podem causar mudanças na composição química do magma através do tempo e estes processos são chamados de diferenciação magmática. Estes processos são determinados pela composição original do magma (basalto, andesito, riolito...), a composição de qualquer material retirado do magma (cristais de olivina que são retirados do magma) e a composição de material adicionado ao magma (assimilação de rochas encaixantes e incorporação de xenólitos)
Os estudos geoquímicos e petrológicos foram empregados em pequenas regiões para explicar os processos na variação da composição do magma. Alguns destes processos são:
1. Eventos de fusão distintos;
2. Graus diversos de fusão parcial de fontes iguais;
3. Cristalização fracionada;
4. Mistura de dois magmas ou mais;
5. Assimilação/contaminação de magmas por encaixantes;
6. Imiscibilidade de líquidos.
Inicialmente os pesquisadores mostraram estes processos com sendo únicos na câmara magmática, atualmente se sabe que um ou mais destes processos podem atuar ao mesmo tempo para produzir mudanças químicas, e a combinação destes processos é possível.
1.1 - SÉRIE REACIONAL DE BOWEN
As leis fundamentais da cristalização de magmas, estabelecidas por N. Bowen desde 1928 mostram que ao longo de um processo de arrefecimento progressivo, os silicatos não cristalizam todos ao mesmo tempo. A ordenação teórica da cristalização de silicatos inicia-se pela olivina, piroxênios, anfibólios e plagioclásios cálcicos; em seguida, as micas e plagioclásios alcalinos e, por fim, o quartzo. Trata-se de um processo de cristalização fracionada, durante o qual o magma residual empobrece em elementos que vão constituindo os minerais formados.
Bowen sumariou as associações minerais e as antipatias num único esquema o qual é conhecido por Série Reacional de Bowen (Fig. 1). Existem duas séries, uma descontínua (relacionada com silicatos máficos) e uma contínua (relativa aos plagioclásios). As duas convergem para temperaturas mais baixas, completando a seqüência o quartzo, feldspato potássico e a muscovita. Esta série de Bowen deve ser encarada apenas como uma generalização, pois são comuns exemplos naturais em que co-existem fases aparentemente incompatíveis.
A Série de Bowen não ilustra a ordem de cristalização dos minerais numa rocha, mas significa a ordem de cristalização de minerais separados.
A maior ou menor evolução da série depende fundamentalmente do conteúdo inicial de sílica, visto que as reações dos minerais ferromagnesianos (olivina - piroxênio - anfibólio - mica) implicam em um consumo crescente deste componente. 
Os cristais de silicatos se formam com o decréscimo da temperatura e aumento dos núcleos de cristalização. Os primeiros cristais formados a altas temperaturas podem se tornar instáveis e serem reabsorvidos pelo líquido restante, modificando sua composição.
De acordo com evolução química por meio da cristalização dos minerais na série cálcio-alcalina, o o primeiro mineral máfico que se cristaliza é a olivina magnesiana ((Mg,Fe)2SiO4), como crisolita (Fo70-90) ou forsterita (Fo90-100). Este mineral é altamente máfico no sentido químico e denso no sentido físico, e portanto, afunda rapidamente na base da câmara magmática, retirando magnésio e ferro do sistema. Através do afundamento de olivina, o magma residual se torna mais félsico, ou seja, menos máfico.
Quando o magma se resfria até a temperatura denominada temperatura da reação, ou seja, temperatura cotéctica, os grãos de olivina cristalizada reagem com a parte líquida do magma, denominada “melt”, transformando-se em ortopiroxênio. O ortopiroxênio comumente encontrado nas rochas basálticas com teor de SiO2 entre 45~52% possui Fe/Mg ligeiramente superior a 1 (En70-50), denominado hiperstênio ((Mg,Fe)2Si2O6)). Em alta temperatura, a olivina magnesiana é físico-químicamente estável, porém, em baixa temperatura, com SiO2 suficiente, torna instável. Por isso, na temperatura da reação, a olivina absorve a sílica presente no melt, e se transforma em ortopiroxênio. Nas lâminas delgadas, observa-se que os fenocristais de olivina magnesiana presentes em certas rochas basálticas são transformados em hiperstênio na sua margem ou ao longo das fraturas. Esta textura é denominada borda de reação (Diagrama 1) ou englobamento. O sistema físico-químico que envolve a reação acima citada é denominado fusão incongruente (Diagrama 1). Desta forma, o mineral máfico cristalizado muda de olivina para ortopiroxênio.
Em estágio mais avançado, ou seja, de temperatura do magma mais baixa, a cristalização de clinopiroxênio (Ca(Mg,Fe)Si2O6) assumi o lugar de ortopiroxênio e a composição do magma evoluem a ser para mais félsica. O clinopiroxênio comumente encontrado nas rochas basálticas e andesíticas é augita (Ca(Mg,Fe)Si2O6)) com proporção Fe/Mg em torno de 1. Junto com a elevação de SiO2, a proporção de FeO*/MgO do magma e dos minerais cristalizados aumenta através do avanço de cristalização fracionada. Estes parâmetros são importantes indicadores químicos semiquantitativa da temperatura do magma.
Concomitantemente com a cristalização dos minerais máficos, ocorre também a cristalização de plagioclásio. Este mineral forma um sistema de solução sólida contínua entre albita (NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2Si2O8). O plagioclásio cálcico (labradorita, An50-70, bytonita An70-90) é o único mineral félsico que se cristaliza nos magmas basálticos. Através da cristalização fracionada, o plagioclásio evolui-se para ser mais sódico, sendo labradorita (An50-70). A composição química de plagioclásio também é um importante indicador de temperatura do magma.
Com a redução da temperatura magmática, cristaliza-se anfibólio no lugar de clinopiroxênio. O anfibólio comumente encontrado nas rochas andesíticas é hornblenda (Ca(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2, etc.; a composição de hornblenda é muito complexa), com teor de ferro superior ao de magnésio. O mineral félsico que se cristaliza continua sendo plagioclásio, mas, sua composição se torna mais sódica (andesina, An30-50). O teor de SiO2 neste estágio está na faixa de 52~66% (composição intermediária) e a rocha vulcânica correspondente é andesito.
Em estágio mais avançado, inicia-se a cristalização de biotita, chamada popularmente de mica preta, como mineral máfico principal. A biotita comumente encontrada nas rochas dacíticas e riolíticas é annita (K(Mg,Fe)3Al2Si8(OH)4, etc.; a composição de biotita é complexa), com teor de ferro muito superior ao de magnésio. Paralelamente, cristalizam-se os minerais félsicos, tais como feldspato potássico (KalSi3O8) e quartzo (SiO2), com eventual presença de muscovita (mica branca de alumínio). O plagioclásio cristalizado neste estágio é sódico (oligoclásio, An10-30).
Entretanto, no estágio final, cristalizam-se feldspato potássico, quartzo e plagioclásio sódico (andesina, An10-30). O teor de SiO2 neste estágio é alto, sendo acima de 66% (composição ácida).As rochas ácidas, tais como granito, granodiorito, riolito e dacito são específicas do Planeta Terra, sendo parte constituinte da crosta continental.
Em 1928, N.L. Bowen apresentou um modelo de evolução magmática conforme a explicação acima, com base nos ensaios físico-químicos e observações de rochas ígneas naturais.
Segundo o modelo dele, todas as variedades de rochas ígneas são derivadas a partir de um único magma primário de composição basáltico. A variedade química de rochas ígneas é devida à diferenciação por meio de cristalização fracionada a partir do magma primário basáltico (Fig. 1). Ele esclareceu a existência de reações físico-químicas entre o magma e os minerais cristalizados, denominada de princípio de reação, e propôs duas séries de reação em função do resfriamento magmático: séries descontínua e contínua. A série descontínua é observada na cristalização dos minerais máficos. Conforme as explicações acima citadas, durante o resfriamento magmático o mineral máfico em flutuação no magma se torna instável e reage com o magma (melt) para formar outro mineral máfico, que é estável em temperatura mais baixa. Ele considerou que a cristalização seqüencial de olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda e biotita é devida a este fenômeno. A reação da olivina com o melt residual já foi comprovada através das observações de textura de englobamento, ou seja, borda de reação em lâminas delgadas e dos ensaios físicos no laboratório.
Entretanto, a mesma reação entre outros minerais máficos ainda não foi confirmada. A série contínua é observada na cristalização de plagioclásio. Durante o resfriamento magmático, este mineral é cristalizado em uma ampla faixa de estágios, variando sua composição química, de cálcica para sódica, formando textura de zoneamento. Isto é, a parte central dos cristais de plagioclásio é relativamente cálcica, e a borda é sódica, com passagem geralmente gradativa. Este fenômeno está de acordo com o princípio de sistema de solução sólida.
Desta forma, Bowen tentou explicar as variedades químicas de rochas ígneas presentes no mundo inteiro por meio de um único processo de evolução magmática: por meio da cristalização fracionada, o magma primário basáltico (gabróico) evolui-se para andesítico (diorítico), dacítico (granodiorítico) e riolítico (granítico), aumentando SiO2, Na2O, K2O e diminuindo MgO, FeO e CaO. De fato, nem todas as rochas ígneas seguem ao modelo de Bowen. Mesmo assim, o presente modelo é importante para interpretar a variação química das rochas eruptivas de vulcões da região de cordilheiras e arcos de ilhas. Hoje em dia, as rochas ígneas com composição de acordo com o modelo de Bowen são classificadas como uma das séries principais de evoluções magmáticas, denominada de série cálcio-alcalina.
Assim, os cristais precocemente formados contribuem com seus íons, moléculas e átomos e se combinam novamente formando novos cristais, cuja temperatura de fusão é mais baixa que a dos cristais precocemente formados. Os novos cristais são estáveis em temperaturas mais baixas.
Estes processos são denominados reações. E estas podem ser contínuas e ou descontínuas.
1.2 – DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
1.2.1 - Eventos de fusão distintos
Uma possibilidade que exista magmas distintos é há eventos distintos de aquecimento que causam a fusão. Cada magma representa uma fusão de uma fonte (rocha) em tempo diferente durante o evento de aquecimento. Se for o caso, não esperamos que diagramas de variação química dessas boas respostas, mas podemos usar estes diagramas baseando-se que se o peso % de determinado óxido - SiO2 aumenta, alguns óxidos como o MgO diminui produzindo uma tendência. 
A possibilidade de provar e não provar estas fusões distintas não é fácil.
1.2.2 - Graus diversos de fusão parcial de fontes iguais
1.2.2.1 – Usando Elementos traços como pistas em suítes produzidas por graus diversos de fusão.
Elementos traços são elementos que ocorrem em baixas concentrações na rocha, geralmente menores que 0,1% (ppm). Considerando a rocha vinda do manto, os elementos traços podem ser divididos em incompatíveis (não se ligam a estrutura mineral no manto) e compatíveis (ligam facilmente a estrutura do cristal em minerais no manto). 
· Elementos incompatíveis – são K, Rb, Cs, Ta, Nb, U, Th, Y, Hf, Zr e os elementos terras raras (ETR) – La, CE, PR, Nd, PM, SM, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho Er, Tm, Yb e Lu. Minerais como a olivina, piroxênios, espinélio e granada não possuem sites cristalográficos para estes elementos, pois estes elementos possuem o raio iônico muito grande.
· Elementos compatíveis – são Ni, Cr, Co, V e SC, pois possuem pequeno raio iônico e se instalam dentro da estrutura cristalina do mineral facilmente, normalmente nas posições do Mg e Fe.
Quando uma rocha do manto inicia a sua fusão, os elementos incompatíveis serão acumulados no líquido. Isto porque se eles ficarem na estrutura dos minerais eles não serão estáveis energeticamente. A concentração dos elementos incompatíveis será menor com o aumento da fusão.
Os elementos terras raras, com exceção do Eu, possuem carga + 3, mas o raio iônico diminui com o aumento do número atômico. Ex: La é o maior, Lu é o menor. Então o grau de incompatibilidade diminui do La para o Lu. 
Na figura 2 mostra como é a concentração destes elementos em fusões de granada peridotitos. 
1.2.3 – Cristalização fracionada
A cristalização fracionada é um mecanismo natural que consegue remover cristais do magma ou até separá-los de modo que não possam mais reagir com o líquido. O mecanismo de cristalização fracionada pode ser dividido em três seguimentos:
· Cristais afundam/bóiam – Os cristais formados no magma possuem diferentes quando comparadas com o líquido.
· Se o cristal possui uma alta densidade quando comparada com o líquido este afundará e permanecerá no assoalho do corpo magmático.
· Se o cristal possuir densidade menor que a do líquido este tenderá a boiar no topo do corpo magmático. 
· Cristalização interna – A diferença de temperatura do magma com a encaixante que é mais fria provoca o resfriamento da borda para o centro do corpo magmático. 
· Filter pressing – Este mecanismo foi proposto como um caminho de separação de um líquido da massa de cristais/líquido. Esta massa de cristais é forçada para fora indo em direção a fraturas e outros espaços vazios, deixando líquido para trás.
1.2.3.1 - Diagramas representando a cristalização fracionada
O efeito das mudanças da composição química do magma (rocha) esperada na cristalização fracionada pode ser examinado usando um simples diagrama de variação. Imaginamos duas rochas, A e B, com concentrações de SiO2 e MgO como mostra o diagrama.
O diagrama acima mostra a análise de olivina na rocha, no qual, foi removida da rocha. A composição do líquido assume direção para A. Se campo y indo em direção a B a rocha for produzida por fracionamento da olivina a composição da rocha em B terá a mesma trajetória. Esta correlação também é aplicada para outros óxidos contra o SiO2. Se o fracionamento da olivina foi responsável pela mudança do magma A para B nestas proporções, isto será o mesmo para todos os outros diagramas de composição.
Como em um diagrama de fases nós podemos aplicar algumas regras para determinar o quanto de olivina foi fracionada do magma da composição A para produzir a rocha de composição B:
% fracionamento da olivina = [y/(x + y)]*100
Um caso um pouco mais complicado acontece quando duas fases de diferentes composições envolvem no fracionamento. Novamente, as regras se aplicam para todos os diagramas. Neste caso, a mistura de 50% de olivina e 50% de piroxênio foi removida do magma C para a produção do magma D (Diagrama 2). Note que a composição do liquido foi mudada ao longo da linha de mistura de fases sólidas, direto para uma composição de líquido C.
Então podemos calcular a porcentagem dos sólidos fracionados:
% fracionamento dos sólidos = [z/(w + z)]*100
Na prática, encontramos vários minerais que cristalizam no magma em soluções sólidas que mudam as suas composiçõesconforme a temperatura diminui. No próximo caso, veja o que acontece com a solução sólida de Mg-Fe é removida quando a temperatura diminui. O magma inicial era rico em MgO e pobre em SiO2. O sólido cristalizando deste magma é também rico em MgO e pobre em SiO2. Tomando o fracionamento em pequenos incrementos o segundo magma produzido pela remoção dos sólidos do magma original possuirá enriquecimento de SiO2 e empobrecimento de MgO. Mas, o segundo líquido irá cristalizar um sólido pobre em MgO e rico em SiO2, então isto irá evoluir ao longo de um trajeto diferente.
Note que diferentes minerais fracionados irão produzir tendências diferentes, mas ainda terão uma tendência curva.
1.2.3.2 – ETR e cristalização fracionada
Os elementos que são excluídos do cristal durante o fracionamento poderão ter as suas concentrações aumentadas em magmas fracionados. As concentrações de ETR incompatíveis devem aumentar com o fracionamento.
O diagrama abaixo mostra como os padrões de ETR em diferentes porcentagens de cristalização fracionada possuem altas concentrações. Assim, uma suíte de rochas formadas como resultado de cristalização fracionada possui tendências paralelas.
Portanto, durante a cristalização fracionada as razões de elementos incompatíveis mostram pequenas mudanças, e que podemos usar isso como um fator para distinguir a cristalização fracionada de fusão parcial.
1.2.4 – Mistura de magmas
Se dois ou mais magmas de diferentes composições químicas se contatam um com o outro é possível que eles se misturem para produzir composições intermediárias entre seus membros. Se as composições destes magmas forem muito diferentes, como um basalto e um riolito, há diversos fatores que tenderiam a inibir a mistura:
· Contraste de temperatura – magmas basálticos e riolíticos possuem grandes diferenças de temperatura. Se eles entram em contato um com o outro o magma basáltico tenderá a resfriar ou cristalizar e o magma riolítico tenderá a aquecer e iniciar uma dissolução de qualquer cristal que já tenha cristalizado.
· Contraste de densidade – magmas basálticos possuem densidades na ordem de 2.6 a 2.7 gr/cm3, e os magmas riolíticos possuem densidades na ordem de 2.3 a 2.5 gr/cm3. Esta diferença de densidade tenderá que o magma riolítico boiará e o magma basáltico afundará, inibindo a sua mistura.
· Contraste de viscosidade – magmas basálticos e riolíticos possuem grandes diferenças de viscosidade. Assim, somente um agitamento vigoroso poderia misturá-los.
1.2.4.1 – Evidências da mistura de magmas
Quanto menores forem as diferenças na composição química entre magmas, menor será contraste de temperatura, densidade e viscosidade.
· Desequilíbrio de assembléias minerais – evidencias como a presença de cristais em um dos magmas não são completamente dissolvidos ou reagidos. Por exemplo, se um magma basáltico contém olivinas ricas em Mg misturadas com um magma riolítico rico em quartzo, e o magma foi extravasado antes do quartzo ou a olivina serem redissolvidos eles podem produzir uma rocha contendo minerais que estão fora de equilíbrio. 
· Zonação reversa no mineral – quando um mineral é locado em um ambiente diferente que o formado, este irá tendenciar a reagir para obter um equilíbrio. Soluções sólidas podem apenas iniciar a precipitação de uma nova composição que é estável em um novo ambiente geoquímico ou em uma nova temperatura. Isto pode resultar em uma zonação cristaliza reversa. Exemplo:
Uma solução sólida de Mg-Fe possui geralmente uma zonação de centro rico em Mg e borda rica em Fe. Se uma olivina rica em Fe ou um piroxênio é misturado em um magma rico em Mg que é precipitado olivina rico em Mg ou piroxênio, pode precipitar mais composições rica em Mg nas bordas adicionando ao cristal. Similarmente, se um plagioclásio rico em Na originalmente cristaliza de um magma riolítico e este é misturado em um magma basáltico precipitando um plagioclásio rico em Ca, a borda rica em Ca pode ser adicionada no plagioclásio rico em Na, como mostra a figura ao lado.
· Inclusões de vidro – sabemos que o crescimento do cristal em um líquido não é perfeito, algumas vezes este crescimento é incompleto fazendo com que prenda o líquido dentro do próprio mineral. Se este líquido é visível em uma lâmina delgada este irá revelar como uma inclusão de vidro no mineral.
As inclusões de vidro podem nos fornecer a composição do líquido em que o cristal foi formado. A matrix também contém vidro que representa a composição de um líquido em que o cristal residiu no extravasamento. Se a composição das inclusões de vidro for diferente das do vidro da matrix, e se a composição da matrix não é a esperada para uma cristalização normal para os minerais presentes, isto pode provar que houve uma mistura de magmas.
1.2.5 – Assimilação crustal e contaminação
Quando o magma passa da sua fonte para a superfície este pode reagir com a rocha encaixante, podem incorporá-la no magma ou dissolvê-la assimilando-as ao magma. Se o magma absorve parte da rocha encaixante podemos dizer que este magma teve uma contaminação crustal. Estas contaminações/assimilações promovem uma modificação química do magma. Esta modificação é um pouco mais complicada que a mistura de magmas porque a rocha encaixante já está solidificada e passará deste estado para o estado líquido.
1.2.4.2 – Evidências de assimilação e contaminação
A passagem deste magma pela rocha encaixante pode fazer com que este magma assimile parte da rocha. Como uma mistura de magmas, existem vários estágios que podem ser preservados. Xenólitos são pedaços da rocha encaixante que nem sempre indicam assimilação destes pedaços no magma, mas se este xenólito possui bordas reativas, isto já é um indicativo de assimilação. Estas bordas podem resultar em um desequilíbrio na assembléia mineral, como zonações reversas. Mas se o xenólito for totalmente assimilado pelo magma, a única evidência pode ser a geoquímica, através de estudos de isótopos radiogênicos. Podemos usar o sistema Rb-Sr como exemplo na solução destes problemas.
· O 87Rb é um isótopo radiogênico que decai para 87Sr que possui meia-vida de 47 bilhões de anos;
· Por ser o Rb um elemento incompatível, ele é extraído do manto pelo magma e adicionado na crosta. A concentração de Rb na crosta é em média de 100 ppm sendo muito maior que no manto em torno de 4 ppm;
· O 86Sr é estável, não é um isótopo radiogênico e sua concentração não muda com o tempo;
· Por causa do decaimento do 87Rb que produz 87Sr e portanto se tem mais Rb na crosta que no manto, a razão de 87Sr/86Sr na crosta muda muito mais que os valores de 87Sr/86Sr no manto;
· As razões de 87Sr/86Sr no manto é geralmente entre 0.702 – 0.705. Para rochas derivadas de fusões do manto;
· As razões de 87Sr/86Sr na crosta irão depender da idade de concentração de Rb. Rochas crustais mais antigas irão possuir valores de 87Sr/86Sr em torno de 0.705 – 0.720, rochas crustais mais novas derivadas recentemente do manto irão ter razões de 87Sr/86Sr mais similares com o valores do manto;
· Se estas fusões do manto possuem assimilação ou contaminação por rochas mais antigas da crosta, será esperado achar razões de 87Sr/86Sr maiores que as encontradas no manto e inferiores as encontradas nas rochas da crosta ou a encaixante.
Para uma suíte de rochas afetadas por contaminação as razões de 87Sr/86Sr plotadas versus a concentração de Sr ao longo de curva de mistura hiperbólica. 
Note que a mistura de magmas pode produzir tendências similares se dois membros finais possuírem diferentes concentrações de Sr e razões 87Sr/86Sr . Por outro lado, a cristalização fracionada não irá mudar, pois não possuem mudanças nas suas razões isotópicas.
1.2.6 – Imiscibilidade de líquidos
Imiscibilidade de líquidos é quando líquidos não se misturam um com os outros. Como já havíamos mencionado como exemplo de imiscibilidade entre sólidos nos sistema feldspato alcalino, é fator dependente a questão da temperatura. 
Por exemplo, em um sistema de dois componentes mostrado no diagrama ao lado. Resfriando um líquidocom uma composição de 25% B e 75% A que resulta em um líquido separado em duas composições diferentes. Este resfriamento promove o enriquecimento do liquido A e o líquido B. Ambos os líquidos alcançam a temperatura aonde os cristais de A começam a se cristalizar. Estes líquidos estão em equilíbrio com a cristalização de A na mesma temperatura. O resfriamento promove o desaparecimento do líquido rico em A. 
Então podemos assumir que se os dois líquidos imiscíveis estão em equilíbrio com os sólidos, ambos os líquidos devem estar em equilíbrio com a mesma composição sólida. E a composição extrema dos dois líquidos existirá na mesma temperatura.
Alguns exemplos de rochas com líquidos imiscíveis foram as rochas coletadas pelas missões Apolo na Lua. Também são encontrados exemplos no assoalho oceânico em basaltos do cretácio.
A imiscibilidade de líquidos também é observada em experimentos conduzidos por um simples sistema de rochas. Por exemplo, no sistema Fo-Na-Qz o campo da imiscibilidade de líquidos é observada para a composição rica em SiO2. Mas esta composição está fora da área aonde ocorre na natureza. Isto é verdade para quase todos os sistemas simples aonde a imiscibilidade de líquidos é observada. Há, portanto, três exceções aonde a imiscibilidade de líquidos pode acontecer:
1. Líquidos sulfetados podem se separar de magmas máficos;
2. Magmas alcalinos rico em CO2 podem se separar em dois líquidos, um rico em carbonato, o outro rico em sílica e álcalis. Este processo pode ser responsável pela formação de magmas carbonáticos raros;
3. Basaltos ricos em Fe podem formar dois líquidos separados, um rico em SiO2 e o outro máfico rico em FeO.
1.2.7 – Perda de voláteis
A perda de voláteis como H2O, CO2 (ácido carbônico), H2S (sulfeto de hidrogênio), Cl, F e B(OH)3 (ácido bórico) e etc. que são voláteis originalmente dissolvidos no magma podem sair do magma por perda de pressão deixando mudanças permanentes na composição do magma. Estes gases não entram na composição dos minerais formadores de rochas, muitos deles são livres de água e etc. Na cristalização o melt residual contem um significativo aumento na proporção de constituintes voláteis. Quando a cristalização está próxima de ser completada, os gases não conseguem ser mais retidos pela rocha e escapam através de fissuras para a superfície, sendo constituintes da fase final de seqüências vulcânicas.
1.2.8 – Efeitos convectivos
Quando alguns grãos são carregados pela célula de convecção da câmara magmática, eles migram para porções mais frias, mas continuam crescendo até atingir a porção mais quente da câmara magmática até se fundir novamente no líquido, completando o processo novamente.
Outro caso é quando a reabsorção deste grão é incompleta, o núcleo do grão permanece, quando ele entra novamente no ciclo ele recebe novo crescimento de diferente composição no mesmo grão. Um novo grão será formado com composições diferentes de núcleo e bordas. Este grão pode ser carregado pela convecção continuamente ou eventualmente ele pode afundar e ser reabsorvido novamente. Se a reabsorção é incompleta, cada ciclo será identificado no mineral por uma zonação, refletindo a composição química do líquido em que o mineral passou. 
1.2.9 – Processos combinados
Em resumo, qualquer um destes processos é possível, e a combinação destes processos atual na produção de diferenças químicas no magma. A cristalização fracionada parece ser o processo dominante que afeta na diferenciação magmática, mas não é o único processos. A assimilação acompanhada pela cristalização fracionada de magmas promove o calor necessário para a assimilação. Similarmente magmas podem misturar e cristalizarem ao mesmo tempo resultando em uma combinação de mistura de magmas e cristalização fracionada. Mas na prática esta separação pode ser complicada de se identificar.
1.6 – REFERÊNCIAS
· BOWEN, N. L., 1928, The evolution of the igneous rocks: Princeton, New Jersey, Princeton University Press, 334 p.; second edition, 1956, New York, Dover.
· BROWN, G. C. 1981. Space and time in granite plutonism. Phillosofical Transactions of the Royal Society of London. A301: 321-336.
· CONDIE, K. C. 2005. TTGs and adakites: are they both slab melts? Lithos, 80: 33-44.
· FLORISBAL, L. M, NARDI, L. V. S, BITENCOURT, M. F, BETIOLLO, L. M. (2005). As rochas máficas da suíte pós-colisional Paulo Lopes: magmatismo básico e granítico cogenéticos de afinidade toleítica no sul do Brasil. Pesquisas em Geociências, 32: (2). 69-80. 
· GIROD, M. (1978) Les roches volcaniques - petrologie et cadre structural. Doin Editeurs, Paris, 239p.
· HARKER, A., 1909, The natural history of igneous rocks: New York, NY, Macmillan.
· HARRIS, N. W. B., PEARCE, J. A., AND TINDLE, A. G., (1986). Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision Tectonics (edited by M.P.Coward and A.C.Ries). Geological Society of London, Special Paper 19,115-158.
· IRVINE, T. N., AND BARAGAR, W. R. A., 1971, A guide to the chemical classification of the common rocks: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 8, p. 523–548.
· LAMEYRE, J. & BOWDEN, P. (1982) Plutonic rock type series: discriminations of various granitoid series and related rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 14:169-186.
· LE MAITRE, R. W. 2002. Igneous Rocks - A classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press, Cambridge. 236pp.
· LICHT, O. A. B. (Ed.); MELLO, C. S. B. (Ed.); SILVA, C. R. (Ed.). Prospecção geoquímica: depósitos minerais metálicos, não metálicos, óleo e gás. Rio de Janeiro: SBGq/CPRM, 2007. 788 p.
· LIÉGEOIS, J. P. 1998. Preface-Some words on the post-collisional magmatism. Lithos, 45: xvxvii.
· MACDONALD, G. A., AND KATSURA, T. 1964, Chemical composition of Hawaiian lavas: Journal of Petrology, v. 5, p. 82–133.
· MIDDLEMOST, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Review, 37:215-224. 
· MONTEL, J. M.; VILZEUF, D. 1997. Partial melting of metagreywackes, Part II. Compositions of minerals and melts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128: 176-196. 
· PECCERILLO, A. (1992) Potassic and ultrapotassic rocks: compositional characteristics, petrogenesis and geological significance. Episodes, 15: 243-251.
· PECCERILLO, A. AND TAYLOR, R. S. 1976. Geochemistry of Eocene calc- alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58:63-81.
· PLÁ CID, J., NARDI, L. V. S., CONCEIÇÃO, H., BONIN, B. & JARDIM DE SA, E. 2000. The alkaline silica-saturated ultrapotassic magmatism of the Riacho do Pontal Fold Belt, NE Brazil: an example of syenite-granite Neoproterozoic association. Journal of South America Earth Science, 13(7):661-683.
· GREEN D.,H, RINGWOOD A.,E. Mineral assemblages in a model mantle composition. Journal of Geophysical Research (1963) 68:937–945.
· SKJERLIE, K. P. & JOHNSTON, A. D. 1996. Vapour-absent melting from 10 to 20 kbar of crustal rocks that contain multiple hydrous phases:implications for anatexis in the deep to very deep continental crust and active continental margins. Journal of Petrology, 37 : 661-691.
· STEVENS, G.; CLEMENS, J.D.; DROOP, G.T.R. 1997. Melt production during granulite-facies anatexis: experimental data from “primitive” metasedimentary protoliths. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128: 352-370. 
· WILSON, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London, 466p.
· WINCHESTER, J. A. & FLOYD, P.A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20:325-343. 
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Figura 1 – Modelo de evolução magmática segundo Bowen (1928).
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Diagrama 1 - Diagrama de fase do sistema fusão incongruente entre forsterita e quartzo no estado seco, segundo Bowen & Anderson, 1914, e sua relação com o processo de formação de borda de reação (B, C, D).
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Figura 2 – Diagrama de ETR de granada peridotito normalizados pelo meteorito condrítico.
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