4. Séries de cristalização fracionada - PDF
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Osvaldo Chagas Lobo
1 Séries de cristalização fracionada Séries de cristalização fracionada A maioria dos magmas basálticos é considerada como originada de fusão parcial do manto superior. Como a primeira aproximação, a composição química e a mineralógica das rochas constituintes do manto superior é interpretada como relativamente homogêneas, sendo 3/ 4 de rocha peridotítica de composição utlramáfica, que é composta de olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio e granada, e 1/4 de rocha eclogítica de composição máfica, de clinopiroxênio e granada. Tal composição hipotética do manto superior é chamada por Ringwood como pirolito. As condições físicas da fusão parcial, tais como temperatura, pressão, etc., também são pouco variáveis. Portanto, os magmas formados diretamente pela fusão parcial, denominado de magma primário, possuem sua composição química relativamente pouco variável. Um forte candidato do magma primário é magma basáltico. Por outro lado, existe também a opinião de que este magma basáltico, aparentemente primário, já é produto de cristalização fracionada e, o magma primário de verdade é magma picurítico, que é mais máfico do que o magma basáltico. Dentro das rochas basálticas, há certos grupos que contêm poucos fenocristais. Esta textura, denominada afírica, sugere que o referido magma passou o processo apenas incipiente de cristalização fracionada na crosta terrestre (Fig. 4.1). O fato indica que o magma gerado no manto superior ascendeu-se rapidamente dentro da crosta até a superfície da Terra em curto espaço de tempo. Portanto, a composição química deste basalto pode ser próxima à do magma primário. Por outro lado, existem determinadas rochas basálticas que contêm xenólitos de rochas A. Nicois paralelos ultramáficas cuja composição mineralógica é caracterizada por alta abundância de olivina (Fig. 4.2). Estes xenólitos, chamados popularmente como nódulos, são considerados fragmentos do manto capturados pelo magma basáltico. As rochas ultramáficas do manto têm peso específico maior do que o magma e portanto os xenólitos, sobretudo de tamanho gran- 0.2mm B. Nicois cruzados 0.2mm Fig Fotomicrografia da textura afírica do basalto andesítico encontrado na proximidade de Galópolis, RS: (A) nicois paralelos; (B) nicois cruzados. Fig Xenólito de composição lherzolítica proveniente do manto (cor clara), encontrado em álcali olivina basalto (cor escura) intrusivo no final do Terciário, no Cerro Redondo, Provincia de Santa Cruz, Argentina.
2 Séries de cristalização fracionada Tabela 4.1. Composição química das principais rochas ígneas, compilado por Miyashiro & Kushiro (1975) e Motoki (1986). A - basalto; B - gabro; C - andesito; D - diorito; E - riolito; F - granito; G - traquito; H - álcali sienito; I - álcali sienito com nefelina (pulaskito); J - nefelina sienito; K - fonolito. Elem.(%) A B C D E F G H I J K SiO TiO Al 2 O Fe Fe 2 O MnO Mg CaO Na 2 O K 2 O H 2 O P 2 O de, tendem a afundar rapidamente no magma, não chegando até a superfície. A presença destes xenólitos dentro de lava basáltica implica na ascensão rápida do magma, não havendo tempo para afundar os xenólitos. Considera-se que tal tipo de basalto possui sua composição próxima à do magma primário. Após a geração, os magmas primários são submetidos ao processo de evolução química principalmente por meio de resfriamento e conseqüente cristalização dos minerais. Em modo muito grosso, os processos de evolução magmática são similares em qualquer região do mundo. Desta forma, a composição química de rochas ígneas é relativamente limitada. Como por exemplo, existem as rochas sedimentares e as metamórficas compostas quase inteiramente de sílica, tais como arenito e quartzito. Entretanto, não se encontram rochas ígneas de tal composição (Tabela 4.1). Durante o resfriamento, o magma evolui quimicamente de várias formas, de acordo com a composição química do magma primário, pressão, teor de fluídos, etc. Devido à diversidade dos fracionamentos magmáticos, as rochas ígneas formam séries de cristalização fracionada Magma primário basáltico Acredita-se que a composição química do magma primário é basáltica, ou seja, máfica. Este conceito, ou seja, a hipótese de trabalho, não implica diretamente que o magma gerado primeiramente no manto é de composição basáltica. Dentro do manto, podem ocorrer vários fenômenos que podem modificar a composição do magma. Entretanto, quando o magma sai do manto e entra na crosta, a sua composição é basáltica. O basalto é a rocha vulcânica mais freqüentemente encontrada no mundo. Seja de qualquer região do mundo, as rochas basálticas que ocorrem em grande escala possuem sua composição química similar, até certo nível (Tabela 4.2). Portanto, estima-se que a composição do magma primário é similar a das rochas basálticas afíricas e/ou as rochas basálticas com xenólitos do manto. Porém, estima-se que os teores de SiO 2, Na 2 O e K 2 O são pouco inferiores, o de MgO é pouco superior e, a proporção FeO*/MgO é pouco inferior. A expressão FeO* corresponde ao ferro total recalculado como FeO. O teor de SiO 2 do magma primário é estimado como sendo um pouco superior a 45%, mas significativamente inferior a 50%, e a sua temperatura é de cerca de 1200 C. De fato, as rochas ígneas com teor de SiO 2 inferior a 45%, denominadas rochas ultrabásicas, são muito raras.
3 Séries de cristalização fracionada A composição do magma primário é obviamente diferente daquela da rocha do manto, que é ultramáfica. Durante a fusão parcial do manto, os elementos com raio iônico grande, tais como K +, Na +, Ca 2+, etc., denominados elementos incompatíveis, são extraídos preferencialmente para formar o magma. Portanto, o magma possui maior teor de SiO 2, Na 2 O e K 2 O, menor teor de FeO* e MgO, e maior proporção de FeO*/MgO do que a rocha original do manto. Isto é, o magma é mais félsico do que a rocha do manto. Por outro lado, a rocha do manto remanescente da fusão parcial é empobrecida nesses elementos. O manto constituído por uma típica rocha com esta característica química é denominado manto depletado. Durante a cristalização do magma por meio de resfriamento, os elementos incompatíveis tendem a permanecer no líquido, e não, entrar nos minerais cristalizados. Os primeiros minerais cristalizados a partir do magma geralmente afundam em direção à base da câmara magmática, e portanto, os elementos incompatíveis tendem a se concentrar no magma residual. Desta forma, o magma é enriquecido em SiO 2, Na 2 O e K 2 O, e empobrecido em FeO* e MgO, ou seja, se torna mais félsico, e aumenta na proporção FeO*/MgO. A evolução química do magma por meio de resfriamento e conseqüente cristalização é denominado cristalização fracionada. Este fenômeno é muito importante em discussões de composição química e mineralógica de rochas ígneas (Fig. 3.15). Tanto na fusão parcial, quanto na cristalização fracionada, a composição química do magmas evolui de máfica para félsica. Considerando a composição química do manto, ultramáfico, da crosta oceânica, máfica, e da crosta continental, félsica, se deduz que a crosta oceânica é gerada a partir da fusão parcial do manto, e a crosta continental é formada por meio dos complexos processos que envolvem a refusão da crosta continental antiga e da crosta oceânica. De qualquer forma, todas as rochas da crosta, tanto continental quanto oceânica, passaram pelo menos uma vez a experiência de fusão Série Ca-alcalina e modelo de Bowen Tabela 4.2. Composição química média das principais rochas basálticas do mundo (% de peso), compilado por Miyashiro & Kushiro (1975). Elemento SiO TiO Al 2 O FeO Fe 2 O MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O H 2 O P 2 O Total FeO*/MgO : Álcali olivina basalto de ilhas oceânicas e seamounts. 2: Basalto toleítico de Platô de Deccan, Índia. 3: Basalto toleítico da Região Izu-Hakone, Japão. 4: Basalto toleítico da cadeia meso-oceânica do Oceano Atlântico. 5: Basalto e andesito Ca-alcalinos da Região Izu- Hakone, Japão. Os minerais que se cristalizam no estágio inicial do resfriamento do magma primário basáltico, tais como olivina e plagioclásio cálsico, contêm alto teor de MgO, FeO e CaO. Portanto, o magma residual se torna empobrecido nestes componentes, e enriquecido em sílica (SiO 2 ) e álcalis (Na 2 O, K 2 O) por efeito relativo. Decorrente da evolução magmática pelo resfriamento, as rochas ígneas originadas de magmas em estágio avançado de cristalização fracionada possuem baixo teor de minerais máficos. Desta forma, o índice de cor é utilizado como um importante indicador semiquantitativa da temperatura do magma. Através da cristali-
4 Séries de cristalização fracionada zação fracionada, o magma é fracionado de alto índice de cor para baixo índice de cor, ou seja, de melanocrática para leucocrática. A evolução química por meio de cristalização dos minerais de acordo com o esquema acima citada é denominada a série Ca-alcalina. Na cristalização fracionada desta série, o primeiro mineral máfico que se cristaliza é a olivina magnesiana ((Mg,Fe) 2 SiO 4 ), como crisolita (Fo ) ou forsterita (Fo ). 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 SiO 2 entre 45~52% possui Fe/Mg ligeiramente superior a 1 (En ), denominado hiperstênio ((Mg,Fe) 2 Si 2 )). Em alta temperatura, a olivina magnesiana é físico-químicamente estável, porém, em baixa temperatura, com SiO 2 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 (Fig. 4.3) ou englobamento. O sistema físico-químico que envolve a reação acima citada é denominado fusão incongruente (Fig. 4.4.). 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)Si 2 ) 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)Si 2 )) com proporção Fe/Mg em torno de 1. Junto com a elevação de SiO 2, 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 (NaAlSi 3 O 8 ) e anortita (CaAl 2 Si 2 O 8 ). O plagioclásio cálcico (labradorita, An 50-70, bytonita An 70- ) é o único mineral félsico que se cristaliza nos magmas basálticos. Através da cristalização 90 fracionada, o plagioclásio evolui-se para ser mais sódico, sendo labradorita (An ). 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) 5 Si 8 O 22 (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, An ). O teor de SiO 2 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) 3 Al 2 Si 8 (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 (KalSi 3 O 8 ) e quartzo (SiO 2 ), com eventual presença de muscovita (mica branca de alumínio). O plagioclásio cristalizado neste estágio é sódico (oligoclásio, An )
5 Séries de cristalização fracionada A. B. C. Opx Amp Opx Ol Ol 0.5 mm 0.5 mm Ol: olivina Opx: ortopiroxênio Amf: anfibólio Fig Imagens microscópicas de: A) ilustração esquemática de borda de reação simples composta de ortopiroxênio (hiperstênio) em torno de um fenocristal de olivina magnesiana observado em rochas basálticas da série toleítica; B) ilustração esquemática de borda de reação bem desenvolvida composta de ortopiroxênio magnesiano e anfibólio magnesiano (tremolita - actinolita) em torno de olivina magnesiana parcialmente serpentinizada; C) fotomicroscopia do exemplo B, denominada textura quelifítica (nicois cruzados). A. Sistema de fusão incongruente B. Borda de reação temperatura ( C) L2 Q SiO2 TA TB TC TD TE L 1 + L2 Q + L2 sólidus Q + En E L A B" C" D" temperatura peritética En + L1 Fo + En En MgSiO3 composição (w%) Fo + L1 Fo Mg2SiO4 B C D Ol L1 Ol L1 Ol L1 1 mm Opx Q: cristobalita ou quartzo (minerais de sílica) En: proto-enstatita ou enstatita (ortopiroxênio) Fo: forsterita (olivina de magnésio) Ol: olivina rica em magnésio Opx: ortopiroxênio (hiperstênio) E: ponto eutético L 1 : líquido rico em magnésio L 2 : líquido rico em sílica Fig 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).
6 Séries de cristalização fracionada série descontínua cirstalização de minerais máficos Entretanto, no estágio final, cristalizam-se feldspato potássico, quartzo e plagioclásio sódico (andesina, An ). O teor de SiO 2 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. 4.5.). 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 um 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 (Fig. 4.6). Isto é, a parte central dos cristais de plagioclásio é relativamente cálcica, e a borda é sódica, com passasérie contínua cirstalização de plagioclásio rocha ígnea magma primário de composição basáltica olivina plagioclásio cálcico ortopiroxênio (hiperstênio) basalto, gabro andesito, diorito clinopiroxênio (augita) hornblenda (anfibólio) dacito, granodiorito biotita (mica preta) plagioclásio sódico riorito, granito quartzo, feldspato alcalino (ortoclásio) muscovita (mica branca) pegmatito Fig Modelo de evolução magmática da série Ca-alcalina, segundo Bowen (1928).
7 Séries de cristalização fracionada A. Regular B. Oscilatório C. anortita albita anortita albita zoneamento normal zoneamento inverso 1 mm Fig Perfil composicional esquemático de: (A) zoneamento regular; (B) zoneamento oscilatório de plagioclásio; (C) fotomicrografia de zoneamento oscilatório de plagioclásio, encontrado em Galópolis, RS (nicois cruzados). A. Diagrama de fase de plagioclásio B. Zoneamento temperatura ( C) TF G" 1200 TG TA TB TC TD TE F" líquido D" evolução do líqudo E" C" sólido + líquido F' G' sólido A B E' D' C' evolução do sólido B' NaAlSi O albita CGS CFS CES CDS CCS CBS NaSi CaAl oligoclásio andesina labradorita bytownita composição de plagioclásio (% em peso) CaAl2Si2O8 anortita 1 mm Fig Diagrama de fase do sistema solução-sólida (A) e zoneamento de plagioclásio (B). De acordo com o processo de resfriamento, a partir da temperatura T B até T G, a composição química do plagioclásio cristalizado muda de C BS para C GS. Devido a isso, o grão de plagioclásio cresce formando o núcleo cálcico e a borda sódica.
8 Séries de cristalização fracionada gem geralmente gradativa. Este fenômeno está de acordo com o princípio de sistema de solução sólida (Fig. 4.7). 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 SiO 2, Na 2 O, K 2 O 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 Ca-alcalina (Fig. 3.17). No magma residual, junto com os elementos incompatíveis, ocorre a concentração de materiais voláteis, tais como H 2 O, H 2 S, CO 2, B, Cl, F, etc. Com o auxílio das atividades físicoquímicas dos materiais voláteis, sobretudo de H 2 O, o magma aumenta fluidez e pode manter o estado líquido mesmo em baixa temperatura como 500 C. Tal magma é denominado magma pegmatítico. No caso do magma comum, ortomagma, a temperatura mínima é de cerca de 600 C. Certos tipos de pegmatito demonstram textura de complexa interdigitação entre quartzo e feldspato potássico (microclina), denominada textura gráfica (Fig. 4.8). Essa textura é formada a partir da cristalização dos dois minerais no ponto eutético (Fig. 4.9). O magma pegmatítico contem, em alta concentração, vários elementos incompatíveis tais como U, Th, Zr, REE (elementos terras raras), Be, Bi, Li, etc., formando eventualmente depósitos minerais. O resfriamento de magma pegmatítico forma a rocha constituída por cristais muito grandes, de escala centimétrica a decimétrica, denominada pegmatito. Os principais minerais constituintes são feldspato potássico (microclina, KalSi 3 O 8 ), quartzo (SiO 2 ), plagioclásio altamente sódico (albita, An 0-10 ) e pequena quantidade de biotita e muscovita. O índice de cor é geralmente inferior a 5, freqüentemente próximo ao zero, sendo altamente leucocrático. O aplito também é uma rocha originada de magma granítico residual, com granulometria de 1 a 3 mm, composta de feldspato potássico e outros minerais, ocorrendo na forma de diques de largura decimétrica. Certos livros de geotecnia opinam que os minerais cristalizados em estágio inicial da série de Bowen são frágeis à alteração intempérica e os em estágio final são mais resistentes, A. Gráfica B. Micrográfica C. Mirmequítica Kf Q Kf Pl 2 cm 0.5 mm Fig Texturas relacionadas à cristalização simultânea no ponto eutético: (A) visão macroscópica da textura gráfica; (B) visão microscópica da textura micrográfica; (C) e textura mirmequítica. Os grãos pequenos de quartzo de forma vermicular, observados na (B) e (C), são ligados tridimensionalmente, apresentando extinção simultânea em nicois cruzados.
9 Séries de cristalização fracionada A. Sistema de fusão incongruente B. Borda de reação temperatura ( C) L2 Q SiO2 TA TB TC TD TE L 1 + L2 Q + L2 sólidus Q + En E L A B" C" D" temperatura peritética En + L1 Fo + En En MgSiO3 composição (w%) Fo + L1 Fo Mg2SiO4 B C D Ol L1 Ol L1 Ol L1 1 mm Opx L: líquido Pl: plagioclásio Cpx: clinopiroxênio (augita) Mt: magnetita Fig Diagrama de fase do sistema eutético entre diopsídio e anortita no estado seco. (A) Diagrama segundo Osborn & Tait, 1952, e (B) Relação com o processo de formação de textura porfirítica de rochas máficas com a massa fundamental ofítica. Na área de diopsídio + anortita, coexistem as duas fases sólidas. O diopsídio e a anortita do diagrama de fase representam respectivamente a augita e plagioclásio cálcico. De acordo com o resfriamento a partir da temperatura T B até T E, a composição e a temperatura do líquido residual muda ao longo do líquidus a partir do ponto B até E. Até o ponto eutético, a anortita é o único sólido cristalizado. No ponto eutético E, o líquido restante consolida-se integralmente cristalizando simultaneamente o diopsídio e a anortita. tentando relacionar a fragilidade intempérica com a temperatura de cristalização. De fato, a olivina é frágil e quartzo é resistente. Entretanto, esta opinião não é baseada nas pesquisas petrológicas e mineralógicas. Como por exemplo, a biotita se cristaliza no estágio posterior ao da augita, porém, é muito mais frágil. O zircão que se cristaliza em temperatura muito alta é um dos mais resistentes, sendo em contrapartida, a nefelina que se cristaliza no último estágio da série alcalina é a mais frágil. A resistência depende da estrutura cristalina e composição química de cada mineral, e não, da temperatura de cristalização Série alcalina e não alcalina O modelo de Bowen é baseado nos seguintes três princípios: 1) único magma primário de composição basáltica; 2) evolução química por única série de cristalização fracionada; 3) série descontínua por fusão incongruente (Tabela 4.3). Bowen considerou que todas as variedades químicas de rochas ígneas do mundo, com apenas poucas exceções, são formadas de acordo com o modelo dele, inclusive imenso volume de rochas graníticas das regiões continentais. Certamente, um grande número de ocorrências mundiais de rochas ígneas presente nas regiões continentais estão concordantes com o modelo de Bowen, isto é, da série Ca-alcalina. Entretanto, de fato, existem certas rochas ígneas cuja composição química não está de acordo
10 Tabela 4.3. Três principais problemas do modelo de Bowen. Séries de cristalização fracionada Argumento de Bowen Fator afirmativo Fator negativo Conclusão único magma primário similaridade relativa de existência de magmas primários séries não alcalina basáltico composição química de saturado em sílica (Bowen) e (Bowen) e alcalina única série de cristalização fracionada evolução química de rochas ígneas apenas por cristalização fracionada rochas basálticas evolução química observada em vulcões de rochas basálticas evolução química observada em vulcões de rochas basálticas subsaturado em sílica (Kennedy) cristalização fracionada do magma saturado em ambientes oxidante (Bowen) e redutor (Fenner) grande volume de rochas graníticas na região continental (Kennedy) séries Ca-alcalina (Bowen) e toleítica (Fenner) possível existência do magma primário andesítico com a teoria de Bowen. Este fenômeno é devido principalmente à existência de: 1) mais de um tipo químico de magma primário; 2) mais de um processo de cristalização fracionada. De fato, existem vários tipos de magmas primários e diversas séries de cristalização fracionada. Uma contestação tradicional ao modelo de Bowen foi de Kennedy (1933), que propôs a existência de dois tipos de magmas primários basálticos: 1) magma primário toleítico ou magma primário não alcalino; 2) magma primário álcali olivina basáltico ou magma primário alcalino. A expressão toleítica utilizada por Kennedy corresponde exclusivamente à composição química de caráter não alcalino. Ele distinguiu quimicamente o magma primário basáltico não alcalino do mesmo alcalino. A diferença química entre os dois é pequena (Tabela 4.1. A, B), porém, a direção da evolução magmática por meio da cristalização fracionada de cada um é muito diferente (Tabela 4.1. E, K). Este fato é devido à grande estabilidade termodinâmica de feldspatos e olivina magnesiana. Feldspatos, plagioclásio e feldspato alcalino, são os minerais encontrados em quase todas as rochas ígneas, sendo os minerais fisico-quimicamente mais estáveis durante o processo de cristalização magmática na profundidade correspondente à crosta terrestre. Os feldspatos formam um sistema de soluçãosólida com três principais componentes terminais (Fig. 4.10): feldspato potássico (KalSi 3 O 8 ; sanidina, ortoclásio e microclina), albita (NaAlSi 3 O 8 ; albita de alta temperatura e de baixa temperatura) e anortita (CaAl 2 Si 2 ). A albita e a anortita formam a solução-sólida contínua, denominada de plagioclásio. Em alta temperatura, o feldspato potássico e a albita formam a solução-sólida de uma fase contínua, denominada de feldspato alcalino, porém, em baixa temperatura, feldspato potássico feldspato alcalino ortoclásio KAlSi O 3 8 área de instabilidade albita plagioclásio anortita NaAlSi 3 O 8 CaAl Si O Fig Composição química de feldspatos no diagrama triangular de Or (ortoclásio, feldspato potássico em geral) - Ab (albita, feldspato sódico em geral) - An (anortita, feldspato cálcico em geral), em porcentagem de peso. Os componentes ao longo da aresta Or - Ab são chamados de feldspato alcalino e os ao longo da aresta Ab - An, de plagioclásio. A maioria dos feldspatos naturais é projetada nas áreas sombreadas.
11 Séries de cristalização fracionada saturada forsterita (olivina) Mg SiO 2 4 basalto toleítico (não alcalino) álcali olivina basalto (alcalino) enstatita (ortopiroxênio) MgSi O 2 6 supersaturada séires não alcalinas série alcalina subsaturada quartzo (sílica) SiO 2 albita (plagioclásio) NaAlSi O 3 8 nefelina (feldspatóide) NaAlSi O 2 4 Q - En - Ab: En - Fo - Ab: Fo - Ne - Ab: Fo - Ab: supersaturada em sílica saturada em sílica subsaturada em sílica barreira térmica Fig Ilustração esquemática da evolução química do magma primário basáltico de composição toleítica (área sombreada do lado esquerdo) e de álcali olivina basáltico (área sombreada do lado direito), no diagrama Q - Fo - Ne, em porcentagem de peso. Nota-se que os dois magmas primários possuem suas composições químicas similares, porém, os magmas fracionados são quimicamente muito diferentes. não se misturam bem, separando-se em duas fases, isto é, feldspato potássico e plagioclásio sódico. Durante o resfriamento na crosta, o magma que contem K 2 O, Na 2 O, CaO, Al 2 O 3 e SiO 2 cristaliza preferencialmente os feldspatos. Por outro lado, olivina magnesiana é o mineral encontrado somente em rochas ígneas máficas e ultramáficas, sendo o mineral máfico fisicoquimicamente mais estável. Portanto, o magma que contem MgO e SiO 2 cristaliza preferencialmente a olivina. Desta forma, os primeiros minerais a serem cristalizados a partir do magma primário basáltico são olivina magnesiana e plagioclásio cálcico. A composição química dos magmas primários é próxima à mistura de olivina magnesiana e plagioclásio cálcico. Sob o ponto de vista de equilíbrio de K 2 O, Na 2 O e CaO, v.s. SiO 2, existem os magmas que possuem excesso de SiO 2 para formar a olivina magnesiana e o plagioclásio cálcico, denominados de magmas saturados em sílica. Por outro lado, existem também os que têm SiO 2 insuficiente, ou seja, possuem excesso de álcalis, chamados de magmas subsaturados em sílica. O primeiro tipo corresponde ao magma primário toleítico (não alcalino) e o segundo tipo, ao magma primário álcali olivina basáltico (alcalino). Devido à sua alta densidade, a olivina e o plagioclásio cristalizados a partir dos magmas primários afundam-se na base da câmara magmática, sendo retirados do sistema. Este fenômeno é chamado de cristalização fracionada. Por causa do efeito relativo, o líquido residual do magma toleítico (não alcalino) se torna mais saturado em sílica, e o magma álcali olivina basáltico (alcalino) se torna mais subsaturado. Isto é, através da cristalização fracionada, a
12 Séries de cristalização fracionada A. Série alcalina magma primário álcali olivina basáltico (alcalino, subsaturado em sílica) 1. Magma máfico álcalis feldspato 2. Magma intermediário 3. Magma félsico álcalis sobrados sílica decantação decantação nefelina decantação decantação B. Série não alcalina magma primário toleítico (não alcalino, saturado em sílica) 1. Magma máfico 2. Magma intermediário 3. Magma félsico álcalis feldspato sílica sobrada sílica decantação decantação quartzo decantação decantação Fig Relação entre sílica e álcalis durante a cristalização fracionada da série: A) alcalina e B) não alcalina. Nota-se que no início do processo de cristalização fracionada, as composições químicas dos magmas referentes às duas séries são similares (A1, B1). Entretanto, através da retirada de feldspatos por meio de cristalização e decantação deste mineral, a diferença composicional dos líquidos residuais aumentam (A2, B2). No final do processo, os álcalis sobrados da série alcalina e a sílica sobrada da séries não alcalinas cristalizam respectivamente feldspatóides, representados por nefelina, e minerais de sílica, representados por quartzo (A3, B3).
13 Séries de cristalização fracionada composição química dos líquidos residuais tende a se afastar da composição da mistura de olivina magnesiana e plagioclásio cálcico. Portanto, um magma saturado em sílica não se fraciona em uma composição subsaturada e, um magma subsaturado não se fraciona em uma composição saturada (Fig. 4.11; 4.12). Isto é, os magmas saturados e subsaturados são divididos em dois campos e a divisão destes é denominada barreira térmica (Fig ). Confirma-se que a barreira térmica é originada da estabilidade termodinâmica de feldspatos. Durante o resfriamento do magma primário toleítico de sentido químico (não alcalino), CaO, MgO e FeO são utilizados para cristalizar olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda e plagioclásio cálcico. No estágio final, K 2 O e Na 2 O são consumidos para cristalizar feldspatos alcalinos, plagioclásio sódico e biotita. Finalmente, a SiO 2 excedente é cristalizada na forma de quartzo, ou outros minerais de sílica, tais como calcedônia e opala. Desta forma, as rochas ígneas relacionadas a cristalização fracionada do magma primário toleítico formam uma seqüência de basalto (gabro) - andesito (diorito) - dacito (granodiorito) - riolito (granito), denominada de séries não alcalinas. A série de Bowen é uma das séries não alcalinas. A maioria das rochas ígneas presentes no mundo pertence às séries não alcalinas. Rochas graníticas da região continental, basálticas do fundo do oceano, vulcânicas do arco de ilhas, etc., são exemplos típicos. Por outro lado, no estágio final da cristalização fracionada do magma primário álcali olivina basáltico (alcalino) evolui-se para enriquecer em K 2 O e Na 2 O relativo a SiO 2. No estágio final, a maioria de SiO 2 é consumida para formar feldspatos e minerais máficos. Desta forma, o líquido final se torna rico em K 2 O e Na 2 O e pobre em SiO 2. Estes componentes são cristalizados na forma de feldspatóides, representados por nefelina. No século XIX, o termo feldspatóide era utilizado para representar quaisquer minerais félsicos quimicamente similares a feldspato, sendo compostos de sílica, álcalis e alumina, porém, cristalograficamente diferentes. Entretanto, no sentido da petrologia moderna, os feldspatóides correspondem exclusivamente aos minerais félsicos que contêm alto teor de álcalis (K 2 O e Na 2 O) e baixo teor de SiO 2 em relação a feldspatos, tais como nefelina (NaAlSiO 4 ), leucita (KAlSi 2 ) e kaliofilita (KAlSiO 4 ). Neste sentido, a petalita não deve ser considerada como um feldspatóides. Os feldspatóides são minerais raros, caracterizantes de rochas alcalinas típicas. As rochas ígneas originadas da cristalização fracionada do magma primário álcali olivina basáltico formam a seqüência de álcali olivina basalto (álcali olivina gabro) - tefrito (nefelina monzonito) - fonolito (nefelina sienito), ou de álcali olivina basalto (álcali olivina gabro) - havaiito (monzodiorito) - mugeaurito (monzonito) - traquito (álcali sienito). Essas seqüências são denominadas da série alcalina (Tabela 4.4). O diagrama SiO 2 v.s. K 2 O+Na 2 O em porcentagem de peso demonstra a diferença química das rochas das séries alcalina e não alcalina (Fig. 3.27). Normalmente, as rochas da séries não alcalinas e as da série alcalina ocorrem em regiões tecnicamente diferentes, formando províncias petrográficas individuais. Nas ilhas oceânicas, encontram-se álcali olivina basalto na forma de lavas. Na região litorânea dos Estados do Rio de Janeiro e São Paulo, encontram-se rochas nefelina sieníticas na forma de stocks. A intrusão Tabela 4.4. Comparação entre a série alcalina e as séries não alcalinas série magma primário mineral característico área de ocorrência alcalina álcali olivina basalto, subsaturado em sílica nefelina, alto teor de olivina, ausência de quartzo e ortopiroxênio rifte continental, hot-spot, zona de subducção retro-arco não alcalinas basalto toleítico não alcalino, saturado em sílica quartzo e ortopiroxênio (hiperstênio), sem nefelina, baixo teor de olivina zona de subducção, hot-spot, cadeia meso-oceânica
14 Séries de cristalização fracionada temperatura (C ) NaAlSi O nefelina carnegieita carnegieita + líquido nefelina nefelina + líquido nefelina + albita líquido albita + líquido albita NaAlSi O albita composição química (w%) cristobalita + líqudo tridimita + líquido albirta + tridimita SiO2 quartzo Fig Diagrama de fase do sistema nefelina (NaAlSiO 4 ) - albita (NaAlSi 3 O 8 ) - quartzo (SiO 2 ) em porcentagem de peso, segundo Miyashiro & Kushiro (1977). A carnegieita corresponde a fase de alta temperatura de nefelina e, a tridimita e cristobalita, às fases de alta temperatura de quartzo. A barreira térmica de albita está presente na crista central do diagrama. destes corpos sieníticos ocorreu na época da formação de rifte continental, relacionada à separação do Supercontinente Pangea no início do Cretáceo. Conforme a explicação anterior, os feldspatos são minerais termodinamicamente mais estáveis em rochas ígneas. Durante o resfriamento de magmas basálticos, este mineral se cristaliza prioritariamente, consumindo sílica, álcalis e alumina. Portanto, a evolução magmática por meio da cristalização fracionada ocorre sempre para que a composição química do magma residual se afaste da composição dos feldspatos. Desta forma, minerais de sílica, como quartzo, e feldspatóides, como nefelina, não podem ocorrer dentro da mesma rocha ígnea em equilíbrio. Os feldspatos possuem a composição intermediária entre sílica e feldspatóides, e portanto, podem coexistir tanto com minerais de sílica quanto com feldspatóides. Para um magma de composição NaAlSi 3 O 8, a cristalização de albita (um feldspato; NaAlSi 3 O 8 ) é mais estável do que a de quartzo (SiO 2 ) e nefelina (um feldspatóide; NaAlSiO 4 ) separados (Fig. 4.13). Isto é, a barreira térmica de feldspatos separa as composições saturada e subsaturada em sílica. Devido à mesma razão, os feldspatóides e ortopiroxênio são incompatíveis. Isto é, os as rochas originadas dos magmas da série alcalina não possuem minerais de sílica e ortopiroxênio, como quartzo e hiperstênio. Por outro lado, a cristalização de enstatita (um ortopiroxênio; Mg 2 Si 2 ) é mais estável do que forsterita (olivina magnesiana; Mg 2 SiO 4 ) e quartzo separados, portanto, os minerais de sílica e olivina magnesiana também são incompatíveis em equilíbrio. A incompatibilidade termodinâmica entre quartzo e olivina magnesiana não é devida à barreira térmica, mas sim, à fusão incongruente. Entretanto, a olivina de ferro (fayalita; Fe 2 SiO 4 ) é compatível com quartzo. Desta forma, a enstatita subdivide a composição saturada em duas subcategorias: supersaturada (rica em sílica, lado de quartzo); saturada (pobre em sílica, lado de olivina). Yoder & Tilly (1962) visualizou a relação entre a composição química das rochas subsaturadas, saturadas e supersaturadas, utilizando o diagrama tetraédrico de diopsídio (di) - olivina (ol) nefelina (ne) - quartzo (Q), denominado de sistema simplificado de magmas basálticos (Fig. 3.23). Os teores relativos dos minerais citados neste diagrama não são da moda (quantidade volumétrica dos minerais constituintes reais), mas sim, da norma CIPW. A norma é a composição mineralógica hipotética das rochas ígneas, que é calculada a partir de suas compo-
15 Séries de cristalização fracionada sições químicas completas segundo a fórmula matemática definida por Cross, Iddings, Pirsson e Washington (1902). Neste diagrama, tanto o magma primário toleítico (não alcalino) quanto álcali olivina basáltico situam-se na proximidade do plano triangular olivina (ol) - plagioclásio (ab+an) - diopsídio (di). A olivina (ol), o plagioclásio (ab+an) e o diopsídio (di) apresentados neste diagrama correspondem respectivamente às somas normativas de forsterita (fo) e fayalita (fa), de albita (ab) e anortita (an), e de diopsídio (di) e hedenbergita (hd), representando respectivamente olivina magnesiana, plagioclásio cálcico e clinopiroxênio. O hiperstênio (hy), situado na linha entre a olivina e o quartzo, corresponde à soma normativa de enstatita (en) e ferrossilita (fs). Este componente representa ortopiroxênios. O quartzo (Q) e a nefelina (ne) representam respectivamente todos os minerais de sílica e feldspatóides. O magma primário toleítico, não alcalino, situa-se na proximidade do plano triangular acima citado, dentro do tetraedro hiperstênio (hy) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio (di), e o magma primário álcali olivina basáltico situa-se também na proximidade do plano triangular, porém, dentro do tetraedro nefelina (ne) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio (di). Os três minerais, olivina magnesiana, plagioclásio e clinopiroxênio, que constituem o divisor central, são os primeiros a serem cristalizados a partir dos magmas primários basálticos. Através da retirada desses minerais por meio da cristalização fracionada, os magmas residuais se evoluem em direções opostas afastando-se do plano triangular, isto é, este triângulo funciona como barreira térmica. Os magmas subsaturados em sílica, tal como de álcali olivina basalto, se encaixam no tetraedro (esquerdo) composto de nefelina (ne), plagioclásio (ab+an), olivina (ol) e diopsídio (di), e os magmas saturados em sílica, tais como os toleíticos, ou seja, não alcalino, no tetraedro (direito) composto de quartzo (Q), plagioclásio (ab+an), olivina (ol) e diopsídio (di). Esta divisão é baseada na incompatibilidade entre quartzo e nefelina. Por outro lado, com base na incompatibilidade entre quartzo e olivina magnesiana, o segundo tetraedro (Q - ab+an - ol - ne) é subdividido pelo plano triangular composto de hiperstênio (hy), plagioclásio (ab+an) e diopsídio (di). Desta forma, Yoder & Tilly (1962) dividiram composições químicas de magmas em três domínios tetraédricos: 1) domínio subsaturado em sílica, nefelina (ne) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio (di), ou seja, com nefelina normativa; 2) domínio saturado em sílica, hiperstênio (hy) - plagioclásio (ab+an) - olivina (ol) - diopsídio (di), ou seja, com olivina e hiperstênio normativos; 3) domínio supersaturado em sílica, quartzo (Q) - hiperstênio (hy) - plagioclásio (ab+an) - diopsídio (di), ou seja, com quartzo normativo. Rochas da série alcalina, tais como álcali olivina basalto, são, a princípio, projetadas no domínio subsaturado, rochas basálticas das séries não alcalinas no domínio saturado, e rochas félsicas da séries não alcalinas no domínio supersaturado. O magma álcali olivina basáltico possui nefelina normativa, entretanto, nem todas as rochas com nefelina normativa contém este mineral como constituinte real (modal). Normalmente, o estado termodinâmico de rochas ígneas, sobretudo as de granulometria grossa, está próximo ao equilíbrio físico-químico, porém, não perfeitamente. Portanto, apesar de possuir a potencialidade química de cristalizar feldspatóides, certas rochas que se situam na proximidade da barreira térmica não contém nefelina modal. A nefelina modal aparece nas rochas da série alcalina mais fracionadas. Devido à barreira térmica, os magmas primários toleítico (não alcalino) e álcali olivina basáltico, apesar da pequena diferença química, se evoluem em direções opostas, fracionando-se em magmas félsicos com composições químicas completamente diferentes. Na realidade, comportamentos químicos de magmas naturais não são tão simples. Como por exemplo, certos magmas que se situam na proximidade da barreira térmica dentro do domínio saturado demonstram evolução magmática da série alcalina. O fato é devido à projeção
16 Séries de cristalização fracionada incorreta da composição de plagioclásio. Neste diagrama, o plagioclásio é localizado exatamente em cima da linha entre quartzo (SiO 2 ) e nefelina (NaAlSiO 4 ). Entretanto, o que se situa exatamente neste ponto é a albita (NaAlSi 3 O 8 ), que é um componente final de plagioclásio. Porém, a anortita (CaAl 2 Si 2 O 8 ), que é outro componente final, não se localiza nesta linha. O plagioclásio cristalizado a partir dos magmas primários é cálcico, com alto teor de componente de anortita, entretanto, este diagrama tetraédrico não está capacitado para representar a composição de anortita. Apesar dos pequenos problemas, o presente diagrama representa bem a essência do conceito de saturação em sílica, ou seja, saturação de álcali-sílica. O basalto de composição toleítica e alcali olivina basáltica não são fáceis de serem distinguidos por observação macroscópica. O basalto que tem fenocristais de olivina tende a ser álcali olivina basalto, porém, há poucos exemplos de basalto não alcalino com fenocristais de olivina e de álcali olivina basalto sem fenocristais de olivina. A expressão alcali olivina indica a composição química de caráter alcalino, e não necessariamente a presença de fenocristal de olivina. Eventualmente, álcali olivina basalto possuem xenólitos de rocha do manto, tais como dunito e lherzorito (Fig. 4.2.). Este fenômeno é muito raro em basalto toleítico. A composição química de alcali olivina basalto de textura afírica tende a ser de composição tipicamente basáltica, com SiO 2 em torno de 48%. Por outro lado, a composição de basalto toleítico de textura afírica tende a ser com SiO 2 mais alto, em torno de 52%, correspondendo ao limite entre basalto e andesito. Portanto, a densidade de álcali olivina basalto tende a ser maior do que a de basalto toleítico. Em observação microscópica, o basalto que contem nefelina é certamente álcali olivina basalto. Porém, há muitos casos que álcali olivina basalto apresenta-se sem nefelina modal. O basalto que contem ortopiroxênio, normalmente hiperstênio, é certamente basalto toleítico. Em alguns casos, álcali olivina basalto tem fenocristais de titano-augita. Este clinopiroxênio é caracterizada por textura hour-glass, ou seja, relógio de vidro (Fig. 4.14A) e cor de extinção anômala, geralmente de coloração azul escuro. Na massa fundamental, pode-se observar titano-magnetita, caracterizada pelo hábito dendrítico (Fig. 4.14B). Tanto titano-augita, quanto titano-magnetita, são atribuídas ao teor alto de TiO 2 em comparação com o de SiO 2, porém, este é apenas uma característica secundária. As rochas basálticas pouco fracionado, derivadas do magma álcali olivina basáltico, têm feldspato alcalino. A. Textura hour-glass B. Textura dendrítica C. Textura traquítica Ti-Au Bi Af 1 mm 1 mm micrólito de feldspato alcalino Tu-Ag: titanoautiga Bi: biotita Af: feldspato alcalino Fig Ilustração esquemática das texturas indicativas de álcali olivina basalto: (A) textura hour-glass, ou seja, relógio de vidro de titano-augita, em nicois cruzados; (B) textura dendrítica de titanomagnetita presente em álcali olivina basalto, em nicois paralelos; (C) textura traquítica de fonolito, em nicois cruzados.
17 Séries de cristalização fracionada As rochas félsicas da série alcalina, tal como fonolito, possuem orientação de feldspatos alcalinas, denominada textura traquítica (Fig. 4.14C). A textura similar, caracterizada por orientação de plagioclásio, é observada em determinadas rochas basálticas da série alcalina. O basalto com tal textura, denominado basalto traquítico, é chamado eventualmente por alguns geólogos como basalto alcalino. Entretanto, a orientação de plagioclásio, na realidade, representa o fluxo magmático, e não, a composição química, sendo assim, comum também em rochas toleíticas. Além disso, a expressão basalto alcalino não é muito recomendada devido à sua definição ambígua. Com a exceção de presença de nefelina, quartzo ou ortopiroxênio, as características ópticas acima citadas são apenas indícios de alcali olivina basalto e basalto toleítico. Portanto, a exata definição deve ser tomada pela análise química. A diferenciação composicional entre os magmas primários toleítico e alcali olivina basáltico é interpretada como devida à diferença de pressão, ou seja, profundidade, da fusão parcial do manto. O lherzolito encontrado em kimberlito como xenólito, chamado popularmente de nódulo, é interpretado como a rocha peridotítica representativa do manto. Os ensaios de fusão artificial desta rocha ou dos materiais artificiais simuladores da rocha peridotítica do manto mostram que o primeiro líquido da fusão parcial na pressão de 1Gp, ou seja de 10kb, é saturada em sílica e na pressão cerca de 3Gp, 30 kb, é subsaturada em sílica. O fato indica que o magma primário toleítico é gerado à cerca de 1Gp, ou seja de 10kb, de pressão, que corresponde a 30km de profundidade (na proximidade do ponto A da Fig. 4.15). Enquanto que, o magma primário álcali olivina basáltico é formado em locais mais profundos, à c, 100km de profundidade (na proximidade do ponto B da Fig. 4.15). Entretanto, os fenômenos naturais são pouco mais complicados. Conforme a explicação acima citada, em pressão de 3Gp, o primeiro líquido da fusão parcial é álcali olivina basáltica. Entretanto, de acordo com o aumento da proporção da fusão parcial, a composição do líquido muda para ser toleítica. Isto é, mesmo sendo de profundidade grande, o magma gerado pode ser toleítico, ou seja não alcalino, quando a fusão é de proporção maior. No caso da fusão em proporção maior ainda, a composição do magma torna komatiítica, uma rocha ultramáfica. Todos os argumentos acima citados são baseados em uma SiO2 quartzo supersaturada líquido de duas fases cristobalita tridimita saturada protoenstatita Mg2SiO4 forsterita olivina 2GPa olivina clinoenstitita A albita NaAlSi3O8 albita barreira térmica subsaturada B albita nefelina NaAlSi2O6 jadeita espinele carnegieita NaAlSiO4 nefelina Fig Diagrama de fase triangular quartzo (SiO 2 ) - nefelina (NaAlSiO 4 ) - forsterita (Mg 2 SiO 4 ) em porcentagem de peso, nas pressões de 0.1GPa (1kb, linhas, curvas e setas cheias pretas) e 2 GPa (20 kb, linhas tracejadas e setas cinzas, letras itálicas), compilado a partir de Shairer & Yoder (1961) e Kushiro (1968). Pontos A e B representam as composições eutéticas respectivamente em: 0.1GPa, ou seja, 3 km de profundidade; 2 GPa, ou seja, 60 km de profundidade.
18 Séries de cristalização fracionada hipótese, isto é, o magma primário é gerado a partir da fusão parcial do manto peridotítico. Entretanto, na fusão parcial do manto eclogítico, mesmo em profundidade grande a composição do magma primário é toleítica. Além disso, o teor de SiO 2 é relativamente elevada, sendo em torno de 52%, que corresponde ao limite entre basalto e andesito. Tal tipo de magmatismo ocorre freqüentemente em hot-spots. Entretanto, existem opiniões de que as profundidades acima apresentadas nem sempre correspondem diretamente aos locais de geração do magma. Como por exemplo, um magma primário gerado a 100 km de profundidade a partir de fusão parcial do manto peridotítico é de composição álcali olivina basáltico. Este magma pode subir lentamente no manto mantendo o equilíbrio com a rocha encaixante. Neste caso, a composição do magma muda de acordo com a condição físico-química. Quando este magma chega até a profundidade de 30km, a sua composição torna toleítica, sendo igual ao do magma primário toleítico gerado nesta profundidade. Por outro lado, quando o manto contem minerais hidratados, como flogopita, um tipo de mica (K(Mg,Fe) 3 Al 2 Si 8 (OH) 4 ), ou seja, em sistema úmido, o magma gerado torna-se significativamente félsico (baixo teor de ferro e magnésio) e ácido (alto teor de SiO 2 ). Desta forma, o magma primário gerado mesmo em grande profundidade pode ter sua composição relativamente félsica. Além disso, há possibilidade de formação de magma primário andesítico a partir da fusão parcial do manto. Nas explicações anteriores, a origem do magma primário basáltico foi atribuída à fusão parcial do manto de composição peridotítica. Entretanto, o manto não é composto puramente de rochas peridotíticos. Acredita-se que o manto superior é constituído por 3/4 de peridotito (ultramáfico) e 1/4 de eclodito (máfico), sendo esta rocha hipotética denominada pirolito. Esta estimativa é baseada nos estudos de rochas basálticas presentes na superfície da Terra, ou seja, nas partes do manto que sofreram fusão parcial. Obviamente, existem outras partes do manto que não sofreram fusão parcial e a composição destas partes não estão em consideração. Portanto, a proporção entre peridotito e eclogito proposta pelo modelo de pirolito não representa exatamente a composição do manto. Apesar deste problema, considera-se que o manto superior da Terra atual é constituída principalmente de peridotito, especificamente lherzolito, e eclogito e, os magmas basálticos são formados a partir da fusão parcial destas rochas. A temperatura de fusão parcial do eclogito é significativamente mais baixa do que a do peridotito. Portanto, quanto a temperatura do magma é insuficiente, o manto se fundi somente na parte do eclogito, deixando a parte do peridotito sem fusão. Quando ocorre tal fusão seletiva do manto eclogítico, mesmo que o magma seja gerado em grande profundidade, a composição do magma primário é toleítica, e não, álcali olivina basáltica. As rochas ígneas da série alcalina, que são derivadas teoricamente do magma primário de composição toleítica, encontram-se em cordilheiras, arco de ilhas e regiões de continente estável. Sob o ponto de vista da tectônica de placas, os magmatismos acima citados são relacionadas às atividades de zonas de subducção. Por outro lado, as rochas ígneas da série alcalina, derivadas teoricamente do magma primário álcali olivina basáltico, são encontradas em rifes continentais e ilhas oceânicas, sendo relacionadas ao magmatismo de hot-spots. Existe um conceito tradicional, desde Harker (1908), de que as rochas não alcalinas ocorrem em ambiente de tectonismo convergente e as rochas alcalinas, de tectonismo divergente. Apesar de haver esta tendência geral, de fato, existem um grande número de exceções. Como por exemplo, nas cadeias meso-oceânicas, encontra-se o magmatismo de maior escala do Planeta Terra. As lavas aí encontradas são compostas de um tipo de basalto toleítico, denominado MORB. No estágio inicial da separação continental, ocorrem erupções de lavas basálticas constituídas predominantemente por basalto toleítico. Os grandes derrames de lava do início do Cretáceo que se encontram nas regiões Sul e Sudeste do Brasil, chamados de Basalto do Paraná,