DECAIMENTO RADIOATIVO E GEOCRONOLOGIA

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Bons estudos!

OS DIFERENTES RESERVATÓRIOS E SUAS COMPOSIÇÕES

Em relação às fases sólidas, os elementos químicos formam os minerais e os minerais formam as rochas, que constituem as principais unidades geodinâmicas do manto e da crosta. Alguns elementos ocorrem em teores particularmente elevados na água do mar ou na atmosfera (H, O, N, Ar). As rochas terrestres são divididas em três grandes categorias: as rochas ígneas, como basaltos e granitos, geradas por processos magmáticos, ou seja, pela fusão de rochas; as rochas sedimentares, formadas pela acumulação de partículas clásticas ou biogênicas, ou pela precipitação química nos fundos oceânicos e em outros corpos aquosos; e as rochas metamórficas, produzidas pela transformação de rochas preexistentes submetidas a elevada temperatura e pressão e, na maioria dos casos, na presença de água e fluidos carbônicos.

As rochas extraterrestres não podem ser classificadas exatamente da mesma maneira. Rochas ígneas ocorrem na Lua, muito provavelmente em Marte e formam alguns tipos de meteoritos (acondritos). Outro tipo de meteoritos, os chamados condritos, não têm equivalentes terrestres. Os condritos se formam pela condensação de gases de uma nebulosa solar e por gotículas de líquidos silicáticos denominadas cândrulos, as quais dão nome a eles. As transformações metamórficas podem afetar rochas planetárias e meteoritos.

Reservatório é um termo genérico que se refere a uma grande porção de rocha (manto, crosta), água (oceano) ou gás (atmosfera), cuja composição é contrastante em relação à composição dos demais reservatórios. Os reservatórios podem conter vários componentes, cujas proporções são normalmente muito diferentes nos vários reservatórios: por exemplo, as rochas ricas em Si da crosta continental são facilmente distinguíveis das rochas ricas em Mg do manto. Um reservatório pode apresentar continuidade espacial (p. ex. o oceano) ou estar fragmentado em várias regiões da Terra (p. ex. porções de crosta oceânica recicladas no manto inferior). Os elementos químicos mais abundantes dos principais reservatórios estão listados no Apêndice A. Para se ter uma noção mais completa da distribuição dos elementos químicos nos reservatórios é necessário considerarmos os minerais presentes em cada caso (ver capítulo seguinte). O oxigênio está presente em praticamente todos os reservatórios, ao passo que o silício está restrito aos silicatos, que são os minerais mais abundantes da Terra. O teor de silício dos minerais é um parâmetro particularmente importante porque a concentração de sílica (SiO2) é uma medida da "acidez" das rochas: este termo obsoleto, que data da época em que os silicatos eram considerados como sais de ácido silícico, ainda está bastante presente na literatura. A concentração de sílica é crescente na sequência de minerais desde olivina, piroxênio, anfibólio e mica até feldspato e quartzo. Magnésio e ferro são especialmente abundantes em olivina e piroxênio nas rochas ígneas e em anfibólio e filossilicatos (biotita, clorita e serpentina) nas rochas metamórficas. Um rocha félsica (ácida), como um granito ou riolito, é rica em silício e pobre em Mg e Fe; uma rocha máfica, cujo exemplo arquetípico é o basalto, tem altos teores de Mg e Fe. O cálcio é encontrado em minerais ígneos como piroxênios e feldspato cálcico (plagioclásio), em carbonatos sedimentares e em anfibólios metamórficos. O alumínio pode seguir diferentes trajetórias: nas rochas ígneas se situa, em ordem crescente de pressão, em plagioclásio, espinélio (óxido) e granada; em rochas sedimentares se concentra em argilominerais; e nas rochas metamórficas, em macas (biotita, muscovita). Potássio e sódio estão principalmente concentrados em micas e feldspatos.

Quando uma rocha se funde, alguns elementos participam mais facilmente da fusão (Na, K, AI, Ca, Si), enquanto outros são mais refratários (Mg e, em menor grau, Fe). Do mesmo modo, alguns elementos são mais solúveis em água (Na, K, Ca, Mg) que outros, causando um racionamento geoquímico durante a erosão e a sedimentação.

Em comparação com a Terra como um todo, o manto tem composição mais rica em elementos refratários, especialmente em Mg e Cr, e teores baixos de elementos que participam mais facilmente da fusão, como Na, K, AI, Ca e Si, o que demonstra um caráter residual do manto em processos de fusão.

Os principais minerais do manto superior são a olivina e o piroxênio, que formam o peridotito, sua rocha mais abundante. A crosta continental, por outro lado, é rica em elementos com menor ponto de fusão (incorporados principalmente em quartzo, feldspatos e argilominerais), que refletem um caráter de "fração líquida" da fusão, em contraste com o manto residual. Os oceanos são, obviamente, enriquecidos em elementos solúveis, tanto cátions Na, K, Ca) como ânions (CI^-, SO₄^2-), ao passo que os elementos insolúveis e de menor ponto de fusão (Si, AI, Fe) se acumulam nos sedimentos clásticos (argilominerais).

As composições do Sol, da crosta e do manto terrestres etc. são fornecidas no Apêndice A. Em alguns casos, a determinação dessas composições não é uma tarefa simples. Enquanto a análise espectroscópica do Sol e as análises de meteoritos, da composição da água do mar e dos rios podem ser feitas diretamente, a determinação da composição da crosta traz consigo a discussão sobre a natureza da crosta inferior, bem como do manto inferior, do núcleo e da Terra como um todo. Não obstante, os mecanismos responsáveis pela formação dos grandes -- mas não diretamente observáveis – reservatórios são relativamente bem conhecidos, permitindo que suas composições sejam estimadas.

O texto acima foi extraído de: ALBARÈDE, Francis. Geoquímica: uma introdução. São Paulo : Oficina de Textos, 2011.

GABARITO DA ATIVIDADE 5

Granitoides e séries magmáticas

As rochas graníticas, granitoides[1] ou granitos lato sensu, diferentemente das rochas vulcânicas, têm sido comumente vistas como produtos de processos não magmáticos ou de mecanismos específicos de fusão da crosta terrestre. Bonin et al. (1997) observaram que muitos autores veem os granitoides, de modo geral, como integrantes de um contexto de metamorfismo, desvinculando-os de uma possível relação com fontes situadas no manto. Aqueles autores atribuíram tal interpretação à ausência de vínculos nítidos entre granitoides e vulcanismo, exceto no caso de intrusões epizonais. Pitcher (1993) relatou que Abraham Gottlob Werner (1749-1817) admitia que os granitos eram precipitados de um grande oceano primitivo, enquanto James Hall e Thomas Beddoes, em 1791, afirmavam que a afinidade química de basaltos e granitos era uma boa evidência da origem ígnea dos últimos. James Hutton (1726-1793) (apud Marmo, 1971) acreditava que os granitos eram o produto da cristalização de lavas subterrâneas, mais tarde chamadas magmas

Na década de 40 e 50, no entanto, os granitoides eram vistos predominantemente como produtos de metassomatismo sobre rochas metamórficas, isto é, transformações de rochas preexistentes no estado sólido, com aporte de íons. Aproximadamente com este sentido, mas por vezes abrangendo também a anatexia[2], foi criado o termo granitização. A geração de rochas graníticas por metassomatismo é ainda proposta por alguns autores. A vinculação dos granitoides com fusões menos diferenciadas mantélicas foi, no entanto, preconizada desde o século XIX por Rosenbusch (1889), Bowen (1928) e Read (1940), entre outros. Com os experimentos de Tuttle & Bowen (1958) constatou-se a similaridade composicional dos granitos com as fusões de rochas silicatadas ou com os resíduos finais líquidos da cristalização de magmas básicos e intermediários.

As evidências experimentais e a grande repercussão do trabalho de Chappell & White (1974) levaram grande parte dos geólogos a admitir que os granitoides são em geral fusões de rochas crustais, descartando a priori suas possíveis relações com magmas menos diferenciados. Mesmo sendo esta a ideia mais popular, a visão magmatista - vinculação dos granitoides com magmas provenientes do manto - permaneceu e é ilustrada pela identificação dos granitoides com as séries magmáticas nos trabalhos de Lameyre & Bowden (1982), Tauson & Koslov (1972), Bonin (1982) e Pitcher (1992) de que os granitoides tinham os magmas basálticos na sua origem.

Enquanto os crustalistas enfatizam a dificuldade de explicar a abundância relativa dos granitoides quando sua proveniência de magmas menos diferenciados é admitida, seus oponentes salientam os padrões geoquímicos correlacionáveis de granitoides e rochas básicas e intermediárias, bem como a similaridade composicional de sequências plutônicas e vulcânicas. Recentemente, a ideia originária de Norman Levi Bowen, admitindo que os granitoides poderiam ser resultado de reação química, entre magma básico e gnaisses quartzo feldspáticos, gerando rochas intermediárias e magma granítico, foi proposta por Lopez et al. (2005). Embora sua resposta satisfatória às duas dificuldades anteriormente citadas seja sedutora, o mecanismo proposto ainda carece de maiores esclarecimentos e detalhamento.

Nas últimas décadas, a derivação de granitoides a partir da evolução de magmas derivados do manto com variável contribuição crustal (Barbarin, 1999), por assimilação ou contaminação, atinge grande importância e o reconhecimento de autores crustalistas famosos (Chappell & White, 2001). Isto vem ocorrendo, principalmente devido à abordagem sistêmica integrando evidências da geologia de campo, petrologia, geologia estrutural e geoquímica, além da geologia isotópica e geocronologia, utilizada por vários autores. Bachmann et al. (2007) enfatizaram a importância dos magmas básicos derivados do manto na origem do magmatismo granítico, advogando a integração dos dados de todas rochas magmáticas (plutônicas e vulcânicas de todas composições) na busca de uma melhor compreensão dos processos que levaram à diferenciação da Terra e geração da crosta continental.

O vínculo de muitos magmas graníticos com fontes primárias situadas no manto é bem discutido em diversos trabalhos das últimas décadas. Patiño Douce (1999) sintetizou de forma clara a concepção atual com base em petrologia experimental, afirmando que os granitos peraluminosos são as únicas rochas graníticas inquestionavelmente produzidas por pura fusão crustal. Revisões recentes discutindo a gênese de granitoides também concluem que o magmatismo granítico, seja o associado aos arcos, incorpora magmas máficos provenientes do manto. Nas duas principais linhas de interpretação das rochas graníticas, distinguem-se dois grupos de classificações: aquelas que enfatizam o protólito da assumida fusão crustal e as que focalizam a associação magmática em que os granitoides se enquadram. Este segundo grupo, não preconiza um mecanismo específico de gênese, baseando-se principalmente, nas características geoquímicas e mineralógicas da associação de rochas ígneas.

Uma síntese dos principais sistemas de classificação das rochas graníticas é apresentada por Barbarin (1999) que propôs uma alternativa considerando critérios composicionais e genéticos. Frost & Frost (2008) relacionaram parâmetros composicionais das rochas graníticas com seus ambientes e processos genéticos, salientando-se o papel dos magmas básicos na geração de vários tipos de granitoides. Dall’Agnol & Oliveira (2007) demonstraram que é possível discriminar com parâmetros geoquímicos, granitoides do tipo-A oxidados e reduzidos; os tipos oxidados assemelham-se fortemente aos granitoides cálcio-alcalinos de arcos magmáticos maduros, em geral denominados tipo I. A classificação de granitoides como tipo A e S, ainda tem vasta utilização por vários autores. Nardi & Bitencourt (2009) sugeriram critérios para classificar granitoides, ou mesmo riolitos, como do tipo A. Os critérios sugeridos são uma síntese do que é aceito pela maior parte dos autores. A terminologia ‘tipo S’ atualmente é mantida por muitos autores para os granitoides produzidos por fusão parcial de metapelitos, com ou sem a participação de magmas básicos. Enquadram-se entre os tipos S os granitos portadores de sillimanita, cordierita e muscovita primária, acompanhando, frequentemente, a biotita. A grande abundância de rochas graníticas, que levou muitos autores a questionarem a possibilidade de seus magmas parentais serem derivados da diferenciação de magmas básicos ou intermediários, também não é satisfatoriamente explicada pela fusão parcial crustal devido à pouca quantidade de água disponibilizada pela desestabilização de minerais hidratados durante aquecimento crustal. Atualmente, vários autores sugerem que a quantidade de água nos processos de fusão da crosta é muito elevada devido ao seu intenso fluxo ao longo de condutos condicionados tectonicamente, particularmente em cinturões colisionais em associações com migmatitos.

Nesta revisão optamos pelo segundo tipo de classificação que busca enquadrar os granitoides em associações, sejam as séries magmáticas, sejam associações metamórficas de alto grau que os produziram por anatexia. Granitos associados geneticamente com migmatitos são discutidos em revisão recente de Brown (2013). Em nosso entender as classificações mais populares, que buscam identificar os granitoides segundo seu provável protólito, contribuem menos para a compreensão geológica dos ambientes tectônicos, à medida em que examinam os granitoides como eventos quase isolados de seu contexto geológico. Da mesma forma, a pressuposição de que a maior parte dos granitoides é simples fusão crustal rejeita, a priori, a possibilidade de que o magmatismo granítico possa constituir adição vertical à crosta, e que, portanto, não seja responsável por parte do crescimento crustal. Assim, fundamentados na crença de que a diversidade de modelos, hipóteses e ideias constitui a riqueza da ciência e que sua coexistência e interação, e não o seu embate, são o que promovem o progresso científico, apresentamos uma revisão das séries magmáticas e argumentamos pela retomada do estudo das rochas graníticas, também segundo esta visão, mais integradora e cientificamente mais fértil e promissora.

Texto extraído e modificado de: Lauro Valentim Stoll NARDI. Granitoides e séries magmáticas: o estudo contextualizado dos granitoides. Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Pesquisas em Geociências, 43 (1): 85-99, jan./abr. 2016 87.

ATIVIDADE (1,0 ponto)

1. Informe resumidamente as teorias sobre a origem dos granitoides. (0,4)

Resumidamente, as teorias sobre a origem dos granitoides se enquadram em:

a) produtos de processos não magmáticos - integrantes de um contexto de metamorfismo; essa interpretação se deve à ausência de vínculos nítidos entre granitoides e vulcanismo. Aqui também se enquadra a teoria de que os granitoides são produtos de metassomatismo sobre rochas metamórficas, isto é, transformações de rochas preexistentes no estado sólido, com aporte de íons.

b) mecanismos específicos de fusão da crosta terrestre - a afinidade química de basaltos e granitos é uma boa evidência da origem ígnea dos granitoides. Nas últimas décadas, muitos autores aderiram à teoria da origem de granitoides a partir da evolução de magmas basálticos originados do manto com variável contribuição de material da crosta, por assimilação ou contaminação.

2. Relacione os diversos tipos de classificação dos granitoides. (0,4)

Os granitoides podem ser divididos em vários tipos de acordo com suas assembleias minerais, bem como critérios de campo, petrográficos, posicionamento estrutural e ambientes geodinâmicos contribuem menos para a compreensão geológica dos ambientes tectônicos, à medida em que examinam os granitoides como eventos quase isolados de seu contexto geológico.

As classificações são influenciadas pela teoria abraçada quanto à origem dos granitoides. As classificações mais usadas buscam identificar os granitoides segundo seu provável protólito, através da fusão; outras levam em conta apenas a diferenciação magmática. Outro tipo de busca enquadrar os granitoides em associações, sejam as séries magmáticas, sejam associações metamórficas de alto grau que os produziram por anatexia (fusão).

3. Estabeleça a diferença das concepções crustalista e magmatista. (0,2)

Teoria crustalista: enfatiza o protólito que deu origem ao granitoide, através da fusão de uma porção da crosta. Portanto, para esta teoria, o granitoide é resultado das características químicas, mineralógicas e estruturais de uma rocha-mãe que fundiu e depois se consolidou pelos processos de cristalização magmática.

Teoria magmatista:  focaliza a associação magmática em que os granitoides se enquadram. Esta teoria se baseia principalmente nas características geoquímicas e mineralógicas da associação de rochas ígneas.

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[1] Granitoide ou granito lato sensu: rocha ígnea semelhante ao granito composta principalmente de feldspato e quartzo.

[2] Anatexia é um processo metamórfico resultante de temperaturas elevadas, desenvolvido a grandes profundidades, na crosta terrestre, havendo refusão magmática de rochas preexistentes.

MAGMATISMO E TECTÔNICA DE PLACAS

O vulcanismo atual se concentra em ambientes com atividade sísmica intensa, aonde as placas litosféricas colidem ou se afastam.

Cerca de 60% dos vulcões ativos situa-se no chamado “Cinturão do Fogo”, que é uma zona com terremotos e vulcões que bordeja o oceano Pacífico (ver figura 6.39). Muitos vulcões ocorrem no interior ou na borda do Mar Mediterrâneo, sendo o monte Etna, na Sicília, o maior e mais alto deles. O monte Vesúvio é o único vulcão ativo no continente europeu.

A Tectônica de Placas e seus mecanismos indutores são os controladores do processo de fusão das rochas em sítios da astenosfera ou da litosfera, formando o magma (ver figura 6.40). É importante frisar que não existe um "oceano de magma" contínuo por baixo da litosfera: a perda de rigidez das rochas da astenosfera, conforme inferido pela atenuação da velocidade das ondas sísmicas, deve-se às altas temperaturas reinantes, mas predominando o estado fundamentalmente sólido do ambiente, com a presença eventual de bolsões de magma.

Nos diferentes limites de placas atuam processos geológicos distintos e cada qual gera um magmatismo (vulcanismo e plutonismo) característico.

Os limites divergentes são caracterizados por movimentos de extensão da placa litosférica e presença de cadeias meso oceânicas. Este processo é induzido por células de convecção que trazem rochas quentes profundas para regiões mais rasas do manto. Simultaneamente, as células produzem a distensão na crosta e o surgimento de fraturas profundas, enquanto que a descompressão das rochas quentes forma magmas que ascendem através delas. Este processo produz grande volume de basaltos que são a origem das cadeias meso-oceânicas. A cordilheira mesoatlântica. que ocorre entre os continentes sul-americano e africano, é um desses exemplos. O processo de ruptura da litosfera e subida de magma tem duração de milhões de anos e é a força motriz de criação do assoalho dos fundos oceânicos. Parte desta crosta oceânica, quando é exposta à superfície, recebe o nome de ofiolito.

Os limites convergentes resultantes da colisão entre placas litosféricas podem ser de três tipos: oceano-oceano, continente-oceano, e continente-continente.

No caso de choque entre duas placas oceânicas há geração de vulcanismo andesítico a partir da subducção e fusão da crosta oceânica (com pouca quantidade de sedimentos marinhos), havendo a formação de um arco de ilhas, como ocorre hoje, por exemplo, no Japão. Esse tipo de ambiente apresenta um "front" de vulcões limitado em seu lado convexo por uma depressão topográfica profunda da ordem de milhares de metros, criada pela subducção de uma das placas oceânicas. É a fossa tectônica (Figura 6.40).

Quando há colisão entre placas continental e oceânica, a exemplo do que ocorre na cadeia Andina, a placa oceânica (mais densa) mergulha sob a continental (menos densa). Os mecanismos de subducção causam a fusão da crosta oceânica (basáltica) consumida juntamente com sedimentos marinhos acumulados na fossa tectônica que também é formada neste tipo de ambiente. Os diferentes componentes rochosos desse ambiente, ao serem fundidos durante a subducção, originam magmas de composições variadas. As rochas ígneas produzidas são mais ácidas que aquelas geradas nas cadeias meso-oceânicas (predominantemente basálticas), sendo comum o vulcanismo andesítico (intermediário) e, em menor proporção, o riolítico.

Já na margem do continente, as cadeias de montanhas são constituídas predominantemente por rochas graníticas ácidas) e chegam a atingir espessuras da ordem de 40 a 50 quilômetros em virtude do processo colisional. O conseqüente aumento de temperatura, resultante do espessamento pode ultrapassar a temperatura de inicio de fusão das rochas constituintes da base da crosta, gerando os magmas de composição granítica que, ao se consolidarem no interior da crosta, formam rochas intrusivas com composições intermediárias a ácidas (graníticas).

Ao mesmo tempo pode ocorrer vulcanismo sobre as margens do continente, formando um arco vulcânico continental. Esses magmas, originalmente já diferenciados, sofrendo modificações adicionais durante a passagem através da crosta e os vulcões são construídos por rochas de composição intermediária à ácida.

No processo de colisão entre duas placas continentais, o qual pode ser exemplificado pelo choque entre a Índia e o Tibete, originando as magníficas montanhas dos Himalaias, o plutonismo é muito expressivo enquanto o vulcanismo é pouco significativo. O plutonismo é representado por muitos corpos graníticos formados a partir da fusão da base da crosta continental que tem grande espessura, por causa das pressões e temperaturas extremas envolvidas no processo colisional.

Figura 6.40 - Esquema dos ambientes geradores de magma no contexto da tectônica de placas (sem escala).

Como visto anteriormente, plumas mantélicas (sítios anomalamente aquecidos) podem se desenvolver no interior de placas. Originam-se em grande profundidade no manto e ascendem por causa da sua densidade mais baixa em relação ao manto menos aquecido ao redor. A ascensão de plumas produz fusão parcial dos materiais do manto, gerando tipos particulares de magmas basálticos. Em determinados sítios, as plumas mantélicas podem induzir fusões da crosta oceânica e também da parte inferior da crosta continental, gerando tipos variados de magmas.

Ainda no interior das placas, em regiões antigas e geologicamente estáveis da crosta continental, podem ocorrer manifestações magmáticas muito especiais, que produzem os kimberlitos. Essas rochas originam-se no manto, provavelmente por ação localizada de fluidos a altíssimas pressões, e sobem em direção à superfície de maneira explosiva, a grandes velocidades, fraturando e arrancando as rochas por onde passam. Como resultado, kimberlitos são constituídos de misturas de pedaços de peridotitos do manto, modificados pela ação dos fluidos, e de pedaços de rochas da crosta. Eles ocorrem em corpos em forma de funil, chamados diatremas, e são uma das fontes mais importantes dos diamantes, formados no manto a profundidades maiores que 100 km e carregados para a superfície por estas rochas exóticas. O nome "kimberlito” vem do distrito de Kimberley, na África do Sul, que foi, por muitos anos, uma das principais minas de diamante do mundo.

Texto extraído de: TEIXEIRA e outros. Decifrando a Terra. São Paulo : Cia Editora Nacional, 2009, p. 183-185.

TRANSPORTE DE ELEMENTOS

A teoria do transporte dos elementos aborda as variações espaciais de propriedades geoquímicas em vários contextos: movimentos dos oceanos e do manto, migração de fluidos geológicos e de líquidos magmáticos em uma matriz rochosa etc.

Os conceitos centrais do transporte de elementos químicos são: conservação, fluxo, fontes e sumidouros.

Conservação: o princípio de que o todo é igual à soma das partes. Uma propriedade conservativa é aditiva e pode ser alterada apenas por adições ou subtrações no sistema ou pela presença de fontes ou sumidouros.

A massa e o número de moles são propriedades conservativas, mas a concentração não: se um mol de sal for adicionado a uma solução que já continha um mol, a concentração resultante será de dois moles; por outro lado, duas soluções de um litro, cada uma contendo um mol de sal, ao serem combinadas, resultarão em dois litros de solução com concentração de um mol por litro.

Um fluxo é a quantidade (de massa, de moles, de energia etc.) que atravessa uma unidade de área por unidade de tempo. Exemplo: fluxo de volume, que é indicado por uma velocidade v (em m³/m²/s)).

Se o fluxo de um componente ou de um elemento variar subitamente em um ponto, deve haver uma fonte ou sumidouro desse elemento nesse ponto, em geral, na forma de uma reação química ou de um processo radioativo.

O transporte de um ponto a outro pode se dar por advecção ou por difusão. Imagine um peixe em um rio: o movimento geral da água representa o transporte do peixe por advecção e o movimento do peixe em relação à água representa seu transporte por difusão.

Advecção: O elemento químico ou substância não se espalha, apenas percorre uma distância na mesma velocidade (média) do fluxo. A advecção corresponde ao transporte global.

Difusão: O elemento químico ou substância se espalha pelo movimento aleatório das moléculasmesmo que a velocidade média seja zero. O transporte difusivo é uma transferência de massa em pequenas distâncias, causada pela agitação térmica dos átomos ou pela turbulência do meio.

Cromatografia

Imagine em um dia de calor, uma manifestação por uma longa avenida, cercada por cafés e lanchonetes com varandas sombreadas. É provável que alguns dos participantes, de tempos em tempos, não resistam à tentação e parem por alguns minutos para se refrescar, antes de retomar a caminhada; e que outros participantes façam pausas mais longas.

Nessa manifestação, após algumas horas terá uma comissão de frente composta por um pequeno número de manifestantes impecáveis e sóbrios, seguida por um grupo mais animado, dos que fizeram pausa pelo caminho.

Nas rochas, um processo similar ocorre quando fluidos geológicos se movem pelos poros de sedimentos na diagênese ou por camadas de rochas durante o metamorfismo:  em virtude do grande volume de fluidos e da ampla variação de reatividade entre os elementos, é comum que ocorra uma separação química significativa na fase fluida e respectivas modificações mineralógicas e geoquímicas na rocha (matriz).

Adsorção: É o fenômeno de captura de átomos, íons e moléculas por superfícies. Ex.: captura de elementos pela superfície dos hidróxidos de ferro, na água e nas fontes hidrotermais.

Nesse sistema, um fluído, que será chamado de adsorvido, se adere e é retido à superfície de uma substância, que recebe o nome de adsorvente. Essa interação entre adsorvido e adsorvente pode ocorrer por meio de forças de naturezas física ou química.

Taxa de reação:  é uma medida da rapidez com que uma reação se efetua. A taxa de reação pode determinar o tempo que um produto é formado à medida que o reagente é consumido de modo proporcional a concentração de produto formado.

Texto baseado em: ALBARÈDE, F. Geoquímica: uma introdução. São Paulo : Oficina de Textos, 2011. 

AS ROCHAS ÍGNEAS

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LIGAÇÕES QUÍMICAS E REGRAS DE GOLDSCHMIDT

Ligações químicas

Os átomos e íons se combinam para formar a matéria nos estados sólido, líquido ou gasoso. A importância da ocupação das camadas mais externas de elétrons pode ser exemplificada comparando-se a interação entre dois átomos de hélio, em que dois elétrons ocupam o orbital 1s, com a interação entre dois átomos de hidrogénio, cada um com apenas um elétron. Quando os dois átomos de hélio se aproximam e suas nuvens eletrônicas de interpenetram, os elétrons de um átomo não podem se acomodar no orbital do outro átomo, o que infringiria o princípio da exclusão de Pauli. Assim sendo, eles saltam para o orbital 2s, o que representa um custo energético e dificulta a formação dessas ligações. Por outro lado, os dois átomos de hidrogénio podem compartilhar os elétrons is em um mesmo orbital. A configuração eletrônica resultante é mais vantajosa que a dos átomos de hidrogênio isolados e, portanto, a ligação química é favorecida. Esta é a essência da teoria da valência de ligação de Pauling, que, entretanto, não se consolidou por não explicar as propriedades espectroscópicas das substâncias. Em contraste, a teoria do campo cristalino considera os cátions como totalmente ionizados, tais como Na⁺ e Ca²⁺, os quais são hospedados em sítios definidos por "ligantes" de carga negativa, como ocorre na estrutura dos silicatos: a ligação é considerada como sendo completamente eletrostática. Apesar de a teoria da valência explicar muitas das propriedades dos elementos de transição, atualmente ela é considerada obsoleta.

O caráter dual da maioria das ligações químicas pode ser explicado pelo conceito de orbitais moleculares: quando átomos e íons se aproximam, seus orbitais eletrônicos individuais se fundem em orbitais coletivos, os quais, entretanto, são de difícil descrição matemática. O tipo de ligação química é determinado pela probabilidade da presença do elétron de um núcleo na proximidade de um elétron do outro núcleo a ele ligado, que é traduzida pela teoria dos orbitais moleculares. Se um elétron for permanentemente transferido, a ligação é considerada iónica: um átomo de sódio na presença de um átomo de cloro irá doar seu elétron isolado no orbital 3s, para que sua camada de valência fique completa. Os íons formados desse modo, Na⁺ e CI^-, são especialmente estáveis; suas camadas mais externas de elétrons são aproximadamente esféricas e os íons se comportam como esferas eletricamente carregadas que se atraem mutuamente em função de seus campos eletrostáticos, formando compostos iônicos, como no caso do sal de cozinha, NaCI. Por outro lado, quando o número de elétrons que podem ser transferidos não é suficiente para completar as camadas de valência dos átomos em uma ligação, a ligação é denominada covalente. Dois átomos de hidrogênio compartilham seus elétrons 1s formando orbitais híbridos de forma complexa, possibilitando que ambos os átomos tenham camada de valência completa.

O texto acima foi extraído de: ALBARÈDE, F. Geoquímica: uma introdução. São Paulo : Oficina de Textos, 2011.

Classificação geoquímica dos elementos

Para a formação da Terra aceita-se o modelo de sua acreção, a partir de corpos menores de composição semelhante à de meteoritos condríticos. Precisamos supor que, na fase inicial, separaram-se o núcleo e o manto terrestre e, em seguida, no estado fundido, a Terra se solidificou e se diferenciou, formando assim sua crosta Na realidade, o processo de diferenciação é mais complexo para separação da parte silicática do manto e da crosta e a parte metálica do núcleo, pois nosso planeta é um corpo dinâmico, e observamos, ainda hoje, os processos de diferenciação que se manifestam na forma de vulcanismo, ao contrário da Lua e do planeta Marte que se diferenciaram logo cedo em sua formação e registraram isso nas idades de suas rochas mais antigas (certos meteoritos são, possivelmente, oriundos de Marte, os SNC).

Comparando a Terra com os meteoritos, Goldschmidt supôs a separação das fases metálica, sulfetada e silicática na condensação e na diferenciação da Terra a partir de um estado de fusão. Baseado nessa observação, ele classifica os elementos, que se distribuem nas referidas fases, obedecendo a suas afinidades para com elas. Em seus estudos, ele analisou as fases de liga Fe-NI, a troilita (FeS) e os silicatos dos meteoritos. Como seria difícil testar essa hipótese, ele estudou a separação de elementos em processos líquido-líquido na extração de cobre, a partir da fusão de ardósia de Mansfeld, Alemanha. A extração de cobre resulta em uma escória silicatada, uma fase metálica e uma fase sulfetada rica em Fe. As medidas de concentração dos elementos nessas fases concordaram razoavelmente com as análises de meteoritos.

A classificação geoquímica dos elementos é baseada em suas afinidades químicas para com as fases silicática, sulfetada e metálica, e é, basicamente, consequência da configuração eletrõnica do elemento e, consequentemente, de sua posição na tabela periódica. São agrupados em siderófilos, calcófilos, litófilos e atmófilos. Essa classificação é genial, e é notável que ainda sejam usados esses termos, introduzidos no início do século XX, por Goldschmidt. Os conceitos e as linhas de pesquisas, introduzidas ou simplesmente contempladas por ele, formam a base da geoquímica moderna. Assim, podemos perceber nas palavras dele que "... as tarefas da geoquímica são estabelecer em que concentrações os elementos ocorrem, e quais são os processos que determinam seu enriquecimento local" Baseando-se nas afinidades, temos os seguintes agrupamentos:

Obs.:

calcófilos e litófilos na crosta - " - calcófilo na crosta

- # - litófilo na crosta

( ) - pertencem mais que um grupo, ou afinidade secundária

Na Tabela Periódica, assim se distribuem os elementos de acordo com a classificação de Goldschmidt:

As regras de Goldschmidt

Elementos que constituem as rochas e os minerais, principais formadores de rochas e sua composição como um todo, são designados elementos maiores Elementos de menor importância e de concentração menor que 0,1% (1.000 ppm) geralmente não formam minerais independentes mas são incorporados na solução sólida dos minerais, em fundidos ou em fases fluídas. Esses elementos-traço ocorrem, intersticialmente, como fases intergranulares ou como impurezas no retículo cristalino de fases principais. Seu comportamento é frequentemente diferente e sua distribuição (partição) entre as fases, por exemplo, fase fundida e mineral coexistente, pode mudar sua concentração em varias ordens de grandeza. Estas e outras questões sobre a distribuição dos elementos foram contempladas, pela primeira vez, por Goldschmidt. Muitos dos conceitos geoquímicos atuais derivam das conferências e dos trabalhos publicados por Goldschmidt na década de 1930, como, por exemplo sua conferência para o "Chemical Society" de Londres sobre os "Princípios da distribuição dos elementos químicos em rochas e minerais". Ele chamou a atenção para a ocorrência de elementos-traço (menos que 1.000 ppm) por substituição em retículos cristalinos de elementos maiores ou principais.

Esses princípios, formalizados como regras, tiveram um profundo efeito sobre a maneira de pensar em relação à petrologia e à geoquímica, e seus conceitos como litófilo e calcófilo, bem como as regras gerais para o comportamento dos elementos, que ainda são usadas. Ele sugeriu também que análises quantitativas da distribuição de elementos entre rochas e minerais, ou mesmo entre minerais, poderão formar uma base para classificar um grupo de rochas na mesma suíte magmática. Desde suas formulações, as regras têm sido confirmadas em sua validade geral para ligações essencialmente iônicas por meio de investigações realizadas por diversos pesquisadores. As regras sofreram pequenas modificações, mas sem perder sua importância para substituição de elementos.

As regras gerais são as seguintes:

1ª Se dois bons têm o mesmo tamanho (raio) e a mesma carga, eles entrarão no retículo cristalino com igual facilidade.

2ª Se dois bons têm raios similares e a mesma carga, o íon menor entrará mais facilmente no retículo que o íon maior. Ê o que acontece, por exemplo, nos minerais ferromagnesianos em relação ao Mg': (0,66 Ă) e ao Fe': (0,74 Ă).

3ª Se dois íons têm raios similares e cargas diferentes, o íon com a carga maior entrará mais prontamente no retículo. Exemplo: Ca': (0,99 Ă) e Na* (0,97 Ă) nos plagioclásios.

Para elementos menos importantes dentro da cristalização magmática, existem as seguintes regras:

a) Camuflagem -- quando um elemento de maior importância "camufla" um de menor importância com mesma carga e ralo simi/ar. 
Exemplo:

AI'3 (0,51 Ă) camufla o Ga'3 (0,62 Ă)

Zr'4 (0,79 Ă) camufla o Hf'4 (0,78 Ă)

Si*' (0,42 Ă) camufla o Ge« (0,53 Ă)

b) Captura - quando um elemento de maior importância "captura" um outro de menor importância com carga maior ou raio menor. 
Exemplo:

K⁺ (1,33 Â) captura Ba⁺²: (1,34 Â) e Sr⁺²: (1,18 Ă)

c) Admissão - quando um elemento mais importante "admite" um menos importante de menor carga e ralo similar ou de mesma carga e raio maior. Exemplo

Mg⁺²: (0,66 À) admite o Li' (0,68 Ă)

Ca⁺²: (0,99 Ă) admite o Sr': (1,18 Ă)

As regras formuladas por Goldschmidt são um guia muito útil para a distribuição dos elementos-traço, mas não são universalmente válidas, pois se baseiam no pressuposto de que as ligações entre os elementos são iônicas, enquanto não são exclusivamente iônicas, na maioria dos minerais. Ringwood mostrou que a eletronegatividade de um elemento também influencia a substituição de um elemento menor por outro de maior importância com tamanho parecido. Quando essa substituição ocorre, os elementos de menor eletronegatividade terão preferência pois formam ligações iônicas mais fortes. Portanto, o comportamento dos cátions no magma depende do raio iônico, da valência e do tipo de ligação.

O texto acima foi extraído e modificado de: CHOUDHURI, Asit. Geoquímica para graduação. Campinas : Editora da UNICAMP, 1997.

MAGMA E SUAS PROPRIEDADES

Magma nada mais é do que rocha em estado de fusão a altas temperaturas. A denominação deve-se à sua consistência pastosa, comparada à da massa do pão que em grego é magma.

1.    O que é o magma?

Podemos observar o magma quando ele extravasa na forma de lava. Já quando o magma se aloja no interior da crosta, sua colocação e consolidação não podem ser observados diretamente, e seu comportamento pode ser deduzido apenas por meio das estruturas observadas em rochas ígneas intrusivas quando expostas pelos processos geológicos, ou por métodos indiretos, geofísicos.

Magmas apresentam altas temperaturas, entre 700 e 1 200 ⁰C, e são constituídos por 3 partes:

a) uma parte líquida, representada pela rocha fundida;

b) uma parte sólida, que corresponde a minerais já cristalizados e a fragmentos de rocha, transportados em meio à fração líquida;

c) uma parte gasosa, constituída por voláteis dissolvidos na parte líquida, predominantemente H₂O e CO₂, além de CH₄, SO₄ e outros.

Esses componentes ocorrem em proporções variáveis, dependendo da origem e estágio de cristalização dos magmas. A mobilidade de um magma se dá em função de diversos parâmetros: composição química. grau de cristalinidade (em que proporção o magma contêm material já cristalizado), teor de gases dissolvidos e a temperatura em que se encontra. A maior ou menor facilidade de fluir é definida pela viscosidade, medida em poises. Magmas pouco viscosos, logo mais fluídos, como os basálticos (viscosidade aproximada: 10² a 10³ poises), extravasam com facilidade e formam corridas de lava como as do Havaí (figura 6.2), que podem estender se por dezenas de quilômetros, ou da formação Serra Geral, na bacia do Paraná, cujos derrames alcançam extensões de até centenas de quilômetros. Magmas mais viscosos, como os graníticos ou riolíticos (viscosidade aproximada: 10⁶ a 10⁷ poises), têm dificuldade até mesmo para extravasar, formando frequentemente "rolhas" que entopem os condutos vulcânicos, o que provoca aumento de pressão por conta do magma e gases que vão se acumulando. Quando a pressão interna supera o peso das rochas sobrejacentes, ou quando ocorre uma descompressão súbita por causa de avalanches nos flancos do edifício vulcânico, ocorrem explosões. A relação entre viscosidade e composição de magmas será discutida mais adiante.

1.2 Onde e como se formam os magmas?

Não é possível observar diretamente os processos de formação de magmas: eles surgem a grandes profundidades, em locais inacessíveis até mesmo para as perfurações mais profundas. Evidências sobre a geração de magmas são fornecidas por dados geofísicos, principalmente sísmicos e geotérmicos, por fragmentos de rocha transportados pelos magmas desde as suas regiões de origem - os nódulos mantélicos (Figura 3), ou ainda por estudos de petrologia experimental, que procuram reproduzir em laboratório as condições de formação de magmas. Os magmas se originam por fusão parcial de rochas na astenosfera, ou na parte inferior da litosfera (ver Capítulo 2). A fusão pode ser provocada pelo aumento da temperatura, por alívio da pressão a que estas rochas estão submetidas, por variações no teor de fluidos ou, mais provavelmente, por uma combinação destes fatores. A figura 6.4 ilustra a fusão de rochas em sistemas saturados em água e em sistemas anidros. As curvas solidus representam o início da fusão, quando então coexiste o líquido gerado com a parte ainda não fundida da rocha geradora. À medida que o processo de fusão avança, a proporção líquido/sólido aumenta, até que, em uma situação ideal, todos os minerais da rocha geradora tenham sido fundidos. Nesse ponto, o sistema ultrapassa a curva liquidus, sendo constituído apenas da fase líquida. Ou seja, a temperaturas abaixo da curva solidus, a rocha geradora encontra-se inteiramente sólida; a temperaturas entre as curvas solidus e liquidus, coexistem, em proporções variáveis, líquido e rocha ainda não completamente fundida; e a temperaturas acima da curva liquidus, passa a existir apenas a fase líquida, estando toda a rocha fundida.

O magma, uma vez gerado, tende a deslocar-se em direção à superfície, por apresentar densidade menor do que as rochas ao redor. O deslocamento de um magma no interior da crosta é complexo e variado, em função da sua viscosidade e da constituição e estruturação das rochas que atravessa. Sempre que possível, magmas ascendem através de falhas e fraturas profundas. Quando estas descontinuidades não ocorrem, formam-se bolsões de magma em forma de gigantescas "gotas invertidas” ou “balões” chamados diápiros, com vários quilômetros cúbicos, que se deslocam por fluxo plástico em meio às rochas da crosta. O bolsão de magma força as rochas acima e ao redor, às vezes quebrando-as e englobando seus fragmentos, conhecidos como xenólitos (Figura 6.5). Outras vezes, à medida que o bolsão de magma ascende, vai fundindo as rochas encaixantes. Quando há fusão e assimilação destas rochas, ocorrem modificações na composição química do magma original, dependendo do tipo e da proporção das rochas digeridas.

Em muitos casos, grandes volumes de magma “estacionam" a determinadas profundidades, e fornecem material para manifestações vulcânicas por dezenas de milhares a milhões de anos. Nestes casos, são denominados de câmaras magmáticas, cuja presença e dimensões podem ser aferidas por estudos geofísicos. Destes sítios, o magma é conduzido à superfície através dos condutos vulcânicos, ou se consolida em profundidade, gerando as diversas formas de ocorrência de rochas magmáticas. As etapas da viagem de magmas desde seus sítios de geração na astenosfera ou nas partes profundas da litosfera até os sítios de consolidação estão ilustradas, esquematicamente, na figura 6.6 adiante.

1.3 Composição dos magmas

A composição de um magma depende de vários fatores:

a) da composição da rocha geradora no local de origem;

b) das condições em que ocorreu a fusão desta rocha e da taxa de fusão;

c) dos processos que atuam sobre este magma do seu local de origem até o seu sítio de consolidação.

Magmas têm, majoritariamente, composição silicática, em consonância com a composição predominante da crosta e do manto terrestre. Porém, magmas carbonáticos e sulfetados, ainda que raros, também ocorrem. Em outros planetas e seus satélites, também podem existir magmas de composições muito diversas.

Os principais componentes dos magmas silicáticos na Terra são, além de oxigênio (O) e silício (Si), o alumínio (AI), o cálcio (Ca), o ferro (Fe), o magnésio (Mg), o sódio (Na), o potássio (K), o manganês (Mn), o titânio (Ti) e o fósforo (P). A composição química de rochas e magmas é indicada, por convenção, com os elementos constituintes apresentados na forma de óxidos.

A variação composicional dos magmas, assim como das rochas ígneas, é descrita principalmente por seu teor de sílica, que é a percentagem em peso de SiO₂. O espectro composicional dos magmas silicáticos é muito amplo, e praticamente contínuo em termos do teor de sílica. No entanto, dois tipos de magma se destacam pela sua abundância: o magma granítico ou riolítico, com teores de sílica superiores a 66%, e o magma basáltico, com teores de sílica entre 45% e 52%. Alguns pesquisadores acrescentam um terceiro tipo de magma: o magma andesítico (teor de sílica entre 52% e 66 %), por sua freqüência e ambiente de ocorrência na crosta. Em termos de volume, porém, magmas graníticos e basálticos são preponderantes. Composições de rochas vulcânicas representativas dos três tipos de magmas - respectivamente riolitos, andesitos e basaltos - são apresentadas na tabela 6.1 e ilustradas na figura 6.7.

1.4 Qual a influência da composição química sobre os magmas?

As características físicas dos magmas, como a temperatura e a viscosidade, estão intrinsecamente relacionadas à sua composição: estas relações encontram-se ilustradas na figura 6.8. Magmas basálticos apresentam temperaturas da ordem de 1.000 a 1.200 ºC, têm baixo teor de voláteis (em torno de 1 a 3% em peso) e possuem viscosidade baixa. Já os magmas graníticos são significativamente mais viscosos, apresentam, de modo geral, teores mais elevados de voláteis (entre 3% e 5%) e apresentam temperaturas da ordem de 700 a 800 'C. A viscosidade de um magma silicático aumenta com:

a) o aumento do teor de sílica;

b) o abaixamento da temperatura;

c) a diminuição do conteúdo de voláteis.

Estas relações podem ser explicadas pelo comportamento das unidades estruturais fundamentais [SiO₄]^-4 que existem nos magmas. Estas unidades tem o formato de tetraedros, com um átomo de silício no centro e quatro átomos de oxigênio nos vértices e tendem a unir-se em estruturas progressivamente mais complexas à medida que a cristalização do magma avança. Em magmas ricos em sílica, isto se dá já nas primeiras etapas da consolidação, e em escala mais ampla, produzindo extensas cadeias de tetraedros de Si-O que dificultam o fluxo do magma, aumentando sua viscosidade.

Já em magmas básicos, com teores de sílica menores, esse processo só adquire importância nas etapas mais avançadas da consolidação, ou seja, não se formam grandes estruturas de Si-O que possam dificultar o fluxo do magma já nos estágios iniciais. Essas extensas cadeias de Si-O tendem a ser destruídas pelo aumento de temperatura e do teor de água, o que diminui a viscosidade do magma. Assim magmas graníticos, ainda que mais viscosos, podem ter sua fluidez aumentada quando em altas temperaturas ou quando apresentarem teores elevados de água. Magmas basálticos, apesar de seus baixos teores de água, têm no seu reduzido conteúdo em sílica a principal razão para as suas viscosidades mais baixas.

1.5 Por que há diferentes magmas?

Magmas apresentam grande variedade nas suas composições, fato que se espelha na diversidade das rochas ígneas. Magmas diversos são produzidos em função do tipo de rocha da área-fonte e da taxa de fusão desta rocha. Contudo, a profundidade em que ocorre a fusão também é um fator importante. que pode influenciar a composição dos magmas produzidos. Grandes volumes de magmas basálticos são gerados pela fusão dos peridotitos (rochas constituintes do manto, formadas por minerais ferromagnesianos, principalmente olivina e piroxênios - ver figura 6.3) nas regiões abaixo das dorsais mesa oceânicas, mas também abaixo da crosta continental, no manto superior. Já os magmas graníticos são associados à fusão de partes profundas da crosta continental, mais enriquecidas em sílica. Magmas andesíticos são gerados a partir da fusão da crosta oceânica. Magmas são sempre enriquecidos em sílica e elementos leves (Na, K) em relação à área-fonte a partir da qual foram gerados. Assim, basaltos são mais ricos em sílica que peridotitos; andesitos apresentam-se enriquecidos em sílica quando comparados aos basaltos dos fundos oceânicos; e granitos, que em muitos casos podem formar se pela fusão parcial de rochas de composição andesítica, são ainda mais enriquecidos em sílica que estas.

A composição de magmas primários, gerados da fusão parcial das rochas de sua área-fonte, pode ser modificada de forma considerável por processos de diferenciação magmática. O mais importante destes processos é o de cristalização fracionada. A cristalização de um magma em profundidade é um processo complexo e muito lento. O magma encontra-se a temperaturas elevadas, quando então todos os seus componentes se encontram dissolvidos no material fundido. Quando se instala em partes superiores, logo mais frias da crosta, perde calor para as rochas encaixantes e sua temperatura diminui paulatinamente. Quando a temperatura atinge um determinado valor crítico, inicia-se a cristalização e formam se germes cristalinos, minúsculos núcleos de cristais, que crescerão para constituir os minerais da rocha ígnea.

Os diferentes minerais não cristalizam todos ao mesmo tempo: alguns se formam primeiro, e só depois que a composição do magma tiver sido modificada o suficiente pela extração destes é que os outros minerais irão se juntar aos que já se encontram em processo de cristalização, ou mesmo irão substituí-los neste processo. A sequência de cristalização resultante depende fundamentalmente da composição do magma inicial. A sequência ideal de cristalização dos minerais foi, a princípio, estabelecida para magmas basálticos pelo petrólogo experimentalista N. L. Bowen em 1928 por meio das Séries de Reação de Bowen, ilustradas nas figuras 6.9a e b. Teoricamente, é possível obter, a partir de um magma primário basáltico, toda uma série de rochas ígneas, desde as ultrabásicas (ou peridotíticas) até as ácidas (ou graníticas), utilizando para tanto processos de fracionamento do magma basáltico original durante a sua cristalização. É importante frisar que as Séries de Reação de Bowen representam um modelo simplificado de um processo natural muito mais complexo. Exemplos da geração de rochas diversas por meio da cristalização fracionada de um mesmo magma podem ser observados nos complexos estratiformes onde, a partir de magmas originalmente basálticos, são gerados peridotitos, ricos em olivina e piroxênios, pelo acúmulo destes minerais nas partes inferiores da câmara magmática; gabros, constituídos de plagioclásio cálcico e piroxênios, pela cristalização do magma basáltico mais ou menos modificado; e anortositos, pelo acúmulo de plagioclásio, menos denso, no topo da câmara magmática. Exemplos brasileiros de complexos deste tipo são os maciços máficos-ultramáficos de Niquelândia e Canabrava, em Goiás.

Outros processos de diferenciação magmática são a mistura de magmas originalmente diferentes, a imiscibilidade de magmas e, como já mencionado, a assimilação durante a ascensão do magma de rochas dos condutos magmáticos ou das rochas encaixantes após o alojamento do magma no sítio de consolidação final. Na mistura de magmas, magmas de composições distintas podem ter contato durante a ascensão na crosta e misturar-se em proporções diversas, gerando com posições intermediárias entre elas. Na imiscibilidade de magmas, durante a evolução de um volume de magma originalmente homogêneo, podem separar-se frações imiscíveis (como ocorre entre a água e o óleo), e cristalizar em separado, produzindo estruturas peculiares nas rochas resultantes. A assimilação de rochas acontece quando o magma, ao abrir caminho rumo à superfície, "digere" pedaços das rochas encaixantes, modificando sua composição em função da natureza e do volume da rocha assimilada.

Texto extraído de: TEIXEIRA, Wilson et al. Decifrando a Terra. 2. ed. São Paulo : Companhia Editora Nacional, 2009, p. 154-159.