Boa pergunta! Como você sabe, a série de reações de Bowen descreve a ordem de cristalização dos minerais de silicato em um magma em resfriamento.

O ânion complexo dos silicatos é um tetraedro de quatro átomos de oxigênio em torno de um átomo de silício, conectado com fortes ligações covalentes. Cada tetraedro pode ser isolado um do outro ou eles podem ser ligados covalentemente compartilhando átomos de oxigênio entre tetraedros adjacentes. Dessa forma, eles podem formar cadeias simples (piroxênio), cadeias duplas (anfibólio), folhas (biotita) e redes tridimensionais de tetraedros interligados (quartzo).

Cada um desses grupos estruturais covalentemente ligados ( exceto redes 3D) está ligado ao seu grupo estrutural vizinho (por exemplo, cadeia única para cadeia única) por ligações iônicas com cátions intervenientes (K ⁺ , Na ⁺ , Ca ²⁺ , Mg ²⁺ , Fe ²⁺ , etc.).

Falando relativamente, ligações covalentes têm menor pontos de fusão do que ligações iônicas. Fonte

Na série de reações de Bowen, os minerais que se formam na extremidade mais fria da série descontínua são mais ricos em silício e oxigênio e mais pobres em cátions metálicos. Portanto, os minerais na extremidade mais fria também são mais dominados por ligações covalentes do que iônicas. Essa prevalência é a razão pela qual os minerais félsicos derretem em temperaturas mais baixas do que os máficos .

Sua lógica está correta ao observar a estabilidade mineral em face do intemperismo químico. Na superfície da Terra, essas ligações covalentes são muito mais estáveis ​​e minerais como o quartzo tendem a ser muito mais resistentes ao intemperismo do que a olivina ou o piroxênio. Isso é descrito na série de estabilidade Goldich, que gosto de pensar como a série de reações de Bowen que mudou de direção.

Eu gostaria de acrescentar algo à resposta de Brian e também apontar algumas imprecisões.

Em primeiro lugar, não é verdade que os minerais félsicos têm temperaturas de fusão mais baixas do que os minerais máficos . Aqui estão algumas temperaturas de fusão de minerais comuns, classificados de alta a baixa:

• Forsterita (máfico): 1890 ° C
• Quartzo (félsico): 1713 ° C
• Anortita (félsica): 1553 ° C
• Diopsídio (máfico): 1391 ° C
• Fayalita (máfico): 1205 ° C
• Sanidina (félsica): 1150 ° C
• Albita (félsica): 1118 ° C

Observe que esta ordem difere da ordem na série de Bowen. Não há nenhum problema com isso, porque a série de Bowen descreve a ordem de cristalização em magmas comuns (como Brian identificou corretamente) e não a cristalização ou temperatura de fusão dos minerais. Embora esses dois estejam intimamente relacionados, eles não são idênticos.

Então, o que dita a ordem dos minerais na série de Bowen? É aqui que fica complicado. As temperaturas de fusão fornecidas acima aplicam-se apenas a minerais puros em pressões atmosféricas. Magmas de resfriamento nunca estão na composição exata de um mineral puro e raramente estão na pressão atmosférica. A mistura de componentes ( i.e. minerais) em um único magma irá deprimir as temperaturas de cristalização de todos os componentes e, portanto, as temperaturas de fusão. Pense no gelo em uma estrada: você pode derretê-lo aquecendo-o ou adicionando sal. Adicionando um segundo componente ( $ \ mathrm {NaCl} $ ) ao componente puro ( $ \ mathrm {H_2O} $ ) você está tornando possível que o gelo derreta a temperaturas inferiores a 0 ° C.

Como isso se relaciona com as temperaturas de cristalização e derretimento? Dê uma olhada nestes dois diagramas:

( fonte)

Estes diagramas descrevem a ordem de cristalização dos minerais em um magma, cuja composição pode ser definida em termos dos três membros finais (Anortita, Diopsídio, Forsterita e Anortita, Forsterita, Quartzo). Uma linha de descendência é uma linha que acompanha a evolução dos minerais em cristalização de um magma. Tome por exemplo um magma com quantidades iguais de Di e Fo e ligeiramente menos An do que o resto. Este magma primeiro cristalizaria apenas forsterita, depois cristalizaria forsterita e diopsídio juntos e, eventualmente, cristalizaria todos os três minerais juntos, até que não houvesse mais líquido. Isso apesar da alta temperatura de fusão da anortita em relação ao diopsídio. O derretimento desta rocha resultaria inicialmente na fusão de todos os três minerais juntos a 1270 ° C, embora suas temperaturas de fusão isoladas variem em torno de 500 ° C.

O segundo diagrama mostra uma situação mais complexa, onde uma rocha com uma composição rica em Fo pode primeiro cristalizar Fo que será então consumida para formar enstatita. Um magma semelhante com um pouco menos do componente Fo pode nem mesmo cristalizar a forsterita, mas sim o quartzo, embora a composição geral ainda seja rica em Fo.

Este assunto de cristalização e derretimento do magma é fascinante e um uma breve introdução está disponível (com muitos recursos visuais) está disponível aqui: Equilíbrio de fase de ensino.

Mais um truque - magmas félsicos são basicamente derivados fracionados de outras rochas. Durante o ciclo das rochas, os componentes mais voláteis tendem para as rochas félsicas. Água e fluxos geralmente reduzem o ponto de fusão. E as rochas félsicas geralmente têm álcalis em comparação ao Fe / Mg nas rochas máficas. Os álcalis são mais reativos e voláteis.

Se você derreter parcialmente rochas máficas, os componentes mais reativos e voláteis estarão na primeira fusão. Se for removido da fonte, você obtém mais fusão fracionada e félsica. Repita várias vezes e você obterá fusão extremamente fracionada com componentes máficos mínimos e alto teor de voláteis e elementos altamente reativos como álcalis ou flúor.

Fluxos como água, boro, fósforo, flúor etc. podem reduzir fortemente o ponto de fusão . Por exemplo. haplogranito seco quase não derrete a 700 Celsius, enquanto alguns pegmatitos derretem com água extrema e o conteúdo de voláteis pode obviamente existir abaixo de 500 Celsius. Granitos ou riólitos anorogênicos secos têm ponto de fusão muito mais alto do que alguns granitos tipo S úmidos.