UFC - DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA CURSO GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA PETROLOGIA DE ROCHAS ÍGNEAS PROF. DR. AFONSO RODRIGUES DE ALMEIDA
CAPITULO 01
Estrutura Interna da Terra e geração do magma
O termo geológico "magma" corresponde ao material líquido resultante da fusão em altas temperaturas de líquidos rochas pré-existentes. Na literatura este termo é utilizado comumente para silicáticos, eventualmente parageológica, os carbonáticos, contendo voláteis (gases) e cristais (sólidos). O termo “líquido magmático” corresponde somente à parte líquida do magma. O termo Lava é usado para designar os magmas que chegam à superfíce. Quando o magma resfria e cristaliza (por vezes apenas consolida sem formar cristais), são formadas as rochas ígneas. Do ponto de vista físico-químico o magma pode ser considerado como um sistema multicomponente contendo três fases: uma fase líquida correspondente ao líquido magmático, uma fase gasosa contendo H2O, CO2 SO2 em suas diversas fases, HNO3, HCl, H2BO3, etc. em uma fase sólida esta contendo minerais precoces, fragmentos de rocha encaixantes (xenólitos) e fragmentos de rocha fonte (restitos). A fase líquida ouNa “líquido geralmentea tem composição silicática e desde há muito é conhecida. décadamagmático” de 1960, aconteceu descoberta de lavas de composição carbonática no Vulcão Oldoinyo Lengai, Tanzânia. Logo após, foram descobertos corpos intrusivos de rochas carbonáticas em vários locais do mundo, inclusive no Brasil. Apesar de não ser de composição silicática, os comportamentos destes líquidos são os mesmos dos magmas silicáticos. Desta forma, essas rochas carbonáticas foram incluídas na categoria de rochas ígneas, denominadas de carbonatitos junto com o reconhecimento de magma carbonatítico. Os carbonatitos freqüentemente contem minerais de importância econômica, tais como apatita (minério de fósforo), pirocloro (minério de nióbio), monazita (minério de urânio, tório e elementos terras raras), etc. A fase gasosa tem a água (H2O) como componente principal vindo a seguir o CO 2, entretanto isto não é uma regra. Outros elementos tais como Flúor, Cloro, Boro, Enxofre sãoproximidades encontrados da emcratera abundancia. Por évezes a quantidade de Enxofre é tão grande que otambém odor nas vulcânica deveras desagradável. A fase sólida quando presente está constituída principalmente por minerais precoces, ou seja, minerais que caracterizam a temperatura do liquidus. Se o magma é de composição basáltica, olivina e/ou plagioclásio cálcico compõem esta fase. Se o magmas é riolítico, sanidina ou Quartzo podem ocorrer como fases precoces. Fragmentos de rocha encaixante (xenólitos) são comuns em granitos epizonais. Fragmentos de rocha fonte, sejam nódulos poli ou monominerálicos ou ainda cristais isolados, restíticos, podem encontrados constituindo a fase sólida.Cristais precoces diferem de cristais restíticos pela deformação exibida por estes últimos.
O Sistema Terra e as Fontes de Magmas O Planeta Terra possui um raio de aproximadamente 6330 km, sendo constituído principalmente pelo núcleo com cerca de 3470 km de raio e pelo manto com cerca de 2850 km de espessura. A crosta, na região continental, possui espessura muito variável, de 30 a 60 km de espessura e na região oceânica, a espessura é relativamente homogênea e fina, em torno de 6 km, entretanto, pode chegar a 15 km (Tab. 1). A estrutura interna da terra foi determinada através ou oseja, através da transmissão de ondasresultar sísmicas dentro da Terra (Figs.de1 eestudos 2). Os sísmicos, limites entre núcleo, o manto e a crosta parecem da diferença na composição química e, por conseguinte física. O núcleo e o manto são regiões inacessíveis e, de maneira geral, suas composições foram inferidas a partir da composição de meteoritos. Por outro lado, a porção superior do manto, tem suas composições inferidas a partir de enclaves (restitos) em rochas kimberlíticas, lamproíticas e basaltos alcalinos. Mais de 90% de componentes do núcleo são materiais metálicos, interpretados como uma “liga de Fe e Ni”. O núcleo mostra características incongruentes, ou seja, a parte externa do núcleo, denominada núcleo externo, com 2660 km de espessura está em “estado líquido”, entretanto, a parte interna, com 1210 km de raio, está em estado sólido e é chamada de núcleo interno. Como dito anteriormente, as propriedades físicas do manto e núcleo froram definidas através da propagação de onde ondas sísmicas cujas velocidades, a onde S, dependem do módulo rigidez doa meio em que ela seespecialmente propaga. Assim, o estado líquido diretamente foi determinado por nãodetransmitir onde sísmica S. As pesquisas físico-químicas mais recentes indicam que o núcleo interno é composto provavelmente de ferro puro. O manto ocupa cerca de 43 % do volume da Terra e é constituído principalmente por silicatos sólidos com muito alto teor de Mg e Fe e muito baixo Na, K, Al e Si. Tais materiais compõem os Peridotitos e Piroxenitos mais comumente conhecidos como rochas ultramáficas. O manto superior, até 670 km de profundidade, é composto de rochas ultramáficas menos densas. O manto inferior, de 670 km até 2850 km, é constituído pelas rochas da mesma composição, porém mais densas devido à compactação e transformação de fase mineralógica por causa da alta pressão. Tab 1 - Materiais constituintes da crosta, manto e núcleo. O manto superior e o inferior são divididos pela composição mineralógica, e não química.
Fig. 1 - Estrutura interna do Planeta Terra com base nos estudos sísmicos. Planos de descontinuidade de Mohorovicic e de Gutenberg correspondem, respectivamente, ao limite entre a crosta e o manto, e o manto e o núcleo.
Fig. 2 - Variação da velocidade das ondas sísmicas P e S em função da profundidade, segundo Jeffreys (1936), Gutenberg (1951) e Dziewonski (1981).
A crosta continental é constituída por rochas com muito baixo teor de Mg e Fe e com alto teor de Na, K, Al e Si. São as denominadas rochas félsicas, O granito é uma rocha representativa de composição félsica. Por outro lado, a crosta oceânica é composta de rochas com teor relativamente alto de Mg, Fe e Ca, e baixo teor de Na, K, e Si, mas não tanto quanto as rochas do manto. O basalto é o principal componente da crosta oceânica. Tradicionalmente, a crosta continental e o manto são chamados respectivamente de Sial (Sílica e Alumínio) e Sima (Sílica e Magnésio). Até a década de 1950, acreditava-se que na região continental a crosta oceânica de composição máfica (básica, basáltica) era sobreposta pela crosta continental félsica (ácida, granítica, Sial). O plano da descontinuidade sísmica de Conrad era interpretado como o limite entre as duas partes (e.g. Wilson, 1954). Entretanto, as pesquisas sísmicas detalhadas após a década de 1960 vêm revelando o fato de que não há a crosta oceânica basáltica abaixo da crosta continental granítica (Fig. 2). Atualmente, acredita-se que a parte superior da crosta continental é composta de rochas de composição félsica (graníticas), e a parte inferior, de rochas de composição intermediária (andesítica ou diorítica), entretanto, há uma grande heterogeneidade na distribuição horizontal. A variação vertical de composição da crosta continental é gradativa, não havendo plano de descontinuidade notável (e.g. Oliver 1982; Kaneoka, 1989). O plano de Conrad, que se detecta em algumas regiões continentais, é interpretado como a camada de fusão parcial, ou seja, da anatexia, na crosta continental média, comvista cercaquedeas25 km de profundidade, provável que isto seja verdadeiro, velocidades mostradas nasentretanto figuras 2 eé 4,pouco mostram velocidades sempre crescentes indicando uma crosta totalmente sólida.
3 deEstrutura da crosta segundo: A) modelo clássico, e.g. Wilson (1954), aceito até Fig. a década 1950; B) modelo atualizado, e.g. Oliver (1982), divulgado a partir da década de 1960.
Temperaturas no Interior da Terra Ao adentrarmos no interior da Terra, observamos que a temperatura eleva-se. Por isso, antes do século XX, prevaleceu a idéia de que abaixo de determinada profundidade, as rochas estariam em estado de fusão, isto é, o magma estaria presente em qualquer região do mundo. Entretanto, deve ser notado que junto com a elevação da temperatura eleva-se, também, a pressão. O aumento da pressão dificulta a fusão, sendo de efeito contrário ao da temperatura. Com a exceção da parte superficial, de ondas sísmicas manto aumentaa conforme a profundidade (Fig. 1). aOvelocidade fato significa que, de acordodentro com do a profundidade, crosta e o manto se tornam cada vez mais rígidos, e a sua fusão se torna mais difícil.
Grau Geotérmico – É a quantidade de metros em profundidade na crosta terrestre, necessário para o aumento de temperatura de 1ºC. O grau geotérmico depende dos seguintes fatores: 1) condutibilidade térmica das rochas; 2) proximidade do foco térmico, por exemplo, um vulcão; 3) estrutura das rochas (as camadas inclinadas apresentam um grau geotérmico mais curto que as horizontais); 4) morfologia (o grau geotérmico aumenta nas serras, ao contrário dos vales). O Grau geotérmico acreditado ser normal é 33m = 1ºC. A mina de Morro Velho (MG) apresenta um grau geotérmico médio de 55 m, aproximadamente. No estado térmico atual da Terra, o efeito da pressão é superior ao da temperatura, sendo contrário da opinião que prevaleceu séculoNos XIX.dicionários, Significa dizer quejornais quantoe maior profundidade tanto mais difícil será no a fusão. livros, revistasfordea caráter popular não científico, encontra-se ainda a opinião de que o manto geral está em estado pastoso, fundido parcialmente, ou seja , que o manto inferior está em estado líquido. Entretanto, tal argumento de fato já foi derrubado pelas observações sismológicas estabelecidas na década de 30. Conforme a Fig. 2, a onda sísmica S propaga-se no manto e com velocidades cada vez maiores a medida que se aumenta a profundidade. Este é um comportamento físico típico de materiais em estado sólido. Desta forma, pode-se afirmar que não há uma camada geral em estado líquido no manto, como também na crosta. A geração do magma é um fenômeno raro e regional que ocorre em regiões muito quentes, seja na crosta ou no manto, que sofreram distensão (descompressão). Alguns autores acreditam que a natureza líquida do núcleo externo não é devida à elevação da otemperatura, mas, àa sua composição metálica. Os que materiais que constituem núcleo possuem temperatura de química fusão mais baixa do a dosmetálicos silicatos que compõem o manto. A parte próxima à superfície da Terra, até cerca de 10 km de profundidade, é intensamente resfriada pela irradiação, ou seja, a emissão do calor interno do planeta Terra ao espaço. Nesta camada fria, não ocorre geração do magma devido à baixa temperatura. A fusão parcial da crosta pode ocorrer somente em uma faixa estreita de profundidade, nas proximidades da interface crosta-manto. O magma gerado a partir da fusão parcial do manto superior é denominado magma primário. Interpreta-se que a maioria do magma primário é de composição basáltica. O basalto que constitui a crosta oceânica é denominado MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) e possui composição próxima à do magma primário.
Fig. 4 - Estrutura detalhada do manto superior: (A) velocidades de ondas sísmicas, segundo Anderson & Hart (1983); (B) densidade em pressão zero, segundo Mason & Moor (1982); (C) propriedades mecânicas de acordo com a tectônica de placas. As linhas inteiras e tracejadas da (A) apresentam respectivamente os exemplos da região oceânica e continental. A área sombreada da (C) se refere à faixa de profundidade onde pode ocorrer fusão parcial quando houver condições locais favoráveis.
No século XIX, com base na hipótese do manto em estado líquido, acreditava-se que o magmatismo poderia ocorrer em qualquer região do planeta. Entretanto, com a compreensão do estado sólido do manto, pode-se dizer que em condições normais, nem o manto nem a crosta inferior estão fundidos, isto é, não há lençol(is) de magma nestas regiões. Observando-se a figura 6, nota-se que as curvas da fusão de rochas basálticas e do gradiente geotérmico da região oceânica não se cruzam. Porém, estas se aproximam na faixa de profundidade de 60 a 150km (área sombreada). Isto indica que o processo de fusão parcial do manto pode ocorrer nesta faixa de profundidade apenas em algumas regiões em condições excepcionalmente favoráveis, onde ocorre: 1) aquecimento local do manto por ascensão ativa de pluma quente em hot-spots; 2) descompressão por ascensão passiva do manto nas cadeias meso-oceânicas; 3) abaixamento de temperatura de fusão por atividades físico-químicas de materiais voláteis, sobretudo de H2O, nas zonas de encontro de placas (Tab.; Fig. 4). O efeito de H 2O é muito importante, entretanto, se não houver descompressão não haverá produção de líquidos.
Fig. 5 - Variação da temperatura de fusão de rochas basálticas (basalto e eclogito) em estado seco (sem H2O) e de granito em estado úmido (com H 2O em excesso) em comparação com a temperatura subterrânea (gradiente geotérmico) da região continental e da oceânica, em função da profundidade (pressão), segundo Kushiro (1982).
Tab 3 - Materiais constituintes da crosta, manto e núcleo. O manto superior e o inferior são divididos pela composição mineralógica, e não química.
Fig. 6 - Relação entre tectonismo e magmatismo segundo: (A) conceito do século XIX; (B) do século XX. A associação espacial e temporal de corpos magmáticos com zonas de fraqueza na crosta sólida, tais como mega zonas de cisalhamento, indica que a ativação litosférica que produz estas zonas de cisalhamento tambem produzem sítios de dilatação onde a descompressão faz com que as regiões submetidas a altas pressões e temperatura tenham seu equilíbrio quebrado de forma que o solidus possa ser alcançado facilmente de modo que o magma uma vez gerado subiria através dessas, resultando em erupções vulcânicas. Certos autores se basearam nesta idéia e interpretaram as zonas de fraqueza como fatores fundamentais para vulcanismo e plutonismo (Almeida 1986). O limite entre a crosta e o manto foi definido inicialmente pela elevação brusca da velocidade da onda sísmica que ocorre na descontinuidade de Mohorovicic. A descoberta sismológica de Mohorovicic em 1904 indica o fato de que o manto é mais rígido do que a crosta. Na região oceânica, a litosfera tem espessura geral de 100km e a crosta, 6km. Isto é, 94% da litosfera está constituída pelo manto e apenas 6% pela crosta.
CAPITULO 02 – MAGMAS Introdução Magmas são substancias “líquidas” resultantes de complexas fusões naturais de rochas. Possuem consistência viscosa, com temperaturas que variam entre 1.500°C e 700°C. Magmas quando solidificados formam as rochas ígneas. Magmas são constituídos por três fases principais: uma fase líquida majoritária (silicatos fundidos e íons metálicos), uma fase sólida (os cristais) e uma fase gasosa. A fase líquida dos magmas é formada por silicatos fundidos (ainda que há outras possibilidades, como é o caso por exemplo dos magmas carbonatíticos - formados por carbonatos) com proporções variadas de cátions (Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Ti entre outros) junto com íons metálicos (Fe 2+, Fe 3+, Mg2+, Na+ entre outros). A fase sólida pode ser constituída por cristais que formam-se inicialmente a partir do próprio líquido ou serem incorporados no magma (xenocristais), junto com fragmentos de rochas (xenólitos) incorporados durante a ascensão em direção as porções superiores da Terra. A fase gasosa inclui vapor de água, dióxido de carbono, dióxido de enxofre e muitos outros. A parte rochosa da Terra é sólida sob condições normais de temperatura e pressão. Vulcanismo éa erupção de rocha fundida ou parcialmente fundida (o magma) sobre a crosta terrestre. Portanto, o primeiro passo para geração de vulcões na superfície é a fusão de rochas em profundidade.
GERAÇÃO DOS MAGMAS A geração de magmas e o movimento e a cristalização desses líquidos magmáticos são os mecanismos primários por meio do qual o planeta Terra diferenciou-se em núcleo, manto e crosta oceânica e continental. Atualmente, a geração de magmas é limitada aos 200 km mais externos do planeta, dentro das camadas mais superiores do manto e na crosta. Evidências sobre o ambiente e condições de geração de magmas são fornecidas por estudostransportados geofísicos (sísmicos e geotérmicos), por regiões estudos de de srcem, fragmentos de rochas (xenólitos) pelos magmas desde as suas e também por estudos de petrologia experimental que procuram reproduzir em laboratório as condições de temperatura e pressão em que os magmas são formados. O processo de geração de magmas raramente é uma fusão completa, sendo o que normalmente ocorre é uma fusão parcial das rochas do manto na astenosfera, ou do manto superior ou crosta inferior na litosfera, aonde se vai produzindo de forma progressiva a fusão dos componentes minerais menos refratários entre os que compõe a rocha que está sendo fundida. Os magmas formados dessa maneira (in situ) e que não tenham sofrido processos de diferenciação (vistos abaixo) são denominados de magmas primários. A fusão parcial de rochas pode ocorrer por uma elevação da temperatura, por descompressão, pela variação na composição química dos fluídos do sistema ou por uma combinação química desses do fatores. de rochasnopor descompressão e por variação nao composição sistemaFusões são dominantes manto terrestre, porque na astenosfera transporte de massa é muito mais rápido que o transporte de calor e, também, porque a geração de calor interno por decaimento radioativo é pequena atualmente. Ao contrário, na
litosfera, que inclui a crosta, o transporte de massa e as temperaturas ambientais são mais baixas, assim que um aumento na temperatura por fluxo de calor radioativo ou geração de calor é requerido para ocorrer a fusão de rochas. Entretanto, para a Terra como um todo a fusão astenosférica gera muito maior volume de magma a cada ano do que as fusões litosféricas.
Fusão por descompressão Fusão por descompressão é o principal processo de geração de magmas na Terra e ocorre em cordilheiras meso-oceânicas e em ilhas vulcânicas, como o Havaí e Islândia. Fusão por descompressão ocorre em qualquer lugar onde o magma srcinado no manto alcança profundidades rasas. Em zonas de rifteamento, onde as placas tectônicas são afastadas, fraturas profundas atingem o manto sólido, liberando a pressão interna. O manto responde a diminuição pressão ascendendo para preencher o espaço vazio. Devido à diminuição da pressão, o manto funde espontaneamente e flui para cima, pelas mesmas fraturas profundas, sem adição de calor.
Fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema Fusão induzida por variações na composição química dos fluídos do sistema é o segundo processo mais importante de geração de líquidos magmáticos no planeta Terra, sendo responsável pelo vulcanismo de arco de ilha e de margens continentais. Nesse ambiente geotectônico, o fenômeno da subducção coloca uma placa fria dento do manto, gerando baixas temperaturas e um fluxo de energia para baixo. O único processo razoável para induzir a fusão nesse ambiente é a adição de componentes, como a água e o CO 2, que rebaixam drasticamente a temperatura de fusão do manto. O conteúdo abundante de água fica evidente pelo comportamento explosivo dos magmas produzidos e erupcionados em arcos de ilhas e em margens continentais.
Fusão por aumento na temperatura Vários mecanismos podem diretamente temperatura de uma massa (2) de rochas induzindo a distintos fusão: (1) aquecimento poraumentar impactoa de objetos extraterrestres; aquecimento por geração de calor radioativo; (3) aquecimento por condução (ocorre em vulcões localizados em regiões continentais longe de limites de placas e pontos quentes); e (4) aquecimento friccional (ocorre em zonas de falhas). Nenhum desses mecanismos é volumetricamente significante nos dias de hoje no nosso planeta, mas podem ter sido muito importantes na história da Terra ou em outros planetas.
PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA Durante a ascensão do magma até a superfície ou para porções mais rasas na crosta podem se produzir uma série de processos de diferenciação magmática que variam a composição do magma. Os principais mecanismos de diferenciação são:
(a) imiscibilidade de líquidos - consiste na separação de um líquido inicialmente homogêneo em duas fasesdos líquidas composicionalmente. muitos processos fusão, imiscibilidade líquidosdistintas resulta em um líquido rico emEm metais separado de um de líquido ricoa em fases silicatadas;
(b) cristalização fracionada - o magma primário pode conter cristais e quando estes possuem uma densidade distinta do magma, e em condições favoráveis, pode-se produzir a separação desses cristais, por acumulação na porção superior (os feldspatos, por exemplo) ou no fundo da câmara magmática (olivinas, piroxênios, por exemplo). Isto srcina a segregação de determinados componentes minerais, variando a composição do magma residual; (c) assimilação - durante a ascensão em direção à superfície, o magma pode fundir porções das rochas encaixantes e incorporá-las, variando assim a composição do magma srcinal; e
d) mistura como - ocorre fundamentalmente durante a residência (magmáticas, de magmas conseqüência do aporte de novas pulsos de magmas primários,em quecâmaras variam a composição do magma ali acumulado. Como conseqüência desses processos de diferenciação se srcinam os denominados magmas diferenciados ou derivados, cuja composição pode ser muito diferente do magma primário correspondente. Todos estes fatores (modo de formação, maior ou menor ascensão na crosta, grau de diferenciação...) são os responsáveis pela grande variedade de rochas ígneas que conhecemos.
CRISTALIZAÇÃO DOS MAGMAS Outra questão importante nas rochas ígneas é a ordem de cristalização de seus minerais, identificada em muitos casos pelas reações texturais que se estabelecem entre eles. Quando o magma começa a resfriar a maior parte desses elementos químicos começam a formar ligações químicas e cristalizarem na forma de minerais (cristais). Esta cristalização inicia quando há uma queda da temperatura no magma abaixo de um valor crítico, que varia com a composição do magma e também, em menor escala, com a pressão. A cristalização não é total, isto é, não ocorre ao mesmo tempo e sim durante um longo intervalo de temperatura, srcinando minerais numa determinada seqüência (a ordem de cristalização). Esta seqüência é determinada por dois fatores principais: a termodinâmica do processo de cristalização e a composição do magma que está cristalizando. O primeiro fator foi estudado por um cientista chamado Bowen, que observou que a cristalização dos minerais durante o resfriamento de um magma segue, de maneira geral, uma seqüência determinada, que pode-se dividir em dois grandes o denominado descontínuo (minerais cálcicos ferromagnesianos; olivina -piroxênioramos: - anfibólio - mica) e o ramo ramo contínuo (plagioclásios e sódicos; anortita bitownita - andesina - labradorita - albita), que convergem para um tronco comum, que corresponde a cristalização do feldspato potássico e do quartzo, sempre os últimos a
cristalizar. Isto se conhece com o nome de Série de Bowen. A maior ou menor evolução da série depende fundamentalmente do conteúdo inicial de sílica, visto que as reações dos minerais ferromagnesianos (olivina - piroxênio - anfibólio - mica) implicam em um consumo crescente desse componente. Por outra parte, a composição do magma impõe restrições a esta seqüência, de forma que se o magma é pobre em sílica e rico em Mg, Fe, Ca (magmas básicos) somente cristalizarão primeiros dassílica duase séries plagiocásico ainda que emos magmas maistermos ricos em pobres(olivina, em Mg epiroxênio, Fe (magmas ácidos) os cálcico), minerais ferromagnesianos se formarão durante os primeiros estágios da cristalização magmática, mas irão reagir com o líquido sucessivamente até gerar termos mais evoluídos da série. No final a rocha será formada por plagioclásio sódico, biotita, feldspato potássico e quartzo. Nas rochas formadas a partir de magmas de composição intermediária encontraremos, por tanto, plagioclásios intermediários, anfibólio e piroxênio como minerais característicos.
COMPOSIÇÃO QUÍMICA DOS MAGMAS A composição química de um magma é convencionalmente expressa em termos de elementos maiores, menores e traços. Os elementos maiores e menores são expressos como óxidos: SiO2, Al2O3, FeO, Fe2O3, CaO, MgO e Na2O (elementos maiores); K2O, TiO2, MnO e P2O5 (elementos menores). Elementos maiores são, por definição, aqueles com abundâncias acima de 1% em massa, ao passo que elementos menores são aqueles entre 0,1 e 1% da massa. Alguns elementos, tais como o Potássio (K) e o Titânio (Ti) estão presentes como elementos de abundância menor em algumas rochas, mas podem atingir proporções de elementos maiores em outras. Abaixo de 0,1% de massa, entra-se no domínio dos elementos traço, sendo que a concentração desses elementos é convencionalmente expressa em termos de ppm (partes por milhão). Os principais elementos traços presentes no magma são: V, Cr, Ni, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Yb, Lu, Ta, Hf, Th e U. Diversos óxidos e elementos voláteis (os gases) podem ser adicionados a esta lista, entre os quais se destacam o H2O, o CO2, o SO2, o Cl e o F. Magmas de srcem crustal (riolíticos, dacíticos ou andesíticos) são ricos em O, Si, Al, Na, K e H, enquanto que magmas gerados no manto terrestre (basálticos) são mais ricos em O, Si, Al, Ca, Mg e Fe. Magmas carbonatíticos (que contém mais de 50% de carbonatos) também são gerados no manto terrestre.
PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MAGMAS As propriedades físicas são relevantes no estudo do comportamento deformacional dos materiais, a reologia. Os principais fatores que afetam o comportamento reológico dos magmas incluem a temperatura, a densidade e a viscosidade.
Temperatura Medições diretas das temperaturas em lavas podem ser feitas tanto utilizando-se uma sonda térmica inserida dentro do fluxo de lava (ou de um lago de lava) como utilizando-se um pirômetro ótico (especialmente utilizado para medição da temperatura de fontes de lava). Estimativas de temperaturas de erupção típicas dos principais tipos de magmas (Cas & Wright, 1988):
Tipo de Rocha Basalto Andesito Dacito Riolito
Temperatura (°C) 1000 - 1200 950 - 1200 800 - 1100 700 - 900
Estimativas de temperaturas baseadas entre a correspondência entre a cor e a temperatura das lavas: Cor
Temperatura (°C)
Vermelho incipiente Vermelho escuro Vermelho brilhante Vermelho amarelado Branco incipiente Branco
540 650 870 1100 1260 1480
Densidade A densidade é marcantemente diferente para cada tipo composicional, mas mostra uma diminuição na densidade com o aumento da temperatura. A densidade é também dependente da pressão, aumentando em proporção junto com a pressão confinante. A tabela abaixo mostra quatro medições de densidade a diferentes para1988). três tipos de rochas vulcânicas realizadas por Murase & McBirney, 1973 (intemperaturas Cas & Wright, Tipo de Rocha Basalto Andesito Riolito
800°C 2,72 g cm2,50 g cm2,23 g cm-
1100°C 2,64 g cm 2,45 g cm 2,19 g cm
-
1300°C 2,60 g cm 2,43 g cm 2,17 g cm
-
1500°C 2,58 g cm 2,41 g cm -
-
A densidade dos magmas torna-se um parâmetro importante quando é considerada como um comportamento do corpo de magma com respeito as rochas fonte e o possível movimento dos cristais dentro da câmara magmática. A densidade do magma acompanha o aumento de pressão indicando a relativa compressibilidade do líquido magmático. A diferença de densidade entre uma fase sólida qualquer e o magma em que ele se encontra é um dos fatores principais para se determinar a eficiência dos processos de diferenciação magmática por afundamento ou flutuação dos cristais. No caso, a densidade de óxidos, sulfetos e minerais silicatados ferro-magnesianos é, de uma maneira geral, bem maior que a de qualquer líquido silicatado, fazendo com que esses minerais tendam a afundarem para a base da câmara magmática. Por outro lado, a densidade dos plagioclásios gira em torno daquela dos magmas basálticos ou andesíticos. Assim, eles devem afundar em magmas dessas composições sob baixas pressões; porém, sob pressões elevadas, podem flutuar.
Viscosidade Segundo Williams & McBirney, 1979 (in Middlemost, 1985) a viscosidade é a propriedade física mais importante dos magmas. Ela é particularmente importante (a) nos processos que separam os magmas desde as fases que permanecem na região fonte; (b) na ascensão e posicionamento dos magmas; (c) na diferenciação magmática; e (d) na difusão dos elementos dentro do magma. Viscosidade é a propriedade que todo fluido real oferece ao movimento relativo de qualquer de suas partes; também é conhecido por atrito interno de um fluido. Dados de viscosidade são obtidos desde o estudo de lavas no campo e também desde estudos laboratoriais de materiais naturais ou sintéticos. Estes estudos têm demonstrado que variações na viscosidade dos magmas são principalmente derivadas de mudanças na temperatura e pressão, composição química, conteúdo de voláteis, conteúdo de cristais e conteúdo de bolhas no magma.
Estudos em líquidos naturais e sintéticos mostram que a viscosidade torna-se menor com o aumento da pressão, especialmente em pressões elevadas. A viscosidade é muito dependente da temperatura do magma. A viscosidade dos magmas aumenta significativamente quando eles perdem temperatura, devido parcialmente a cristalização. Entretanto, em temperaturas e pressões equivalentes magmas diferentes possuem diferentes viscosidades, sugerindo que aspectos composicionais são também importantes na determinação de suas viscosidades. O efeito de cristais suspensos no líquido magmático aumenta a viscosidade efetiva de um magma. Quanto maior a quantidade de cristais no magma, maior é a sua viscosidade. É por causa que magmas com quantidades muito grandes de cristais tornam-se muito viscosos para erupcionar que o conteúdo de cristais de rochas vulcânicas efusivas raramente excede os 50%. A composição química de um magma afeta a viscosidade em uma maneira complexa. Os elementos em um magma podem ser divididos em elementos formadores de rede tridimensional de átomos e elementos não formadores de rede tridimensional de átomos. O Si4+ e em menor extensão o Al+3 e o Fe3+ são os principais elementos formadores de rede tridimensional, enquanto que o Mg2+ e o Ca+ são os principais elementos não formadores de rede tridimensional. Nos minerais silicatados, quatro íons de oxigênio são ligados a um cátion de sílica formando uma configuração tetraédrica. A união de tetraedros de sílica oxigênio é comumente denominada de polimerização. Quanto mais sílica (SiO2) existir na ecomposição de um magma, mais polimerizado é este magma, conseqüentemente, também mais viscoso. Estudos têm demonstrado que magmas riolíticos (72-75% de SiO 2) são mais polimerizados e viscosos que magmas dacíticos (65-71% de SiO2) e andesíticos (53-64% de SiO2), e esses são mais polimerizados e viscosos que magmas basálticos (45-52% de SiO2). Magmas ultramáficos, por exemplo Komatiíticos, contém menos sílica (< 45% de SiO2) que os magmas basálticos e, portanto, são menos polimerizados e viscosos. O conteúdo de elementos voláteis também influencia na viscosidade do magma. Os voláteis compreendem somente uma pequena proporção nos magmas, com o conteúdo de água variando desde menos do que 1% em magmas basálticos até em torno de 6% em magmas riolíticos. Em temperaturas fixas, a viscosidade do magma torna-se mais baixa com umágua aumento no conteúdo de água, especialmente magmas mais silicosos. A solubilidade da no magma é controlada principalmente pelaemtemperatura, pressão e presença de outros elementos voláteis. A solubilidade da água no magma aumenta com um decréscimo na temperatura e elevação da pressão, e diminuiu com uma abundância maior de outros elementos voláteis. Elementos voláteis dissolvidos no magma afetam também a natureza das erupções vulcânicas, em termos se elas serão explosivas ou não. Magmas com baixo conteúdo de elementos voláteis serão mais efusivos, enquanto que magmas que possuem um maior conteúdo de elementos voláteis tenderão a ser mais explosivos. Quando um magma ascende para a superfície, a pressão confinante diminui, com isso a água e outros elementos voláteis, como o CO2, poderão a uma certa profundidade começar a se separar do magma e se tornarem fases fluídas individuais. A principal característica dessa fase é a criação de bolhas (vesículas) no magma. A vez profundidade quebolhas isto ocorre do coalescência, tipo de magma e dodeconteúdo de voláteis. Uma formadas, as podem depende crescer por difusão gases e/ou diminuição da pressão confinante. O crescimento das vesículas pode gerar um aumento na
pressão dentro da câmara magmática, e portanto aumentar o potencial para ocorrer uma erupção explosiva. A separação de uma fase fluída poderá começar quando a pressão de voláteis igualar a pressão confinante. Se o conduto do vulcão estiver fechado e se a pressão da câmara magmática igualar ou exceder a resistência das rochas encaixantes, o teto da câmara magmática e o próprio edifício vulcânico poderão ruir, possivelmente em um grande evento explosivo. Se oem conduto estiver o magma com um elevado de voláteis subirá direçãodoà vulcão superfície e se aberto, fragmentará explosivamente devidoconteúdo ao elevado gradiente de pressão existente entre o magma vesiculado e a atmosfera.
ASCENSÃO DOS MAGMAS NA CROSTA Uma vez formados, os magmas tendem a ascender em direção a superfície, como conseqüência da densidade (menor densidade dos magmas em relação a densidade das rochas que os rodeiam) e da expansão volumétrica que sofrem. A ascensão dos magmas em direção a superfície pode variar desde velocidades supersônicas, capazes de trazer para a superfície magmas srcinados no manto superior, até velocidades lentas, combinadas com estágios temporários em câmaras magmáticas intermediárias que incrementam o tempo de residência dos magmas em porções da crosta mais ou menos profundas. Vulcões podem erupcionar explosivamente, gerando elevadas colunas de cinzas e ocasionais fluxos piroclásticos, ou podem extravasar lentamente formando fluxos ou domes de lava. A razão de erupção é controlada pela razão de ascensão de magma através do conduto vulcânico e pelo tamanho do conduto. A razão de ascensão do magma por si própria é uma função da pressão existente na zona de armazenagem, das propriedades físicas do magma (densidade e viscosidade), o diâmetro do conduto e a resistência ao fluxo no conduto que conecta a zona de armazenagem a superfície. Sempre que possível os magmas ascendem em direção a superfície através de falhas ou fraturas. Quando estas descontinuidades crustais não estão disponíveis formam-se bolsões de magmas com formas de gigantescas "bolhas invertidas" ou "balões" (diápiros) que se deslocam por fluxo plástico em meio às rochas sobrejacentes. Alguns magmas não conseguem atingir à superfície, cristalizando e esfriando em profundidade (formando as intrusões magmáticas), sendo eventualmente revelados posteriormente por erosão. Outros magmas, por sua vez, conseguem alcançar a porção externa da Terra, alimentando dessa forma os vulcões. Assim, os vulcões estão localizados acima de zonas de fusão parcial dentro do nosso planeta. Porém, a composição dos produtos vulcânicos depende das causas da fusão, a natureza do material fonte, e os processos que afetaram o magma na sua rota de subida, desde a sua fonte até a superfície. Os produtos vulcânicos podem variar desde um líquido magmático puro (raro) até produtos essencialmente sólidos. Estudos da razão de ascensão de magmas têm demonstrado interessantemente que extrusões de magmas de composição basálticas mostram a mesma velocidade de magmas mais ricos em sílica.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS VULCÂNICAS A classificação das rochas vulcânicas (e por conseqüência dos magmas que elas representam) pode ser realizada por duas maneiras: uma baseada na composição química do magma ou da rocha e a outra no seu conteúdo mineralógico observável. Nenhum dos esquemas pode ser considerado como ideal para todos os propósitos, e a metodologia utilizada deverá ser governada pelos propósitos desejados de se fazer a classificação.
Classificações Químicas Os elementos mais abundantes no magma são o Oxigênio e o Silício, por conseqüência é conveniente descrever os diferentes tipos de rochas vulcânicas em termos de seu conteúdo de Óxido de Silício (SiO2). Assim, as rochas variam desde ultrabásicas (com conteúdos de SiO 2 abaixo de 45%), básicas (conteúdos de SiO2 entre 45 e 52%), intermediárias (conteúdos de SiO2 entre 52 e 65%) e ácidas (com conteúdos de SiO 2 acima de 65%). Esses valores mudam um pouco de autor para autor, mas são bastante aproximados. De um modo geral é possível tirar-se conclusões quanto aos tipos de elementos mais freqüentes existentes numa rocha conhecendo-se a sua classificação quanto ao teor de sílica. Assim, as rochas básicas e ultrabásicas são muito ricas em Mg, Ca e Fe, enquanto que as rochas ácidas são ricas K,entre Al eesses Na. grupos. As rochas intermediárias possuem proporções de elementos intermediários Outro modo de classificação das rochas vulcânicas é a utilização do conceito de saturação em SiO2 e Al2O3 que são os dois mais abundantes componentes das rochas ígneas.
A saturação em SiO2 Os minerais presentes nas rochas ígneas podem ser divididos em dois grupos: (1) aqueles minerais que são compatíveis com o quartzo ou outros minerais a base de SiO2 (tridimita, cristobalita) são chamados de minerais saturados com relação ao Silício (Si), por exemplo, o feldspato, piroxênios, anfibólios, entre outros; e (2) aqueles que nunca ocorrem junto com mineral primário a base de sílica (quartzo) são denominados de minerais subsaturados com relação ao Silício (Si), por exemplo, a olivina rica em Magnésio, a nefelina, entre outros. Desse modo, as rochas vulcânicas podem ser classificadas com base na saturação de Sílica em: (1) rochas supersaturadas - p. ex, dacitos, riolitos entre outra - que contém minerais a base de sílica primários (quartzo...) junto com minerais saturados (feldspato, piroxênios, anfibólios...); (2) rochas saturadas - p. ex, basaltos, andesitos - que são compostas exclusivamente por minerais saturados, não contendo nem quartzo nem minerais subsaturados; e (3) rochas subsaturadas - p. ex, fonolitos, olivina basalto - que contém minerais subsaturados (nefelina, leucita...) junto com minerais saturados.
A saturação em Al2O3: Um caminho complementar de subdivisão química das rochas vulcânicas é avaliar a abundância relativa de Al2O3 com relação ao Na2O, K2O e CaO, isto é, o grau de saturação em Alumínio. Assim, as rochas podem ser classificadas em (1) rochas peraluminosas - Al 2O2 > (Na2O + K2O + CaO); (2) rochas metaluminosas - Al2O3 < (Na2O + K2O + CaO) mas Al2O3 > (Na2O + K2O); (3) rochas subaluminosas - Al 2O3 = (Na2O + K2O); e (4) rochas peralcalinas - Al2O3 < (Na2O + K2O). Classificações Mineralógicas A gradação de cores pode ser utilizada para distinção de rochas vulcânicas: (i) rochas ultramáficas - um termo utilizado para descrever rochas ígneas muito densas, escuras e compostas dominantemente por minerais máficos (olivina, piroxênio e anfibólio). Ainda que este termo é muitas vezes intercambiável com rochas ultrabásicas, há suaves diferenças. Como vimos acima, ultrabásicas são rochas com baixo conteúdo de sílica. Muitas rochas ajustam-se a ambos os termos, mas há rochas que são ultrabásicas mas que não são ultramáficas; (ii) rochas máficas - são rochas densas e escuras que contém minerais máficos (olivina, piroxênio, anfibólio e biotita). Estes minerais contribuem para as cores negra, marrom ou verde destas rochas; e (iii) rochas félsicas - são rochas de colorações claras, pouco densas e que contém minerais félsicos (feldspato, feldspatóides e quartzo). SUÍTES GEOQUÍMICAS DE ROCHAS VULCÂNICAS Resultados de estudos petroquímicos interpretativos sugerem que as rochas vulcânicas podem ser divididas em quatro grandes suítes geoquímicas. Suíte representa um grupo de rochas ígneas aparentemente comagmáticas ou uma coleção de rochas desde uma única área, geralmente representando rochas ígneas relacionadas. •
•
Suíte Komatiítica - Distinguida pela presença de lavas ultramáficas, incluindo "rochas não cumuláticas variando em composição desde peridotitos até basaltos ou andesitos, e rochas cumuláticas variando desde peridotito até gabros máficos. As lavas comumente exibem textura "spinifex". Todas as rochas da série têm baixo Ti e baixo Fe/Fe + Mg e alto Ni edeCr. Komatiítos ultramáficos são restritos ao Arqueano e são associados comMg, centros rifteamento. Suíte Subalcalina - Constituída por rochas com concentração elevada de sílica em relação ao Na e K. É subdividida em:
Suíte Subalcalina Toleítica: Constituída por basaltos supersaturados em sílica, caracterizados pela presença de piroxênios com baixo cálcio (ortopiroxênios e/ou pigeonita) em adição ao clinopiroxênio e plagioclásio cálcico. São rochas enriquecidas em ferro. Suíte Subalcalina Cálcio-Alcalina: Caracterizada por rochas ígneas na qual a porcentagem de CaO=K2O+Na2O e a percentagem de sílica está entre 56-61% (supersaturados). Incluem desde rochas basálticas, passando por andesitos e rochas de composição intermediária, até riolitos. Estas rochas não possuem o enriquecimento em ferro característico da suíte toleítica.
•
•
Suíte Alcalina - Caracterizada por rochas com concentração elevada Na e K em relação a sílica, resultando na formação de rochas subsaturadas. Minerais presentes são o feldspato, feldspatóides, piroxênios alcalinos, anfibólios e olivina. O tipo de rocha mais comum nesse grupo é o olivina basalto alcalino. Suíte Peralcalina - Caracterizada por rochas com concentração de Na2O + K2O > Al2O3, resultando em minerais máficos ricos em álcalis. Rochas extremamente raras.
CONTROLES TECTÔNICOS SOBRE A GERAÇÃO DOS MAGMAS A atual razão global de geração de magma de rochas ígneas plutônicas e vulcânicas é em torno de 30 km3/ano. Geração de magmas em cordilheiras meso-oceânicas (limites de placas tectônicas divergentes) contribui com 75% do volume, 20% do volume ocorre em zonas de subducção (limites de placas tectônicas convergentes). Os 5% remanescentes ocorrem em atividade magmática intraplaca dentro tanto de placas continentais como oceânicas (vulcanismo intraplaca). Nas cordilheiras meso-oceânicas a produção de magmas é dominada por ascensão passiva do manto astenosférico (descompressão). Os magmas produzidos por esse processo de fusão são basálticos composiçãoeeaos controles primários temperatura da plumaemastenosférica composição do manto.sobre a geração do magma são a Magmas gerados em cordilheiras meso-oceânicas são menos evoluídos e mais simples, consistindo quase inteiramente de basaltos toleíticos com variações dependendo da razão de espalhamento do fundo oceânico. Cordilheiras meso-oceânicas com rápidas razões de espalhamento do fundo oceânico sofrem poucos processos de diferenciação devido a presença de grandes câmeras magmáticas e são caracterizadas por pulsos de magma relativamente homogêneos. Por outro lado, cordilheiras meso-oceânicas com lentas razões de espalhamento do fundo oceânico possuem pequenos e descontínuos reservatórios de magmas que sofrem mais extensos processos de diferenciação, produzindo uma ampla variação de tipos basálticos. Em zonas de processo subducção,que tanto continentais como oceânicas, geração de magmas controlada por um envolve a interação de fluídosa (principalmente H 2O)é liberados pela placa que está sendo subduzida com o manto sobrejacente (fusão por variação na composição química dos fluídos do sistema). Magmas produzidos através desse processo são hidratados. A quantidade de água que é incorporada no magma depende da pressão e da temperatura. A solubilidade da H2O no magma é extremamente pequena em pressões superficiais, mas aumenta dramaticamente com o aumento da pressão. Em ambiente de subducção estão presentes também magmas gerados por descompressão. Ambos os tipos de magmas (gerados por descompressão e hidratados) ascendem dentro de crosta continental ou oceânica, onde eles resfriam e sofrem cristalização fracionada. O magma quente interage quimicamente com a crosta. Estes processos produzem uma grande variação na composição química dos magmas srcinados em margem convergentes. Os magmas resultantes variam em composição desde basálticos, passando por andesíticos, até ríolíticos. Suítes vulcânicas de arco de ilhas variam de acordo com a espessura e composição da litosfera oceânica sobrejacente. No início de desenvolvimento de um arco de ilha oceânico, magmas derivados do manto não são de uma maneira geral obstruídos durante sua ascensão
devido a pequena espessura da crosta oceânica, resultando na erupção de basaltos toleíticos e andesitos basálticos muito fluídos. Quando o arco desenvolve-se mais, a crosta oceânica torna-se mais espessa e começa a atuar como um filtro, fazendo com que o magma primário fique armazenado em uma série de câmaras magmáticas interconectadas em uma posição crustal mais superficial. A ascensão do magma, particularmente dentro do centro do arco vulcânico, é um processo lento e caprichoso onde processos de diferenciação magmática começam a atuar, gerando magmas cálcio-alcalinos e mais intermediários, tais como andesitos. Ao longo de margens continentais convergentes a situação é mais complexa ainda, grandemente devido a passagem dos magmas cálcio-alcalinos através da crosta continental espessa, com a mais notável diferença em relação aos arcos de ilhas oceânicos sendo a maior abundância de magmas mais ricos em sílica (dacitos e riolitos). Vulcões intraplaca oceânicos erupcionam tanto magmas toleíticos como alcalinos. Grandes ilhas oceânicas mostram uma seqüência evolucionária comum, desde um estágio inicial toleítico no qual são construídos os vulcões do tipo escudo até uma fase mais tardia alcalina, que muitas vezes sucedem períodos prolongados de calmaria (dormência), como por exemplo no Havaí. Produtos eruptivos iniciais (toleíticos) presumidamente representam fusões parciais relativamente não contaminadas da fonte da pluma mantélica, enquanto que os produtos tardios (alcalinos) graus de parcialdedaelementos litosfera oceânica. mais Magmas mais alcalinosrefletem possuempequenos concentrações maisfusão elevadas voláteis, e consequentemente possuem minerais hidratados (por exemplo, anfibólio), e assim as erupções são mais explosivas. Vulcanismo em regiões de riftes continentais mostram dois membros finais que refletem a evolução dessas estruturas: riftes ativos vulcanicamente são caracterizados por atividade magmática mais volumosa, elevadas razões de extensão crustal, basaltos moderadamente alcalinos e distribuição bimodal de tipos de magmas básicos e ácidos; riftes passivos possuem localmente centros vulcânicos alcalinos e são caracterizados por relativamente pequenos volumes de t, baixas razões de extensão crustal, atividade vulcânica descontínua e um amplo espectro de magmas basálticos alcalinos e também de magmas composicionalmente mais diferenciados. Grandes áreas continentais também têm sido cobertas por vastos e espessos fluxos de lava basálticos toleíticos. Estas áreas são denominadas de Províncias Basálticas Continentais (por exemplo, o vulcanismo da Formação Serra Geral na Bacia do Paraná - veja Eventos Vulcânicos no Brasil). O vulcanismo nesse ambiente é bimodal, com magmas basálticos derivados desde plumas mantélicas que tanto erupcionam ou interagem com a crosta continental produzindo grandes volumes de fusões parciais de composições químicas riolíticas.
A tabela abaixo mostra a relação existente entre o tipo de magma e os ambientes de placas tectônicas: Suíte Geoquímica Rochas
de
Ambientes de Placas Tectônicas
Cordilheiras Meso-Oceânicas, Arcos de Ilhas Oceânicos Jovens, Vulcões Intraplaca Oceânica e Províncias Basálticas Continentais Cálcio- Arcos de Ilhas Oceânicos Maduros e Arcos Vulcânicos de Margem Continentais Vulcões Intraplaca Oceânica e Zonas de Riftes Continentais Ambientes Continentais Intraplaca
Subalcalinas Toleíticas Subalcalinas Alcalinas Alcalinas Peralcalinas
PRINCIPAIS TIPOS DE ROCHAS VULCÂNICAS Quando um magma ultrabásico resfria na superfície ele dá srcem a um komatiíto (muito raro atualmente) ou a um basalto picrítico, um magma básico srcina um basalto, um magma intermediário a um andesito ou traquito, e um magma ácido a um dacito ou riolito. Um Komatiíto é uma rocha ultramáfica que contém minerais de olivina (com ou sem textura spinifex = grandes cristais de olivina com formas alongadas e esqueletais) e cromo espinélios (em menor quantidade) em uma matriz de clinopiroxênios e vidro vulcânico desvitrificado. Sua mais distintiva característica química é seu elevado conteúdo de MgO (+ de 20% em bases anidras, normalmente + de 30%). Os Komatiítos têm uma ampla distribuição temporal e espacial, mas a maior parte ocorre em terrenos Arqueanos. O equivalente intrusivo do Komatiíto é denominado de Peridotito. Um basalto picrítico é uma rocha ultramáfica e contêm minerais de olivina, clinopiroxênio e plagioclásio junto com uma quantidade acessória de minerais tais como hornblenda, biotita-hornblenda, óxidos de titânio e apatita. Basaltos picríticos quando comparados com os basaltos normais são significativamente enriquecidos em MgO e empobrecidos em SiO2, Al2O3, CaO e Na2O. Basaltos são geralmente reconhecidos como rochas vulcânicas máficas de granulometria fina ou vítrea que são essencialmente compostas pelos minerais plagioclásio (normalmente a espécie labradorita), um ou mais piroxênios, olivina (que pode estar ou não presente) e óxidos de Fe-Ti. Geoquimicamente, os basaltos possuem baixos conteúdos de SiO2 (45-52%), Na2O e K2O e conteúdos elevados de MgO, FeO e CaO. O equivalente intrusivo em profundidade do basalto é denominado de gabro, enquanto que o equivalente intrusivo hipabissal (em pequena profundidade, principalmente na forma de diques e sills) recebe o nome de diabásio. Andesitos são rochas vulcânicas que possuem uma composição mineralógica a base de plagioclásio (andesina), piroxênios, hornblenda, olivina (em pequena quantidade) e óxidos de Fe-Ti. Os andesitos possuem conteúdos de SiO 2 intermediários entre basaltos e dacitos. Tendem a possuir conteúdos relativamente elevados de Al 2O3 e moderados de Na2O + K2O. O equivalente intrusivo dos andesitos é chamado de diorito.
Traquitos são rochas vulcânicas porfiríticas com grandes cristais de feldspatos alcalinos (sanidina ou ortoclásio) imersos em uma matriz de fina granulometria que é principalmente composta de feldspatos tabulares com forma de ripas. Outros minerais que podem ser reconhecidos em espécimes de mão são o plagioclásio e um ou mais minerais ferro-magnesianos de coloração escura (augita, hornblenda ou biotita). Cristais a base de sílica (quartzo e/ou tridimita) são encontrados na matriz. Minerais acessórios comuns são os óxidos de Fe-Ti, esfeno, apatita e zircão. Estas rochas geralmente entre 56 e 66% de SiO2, 15 aé o19% de Al2O3 e tem elevados valores de Na2O + K2O. O equivalente plutônico dos traquitos sienito. Dacitos são rochas vulcânicas félsicas com composição mineralógica formada por plagioclásio (varia entre bitownita, labradorita e andesina), feldspato alcalino (sanidina), quartzo, clino e ortopiroxênios, hornblenda, biotita, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. Geoquimicamente, os dacitos apresentam um conteúdo de SiO2 em torno de 65-66% e normalmente são enriquecidos em Fe total, MgO, CaO e TiO 2. O equivalente intrusivo dos dacitos é denominado de granodiorito ou tonalito. Riolitos são rochas vulcânicas félsicas que tipicamente contém minerais do tipo feldspato alcalino (sanidina), quartzo, plagioclásio (oligoclásio), clino e ortopiroxênios, biotitas, anfibólios, óxidos de Fe-Ti, olivina e esfeno. Quimicamente, os riolitos são 2 (em torno de 72-75%), Na 2O e K2O e conteúdos baixos de MgO, FeO e enriquecidos em SiOintrusivo CaO. O equivalente de granulometria grossa dos riolitos é chamado de granito.
Algumas rochas vulcânicas (mais raras) devem seus nomes a presença ou dominância de um mineral específico; por exemplo, nefelinito (nefelina), leucitito (leucita) e carbonatito (carbonatos). Outras rochas vulcânicas têm seus nomes derivados de lugares específicos; por exemplo, Islanditos (Islândia) e Havaítos (Havaí).
A tabela abaixo mostra a composição química média de elementos maiores dos principais tipos de rochas vulcânicas (Middlemost, 1985): Komatiíto* SiO2 2 TiO Al2O0,3 2,7 3 Fe2O5,6 3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2 O P2O50,0
41,6 45,0
Basalto Basalto Picrítico** 49,2 57,6
1,5 5,7 3,4 4,3 0,2 30,6 4,3 0,1 0,0 0,2
1,9 15,8 3,0
Andesito
Traquito
61,2
0,3
0,2
0,2
0,9
1,0
1,1
0,9
8,0 0,2 7,0 10,0 2,7 1,0
0,7 17,0 3,0
72,8
0,6 15,9 0,3 13,3 2,4 1,5 2,3 0,1 1,8 4,3 3,8 2,2 0,1 0,1
10,2 0,2 24,1 6,3 0,9 0,7
0,8 17,3 3,1
65,0
Dacito Riolito
4,3 0,1 3,6 7,2 3,2 1,5
2,3 0,1 0,9 2,3 5,5 5,0
1,1 0,1 0,4 1,1 3,5 4,3
+
H2O8,8
0,9
1,1
* Composição química média de 8 komatiítos peridotíticos desde a Formação Komati, Barbenton Mountain Land, South Africa (Viljoen & Viljoen, 1969a in Middlemost, 1985) ** Composição química de basalto picrítico desde Shamandali Hills, Malibangwe District, Zimbabwe (Cox et al. 1965 in Middlemost, 1985
A FORMAÇÃO DE MINERAIS Nos capítulos precedentes, vimos que os minerais são caracterizados, entre outros aspectos, por possuírem uma composição química definida cujos componentes se dispõem numa estrutura cristalina permitindo o estabelecimento de simetria cristalina. Antes de estudarmos quais os principais tipos de minerais, vamos fazer referencia ao modo de formação dos minerais. entidadessecom uma écomposição definida, parece evidente que para um Sendo dado mineral formar necessário química que: i) bem estejam disponíveis elementos químicos que os vão constituir e que ii) estejam reunidas as condições físicoquímicas que permitam que os íons desses elementos se agrupem e se disponham no espaço de um modo organizado.
AMBIENTE MAGMÁTICO Um dos principais processos de formação de minerais está associado com a formação de rochas ígneas. Estas rochas resultam da cristalização do magma por arrefecimento do mesmo. O magma é um material heterogêneo (composto por fases sólidas, líquidas e gasosas) que se encontra em temperaturas elevadas (normalmente superiores a 8000C), constituído por uma grande variedade de elementos químicos em níveis energéticos muito elevados. Porém, quando a temperatura diminui, tendem a estabelecer-se ligações químicas entre eles definindo-se uma estrutura tridimensional onde os vários íons se posicionam em locais bem definidos. Mas analisemos com mais pormenor o que se passa durante o arrefecimento do magma, ou seja, durante a cristalizaçãomagmática. Esta cristalização inicia-se em uma temperatura que é determinada pela composiçao química do magma e pelas condições de pressão existentes. A temperatura na qual inicia-se a cristalização é chamada de “ temperatura doliquidus” e temperatura na qual termina a cristalização, ou seja, quando todo o magma cristaliza totalmente é chamadas de “ temperatura do solidus.”
Nucleação e crescimento cristalino. A cristalização ocorre em duas etapas sucessivas, a nucIeação e o crescimento. Em temperaturas superiores à temperatura do liquídus, os íons e começam a associar-se em núcleos ordenados, provavelmente com diâmetros de 10-510-4mm - nucleação. Os núcleos continuam a crescer pela adição de camadas sucessivas de partículas a partir do líquido circundante, uma vez que, num líquido arrefecido, os núcleos podem ser formados, mas necessitam atingir um tamanho mínimo para que consigam sobreviver a uma determinada temperatura. Para que a cristalização tenha sucesso, é necessário que se verifique o crescimento cristalino, numa fase posterior à nucleação; para esta fase é necessário que o sistema esteja arrefecendo, isto é, que a temperatura seja inferior á temperatura de liquidus. Na cristalização magmática existem dois processos a considerar, cada um deles desenvolvido à sua velocidade. A velocidade de nucleação (expresso no número de núcleos formados por cm3 por segundo) é independente da velocidade de crescimento (expressa como o aumento do raio em cm/s).
Uma elevada velocidade de nucleação associada a uma baixa velocidade de crescimento produzirá um grande número de pequenos cristais. Pelo contrário, uma baixa velocidade de nucleação combinada com uma alta velocidade de crescimento produzirá um pequeno número de grandes cristais. Se a temperatura baixar rapidamente, quer a velocidade de nucleaçáo como a de crescimento baixam para zero e assim a estrutura desorganizada do liquido, embora polimerizada, permanece metastaveimente em forma de vidro. Com arrefecimentos menos rápidos, o máximo da velocidade de crescimento é ultrapassado sem que tenha sido atingido o máximo da velocidade de nucleaçao, dando srcem a pequenos cristais. Arrefecimento muito menos rápido permite um crescimento rápido em poucos núcleos, produzindo grandes cristais. A dependência da velocidade de crescimento cristalino com o arrefecimento resulta numa das idéias mais difundidas na petrologia ígnea: as rochas vítreas ou de grão fino arrefecem mais rapidamente do que as rochas ígneas com contêm menos mas maiores cristais por unidade de volume. Um dos conceitos fundamentais da petrologia ígnea baseia-se no fato de que as composições do líquido podemcomposicional evoluir a partirem do lavas magma Umanum forteúnico evidência desta premissa é dada pela variação queparental. têm srcem vulcão. O conjunto de processos pelos quais uma variedade de rochas pode derivar a partir de um magma inicial é conhecido por diferenciação magmática.
Cristalização Magmática. As leis fundamentais da cristalização de magmas, estabelecidas por N. Bowen desde 1928, mostram que ao longo de um processo de arrefecimento progressivo, os silicatos não cristalizam todos ao mesmo tempo. A ordenação teórica da cristalização de silicatos inicia-se pela olivina, piroxênios, anfibólios e plagioclásios cálcicos; em seguida, as micas e feldspatos alcalinos e, por fim, o quartzo. Trata-se de um processo de cristaIização sequencial, durante o qual o magma residual empobrece em elementos que vão constituindo os minerais formados. Bowen resumiu as associações minerais e as antipatias num único esquema o qual é conhecido por Séries de Reações de Bowen (figura 2). Esta série constitui uma das bases para a petrologia atual, embora esteja posta em causa devido a descobertas recentes que inviabilizam um funcionamento demasiado simplista deste processo. Para Bowen, existem duas séries, uma descontínua (relacionada com silicatos máficos) e uma contínua (relativa às plagioclásios). As duas séries convergem para temperaturas mais baixas, sendo completadas pela cristalização de feldspatos potássicos e muscovita. A série descontínua é encarada como uma seqüência de cristalização; não uma transformação da olivina em ortopiroxênio, deste em clinopiroxênio e assim sucessivamente. Por outro lado, na série contínua pode ocorrer, num mesmo cristal, um núcleo formado por plagioclásio cálcico e o bordo formado por plagioclásio sódico.
A formação de minerais um pouco mais exóticos relaciona-se, muitas vezes, com as fases finais de cristalização magmática. Os fluidos finais (fluído residual) que resultam da cristalização estão enriquecidos em elementos químicos (que não entraram nas redes cristalinas dos minerais que previamente foram formados) que podem formar novos minerais com composições químicas distintas dos anteriores. Não podemos esquecer ainda que o magma está, nesta fase, a temperaturas inferiores. A cristalização de minerais a partir de fluidos finais resultantes da cristalização magmática, aplica-se o termo hidrotermalismo. Devido à carga química que possuem, assim como à temperatura da ordem dos 200-500º C, os fluidos residuais são bastante reativos podendo migrar com facilidade ao longo de fraturas.
ENCLAVES As idéias sobre a gênese de suites tonalito-granodiorítica batolíticas foram modificadas substancialmente durante os ultimos anos. Seguindo a idéia de que o magmatismo de arcos-ilha e Andinos estavam ligados à subducção, houve um período quando magmas vulcânicos cordilheiranos eram geralmente pensados ser predominantemente derivados do manto, enquanto os plutons batolíticos associados com eles (mesmo possuindo química de elementos maiores, traços e isotópica similar) eram geralmente relacionados à fusão crustal. Nos anos 70 e daí por diante, uma derivação do manto com o Sial variavelmente adicionado ao sistema(vide p. ex. Atherton et al 1979; De Paolo, 1981). passou a a ser considerada como uma opção mais racional para a gênese dos batólitos cordilheiranos. Estudos isotópicos dão evidênciasque a fusão crustal simples, como um modelo de geração de granitos, parece ser um mecanismo restrito aos granitos sin-colisionais, ou ainda, aos granitos tipo S de Chappell & White (1974). Qualquer que seja a fonte, ou mesmo ambiência geotectônica destes granitóides, são suas caracteríticas texturais e estruturais que vão indicar toda a sua história; desde a fonte, ou fontes, ao estado final do emplacement. Foi por exemplo, a abundante ocorrência de encraves nas margens dos plutons que levou a Daly (1903) a propor o mecanismo de “Magmatic Stoping” para a ascensão dos granitóides. A dominância de encraves crustais (metasedimentos) sobre os encraves à hornblenda (encraves microgranulares), ou vice versa, indica a natureza S ou I dos granitóides que os contém(Chappell & White 1974). Assim, a natureza dos encraves, bem como suas estruturas internas, tem uma importância fundamental na gênese dos granitóides. Reconhecendo isto,vários modelos e hipóteses têm sido propostos para a srcem dos encraves microgranulares e seus hospedeiros. Estas são discutidas a seguir:
1°) Fragmentos de rochas encaixantes: Antigos autores consideravam que estes encraves eram xenólitos acidentais de rochas ígneas (Hurlburt1935) ou rochas ígneas metamorfoseadas (Iwao 1936) que ocorriam nas adjacências dos corpos graníticos. Outros (Grout 1937; Reynolds 1946), relacionaram tais encraves como fragmentos de rochas sedimentares, principalmente folhelhos, que após a sua incorporação no magma granítico, presumivelmenteforam transformados nas inclusões agora observadas. Nenhuma rocha ígnea que possa ser correlacionadacomo material parente dos encraves, ocorre nas porções adjacentes do CGQQ. Por outro lado, são abundantes na região rochas metamórficas do tipo anfibolito (biotita-hornblenda-gabro-dioritos),que poderiam, composicionalmente, ser os referidos parentes. Entretanto, se compararmos as características texturais e estruturais de ambos, ou seja, dos encraves e anfibolitos, não achamosquaisquer semelhanças entre um e outro; por exemplo, os encraves, mesmo os deformados, exibem textura ígnea preservada e os anfibolitos, não. Se esse argumentosozinho não é suficiente pergunta-se? Se tais encraves são fragmentos de rochas encaixantes, por que eles raramente são encontrados nas bordas do corpo, mas principalmente em suas porções centrais?. Xenólitos “surmicáceous”, cálcio-silicáticos e gnáissicos derivados da sequência supracrustal (Grupo Ceará) encaixantes, ocorrem sempre nasbordas e nunca nas porções centrais. Ainda, os anfibolitos ocorrem em lentes desde métricas a decamétricas,intercaladas em ortognaisses, ambos compondo a unidade Mombaça do Complexo Pedra Branca. Se há esta íntima associação entre estes doistipos de rochas, por que não são encontrados encraves de composição ortognáissica, associadas ou não aos encraves microgranulares?.
2°) Fragmentos de bordas resfriadas Muitos autores postulavam que as inclusõesmáficas são fragmentos de bordas resfriadas do corpo granítico (e.g., Grout 1937). Em uma revisão desse mecanismo, Didier (1973,pag. 239) deu a seguinte descrição: “quando um granito intrude em níveis crustais relativamente rasos, o magma resfria mais rapidamente no contato com as encaixantes que sua porção central. No caso mais simples, resulta uma forma particular de cristalização periférica que é denominada borda resfriada. A diferença entre a zona de contato e o granito normal na porção interior do maciço é essencialmente uma diferença textural, muito embora possam surgir diferenças mineralógicas e químicas. No caso em questão, pensava-se que essas rochas periféricas de granulação mais fina, podiam ser fragmentadas e re-incorporadas ao magma como inclusões, por movimentos posteriores do magma”. Se a hipótese de que osencraves são fragmentos de borda resfriada é válida, a granulação mais fina do encrave pode ser explicada, mas não a sua composição mais máfica. Uma importante observação a ser ressaltada é que em todos os fácies discutidos, nenhuma rocha de borda maisfinamente granulada e mais máfica que possa ser relacionada como material é encontrada node presente nívelregionais de exposição do CGQQ. Por outro lado,parente comodos já encraves, antes citado,encraves rochas (xenólitos), são normalmente confinados às margens da intrusão. Se os encraves fossem parte de uma fase marginal reincorporadas, como os xenólitos de rochas encaixantes, eles deveriam estar
concentrados nas proximidades das bordas do corpo granítico, o que não acontece. Por outro lado, as formas ovaladas e elipsoidais com as quais se apresentam os encLaves dificilmente poderiam ser explicadas, tendo em vista que, bordas resfriadas, como o próprio termo indica, são porções de rochas cristalizadas e como tal, deveriam apresentar altas viscosidades quando fragmentadas. A fragmentação nestasituação, implica na geração de encraves com formas poliedrais, que só raramente são observadas. Uma alternativa seria o fato de que estesencraves, anteriormente poliedrais (angulosos) terem sofrido reabsorção, ou seja, fusão parcial de suas bordas. Isto explicaria as formassupracitadas, entretanto para que isto aconteça pelo menos duas condições têm que ser satisfeitas; a) o magma hospedeiro deve estar em temperatura mais alta do que aquela na qual foi formada o encrave e b) em torno do encrave, se fusão houve, deve haver uma zona que define a refusão do material, como por exemplo, aquela observada na figura 6.2.9.1 . Nenhuma das duas condiçõesé observada, portanto, é improvável que os encraves sejam fragmentos de bordas resfriadas.
3) Fragmentos de um magma parental Bayley (1984) propôs que os encraves podemser porções de rochas que cristalizaram em profundidade, durante um estágio precoce de fracionamento do sistema magmático mais máfico, que foi subsequentemente incorporado nos pulsos de magmas tardios, mais silícicos, que intrudiram nos níveis mais rasos da crosta. Se os encraves representam um precursor máfico apartir dos quais os granitos hospedeiros evoluíram por cristalização fracionada ou cristalização fracionada acompanhada de assimilação, então por que encraves são encontrados formando diques sin-plutônicos, com graus variáveis de dispersão dos glóbulos de magmas?. Se são rochas cristalizadas emprofundidade, por que muitos dos encraves mostram-se com granulação mais fina que o granito hospedeiro?. Por que muitos deles exibem bordas resfriadas, indicando terem eles resfriado contra omagma granítico?. Por outro lado, se eles representam um magma precursor, entãoa variação geoquímica deve refletir este relacionamento; as inclusões devem por exemplo, ter teores de Sr e Ni significamente mais altos e teores de Rb eobservados Ba significamente mais tal baixos que os granitos hospedeiros. Os padrões de variação não confirmam hipótese.
4) Imiscibilidade de líquidos Bender et al. (1982), estudaram dois corpos intrusivos, um granodiorito e um diorito do Complexo Rosetow, com cerca de 1,5Km2 de área total exposta. Aí o granodiorito está em contato direto com o diorito. Existem algumas pequenasinclusões (1mm a poucos centímetros) de composição diorítica ocorrendo no granodiorito, inclusões estas interpretadas como glóbulos de magma diorítico. Um mecanismo de imiscibilidade de líquidos foientão proposto para explicar o srcem das inclusões dioríticas. Maury et al (1978), argumentaram contra imiscibilidade de líquidos como um mecanismo para a gênese de encraves apontando que o “gap” composicional entre os
encraves e os granitos hospedeiros, não era suficientemente grande para indicar que esses foram derivados de dois magmas imiscíveis composicionalmente distintos. Bowen (1958) apontou uma limitação que é aindamais relevante: a diferenciação de um líquido magmático por imiscibilidade de líquidos só tem sido reportada em sistemas com composição química incomuns, e.g., líquidos ricos em ferro que são raros na natureza. Ambos, encraves e granitosdo CGQQ além de não apresentarem “gaps” relevantes (vide diagramas de variação), estes não apresentam química incomum, que possa levar à diferenciação através da imiscibilidade de líquidos. Por outro lado,a imiscibilidade de líquidos não explica a presença de enxames de diques sin-plutônicos desmembrados.
5) Diferentes “batches” de fusão parcial Geringer et al. (1987), estudaram no cinturão móvel Namaqua, África do Sul, o adamelito Straussburg e seus encraves. Eles concluíram que os encraves se formaram como produtos de fusões parciais a partir de uma fonte comum ao granito hospedeiro,sob relativamente altas condições de pressão parcial de CO 2. Apósa intrusão e consolidação dos primeiros líquidos, representados pelos encraves, um magma granítico insaturado em água foi formado e intrudido em um segundo estágio, incorporando os primeiros produtos como encraves. Vernon e Flood (1982), sugeriram ummecanismo similar para uma possível derivação dos encraves; segundo estes autores os encraves seriam pequeno “batches” de um magma mais máfico e precoce que resfriou rapidamente e formou o conduto através do qual o magma granítico posterior ascendeu. Existem dois problemas com esta hipótese de queos encraves se formaram como produtos da fusão parcial de uma fonte comum ao granito hospedeiro mas anterior ao evento da fusão parcial ao magma granítico hospedeiro. Primeiro, sedois líquidos derivados da fusão parcial são assumidos terem se formado, então a primeira fusão (primeiro líquido gerado) deve ser um magma mais félsico que a segunda fusão; segundo: o primeiro evento se realmente propiciou a geração de líquidos mais básicos, então como explicar a presença líquidosComo de diques sinplutônicos básicos e intermediários cortando os granitos econstante nunca ode inverso?. também explicar as bordas resfriadas dos encraves?.
6) Cumulatos Palm (1957) e Didier (1973 e 1984), propuseram a hipótese de serem cumulatos os encraves que eles estudaram. Deacordo com suas hipóteses, os encraves são agregados de minerais precoces (plagioclásio cálcico, hornblenda, biotita, etc.) que cristalizaram a partir de um magma parental comum a ambos, encraves e granito hospedeiro. Esses minerais teriam se concentradoem um estágio intermediário da ascensão magmática, formando cumulatos que posteriormente foram desmembrados pela intrusão final. O afundamento gravitacional não deveser um mecanismo viável para separar cristais a partir de um magma granítico, sob condições normais de cristalização, porque a viscosidade dos magmas graníticos são altas o suficiente para evitar um afundamento
eficiente dos cristais precoces. Esteproblema pode ser contornado se um processo dinâmico de acumulação sobre ou próximo às paredes encaixantes for invocado. Algumas feições observadas em encraves são compatíveis com a hipótese deacumulação, por exemplo: “os encraves possuem mineralogia similar à dos granitos hospedeiros, o que é facilmente explicável se ambos granitos hospedeiros e encraves forem derivados srcinalmente a partir de um mesmo magma parental”. Se a feição acimapode ser explicada através do mecanismo de acumulação, as seguintes observações não são explicáveis por este mecanismo: a) as fases acumuladas são esperadas terem seus tamanhos similares a aqueles do granito hospedeiro (Didier 1973 e 1984), entretanto, os encraves possuem cristais cujas dimensões são sempre inferiores a aquelas do granito hospedeiro; b) os encraves não mostram textura cumulática; c) os encraves possuem, muitas vezes, grande quantidade de anfibólio o que requer que piroxênio e/ou hornblenda deva ter sido uma fase cumulática. Se assim, Cr e Ni devemser esperado ser relativamente mais alto no encrave que no hospedeiro; se plagioclásio é envolvido, teores relativamente mais altos de Sr e anomalias positivas ou pouco negativas complementares de Eu devem ser esperadas com relação ao granito hospedeiro. Ainda, se a biotita é envolvida na acumulação, como ressaltado por Didier (1973), os encraves devem ter mais altos teores de Rb e Ba que seus hospedeiros. Estes trends não são observados, assim sendo é improvável que os encraves sejam agregados de hornblenda e/oupiroxênio, plagioclásio e biotita.
7) Restitos Bateman et al (1963) sugeriram que as inclusões máficas encontradas em alguns granitos do batólito Serra Nevada, podiam ser “material refratário que não foi fundido quando o magma se formou”. Chappel (1966) sugeriu que as inclusões máficas em certos granitos que ocorrem no distrito de Moobi no lesteda Austrália, também podia ser material residual do evento da fusão parcial. Esta proposta foi desenvolvida depois por outrosautores (White e Chappel 1977; Chappel 1978; Griffin et al 1978; Hine et al 1978; Chappel et al 1987, dentre outros). Osfundamentos desta hipótese, como esboçados por Chappel (1978) são os seguintes: Tipos de rochas similares aos encraves não estão, geralmente, representadas nas rochas regionais. Rochas máficas que possam ser uma fonte potencial dos encraves são rarasno leste da Austrália; por exemplo, rochas plutônicas com menos que 57% de SiO2, constituem menos que 0,1% das rochas plutônicas expostas no LFB (White e Chappel 1983). Xenólitos cujassrcens são as rochas encaixantes locais, são raros mas distintivos e as inclusões máficas (encraves) não representam fragmentos derivados de rochas encaixantes locais como mostrado, por exemplo, pela ocorrência de inclusões máficas em granitos intrudidos nos granitos tipo S, fortemente peraluminosos. Por isso, uma fonte profunda e não exposta é requerida para as inclusões máficas. O fato de que as inclusões exibem coerência modal e químicacom os granitos hospedeiros, implica que cada granito, incluindo suas inclusões máficas, foi derivado de uma fonte específica em profundidade. Duas fontes possíveis paraas inclusões máficas consideradas por Chappel eram : a) um material produzido por cristalização precoce em profundidade que foi subsequentemente reincorporado no magma e b) um material residual da fusão parcial da fonte (restito). Granitos tipo S não contém inclusões máficasdo tipo que está sendo discutido. Inclusões
gnáissicas contendo cordierita (+ silimanita + granada), ocorrem nos granitos tipo Smais máficos do LFB, e esses são geralmente aceitos como restitos modificados. Essas inclusões contendo cordierita sãoconsideradas análogas às inclusões máficas dos granitos tipo I, no sentido de terem ambas uma srcem restítica. Chappel et al (1987) tem ressaltado que materiais restíticos em granitos, tanto podem ser cristais individuais que foram carreados desde a fonte, bem como fragmento lítico. Os fragmentos líticos de restitos, representados pelas inclusõesmáficas podem, durante o evento da fusão ter sido fundidos só parcialmente, numa extensão menor que a fração crítica de líquido de Van der Molen e Paterson (1979). Porque a proporção de líquido era pequena, nenhum líquido pode ser extraído desses fragmentos, daí eles terem consequentemente, retido algumaintegridade mecânica. Ao mesmo tempo, a presença de algum líquidofoi responsável pelas feições texturais parecidas com ígneas, observadas nestas inclusões.
8o - Mistura de magmas Em margens de placas ativas a atividade ígnea cálcio-alcalina é volumetricamente dominante nos processos de reciclagem e construção da crosta. A importância do processo de mistura de magmas na gênese de séries graníticas cálcio-alcalinas é uma matéria de debates atuais, entretanto, seus princípios foram enunciados nos primórdios da história da petrologia (p.ex. Bunsen 1851). Porque Bowen (1928) o classificou como um processo de pouca importância petrogenética, ele foi, em consequência, esquecido pelos petrólogos. Análises estruturais e texturais aliadas a estudos químicos ( especialmente os isotópicos) têm revelado, na última década, que a mistura de magmas de composições contrastantes é um processo inteiramente consistente com os dados disponíveis e é a única explicação plausível para justificar as estruturas e o quimismo híbrido apresentados por certos corpos granitóides. Esta renovação de interesse no processo de mistura de magmas, resultou no estabelecimento de um grande número de princípios químicos e físicos (Sparks & Marshall, 1986; Frost & Mahood, 1987) eApetrográficos (Vernon,é1990). mistura de magmas um fato (Fig.). A química e as geometrias das interações não deixam a menor margem de duvidas, entretanto, enquanto o processo de mistura de magmas é mais uma vez relacionado como um importante processo petrogenético, há ainda, um considerável número de perguntas a serem respondidas tais como: Quais os processos físicos e químicos efetivados durante a interação magma-magma? Quais foram os as composições químicas srcinais dos magmas máficos e félsicos envolvidos na mistura? São os encraves indicadores da coexistência de um único ou vários estágios de interação?
Aspectos Sobre a Interação Física de Magmas Graníticos Os fenômenos sinplutônicos, sejam eles relativos à deformação sin-magmática ou relativos à mistura mecânica de magmas, só agora são relativamente bem conhecidos, embora autores no passado já os tenha notificado (p. ex. Cloos 1936; Roddick e Armstrong 1959; Black 1965). Eles foram variavelmente interpretados no que concerne à formação de diques sinplutônicos máficos descontínuos e obviamente, de encraves e a gênese dos plutons que os contém. Os encraves magmáticos elipsoidais, estejam eles isolados ou formando diques sinplutônicos descontínuos, são prova inconteste da coexistência de dois magmas: um máfico, representado pelos encraves e um félsico, representado pelo corpo granítico que hospeda o encrave. Enquanto muitos autores relacionem os encraves como de composição basáltica ou basáltica modificada, no batólito No Qxbim sãoQxdá, geralmente mais diferenciados, como poraqueles exemploencontrados tonalitos e granodioritos. batólito entretanto, as litologias mais ácidas encontradas, referem-se aos tonalitos. As estruturas, como definidas em secções anteriores, apontam sem dúvida para o fenômeno de hibridação, como o grande responsável pela modificação da composição srcinal dos magmas srcinais. A variação composicional, portanto, deve ser o reflexo dos diferentes graus de interações entre o magma invasor (aquele que compõe o dique) e o magma hospedeiro. Porque os diferentes estilos de interação entre os magmas são uma função de suas viscosidades, a invasão destes magmas máficos deve ter ocorrido em diversos estágios da cristalização do magma granítico. Isto deve implicar que o magma sofreu “fraturamento” já nos primeiros estágios da cristalização (Berger & Pitcher 1970; Hibbard & Waters 1985; Walk 1969), e em estágios subsequentes até valores um pouco inferiores FRC. Desta forma, é tentador sugerir que os fenocristais, incluindo aí os megacristais, cristalizaram “in situ”, o que consequentemente nos leva à conclusão de os corpos granitóides ascenderam eminentemente líquidos. As evidências de campo, petrográficas e químicas, indicam que todos os tipos de interação, desde uma homogeneização local completa (Fig ), até um “mingling de magmas intermediários com magmas ácidos, ocorreram em diferentes tempos e em diferentes escalas durante a cristalização do Complexo granítico. As variações no estilo de interação, como mostradas pelas morfologias ao longo dos contatos entre os encraves e os hospedeiros dependem, também, das quantidades relativas dos magmas que estão interagindo. Onde a proporção de magma máfico é alta, hibridização e formação de estruturas do tipo “schlieren”, são aspectos dominantes; onde pequenas quantidades de magmas básicos interagem com grandes quantidades de magmas ácidos, estruturas do tipo “mingling” (encraves isolados) são dominantes. Onde o contraste composicional entre o encrave e o hospedeiro é baixo, a interação entre os magmas tende a uma homogeneização, embora em tais rochas, os encraves
estejam presentes (Fig ). As interações do tipo “mingling” (Fig ), tornam-se comuns quando o contraste de viscosidade cresce. Encraves que não estão espacialmente associados com intrusões maiores, devem ser o registro de uma injeção de magmas máficos em um estágio precoce da cristalização, porque eles estão distribuidos em todo o facies e seus longos eixos definem uma foliação interna do hospedeiro, sem desenvolver no entanto, xistosidade. Vários são os mecanismos propostos para explicar os processos de interação entre dois magmas, entretanto, aqueles que tem recebido maior atenção por parte dos experimentalistas são: a) involução convectiva em uma câmara magmática; b) convecção forçada durante a evacuação de uma câmara magmática e ascensão através de um dique; c) convecção forçada em um pulso de magma ascendente e d) a recarga de uma câmara magmática. Tendo em vista a natureza laboratorial, parece pouco provável que as experiências em questão, possam ser comparáveis com os diversos processos que ocorrem em câmaras magmáticas natutrais, entretanto, feições estruturais análogas entre ambos, o experimento e o natural, torna possível fazer especulações sobre o(s) mecanismo(s) que atuou(aram) na construção das estruturas observadas nos batólitos. A quase ubiquidade dos diques sinplutonicos máficos, sejam eles contínuos ou descontínuos, são uma evidência marcante de que em todos os estágios de cristalização dos batólitos Qxbim e Qxd, a injeção de magmas máficos foi um processo quase contínuo, sugerindo que as intermitentes pulsações destes magmas foi um mecanismo de grande relevância na interação dos magmas.
A recarga de câmaras magmáticas Este mecanismo tem sido simulado através de experiências com plumas ou jatos de líquidos injetados de baixo para cima, na base de um tanque (simulando uma câmara magmática), através de “pipes” ou fissuras, usando pares de fluidos como hospedeiros e hóspedes. Para simular este experimento só duas possibilidades existem: a recarga de uma câmara magmática granítica com magma basáltico e vice-versa. A dominancia absoluta de magmas graníticos sobre os magmas basálticos e ainda o grande número de diques sinplutônicos máficos, indicam que é na primeira opção que devemos nos ater. As experiências demonstraram (Campbell & Turner 1986) que, se um magma basáltico (mais denso) é injetado em um magma granítico (menos denso), em uma velocidade relativamente baixa, o líquido basáltico injetado se espalharáno assoalho da câmara, misturando-se minimamente com o magma hospedeiro. Repetidas pulsações nestas condições, pode ser uma das explicações prováveis para o processo pelo qual foram formados os granitóides bandados (gnaisses) que ocorrem na fazenda Descanso a SW de Uruquê. Quando as velocidades de recarga e de injeção são aumentadas, o magma eleva-se na câmara granítica hospedeira ( a altura da elevação é proporcional à velocidade de injeção; isto considerando-se que magma líquido, ou seja, Nestas com viscosidade baixa), anteso de cair ehospedeiro se espalharestá emcompletamente torno do conduto alimentador. condições,muito a injeção se faz de forma turbulenta de modo que uma mistura entre os dois magmas deve ocorrer, com o grau de mistura sendo proporcional à turbulência e viscosidades do hospedeiro e do invasor.
Campbell & Turner (1986) observaram que se o líquido hospedeiro é muito mais viscoso que o líquido injetado, como no caso dos magmas Quixeramobim e Quixadá, a mistura ocorrerá somente se a injeção se fizer com um muito alto número de Reynolds; Isto porque a grande viscosidade do magma hospedeiro não permite que o invasor nele se entranhe. ou vice-versa, a menos que o fluxo de magma seja extremamente turbulento. Este fluxo pode ser, em bases teóricas (Camplbell & Turner 1986), caracterizado por dois parâmetro adimensionais: o número de Reynolds Re = ω.a/vi e a razão viscosidade Vl = vh/vi ondeϖ é a velocidade de injeção, a é diâmetro do conduto circular e vh e vi são as viscosidades cinemáticas dos líquidos hospedeiros e invasor respectivamente. Quando vh ~= vi, a mistura se faz de forma eficiente para Re> 400 e é ausente para Re< 30. Quando vh>>vi, um grau significativo de mistura ocorrerá quando Re > 70vh/vi, mas quando Re< 7vh/vi, não haverá mistura. Para calcular o número de Reynolds, ω deve, primeiramente ser expresso como uma função de vi, a e do gradiente de pressão que dirige o fluxo para cima. É admitido aqui, por uma questão de simplificação, que o magma básico é dirigido para cima por sua flutuação com relação as rochas crustais através das quais ele passa. A velocidade do magma é, portanto, dependente do parâmetro G=g(ρc-ρi)/ρi, onde g é a aceleração gravitacional e ρc-ρi é a diferença entre as densidades da crosta e do magma invasor. Uma densidade de 2.725Kg/m é assumida nos seguintes cálculos: em Re>2000, ϖ=(G.a/f)1/2 onde f é o coeficiente de fricção entre 0,01 e 0,06, com o valor exato dependendo de Re e da rugosidade das paredes do conduto. Um valor representativo de f é 0,03. Em Re< 2000, ϖ=Ga2/24vi, em um conduto do tipo “pipe” ou ϖ=G.a2/12vi em um conduto do tipo fissura. Conforme os dados supracitados, câmaras magmáticas riolíticas com temperaturas da ordem de 830oC, necessitam de recargas de material andesítico da ordem de 3200m2/s, com Re> 2,3x104,para que uma interação do tipo homogênea possa se processar, quando a injeção é feita através de dique. Se o hospedeiro riolítico tem temperatura da ordem de 1100oC, a recarga necessária é da ordem de 56 m2/s com Re> 400 (Black et al. 1992). Outro fator crítico é a velocidade de ascensão do magma invasor, ou seja, a velocidade com a qual ele atinge a base da câmara magmática. Este fator deve determinar a intensidade do impacto, provocando maior ou menor dispersão dos fragmentos do magma (glóbulos) máfico invasor e determinar, em parte, a amplitude do domínio que o invasor deve alcançar dentro do sistema magmático hospedeiro (Fig.). A velocidade de magmas dentro de diques extratores de líquidos do manto, pode ser estimada de diferentes maneiras: a partir de tremores sísmicos causados por ascensão de magmas, a velocidade em profundidades de 20 a 30 Km abaixo do vulcão Tolbachic de Kamchatka, foi estimada em 3-4 cm/s (Fedotov 1978). O mesmo autor, a partir do modelo físico de ascensão em condutos, deduz velocidades da ordem de 5-50 cm/s, para diques com espessuras entre 40 e 200 cm. Lago et.al. (1982), aplicando a lei de Stockes para nódulos de cromita em magmas, estima velocidades do líquido entre 2 20cm/s para diques com espessura entre 5 e 25 cm.
Figura - Secções verticais mostrando os diversos tipos de interação que podem ocorrer em função da cristalinidade do hospedeiro no momento da injeção do magma máfico. A)Formação de encraves por “mingling “, em ambiente com baixo percentual de cristalização; B) e C) Diferentes tipos de interaçãoe dispersão dos encraves, consoante os percentuais de cristalização (25; 50; 75 e 100%) e D) Injeção de magmas máficos em corpos totalmentecristalizados. As probabilidades de mistura entre os dois magmas diminui com a cristalinidade do hospedeiro. Levando em conta a presença de xenólitos de peridotito carreados por álcalibasaltos,Spera (l980; l984), a partir de parâmetros cinéticos, obteve velocidades da ordem de l0 a l00 cm/s e provavelmente maiores que 5-50 cm/s a partir da velocidade de afundamento de encraves de xenólitos de 20 cm de diâmetro. A ausência de xenólitos de peridotitos em magmas toleíticos, sugere que suas velocidades de ascensão sejam inferiores às dos basaltos alcalinos, entretanto, grandes quantidades de xenocristais de olivina em diques do manto, xenólitos centimétricos de dunito residual (Ceuleneer e Nicolas, l985), provam que as velocidades de ascensão para os magmas toleíticos, não são consideravelmente mais baixas. Com a ausência de parâmetros que possam definir a velocidade de injeção dos magmas máficos que compõem os diques sinplutônicos dos batólitos Qxbim e Qxd, assumimos a velocidade mínima observada para tais corpos máficos, ou seja, 5 cm/s. Levando em conta as espessuras exibidas pelos diques sinplutônicos que ocorrem nas fazendas Cajueiro (>200m) e Tanquinhos (>300m) e especialmente a grande intrusão da fazenda Muxurê Velho, conclui-se que no tocante ao parâmetro quantidade de material injetado e muito provavelmente com relação a velocidade de intrusão, nos parece que os requisitos mínimos necessários para a mistura, estão de acordo com o proposto pelos experimentos supracitados. As evidências estruturais sugerem que as interações magma máfico - magma félsico começam bastante cedo durante a história da cristalização do magma granítico. As propriedades reológicas destes magmas variam sistematicamente com a progressão da cristalização; a viscosidade efetiva, ou seja, a viscosidade do magma como um todo (i.e. líquido + cristais precoces + xenólitos + gases), cresce progressivamente com a medida que a temperatura do solidus se aproxima. Isto é devido ao resfriamento, aumento no teor em sílica no líquido residual e acréscimo na fração cristalina φ,A viscosidade efetiva também depende da forma, tamanho e distribuição de cristais (Sherman 1968), agregados de partículas (Gillespie 1983) e provavelmente das propriedades da suspensão (interação líquido-cristais, grau de polimerização, etc.). O efeito do aumento no teor em sílica sobre a viscosidade é muito pronunciado, entretanto, o aumento no teor em água, tem efeito contrário, ou seja, reduz substancialmente a viscosidade. Desprezando-se a influência da forma e tamanho absoluto dos cristais e assumindo uma distribuição uniforme, a viscosidade efetiva de um magma (líquido+cristais) pode ser calculada a partir da equação de Roscoe: -2,5
η=ηl(1-1,35φ)
ondeηl é a viscosidade da fração líquida do magma em temperatura do liquidus e φ é a fração de cristais. A viscosidade efetiva cresce a medida em que (φ) a fração cristalina
cresce. Levando em conta as diferenças de densidade entre os glóbulos máficos e o magma granítico em alta temperatura (granito liquidus), a aplicação da lei Stockes para sólidos imersos em líquidos Newtonianos, mostra que qualquer encrave de mais que alguns centímetros de diâmetro deve afundar em uma velocidade notavelmente maior que a assumida para a velocidade de ascensão (gravitacional) de um magma granítico. Os cálculos indicam que um encrave esférico de composição diorítica com 10 cm de diâmetro deve afundar em uma velocidade de cerca de 2 a 3.103 cm/ano. Por outro lado, a velocidade de ascensão de intrusões tem sido estimada em cerca de 10 cm/ano (Freeman 1982) ou entre 13.10 3 e 145 cm/ano (Mahon et al 1988). Estes cálculos sugerem que os magmas graníticos devem apresentar um alto “yield strenght” a fim de evitar o afundamento de encraves. Embora muitos dos magmas silicáticos totalmente líquidos comportem-se como líquidos newtonianos, em sistemas naturais e experimentais, a ocorrência sistemática dos encraves nos diversos facies, indicam que os magmas hospedeiros, em algum estágio da cristalização, passou a se comportar como corpos plásticos ou visco-plásticos (corpos de Bingham), evitando assim o afundamento dos encraves. O “yield strenght” σ de um corpo visco-plástico pode ser estimado a partir da fração cristalina (φ), assumindo-se a validade da equação de Soo(1967): σo= K.φ3 ondeK é uma constante (K=3.104dinas /cm2; Spera 1980). A partir desta equação, um percentual de cristais em torno de 30% é obtido para evitar o afundamento de encraves em magmas graníticos. Esta fração corresponde ao primeiro patamar reológico (Fernandez et al. 1992) para magmas que estão cristalizando. Ele corresponde a uma transição brusca do comportamento Newtoniano para o comportamento visco-plástico (Fig8.2). A medida que a temperatura é rebaixada, a fração cristalina tende a aumentar. Quando este percentual se aproxima de um empacotamento máximo (empacotamento máximo corresponde, p.ex., ao percentual máximo de laranjas que você pode colocar em uma caixa), a viscosidade cresce drasticamente (vide fig ) e o agregado evolui em direção a uma estrutura granular com alta rigidez ( comportamento plástico com alto “yield strenght”). Este limite define o segundo patamar reológico. Van der Molen & Parterson (1982) sugeriram um valorlimite para o empacotamento máximo aleatório de φ = 0,62. Porque o empacotamento também depende da forma dos cristais e porque os magmas graníticos carreiam cristais tabulares (palgioclásio) e lamelares (biotitas), os quais tendem a ascender este limite, é razoável assumir que valores para o segundo patamar reológico varie entre 65 e 70% (Fernandez et al l992). Estes valores estão em concordânciacom os cálculos teóricos e resultados experimentais (Van der Molen e Patterson l979; Shaw l980; Marsh l98l) no qual há uma transição do comportamento do tipo suspensão para um comportamento tipo estrutura granular, quando a fração do líquido residual alcança entre 30 e 35%. Os magmas máficos, como observados anteriormente, não foram injetados no granitóide somente uma tipos vez, mas várias, durante os vários estágios magma granítico. Os diferentes de interação encontrados, foram entãodeocristalização resultado de do diferentes reologias dos hospedeiros na época das injeções dos magmas máficos; Assim as misturas
mecânicas mais ou menos homogeneizadas (figs ), são o produto de misturas por injeção de magmas máficos, quando o magma granítico se encontrava com um muito baixo percentual de cristais, ou seja, com uma fração bem abaixo de 30%. Neste estágio, se glóbulos foram formados, convecçõesativas e extensivas induzem à dispersão generalizada dos mesmos. Os processos de segregação gravitacional levam à formação de “schlieren” e acamamento. Os cristais que já estavam presentes em um dos componentes, ou em ambos, são total ou parcialmente dissolvidos e manteados tornando-se xenocristais nas rochas híbridas. Os magmas que foram injetados subsequentemente, encontraram um magma granítico cuja viscosidade efetiva ainda era baixa (campo reológico II da figura), mas o contraste de viscosidade entre os dois, invasor e invadido, já é grande o suficiente para permitir que somente um “mingling” ocorra. Em função do choque mecânico, são formados glóbulos do magmas invasor. Aviscosidade do magma hospedeiro félsico, entretanto, ainda está suficientemente baixa para permitir a dispersão dos glóbulos nas adjacências do conduto, seja por convecção ou por outras forças dispersivas. O grau de dispersão vai depender quase que exclusivamentedo grau de crsitalinidade do hospedeiro, com a dispersão sendo tanto menor quanto maior for a cristalinidade (Figs. ). Se a viscosidade é baixa o suficiente para permitir a dispersão, ela é alta o suficiente para evitar que os encraves afundem. A orientação preferencial que se desenvolve neste estágio, resulta da rotação rígida dos cristais em resposta à deformação do magma, induzida, seja pela atuação da ZCSP (caso do batólito Quixeramobim), seja pelo baloneamento “in situ” (caso do batólito Quixadá). Se não houve deformação, ou seja, em locais onde o magma cristalizou de forma estática, os encraves permaneceram com forma mais ou menos esférica. Fraturamento precoce e formação de diques sinplutônicos, começam a se tornarmais ou menos frequentes, especialmente quando a fração cristalina se aproxima do segundo patamar. Porque ainda ocorre uma quantidade razoável de líquido residual, o efeito Sederholm pode se pronunciar e assim produzir estruturas brechadas. Se os magmas máficos são introduzidos quando os magmas félsicos já alcançaram o segundo patamar reológico, ou seja,quando a fração do líquido residual atinge percentuais entre 30 e 35%, o sistema como um todo, já alcançou níveis de viscosidade altas o suficiente para se comportar como um sólido rúptil e daí pode ser afetado por fraturas planas, nas quais os magmas máficos podem ser injetados (Figs. ) As estruturas a serem formadas vão depender das espessuras dos diques; diques finos resfriam rapidamente e o equilíbrio termal ( nivelamento de temperatura entre o magma hospedeiro e o invasor) é alcançado em um curto intervalo de tempo. O magma máfico torna-se rígido rapidamentee os diques podem ser desmembrados/dilacerados/boudinados (Figs ), durante os movimentos subsequentes do sistema magmático hospedeiro, que por ter temperatura do solidus mais baixa, continua móvel por mais algum tempo, após o magma máfico ter atingido seu segundo patamar reológico. Isto corresponde ao efeito Sederholm. Por outro lado, diques espessos (>5m) permanecem líquidos por grandes intervalos de tempo, podendo causar superaquecimento no granito hospedeiro adjacente. Ocasionalmente pode haver fusão parcial localizada, tornando ductil a massa granítica adjacente. O grande gradiente termal resultante, pode produzir uma convecção intensa induzindo, a uma interação quimica mais acentuada. A injeção de magmas máficos em rochas graníticas totalmente solidificadas, resultam
na formação de diques mafícos. O contraste de viscosidade é tão grande que as interações químicas são completamente inibidas.
As Interações Quimicas Entre os Magmas As texturas intergranulares, bem como a presença de clinopiroxênios como constituintes do núcleo de alguns cristais de anfibólio, são indicadores de que magmas balsáticos sejam fortes candidatos para a identidade daqueles que primariamente interagiram com os magmas graníticos. Os diferentes tipos de interação fisica observados, indicam claramente que estes magmas basálticos e graníticos associados não formam uma série comagmática contínua,muito embora nas regiões dominadas por magmas máficos, como por exemplo na fezenda Muxuré Velho, haja ocorrências onde uma gradação contínua desde doritos mesocráticos até granodioritos leucocráticos passando por quartzo-dioritos e quartzomonzodioritos é observada. As evidências de modo geral apontam, entretanto, para a coexistência de dois magmas distintos, com um deles certamente derivado do manto e o outro provavelmente derivado da crosta. Ainda, as evidências de campo e químicas indicam um espectro quase contínuo entre os vários litotipos, intrafaciais (vide por exemplo diagramas QAP dos diversos facies) , malgrado a existência de pequenos “gaps”. Seriam estes espectros frutos de uma mistura heterogênea , ou de mistura seguida por cristalização fracionada? Um sem número de processos podem concorrer para o estabelecimento de um gradiente geoquímico em um sistema magmático. Dentre eles podemos citar: 1- Diferenciação “in situ” por fracionamento cristal/líquido; 2- Diferenciação no estado líquido de um magma inicialmente homogêneo, como resultado de um gradiente de temperatura aplicado ao sistema (Difusão Soret), ou como o resultado de uma difusão ao longo deuma interface química resultante da coexistência de dois magmas composicionalmente dissimilares; 3- Processos envolvendo trocas metassomáticas quasi-solidus ou sub-solidus, via solução aquosa ou envolvendo de massa aquosa 4- A fusão parcial, em transferência diferentes percentuais, a partirou de em umvapor. ou mais protólitos e, 5. A mistura de magmas composicionalmente diversos. A mistura de magmas é um fenômeno que, como já demonstrado, só ocorre, ou ocorre preferencialmente quando os magmas estão em altas temperaturas, com pouquíssima ou nenhuma fração cristalina e por consequência com baixas viscosidades. Teoricamente, em uma mistura completa entre dois magmas, todo elemento i deve obedecer a seguinte relação: Ci = x.Cil + (1 - x) Ci2 onde x é a proporção do componente 1 (0
componentes extremos, com sua inclinação indicando a proporção da mistura. A participação relativa de magmas ácidos e básicos na geração de rochas híbridas tanto do batólito Quixeramobim como do batólito Quixadá, foi estimada usando um modelo de mistura de Langmuir et al. (1978). Para o batólito Quixeramobim, foram usadas as amostras SC105E e MB93, representantes dos magmas básicos (facies Muxuré Velho) e magmas félsicos (facies Muxuré Novo), respectivamente, com algumas pequenas modificações. Para o batólito Quixadá, foram escolhidas as amostras 2LB e 6X5, a primeira representando os encraves (magma básico) e a segunda a suite monzonítica (magma ácido). Os granitos finos, em função de sua natureza intrusiva, bem como da completa ausência de estruturas que indiquemcoexistências de magmas, foram excluidos do teste de mistura. Os diagramas de Harker apresentados no capítulo 7 (Aspectos Geoquímicos), mostram as retas produzidas pela mistura de 35% de magma básico e 65% de magma ácido, para as rochas do batólito Quixeramobim e 65% de magma básico e 35% de magma ácido para as rochas do batólito Quixadá. Os resultados, quando vistos à luz dos diagramas SiO2 versus CaO; FeO* e de alguma forma MgO, TiO2 e P2O5, parecem consistentes com o processo de mistura de magmas, como visto no campo, ou seja, uma mistura não homogênea. Na realidade, muitos estudos sobre a mistura de magmas em ambientes plutônicos, encontram poucas evidências de campo para suportar um modelo modelo cinemático teórico perfeito para a mistura (Reid et al 1983; Frost & Mahood 1987; Zorpi et al 1989; Dorais et alii 1990). A principal razão para isto é que muitas destas áreas estudadas representam os estágios finais do processo de hibridização nos quais os tonalitos e granodioritos, mesmo aqueles mais homogeneizados, aparecem como hospedeiros de fragmentos de magmas máficos, ou seja, dos encraves. Devemos tambémlevar em consideração, a amplitude da área amostrada, bem como o grau e tipo de interação física, o que reflete o grau de interação química entre os dois membros. Mais uma vez ressaltamos que os magmas máficos, tanto em Quixadá como em Quixeramobim,foram injetados em uma câmara magmática félsica (isto é bem claro no batólito Quixeramobim), no presente nível de “emplacement”. Estas injeções se fizeram principalmenteatravés de condutos lineares (na forma de diques sinplutônicos), nos diversos estágios de cristalização do Complexo. Por isso, existem extensas áreas de hibridização entre estes magmas, sem contudo, em todos os locais, tenha sido alcançado a homogeneização, com a heterogeneidade sendo a regra. Tal heterogeneidade está refletida nos diagramas de variação através de uma certa aleatoriedade na distribuição dos elementos. Daí podemos concluir que o processo de mistura se deu episodicamente e em escalas diferentes em resposta aos pulsos intermitentes de magmas máficos na câmara félsica. É possível que isto explique o aparecimentono mesmo corpo de facies híbridas evoluidas resultantes da mistura “completa” (facies Muxuré Novo), junto com facies “sincrônicos” pouco hibridizados (facies Uruquê), às vezes com contatos bruscos. Existe uma ampla variedade de estágios intermediários entre os dois membros limites. Porções de magmas máficos pouco hibridizados aparecem principalmente nos núcleos das grandes intrusões máficas, dispersas ao longo do eixo central do batólito. A química destes magmas indica que eles se comportaram como um sistema aberto, com suas composições srcinais tendo sido modificadas, antes deles alcançarem estágios avançados de cristalização. Estas modificações estão refletidas principalmente nas
transformações dos minerais máficos, ou seja, piroxênios em anfibólios e estes em biotitas, o que implica, no mínimo em um enriquecimento em álcalis (principalmente K 2O) e H2O. As variações na composição das hornblendas de ambos os batólitos (vide secção Aspectos Petrográficos), indica que uma mistura por difusão iônica deve ter ocorrido, pelo menos localmente (nos encraves, p. ex.). Em uma situação estática a mistura por difusão iônica é de uma extensão bastante limitada, com o tempo requerido para homogeneizar um elemento dentro de um volume esférico sendo dado por: T= a2/D ondeT é o tempo em segundos, a é o raio da esfera e D o coeficiente de difusão em 2 cm /seg. (Crank 1975). Os coeficientes de difusão variam conforme o elemento (ou espécies), como uma função da composição do magma e da temperatura. Se D sr é ≅ 10 -9 - 10-10cm2/seg. para líquidos andesíticos (valores interpolados dos dados compilados por Hofmann 1980), em uma temperatura de cerca de 900oC, então o tempo requerido para homogeneizar um líquido tonalítico em um encrave de 10cm de raio, é da ordem de 300-3000anos. Por outro lado, a homogeneização de líquidos em encraves com mais que 1m de diâmetro, deve ocorrer em um intervalo de tempo que pode alcançar a centenas de milhares de anos, tempos estes proibitivos para a homogeneização por difusão. Por outro lado, como sugerido porEberz (1990), este processo pode ser acelerado enormemente em função das correntes convectivas. A importancia da transferência de massa por processos difusivos entre dois líquidos distintos foi verificada experimentalmente porWatson e Jurewicz (1984) e Yoder (1973). Nos experimentos de Yoder (1973), o tratamento hidrotermalde basalto e riolito, ambos em pó, colocados lado a lado em uma capsula de platina a 1200oC e P H2O =1Kb, mostrou que TiO2, MgO, CaO e FeO elevaram suas quantidades iniciais no basalto cerca de 100-150 microns a partir da interface observada. Os gradientes de concentração foram relacionados a uma difusão no estado líquido, embora um transporte por vapor possa também ter sido um mecanismo ativo (Yoder 1973). Watson e Jurewicz (1984) mantiveram um toleito oceânico parcialmente fundido em contato com um granito fundido por 0,75; 8 e 24h em 1250oC e 10Kb. Enquanto sílica e os elementos maiores Ti, Al, Fe, Mg e Ca mostraram gradiente totalmente abruptos na zona de contato basalto-granito, um fluxo substancial de K 2O além da região de mistura foi evidenciado. O transporte de potássio foi relacionado somente à difusão com pouca ou nenhuma contribuição da agitação convectiva. Durante os experimentos, o Sódio mostrou uma difusão ascendente (ou seja, contra o gradiente de concentração inicial) causando um empobrecimento em Na no líquido basáltico. Este comportamento foi atribuído à tendência para o sistema se ajustar a um estado transitório de equilibrio. Um número de estudos de rochas vulcânicas e plutônicas tem demonstrado que trocas metassomáticas entre inclusões magmáticas e seus hospedeiros, trocas estas algumas referidas como transporte de voláteis, podem conduzir a mudanças maiores na química destas inclusões e algumas vezes também em suas hospedeiras. Encraves máficos de vários granitos Hercinianos na França e Alemanha foram considerados magmasincluidos máficos(Leterrier que não&estavam relacionados aos magmas graníticos nos representar quais eles estavam Debon 1978; Otto & Wimmenauer 1973). Trocas metassomáticas entre os encraves e seus hospedeiros, envolvendo o transporte de Si, K, Rb e H2O das rochas hospedeiras para os encraves e Ca, Fe, Mg, Sr, Cr, Ni e V dos
encraves para as hospedeiras podem ter modificado substancialmente a química dos encraves e de seus hospedeiros adjacentes. A difusão ou percolação de uma fase fluida é pensado ter sido o mecanismo de transporte destes elementos (Leterrier e Debon 1978). Tal troca metassomática, que deve ter acontecido quando da interação física dos magmas, é relacionada com a causa principal para a hibridização dos encraves e hospedeiras (Debon, 1980). Reid (1980), observou que a borda de um encrave contendo hornblenda, do Murrumbucka Tonalite (NSW), mostrava um aumento de K, Rb, e Ba de cerca de 50% com relação ao interior do encrave e uma perda de ETR (15%) e Y (20%). Essas variações foram atribuidas a uma reação da borda do encrave com fluidos pegmatíticos aqüosos (Reid 1980), levando a uma substiuição de hornblenda por biotita, e por consequência uma perda de ETR e Y, enquanto que K, Rb e Ba foram acomodados pela estrutura da biotita. As observações petrográficas indicaram que uma substituição gradativa desde piroxênios a biotita ocorre em ambos os batólitos. Essas substituições são indícios de que processos como os acima mencionados, possam ter atuado para a modificação da química srcinal dos magmas, entretanto não podemos afirmar que estes foram os únicos processos ativos, com o efeito Soret podendo ter sido um deles. Ainda uma alternativa adicional seria aquela na qual a interação dos dois magmas se fez simplesmente por mistura mecânica, como se dois líquidos, p. ex., água e óleo (de baixa viscosidade) fossem colocados em um mesmo recipiente e, por agitação mecânica, a homogeneização fosse conseguida. Lógico, os padrões de interação química líquido-líquido não são tão simples, mas a homogeneização, dando como resultado final uma rocha nitidamente híbrida, cujos padrões texturais são maciços, só podem ser explicado por este mecanismo, com os mecanismos do tipo difusão e/ou transporte de voláteis, etc, acima descritos, sendo melhor aplicados para explicar o equilíbrio mineralógico entre encraves e rochas hospedeiras. Como ressaltado anteriormente, a mistura de magmas, e por conseguinte os processos de modificação da química srcinal dos magmas interagidos, esta se processa nos estágios iniciais da cristalização, restando todo um espaço de tempo no qual os magmas, depois de hibridizados, evoluem. Nestes estágios subsequentes, quais os mecanismos que atuam para a geração final dastexturas e composições mineralógicas? Foram os processos de mistura os responsáveis pelo crescimento na quantidade de fenocristais de feldspatos, observado quando subimos topograficamente os inselbergs, por exemplo, aqueles que ocorrem assomando a partir de rochas que compõem o facies Água Doce, na fazenda Guarani? Em outras palavras, por que as rochas do facies Água Doce ocorre sempre em cotas mais que as do facies Muxuré Novo. Os padrões texturais e composicionais das rochas que compõem o facies Água Doce são similares às exibidas pelas matrizes das rochas Muxuré Novo. Os dados de campo indicam que estes dois facies estão relacionados um com o outro, seja pelo fracionamento de feldspatos (plagioclásio>>microclina), ou por outro lado, pela acumulação destes minerais. Este mecanismo se reflete quimicamente através dos diagramas SiO2 versus Al2O3; versus Na2O; versus K2O e versus CaO e de uma maneira mais indireta através dos diagramas Rb versus Sr e SiO versus Rb/Sr. As relações de contato mostram2 que os litotipos Uruquê se mostram intrudidos no facies Muxuré Novo, entretanto suas químicas são bastante similares, principalmente quando são comparados os litotipos cujos teores de SiO 2 estão na faixa entre 65-70%. Em alguns
locais uma gradação entre os dois facies é observada, gerando o sub-facies Uruquê Transicional Muxuré Novo. Assim , os litotipos Uruquê parecem ser o produto de um pulso final de magma, distinto dos demais, estando este magma hibridizado por um pequeno percentual de magmas básicos. Seu posicionamento ao longo dos “trends” SiO2 versus demais elementos e “spidergrams” de elementos traços incompatíveis, não inviabilizam esta hipótese ou 2a. os magmas Uruquê seriam o produto da diferenciação de magmas do tipo Água Doce. Os magmas Quixadá foram, da mesma forma que os magmas Quixeramobim, plotados em diagramas SiO2 versus demais óxidos. Naqueles diagramas foram plotadas curvas de misturas de magmas com percentuais de 65% de magma máfico e 35% de magma félsico, utilizando as equações de Langmuir et alii (1978). Como já se espera deste tipo de diagrama, Al2O3, Na 2O e K2O, mostram distribuição errática não seguindo um padrão linear, ou mesmo curvilinear. Isto se deve a acumulação errática de fenocristais de feldspatos, observada nestas rochas.
As Fontes As associações litológicas que compõem os batólitos Quixadá e Quixeramobim, são sem dúvida produtos de mistura de magmas de composições relativamente contrastantes. Os encraves magmáticos encontrados nestes batólitos possuem mineralogia e química indicando que os líquidos srcinais tinham composição basáltica.. Estes basaltos, como indicam os inúmeros diques sinplutonicos foram injetados em um líquido de composição mais ácida, em vários estágios de sua cristalização. A hibridização, ou seja, a interação química entre dois magmas modificou sobremaneira, dificultando a identificação destes magmas. Situações similares, em outros locais do mundo, foram descritas por diversos autores. De uma maneira geral, estes são interpretados conforme seus teores em elementos maiores, traços e ETR. Uma análise comparativa da associação cálcio-alcalina Quixeramobimcom outras associações no mundo (p.ex. Batólito Central Sierra Nevada, (Dorais et alii 1990)), revela que as rochas Quixeramobim apresentam teores de Ba, Sr e ETRL significativamente mais altos que aquelas associações cálcio-alcalinas. De início pensamos ser uma anomalia positiva resultante dos laboratórios da Geosol S.A., entretanto, análises realizadas em outros laboratórios, e na Geosol, em mais quarenta amostras analisadas apenas para Rb, Ba, Sr, e Zr, mostraram que estas rochas são realmente ricas em Ba e Sr. Uma análise mais acurada na literatura, revelou que Gill (1974); Hawkesworth et al. (1979), têm chamado atenção para o fato de que magmas gerados em ambientes de margens destrutivas de placas, são enriquecidos em elementos com baixo potencial iônico (Sr, Ba, ETRL) com relação aos elementos com alto potencial iônico (Nb, Zn, P, Ti, ETRP), quando comparados com magmas de química total equivalente de cadeias médio-oceânicas ou rifts continentais (Harmon et alii 1984). Granitóides arqueanos são geralmente ricos em Sr e Ba, enquanto granitoides do Médio Proterozóico e muitos dos granitóides do Paleozóico (Com exceção do Oeste da Escócia), pobres nestes (Stern et al 1989). Ainda, granitóides orogênicos tardiCretácicossão e Terciários, bemelementos como rochas vulcânicas associadas de muitas partes do mundo tem estas características, ou seja, são ricas em Sr e Ba Isto é particularmente verdadeiro nos Andes, por exemplo, que em contraste, exibem plutons tardi Paleozóicos com características
de baixo Sr e Ba. O fato de que este tipo de magma “aparece” e “re-aparece” no espaço e no tempo sugere que sua química seja controlada por uma assembléia mineral. A análise dos diagramas de variação multi-elemental mostra, entretanto, que não é somente alto Ba e Sr que caracterizam estas rochas, mas uma série de características geoquímicas tais como baixo Rb e alta razão K/Rb, relativamente baixo Th, U, Nb e ETRP. Estas características são muito similares a de gnaisses arqueanos, onde os terrenos são caracterizados pela presença marcante de assembléias TTGs. O Complexo Branca, no qual os magmas Quixeramobim estão intrudidos, poderiam ser uma fonte em potencial, dada a grande quantidade de gnaisses throndjemíticos e anortosíticos e ainda metaultramáficas associadas. O Complexo Pedra Branca, durante muito tempo foi, por similaridade composicional e estrutural, denominado de Complexo Caicó, uma entidade arqueana que serve de embasamento para a grande maioria das supracrustais do Nordeste do Brasil, na qual uma grande quantidade de granitos proterozóicos ricos em Ba e Sr, ou seja, de composição similar à do granitoide Quixeramobim, são encontrados (Sial et al 1989, Ferreira et al. 1993; Conceição, 1993). O problema é que este tipo de granitóide ocorre em ambientes muito mais jovens, onde tais associações TTGs não ocorrem (Tarney et al 1994). Existe um número de explicações possíveis para esta química de granitóides ricos em Ba e Sr. (1) Que a fonte precursora seja mais enriquecida em Ba e Sr que MORB (basalto da cadeia médio-oceânica) tais como pode ser esperado se ilhas ou platôs oceânicos são fundidos quando subductados. Magmas gerados a partir de ilhas oceânicas tem as altas concentrações de Sr e Ba e (P) requeridos, mas esses líquidos profundos e de pequeno volume são incomuns no Proterozóico inferior e médio, com seus altos gradientes termais e podem não concorrer para o grande volume de crosta rica em Ba e Sr gerado. Os platôs oceânicos fornecem um volume muito maior de crosta oceância espessa, e sendo quente e flutuante, preenche muitos dos requisitos termais para a fusão extensiva e altas velocidades de produção de magma. Deve ser notado que os terrenos arqueanos, especialmente os greenstone belts, foram ligados com platôs e plumas do manto profundo (Storey, et al 1991). (2) Que a crosta seja “underplated” por magmas máficos com as mesmas características, que sofre fusão hidratada (cf. Atherton & Petford, 1993). É tambem possível que isto esteja ligado com atividade de plumas do manto (Hill et al. 1992), porque nem todas as plumas do manto são aptas a penetrar a litosfera espessa, mas apenas se sotopor a ela, mas ao mesmo tempo fornecer energia para a fusão. (3) Que as características de alto Ba e Sr e ainda P resultem da penetração da litosfera inferior por pequenos volumes de líquidos carbonatíticos astenosféricos como descrito por Green & Wallace (1988), Ionov et al.(1993) e Rudnick et al. (1993). É claro que isto pode estar ligado a atividade de uma pluma do manto (Haury et al.1993; Haggerty 1994). Se a porção inferior da litosfera é venulada (veja Foley 1992), então a composição dos elementos traços no líquido, deve ser controlada muito mais pela mineralogia nos veios que no manto hospedeiro, quando este sofre baixos graus de fusão (Tarney et al 1994). Agora, se a convecção induzida joga um papel mais importante na contribuição do magmatismo orogênico, a litosfera venulada será arrastada para a zona de fusão na cunha mantélica.. Plumas do manto não são aptas a penetrar a litosfera com uma camada mecânica espessa, entretanto, sua energia pode estar apta a erodir e adelgaçar a camada mecânica, mobilizando a
litosfera (contendo hornblenda) para mais altos níveis, podendo então arrastá-la para a zona de fusão. A fusão deste manto hornblendico resulta na transformação de hornblenda em granada, com retenção de ETRPe Y na granada residual na fonte (veja Rogers & Saunders 1989), enquanto que as altas razões K/Rb são uma consequência da mineralogia inicial da fonte que, dominada por hornblenda, rejeita Rb. Enquanto que algumas das características de elementos traços (Alta K/Rb, baixo ETRP) podem ser razoavelemente explicada pela mecanismo de fusão de uma cunha de manto hornblendico, surge a questão de se as outras carcterísticas geoquímicas, tais como Alto Sr e Ba são satisfeitas. A carencia de uma anomalia de Eu mais significativa, seja nos encraves ou nos seus hospedeiros, indica que a região fonte deve ter sido desprovida de plagioclásio, ou tinha uma fugacidade de oxigênio muito alta, fornecendo assim mecanismo capaz de produzir teores extremamente altos de Ba e Sr (Halliday & Stephens, 1983). As fracas anomalias de Eu, observadas em rochas dos várias facies, pode ser atribuida a uma cristalização fracionada em baixa pressão de plagioclásio e biotita, como sugerido por Clayburn (1983). Ainda as carcterísticas químicas apontam para a existência de uma fonte mantélica enriquecida em elementos incompatíveis. De Paolo (1981) tem ressaltado que tais mantos anômalos podem estar restritos a crátons continentais antigos, onde ele pode permanecer isolado de convecção e de processos destrutivos de margens de placas, por substanciais períodos de tempos geológicos. Um processo que pode ter produzido esse tipo de manto enriquecido em ETRL no nordeste brasileiro, por analogia com outras regiões do mundo, deve ter sido a orogênese Transamazônica, que foi um período de impotante acreção crustal, e pode-se esperar daí que processos de subducção tenham proporcionado um enriquecimento do manto, próximo às margens continentais arqueanas durante este episódio orogênico. A orogenia Pan-Africana (Brasiliana) foi carcterizada tanto na África como no Brasil, por abundante magmatismo cálcio-alcalino de alto K, alto fluxo de calor, metamorfismo de alta temperatura e baixa pressão e grandes movimentos ao longo de megazonas de cisalhamento. Os terrenos africanos que exibem estas características, os devem, conforme Black et al (1993), a um processo de descratonização do cráton Saara Central. Este processo se faz através de dois mecanismos: (1) o cráton adiquire uma margem ativa, com processos de subducção afetando e desestabilizando o manto litosférico continental; (2) o craton sofre uma hipercolisão frontal e intensa. A forte ligação entre a crosta e a camada mecanica (camada superior do manto litosférico, definida entre o Moho e a isoterma de 600oC. Sua espessura varia de 4-150Km), é devido a baixa temperatura e condições secas do Moho. Se a litosfera como um todo é cavalgada por uma cadeia, como os Himalaias, p.ex., durante uma hipercolisão, as condições de temperatura e abundância de fluidos podem mudar drasticamente permitindo um “decoupling” entre a crosta e a camada mecânica, “decoupling” este que pode se propagar ao longo do Moho cratônico enriquecido, seguindo um processo similar ao proposto por Bird (1979). Esta desestabilização cratônica é uconceito equivalente ao de “paleoplataforma” de Lewry & Colerson (1990), usado para descrever uma grande área de embasamento antigo reativada, porém, não dividida. O Complexo pedra Branca, como definido por Brito Neves (1975) e Pessoa et alii (1986), se enquadra perfeitamente dentro deste conceito. Um cráton fantasma.
Por outro lado, no caso de uma colisão por convergência oblíqua, a delaminação do manto litosférico continental não se faz como no caso de uma de uma colisão frontal. A separação da placa oceânica subductada, fatiada por mega-zonas de cisalhamento litosféricas, perimte a ascensão do manto astenosférico, induzindo a um curto mas volumoso magmatismo cálcio-alcalino pós-colisional, contaminado por líquidos crustais (Black et al 1993). A íntima relação dos magmas cálcio-alcalinos com as mega-zonas de cisalhamento sugerem que este mecanismo é o mais adequado para se obter magmas máficos astenosféricos necessários à geração dos magmas máficos em questão. A reativação das zonas de mega-zonas de cisalhamento crustal, em épocas posteriores, pode causar a fusão de material astenosférico em maiores profundidades, fusão esta com uma química controlada por flogopita. Os líquidos gerados pela fusão de flogopita são ricos em K, Sr e Ba, com baixo mg#, e o grau de saturação em sílica dependendo da proporção de flogopita que integra o líquido, sendo este mais insaturado, quanto maior for o percentual de fusão (Wendlant & Egller, 1980). A natureza potássica, bem como os altos teores de MgO, Sr e Ba e elementos terras leves, caracterizam os magmas Quixadá como de natureza shoshonítica. Muitos autores concordam que estes magmas são o produto da fusão do manto litosférico, onde horizontes metassomáticos formados pela percolação de pequenos volumes de líquidos ascendentes do manto convectivo (inclusive carbonatíticos) ou fluidos são preservados e tornar-se isotopicamente evoluido através do tempo geológico (Rogers 1992). “Meladioritos diferem dos dioritos normais somente em seu mais alto teor em minerais máficos. Exemplos tem sido descritos em Glen Fyne-Garabal Hill Complex no sudoeste da Escócia. Estas rochas, no sentido geral, são certamente meladioritos, diferindo das outras por conterem prismas euedrais de hornblenda., nos exemplares de Channel Island, geralmente com núcleos ocos e arranjadas por fluxo. Estes Appinitos (E.B. Bayley, 1916), são geralmente pegmatíticos, de granulação relativamente grosseira e ocorrem sejam em bolsões em dioritos normais ou em porções superiores de ricas em fluxo, de sheets dioriticos diferenciados. Originalmente appinito era um tipo de rocha diorítica, mas ultimamente o termo tem sido expandido e agora, com especial referência às intrusivas Caledonianas da
Escócia, a “suite appinitica” inclui uma uma faixa de rochas de diferentes composições. Assim é que Holmes (1920) afirma que “appinitos é um têrmo genérico usado para designar variedades de dioritos, monzonitos e sienitos melanocráticos que são ricos em hornblenda. No campo, os meladioritos gradam para hornblenditos por eliminação do plagioclásio, e a rocha, constituida por hornblenda aproximadamente pura é o último produto da diferenciação máfica do diorito... Estas rochas são, de maneira geral relacionadas a um mecanismo de acumulação,...É dificil acreditar que estas rochas hornblendicas tenham tal srcem..., Em Garabar Hill, augita-peridotitos (olivina dominante associada com augita), grada para hornblenda piroxenito que por sua vez grada para hornblenditos, cujos prismas de hornblenda atingem a dois centímetros. Há pouca dúvida de que o piroxenito foi gradualmente tranformado por processos metassomáticos, embora nenhum agente mais quimicamente ativo que vapor dágua para fornecer a necessária (OH) deva ser requerido. O trecho acima, extraido de Hatch, Wells & Wells (1972), descreve quase que perfeitamente a matriz das rochas que compõem o batólito Quixadá. Com aampliação do conceito de appinito, podemos perfeitamente bem encaixar as rochas Quixadá dentro deste
conceito. Não queremos, entretanto, dizer que sua srcem se deva por metassomatismo (no estado sólido) como acima proposto, mas que os magmas a partir dos quais elas foram formadas, resultam da fusão de um manto litosférico “frio”. Aquí surge um problema que é saber quanto este manto “frio” pode fundir, quando reativado por riftes, plumas do manto ou muito mais provavel, por mega-zonas de cisalhamento. Evidência geofísicas sugerem que as temperaturas atingidas nestas circunstâncias deve permitir somente a a fusão de veios enriquecidos, tais como aqueles de composição flogopita-piroxenitos, dando srcem a magmas ricos em K, Ba e Sr, mas pobres em Mg. A ocorrência de um manto litosférico enriquecido em elementos incompativeis no Nordeste do Brasil tem sido proposta por Ferreira et al (1993). Aí, xenólitos de mica-piroxenitos, foram considerados como representantes de um manto litosférico, a partir do qual resultaramos magmas ultrapotássicos que abundam naquela região. Um componente magmático com as características apresentadas por estes magmas pode ser um forte candidato para compor os magmas shoshoníticos Quixadá, faltando apenas a porção basáltica. Tarney et al (1994) tem sugerido que este componente basáltico pode ser perfeitamente derivado de um manto litosférico hornblendico, similar ao anteriormente descrito. A mistura destes dois magmas mantélicos gerariam todas as características exibidas pelos litotipos Quixadá.
O COMPORTAMENTO REOLÓGICO DOS MAGMAS GRANÍTICOS - A VISCOSIDADE E A FORMAÇÃO DE DIQUES SINPLUTONICOS. Um líquido silicático comporta-se aproximadamente como um fluido Newtoniano ideal, cuja viscosidade depende principalmente da composição química do líquido, da pressão e da temperatura (Bottinga e Weill, 1972). As viscosidades dos líquidos silicáticos comuns são bem conhecidas a partir dos experimentos (Shaw, 1965; Botinga e Weill, 1972 e Murase e McBirney, 1973) e pode ser facilmente calculada a partir dos dados composicionais usando modelos empíricos (e.g. Shaw, 1972). Devido ao teor variável de água magmática e em menor extensão à temperatura, os magmas graníticos mostram ampla faixa de viscosidades, variando de 102Pas a 1018Pas. Se um magma contém cristais suspensos, ele pode ser tratado como uma suspensão e como tal, pode ser modelado simplesmente como um fluido Newtoniano com sua viscosidade efetiva dependendo da viscosidade do líquido, fraçãodevem de sólidos (cristais, xenólitos, etc.) suspensos. A distribuição das partículas e o tipo da de fluxo ser considerados em análises mais rigorosas (veja por exemplo McBirney e Murase, 1984). Por exemplo, Roscoe (1953), prediz a viscosidade de uma suspensão concentrada como segue: µS = µ0(1-Rw)-2,5 onde µs é a viscosidade da suspensão, µ0 é a viscosidade do líquido, w é a fração de partículas suspensas, R é uma constante e w refere-se à fração cristalina máxima ( wmax) na qual a viscosidade efetiva torna-se infinita e a suspensão perde a mobilidade. Angel Fernandez (com. pes.) sugere as seguintes fórmulas para os cálculos da viscosidade efetiva: ηs= η(1-1,35.φ)-2,5 (1) ηs= η(1-φ)-2,5 (2) onde ηs é a viscosidade efetiva da suspensão,φ é o percentual de cristais e η é a viscosidade do líquido magmático. A primeira fórmula deve ser aplicada para suspensões com cristais equidimensionais, enquanto que a segunda para suspensões com cristais de tamanhos diferentes. Estas relações e duas outras sugeridas por Mooney (1951) e Krieger e Dougherty (1959), in Wickham (1987), são plotados na figura 1, para vários valores de R. Também são mostradas curvas experimentais de viscosidades relativas de suspensões crescentemente mais densas, compiladas por Thomas (1965). A figura é então uma compilação de dados experimentais e curvas empíricas ajustadas aos dados experimentais. Essas curvas sugerem pequenas mudanças nas viscosidades efetivas para w menor que 0,25. Isto implica que corpos
de magmas graníticos com baixos teores de cristais (25%) terão viscosidades similares aos mesmos líquidos magmáticos sem cristais. Além disso, a viscosidade não cresce mais que uma ordem de magnitude quando w= 0,5 (análogo a 50% de magma cristalizado).
A fração reológica crítica é usada para distinguir o ponto em que um magma muda seu comportamento de uma suspensão densa para uma estrutura granular. As viscosidades efetivas destes dois estágios (suspensão-estrutura granular), variam de valores típicos de líquidos graníticos hidratados (cerca de 106Pas), a valores típicos de rochas (cerca de 1018Pas). Arzi (1978) escolheu um valor de 20±10% de líquido residual para a fração reológica crítica (FRC). Resultados experimentais de Van der Molen e Paterson (1979), sugerem que com 80% de cristais e 20% de líquido residual, os magmas exibem um “ yield strenght” com somente uma ordem de magnitude menor que uma rocha totalmente cristalizada. Wickham (1987) propõe valores próximos a 60% de cristais e 40% de líquido residual para FRC. Sua proposta fundamenta-se no empacotamento aleatório de esferas, na mecânica de solos e principalmente no fato de que rochas vulcânicas algumas vezes chegam a ter 60-65% de fenocristais (a lava dacítica Chao, no Chile), mas nunca quantidades de fenocristais superiores a esta. Isto sugere que cerca de 65% de cristais, representa a fração cristalina limítrofe acima da qual um magma não pode chegar à superfície, porque sua viscosidade efetiva é muito alta (Fig. 7.2.).
Log η 10
I
II
III
5
50
φ
Figura 1 - Variação na viscosidade relativa de suspensões com crescentes frações de partículas sólidas. Observar a tendência de crescimento ao infinito, quando a fração cristalina se aproxima de 74%.
Figura 7.2 - Diagrama mostrando o rápido decréscimo no “strenght” de uma rocha parcialmente fundida, com uma crescente fração líquida, em uma velocidade de “strain” de 10-5s-1 e 3Kbar de pressão confinante (Wickham 1987). É claro que a FRC deve variar em diferentes sistemas de rochas com diferentes texturas, tamanho de grãos, geometria dos grãos e heterogeneidades composicionais macroscópicas (presença de xenólitos, p.ex.), e é por isso infrutífero tentar especificar um valor exato para a FRC. Parece ser suficiente dizer que dentro de uma faixa 30 a 50% de líquido residual em sistemas graníticos, ocorre uma mudança radical no comportamento mecânico (Vickham, 1987). Diante do exposto, admitimos aqui que se um sistema magmático granítico contém entre 0 e 35% de cristais, ele é considerado estar no estágio líquido. Se ele contém entre 35 e 65% de cristais é considerado estar no estágio transicional líquido-sólido e que se ele contém mais que 65% de cristais é considerado um sistema sólido (Wickham, 1987)”.
Os Fatores Ambientais que Determinam o Fraturamento de Magmas Parcial e/ou Totalmente Cristalizados. Os relacionamentos esforço-deformação que ilustram os comportamentos plásticoelástico sob diferentes condições de pressão confinante, velocidade de “strain “ e temperatura são bem conhecidos (Heard 1960; Griggs et al. 1960; Murrel 1965). O grau de cristalização e a disponibilidade de fluidos intersticiais em uma estrutura granular de minerais, e como ele se comporta sob “stress“ ainda não é, entretanto, bem conhecido. Rochas completamente fundidas se comportam com um fluido Newtoniano ideal, com seu comportamento sendo uma função direta da viscosidade. Quando a cristalização avança, cristais são formados e rodeados por líquidos e daí o comportamento Newtoniano muda gradualmente para aquele de um fluido de Bingham com comportamento plástico (Shaw et al. 196,8). O aumento no percentual de cristalização produzirá contato grão a grão, menor quantidade de líquido residual, maior rigidez e maior “ yield stress “. O percentual de líquido residual no qual o líquido magmático muda seu comportamento Newtoniano para um comportamento plástico, foi estudado por Arzi (1978) e Van der Molen e Peterson (1979). Eles introduziram o conceito de Fração Crítica de Líquido (FCL), que define valores entre 30 e 35% de líquido residual distribuido nos espaços intersticiais de uma estrutura granular. Um magma que possua percentuais de líquido residual inferiores ao da FCL, estará apto a transmitir “ stresses “ compressivos através da estrutura granular. A partir dessa habilidade de rochas parcialmente cristalizadas, transmitirem “ stresses “ cisalhantes, pode ser deduzido que as rochas se deformarão plasticamente ou elasticamente, dependendo dos fatores ambientais.
Investigações Experimentais Sobre o Fraturamento de Rochas O processo de formação de diques foi estudado por Anderson (1936, 1951). Ele concluiu que os diques tendem a se alinhar paralelo ao “ stress “ máximo principal. Hubberty e Willis (1957), Fairhust (1964), Phyllips (1972), Knapp e Knight (1977), estenderam os estudos de Anderson (1951), investigando o fraturamento hidráulico de rochas quando a pressão de fluidos na rocha excede ao “tensile strenght” da massa rochosa e o campo de “stress” regional. Foi observado a partir de testes de laboratório e de campo que, em uma rocha fraturada (fratura preenchida por fluidos sob pressão), a fratura estende-se em um plano perpendicular ao menor esforço principal e paralela ao esforço máximo principal (Ave Lallement e Carter, 1970). Van der Molen e Paterson (1979), também observaram que os líquidos magmáticos gerados durante a deformação se redistribuem em filmes perpendiculares ao esforço mínimo principal e paralelos ao esforço máximo. Observações sobre diques e veios que recortam o CGQQ revelam que as intrusões ocorreram em todos os estágios de cristalização, ou seja, nos estágios sólido (percentual de cristais >65%), transicional sólido-líquido (percentual de cristais entre 35 e 65%) e líquido (percentual de cristais <35%). Estes últimos sugerem que o fraturamento pode ocorrer em estágios de cristalização cujos percentuais de líquido residual são bem superiores a aqueles
sugeridos por Arzi (1978). Desta forma, os diques observados podem ser caracterizados como segue:
Fraturamento e formação de diques no estágio sólido. Neste item estão incluídos todos os diques e veios que intrudiram quando o granito hospedeiro possuía quantidades de líquido residual menores que 35%. Estes podem ser subdivididos em corpos que se alojaram quando: a) o corpo hospedeiro de encontrava com 0% de líquido residual; b) entre 0 e 5% de líquido residual; c) entre 5 e 15% do líquido residual e d) entre 15 e 30% de líquido residual. Estes são caracterizados como segue:
a) 0% de líquido residual A ausência de líquido residual endógeno implica que o corpo hospedeiro ou se encontrava frio ou com viscosidade e permeabilidade suficientemente altas para não permitir a migração de fluidos que porventura estivessem escapando. As rochas que compõem tais diques são de composição diversa, indo desde básica até ácida. Estes diques são caracterizados por mostrar contatos definidos por planos retilíneos, espessura constante e, às vezes, bordas resfriadas (Fig. ). Suas direções são variáveis. Aqueles diques que estão relacionados aos movimentos tardios da ZC Senador Pompeu se mostram em direções aproximadamente E-W, (≅N80E), enquanto que aqueles não relacionados aos movimentos da ZCSP se mostram perpendiculares à foliação do granito hospedeiro.
b)
0 - 5% de líquido residual.
O fraturamento e formação de diques neste estágio é bastante difícil de ser distinguido daquele que ocorre quando a rocha está totalmente cristalizada (0% de líquido residual). Isto se deve à alta viscosidade do material granítico hospedeiro, o que ocasiona a formação de planos bem definidos de fratura bem definidos, contatos bruscos, espessura constante, etc. Uma possível distinção é a presença macroscópica de finos filmes de material pegmatítico quartzozo endógeno, separando o material exógeno da rocha hospedeira (Fig. 2).
c) 5 - 15% de líquido residual Neste caso, o dique mostra espessura relativamente regular, entretanto, os contatos apesar de bruscos, são sinuosos. A característica deste estágio é a presença de uma camada de material pegmatítico de natureza endógena que separa o corpo encaixante do material exógeno (Figs. 2). A espessura da camada pegmatítica não parece ser função da magnitude da fratura, enquanto que sua composição modal depende da quantidade de líquido residual. Na figura 2 o pegmatito granulação (1-2cm), com espessura (1-4cm), sem evidência de mostra resfriamento contragrossa o granito encaixante, mas aovariável contrário, contatos gradacionais. Ao longo dos contatos entre o pegmatito e o leucogranito exógeno, são observados finos leitos descontínuos de biotititos cuja srcem é ainda motivo de
especulação. Quando a camada pegmatítica não está presente, a caracterização do percentual de líquido residual é feita utilizando os critérios acima, auxiliados por uma observação microscópica dos contatos. Ao microscópio, alguns dos cristais que compõem o granito hospedeiro, se mostram fraturados, enquanto outros foram apenas rotacionados (Fig. 2). Os leitos pegmatíticos acima citados são de srcem diversa daquela dos leucogranitos que compõem o dique, vista que seu posicionamento na borda do dique é exatamente o contrário daquele que se pode esperar em zonas de contato, quando a evolução se dá por diferenciação do material que compõe o dique. Quando esse é o caso, na zona de contato devem ser encontrados litotipos menos ácidos e de granulação mais fina. Desta forma, é possível pensar nestes pegmatitos como de natureza endógena, ou seja, quando o magma granítico parcialmente cristalizado se fratura, o líquido intersticial residual tende a migrar para uma zona de menor pressão, ou seja, a fratura (Fig. 2). A camada, de natureza pegmatítica como acima descrita, pode ser também de natureza aplítica, dependendo apenas da quantidade de líquido residual. O leucogranito (ou qualquer outro material) que constitui a porção central é de natureza exógena e pode ser ou não um líquido tardio, produto da diferenciação magmática do granito hospedeiro que residia nas porções mais internas da câmara magmática. Modelamento matemático em elementos traços pode confirmar a fonte do leucogranito.
Fig. 2 a,b,c - Formação e preenchimento de fraturas para a formação de diques. Estágio 1Formação da fratura; Estágio 2- dilatação da fratura e fluxo de líquido para a zona de fratura.; Em a) injeção de líquido em rocha totalmente cristalizada; b) injeção em sistemas com líquido residual em torno de15% e c) injeção de líquido em sistema com cerca de 30% de líquido residual.
A presença de camadas pegmatíticas independe da composição do material que compõe o dique sin-plutônico.
d)
15 - 30% de líquido residual
Aqui os diques sin-plutônicos são caracterizados por um extrema irregularidade na espessura, contatos gradacionais e sinuosos e forma anastomosada. Bordas resfriadas não são encontradas. Ao logo dos contatos, muitos dos cristais do granito hospedeiro mostram
sinais de rotação e nenhuma evidência de fraturamento, podendo até mesmo alguns deles serem arrastados pelo magma invasor, vindo a constituir xenocristais nas rochas que formam o dique (Fig. 7.2.7.7c) A formação de diques sin-plutônicas em rochas com percentual de líquido residual superior a 30% será discutida no capítulo referente aos encraves magmáticos, isso porque, como já visto anteriormente, estes magmas apresentam reologia diferente e daí uma resposta diferente aos esforços aplicados, o que implica em diferentes morfologias dos diques sinplutônicos.
A Foliação Magmática Primária Foliações em rochas granitóides podem se desenvolver em consequência dos seguintes mecanismos: 1° - fluxo durante a ascensão; 2 ° - “ascensão” diapírica e expansão radial (baloneamento); 3° - “emplacement” durante uma deformação regional; 4 ° deformação regional “post-emplacement” e 5° - combinação de dois ou mais destes mecanismos (Paterson et alii, 1989). As foliações registradas no estágio liquido (aqui entende-se como estágio magmático aquele no qual os cristais podem rotacionar livremente no líquido magmático, sem suficiente interferência para causar deformação plástica - estágio reológico 1),são definidas pelos seguintes critérios: a) alinhamento de megacristais euedrais (Fig. 1a) de feldspatos; b) presença de aglomerados de cristais de quartzo (Fig. 1a), não deformados, em torno de megacristais de feldspatos; c) imbricação ou entelhamento de megacristais (Fig. 1b) e d) alinhamento de enclaves magmáticos elipsoidais (Fig. 1c).
Figura 1 a, b, c - Critérios usados para definir foliações impressas no estágio líquido. Os dois primeiros critérios são sempre encontrados em uma mesma amostra. Ao primeiro critério deve ser acrescida a ressalva de que os megacristais orientados não exibem quaisquer indícios de deformação plástica ou recristalização. Os megacristais assim observados, evidenciam que durante a deformação eles estavam em um magma que continha bastante líquido e poucos cristais, o que propiciou uma fácil rotação dos mesmos sem a interveniência de outros cristais. Por outro lado, a presença de agregados de cristais anedrais de quartzo adjacentes aos megacristais de feldspatos alinhados, implica em que a orientação destes megacristais se fez em um meio líquido (magmático); isto se deve ao fato de que cristais de quartzo não apresentam orientação forma (embora possa apresentar orientação preferencial cristalográfica), em preferencial granitos nãode deformados. Além disso, o quartzo sofre deformação plástica mais facilmente que qualquer outro mineral componente dos granitos, quaisquer que sejam as condições de pressão, temperatura e
composição de fluidos, de forma que ele é um indicador sensível de fluxo no estado sólido (Marre, 1986). O entelhamento de megacristais de feldspatos tem sido interpretado como o resultado de um fluxo magmático não coaxial envolvendo a rotação e as vezes também a translação de megacristais em um meio líquido (Blumenfeld et al, 1988). O alinhamento de enclaves magmáticos elipsoidais - os quais nós interpretamos como glóbulos de magmas solidificados - indicam deformação sin-magmática quando não apresentam indícios de deformação plástica ou recristalização. Os padrões de orientação preferencial dos minerais constituintes dos enclaves são, comumente, similares ou mesmo mais fortes que aqueles apresentados pelos minerais componentes dos granitos encaixantes, magmaticamente foliados. Há, entretanto, um fator complicador na utilização única deste critério para definir a foliação como sendo resultante de um fluxo magmático. Como é sabido, os enclaves atingem o “solidus” mais rapidamente que o granito hospedeiro, principalmente quando a diferença no teor em SiO2 entre os dois magmas é superior a 15%. Se durante sua cristalização, o sistema (enclave + hospedeiro) está sofrendo deformação contínua, provocada p.ex., por uma expansão radial do pluton (baloneamento), este enclave ao atingir o solidus ou pelo menos uma alta viscosidade, vai registrar uma deformação impressa no estado sólido, mesmo quando esta deformação ocorreu em estágios sin-magmáticos com relação ao granito hospedeiro. Neste caso, o enclave deve se comportar como um sólido em meio viscoso que está sofrendo deformação. Um dos resultados pode ser uma ligeira rotação do enclave com relação à foliação do granito hospedeiro. Por outro lado, existem casos em que pode haver uma forte interação entre os dois magmas, ou seja, entre o magma básico e o magma ácido hospedeiro. Isso ocorre principalmente quando os teores de SiO 2 dos dois magmas não são muito diferentes. Como resultado da interação, o enclave sofre modificações químicas e por consequência final, mineralógicas, que podem ser confundidas com recristalização. Paterson et alii (1989) definiram fluxo magmático como “uma deformação por deslocamento de líquido com consequente rotação de cristais (corpos rígidos), sem suficiente interferência entre cristais para causar deformação plástica”. Esta definição não discrimina a causa do deslocamento; se um fluxo ascencional, se um cisalhamento puro, se um cisalhamento simples; ou se dois ou os três mecanismos agindo ao mesmo tempo. No primeiro caso (fluxo ascensional), os minerais precoces tendem a formar uma lineação mineral vertical, o mesmo ocorrendo no segundo caso (cisalhamento puro). No terceiro caso (cisalhamento simples), uma lineação mineral horizontalizada deve ser o resultado.
A Deformação no Estado Sólido Conforme já citado, um corpo granítico é considerado um sistema sólido quando sua fração reológica crítica, ou seja, quando seu percentual de líquido residual é inferior a 35%. A foliação impressa neste estágio está materializada por bandas de cisalhamento que variam em espessura desde centimétrica a decamétrica e comprimentos respectivos que variam poucos metros a vários quilômetros.
A deformação quando impressa em alta temperatura (T>450°), ela desenvolve blastomilonitos, protomilonitos, milonitos e ultramilonitos (conforme classificação de Sibson et al 1977). A descontinuidade e anastoseamento das faixas miloníticas e ultramiloníticas que se intercalam em protomilonitos e blastomilonitos; a lineação de estiramento subhorizontal; a presença de milonitos do tipo S-C (grupos I e II de Lister et al. 1984) e sombras de recristalização assimétricas fortemente predominantes sobre as simétricas (deformação coaxial), sãoatravés critérios quemecanismo quando observados, indicam que a deformação processou principalmente de um de deformação não coaxial heterogêneo.se Os litotipos desta forma deformados exibem, de maneira sistemática, uma foliação de alto ângulo. Esta foliação, de srcem tectônica está marcada principalmente pela orientação, em planos subverticais, de megacristais de K-feldspato, de lentes de quartzo e de minerais máficos e ainda pelo estiramento de encraves microgranulares. A intensidade desta deformação, assim como o grau de reorientação dos feldspatos, é variável de local para local. Da mesma forma, o aspecto lenticular do quartzo é mais ou menos marcado; em certos casos, apresenta uma forma ovalada, em outros, uma forma extremamente alongada (2 a 3cm por 2mm). Nos afloramentos são comuns megacristais que apresentam uma deformação plástica, acompanhada de recristalização dinâmica, formando sombras assimétricas. A assimetria características dessas sombras, bem como fábricas S-C (Figs. x.), comprovam que a deformação se desenvolveu em regime de cisalhamento simples. A partir dos dados supracitados podem ser extraídos os seguintes indícios de deformação no estado sólido: • Evidências microscópicas da deformação plástica: 1) extinção ondulante e “kink bands” em micas; 2) estruturas de recuperação tais como textura em sub-grãos de quartzo e recristalização para formar agregados mono ou poliminerálicos. Os cristais que formam tais agregados possuem granulação mais fina que os cristais primários. Os agregados monominerálicos sugerem casos de regeneração “sensu strictu” (caso dos feldspatos), já os poliminerálicos sugerem neocristalização como resultados de reações metamórficas. • A combinação da redução do tamanho dos grãos e alongamento dos agregados finamente granulados, resulta na formação de uma foliação definida por “ribbons” de quartzo recristalizado e agregados lenticulares de muscovita ou ainda agregados de biotita+muscovita+titanita que neocristalizaram a partir de biotitas deformadas. • Estruturas S-C. • Boudinagem de diques sinplutônicos. • Fraturamento e boudinagem de feldspatos com consequente preenchimento do “neck” por micas brancas e quartzo. • Recorrências do cisalhamento formando fraturas frágeis e formação de diques e veios. Sombras de Recristalização Dinâmica Estas estruturas são srcinadas pela rotação de megacristais de feldspatos imersos em uma matriz de granulação mais fina; os planos da foliação são distribuídos assimetricamente (cisalhamento simples), ou simetricamente (cisalhamento puro), de maneira que os megacristais se apresentam com uma forma retorcida (1 ° caso) ou ovalada (2° caso), com caudas de material recristalizado, finamente granulado, de mesma composição que o
megacristal ou porfiroclasto, estendendo-se segundo a direção do cisalhamento. Contrário às implicações genéticas do termo porfiroclasto que envolve uma redução no tamanho dos grãos por processos cataclásticos, o material finamente granulado que compõem as caudas, é geralmente o produto da recristalização dinâmica. Esta redução no tamanhos dos grãos está associada com “strain softening” (Simpson et al. 1983). Sombras de pressão assimétricas em forma de (S) indicam um cisalhamento cujo sentido de movimento foi destral, enquanto que aquelas em forma de (Z) indicam um sentido sinistral. Sombras de pressão simétricas, são feições que sugerem a atuação uma componente deformacional do tipo cisalhamento puro. O Fraturamento de Megacristais Muitos dos megacristais se mostram fraturados, em meio a uma matriz dúctil (quartzo lenticular), na qual a descontinuidade observada no megacristal não prossegue na matriz. Este critério não é confiável, vista que podem ser encontrados cristais que apresentam fraturamento em diversos ângulos, e não somente como aqueles sugeridos por Etchecopar (1977), nos quais os cristais que se apresentam em ângulo com o cisalhamento, exibem planos de fratura cujos deslocamentos são antitéticos com relação ao cisalhamento
Estruturas S-C O termo milonito S-C é derivado de uma nomenclatura usada por Berthé et al. (1979), que descreveram a evolução de milonitos em um ortognaisse deformado na zona de cisalhamento South Armorican (França). Esses autores reconheceram dois tipos de foliação: a) superfícies S relacionadas à acumulação do “strain” finito e b) superfícies relacionadas a altos “strain” localizados (C = cisalhamento). Em tais rochas a foliação anastomoseia dentro e fora das zonas de localmente alto “shear strains” de maneira tal que ele está provavelmente relacionada à flutuação da intensidade do “strain” finito. Outros tipos de milonito S-C foram reconhecidos a posteriori (e.g., Lister et al. 1984 e Passier & Simpson 1986). • Tectonitos S-C do tipo I de Lister et al (1984)- estes são os mais comuns e podem ser encontrados principalmente compondo as bandas de cisalhamento. Correspondem, em escala microscópica, a rochas que são caracterizadas pela presença de microbandas ultramiloníticas compostas por agregados de quartzo+clorita+sericita. Tais bandas, separadas por uma distância proporcional ao tamanho do feldspato, anastomoseia, delimitando porções menos deformadas de rocha nas quais o quartzo não é extensivamente poligonizado e mostram contatos serrilhados e extinção ondulante. Tais planos anastomosados, correspondem aos planos de cisalhamento ( C ), entre os quais as biotitas estão arranjadas obliquamente (planos S), e os feldspatos aparecem como augens assimétricos, evidenciando uma deformação rotacional (cisalhamento simples), bem como o sentido de cisalhamento. Os ângulos formados pelos planos S e C são geralmente da ordem de 20°, entretanto, existem os casos extremos onde S e C são paralelos. Nestes casos, osmiloníticos. milonitos deixam de constituir bandas de cisalhamento para constituírem “diques”
•
Tectonitos S-C do tipo 2 de Lister et al (1984)- estes são normalmente em quartzomicaxistos. A principal característica microestrutural destes tectonitos são os “peixes” de mica produzidos pelo fraturamento e boudinagem de muscovitas pré-existentes (Lister et al 1984). Os “peixes” individuais de muscovita são separados por descontinuidades em zonas, na escala de grão, de “strain” muito alto. Essas descontinuidades e microcisalhamento são geralmente marcadas por “trails” de micas, opacos e
ocasionalmente grãos afragmentados feldspatos,dostodos muitode finamente Esses “trails” definem superfície C. de A geometria “peixes” muscovita granulados. indica uma dinâmica dextral se um S, ou sinistral se um Z respectivamente, é observado. • Em alguns tectonitos do tipo 1, uma terceira fábrica está orientada em um ângulo que varia entre 10 e 30° com a fábrica C. Esta é uma fábrica C’ (terminologia segundo Ponce de Leon et al 1980), cuja presença resulta em um encurvamento sigmoidal dos planos C. • Enquanto os tectonitos S-C do tipo 1 são observáveis em escala mesoscópica, os do tipo 2 só são identificados em escala microscópica.
O COMPORTAMENTO REOLÓGICO DOS MAGMAS GRANÍTICOS – A VISCOSIDADE Um líquido silicático comporta-se aproximadamente como um fluido Newtoniano ideal, cuja viscosidade depende principalmente da composição química do líquido (x), da pressão (Ρ) e da temperatura (Τ) (Bottinga e Weill, 1972). As viscosidades dos líquidos silicáticos comuns são bem conhecidas a partir dos experimentos (Shaw, 1965; Botinga e Weill, 1972 e Murase e McBirney, 1973) e pode ser facilmente calculada a partir dos dados composicionais usando modelos empíricos (e.g. Shaw, 1972). Devido ao teor variável de água magmática e à temperatura, os magmas graníticos mostram ampla faixa de viscosidade, 2 18 variando de 10 Pas a 10 Pas.
Figura 1 - Diagramas exibindo o comportamento da viscosidade de um líquido silicático, quando são mudadas as variáveis T, e Teores de H2O e SiO2. Observe que as curvas são descendentes nos casos de temperaturas e água, entretanto, a viscosidade cresce de forma considerável com o aumento no teor de SiO2.
O efeito do aumento no teor em sílica sobre a viscosidade é muito pronunciado, entretanto, o aumento no teor em água, tem efeito contrário, ou seja, reduz substancialmente a viscosidade. Se um magma contém cristais suspensos, ele pode ser tratado como uma suspensão e como tal, pode ser modelado simplesmente como um fluido Newtoniano com sua viscosidade efetiva dependendo da viscosidade do líquido, da fração de sólidos (cristais, xenólitos, etc.) suspensos. A distribuição das partículas e o tipo de fluxo devem ser considerados em análises mais rigorosas (veja por exemplo McBirney e Murase, 1984). Por exemplo, Roscoe (1953), prediz a viscosidade de uma suspensão concentrada como segue: µS = µ0(1-Rw)-2,5 s
onde µ é a viscosidade da suspensão,µ0 é a viscosidade do líquido, w é a fração de partículas suspensas, R é uma constante e w refere-se à fração cristalina máxima ( wmax) na qual a viscosidade efetiva torna-se infinita e a suspensão perde a mobilidade. Angel Fernandez (com. pes.) sugere as seguintes fórmulas para os cálculos da viscosidade efetiva: ηs= η(1-1,35.φ)-2,5 (1) ηs = η(1-φ)-2,5
(2)
onde ηs é a viscosidade efetiva da suspensão,φ é o percentual de cristais e η é a viscosidade do líquido magmático. A primeira fórmula deve ser aplicada para suspensões com cristais equidimensionais, enquanto que a segunda para suspensões com cristais de tamanhos diferentes. Estas relações e duas outras sugeridas por Mooney (1951) e Krieger e Dougherty (1959), in Wickham (1987), são plotados na figura (2), para vários valores de R. Também são mostradas curvas experimentais de viscosidades relativas de suspensões crescentemente mais densas, compiladas por Thomas (1965). A figura é então uma compilação de dados experimentais e curvas empíricas ajustadas aos dados experimentais. Essas curvas sugerem pequenas mudanças nas viscosidades efetivas para Φ menor que 0,25. Isto implica que corpos de magmas graníticos com baixos teores de cristais (25%) terão viscosidades muito próximas aos mesmos líquidos magmáticos sem cristais. Além disso, a viscosidade não cresce mais que uma ordem de magnitude quando Φ = 0,5 (50% de magma cristalizado). A fração reológica crítica é um conceito usado para distinguir o ponto em que um magma muda seu comportamento de uma suspensão densa para o comportamento de uma estrutura granular. As viscosidades efetivas destes dois estágios (suspensão - estrutura granular), variam de valores típicos de líquidos graníticos hidratados (cerca de 106Pas), a valores típicos de rochas (cerca de 1018Pas). Arzi (1978) escolheu um valor de 20±10% de líquido residual para a fração reológica crítica (FRC). Resultados experimentais de Van der Molen e Paterson (1979), sugerem que com 80% de cristais e 20% de líquido residual, os magmas exibem um “ yield strenght” com somente uma ordem de magnitude menor que uma rocha totalmente cristalizada. Wickham (1987) propõe valores próximos a 60% de cristais e 40% de líquido residual para FRC.
Figura 2 - Variação na viscosidade relativa de suspensões com crescentes frações de partículas sólidas. Observar a tendência de crescimento ao infinito, quando a fração cristalina se aproxima de 74%. Sua proposta fundamenta-se no empacotamento aleatório de esferas, na mecânica de solos principalmente no fato de que rochas vulcânicas algumas a ter 6065% de efenocristais (p. ex. a lava dacítica Chao, no Chile), mas vezes nuncachegam quantidades de fenocristais superiores a esta. Isto sugere que cerca de 65% de cristais, representa a fração cristalina limítrofe acima da qual um magma não pode mais se movimentar (chegar à superfície), porque sua viscosidade efetiva é muito alta (Fig. 2). É claro que a FRC deve variar em diferentes sistemas de rochas com diferentes texturas, tamanho de grãos, geometria dos grãos e heterogeneidades composicionais macroscópicas (presença de xenólitos, p.ex.), e é por isso infrutífero tentar especificar um valor exato para a FRC.
Figura 3 - Diagrama mostrando o rápido decréscimo no “strenght” de uma rocha parcialmente fundida, com uma crescente fração líquida, em uma velocidade de “strain” de 10-5s-1 e 3Kbar de pressão confinante (Fonte: Wickham 1987). Parece ser suficiente dizer que dentro de uma faixa 30 a 50% de líquido residual em sistemas graníticos, ocorre uma mudança radical no comportamento mecânico (Vickham, 1987). Diante do exposto, admitimos aqui que se um sistema magmático granítico contém entre 0 e 35% de cristais, ele é considerado estar no estágio líquido. Se ele contém entre 35 e 65% de cristais é considerado estar no estágio transicional líquido-sólido e que se ele contém mais que 65% de cristais é considerado um sistema sólido (Wickham, 1987)”. “As propriedades reológicas dos magmas variam sistematicamente com a progressão da cristalização.; a viscosidade efetiva, ou seja, a viscosidade do magma como um todo (i.e. líquido + cristais precoces + xenólitos + gases), cresce progressivamente com a
medida que a temperatura do solidus se aproxima. Isto é devido ao resfriamento, aumento no teor em sílica no líquido residual e acréscimo na fração cristalina φ, A viscosidade efetiva também depende da forma, tamanho e distribuição de cristais (Sherman 1968), agregados de partículas (Gillespie 1983) e provavelmente das propriedades da suspensão (interação líquido-cristais, grau de polimerização, etc.). Desprezando-se a influência da forma e tamanho absoluto dos cristais e assumindo uma distribuição uniforme, a viscosidade efetiva de um magma (líquido+cristais) pode ser calculada a partir da equação de Roscoe: -2,5 η=ηl(1-1,35φ) onde ηl é a viscosidade da fração líquida do magma em temperatura do liquidus e φ é a fração de cristais. A viscosidade efetiva cresce a medida em que (φ) a fração cristalina cresce.
Magma basálticos quentes normalmente se fragmentam formando glóbulos, ao serem injetados em magmas graníticos frios; principalmente se os magmas graníticos não estiverem totalmente cristalizados. Levando em conta as diferenças de densidade entre os glóbulos máficos e o magma granítico em alta temperatura (granito liquidus), a aplicação da lei Stockes para sólidos imersos em líquidos Newtonianos, mostra que qualquer enclave de mais que alguns centímetros de diâmetro deve afundar em uma velocidade notavelmente maior que a assumida para a velocidade de ascensão (gravitacional) de um magma granítico. Os cálculos indicam que um enclave esférico de composição diorítica com 10cm de diâmetro deve afundar em uma velocidade de cerca de 2 a 3.10 3cm/ano. Por outro lado, a velocidade de ascensão de intrusões tem sido estimada em cerca de 10cm/ano (Freeman 1982) ou entre 13.103 e 145cm/ano (Mahon et al 1988). Estes cálculos sugerem que os magmas graníticos devem apresentar um alto “yield strenght” a fim de evitar o afundamento de enclaves. Embora muitos dos magmas silicáticos totalmente líquidos comportem-se como líquidos newtonianos, em sistemas naturais e experimentais, a ocorrência sistemática dos enclaves nos diversos facies, indicam que os magmas hospedeiros, em algum estágio da cristalização, passou a se comportar como corpos plásticos ou visco-plásticos (corpos de Bingham), evitando assim o afundamento dos enclaves. O “yield strenght” σ de um corpo visco-plástico pode ser estimado a partir da fração cristalina (φ), assumindo-se a validade da equação de Soo (1967): 3 σo= K.φ 4 2; onde K é uma constante (K=3.10 dinas /cm Spera 1980). A partir desta equação, um percentual de cristais em torno de 30% é obtido para evitar o afundamento de enclaves em magmas graníticos. Esta fração corresponde ao inicio do segundo patamar reológico (Fernandez et al. 1992) para magmas que estão cristalizando. Ele corresponde a uma transição brusca do comportamento Newtoniano para o comportamento visco-plástico (Fig. 4). A medida que a temperatura é rebaixada, a fração cristalina tende a aumentar. Quando este percentual se aproxima de um empacotamento máximo (empacotamento máximo corresponde, p.ex., ao percentual máximo de laranjas que você pode colocar em uma caixa), a viscosidade cresce drasticamente (vide fig. 4) e o agregado evolui em direção a uma estrutura granular com alta rigidez ( comportamento plástico com alto “yield strenght”). Este limite define o início do terceiro patamar reológico (Fig .4 ). Figura 4 - Principais estágios da evolução reológica de magmas graníticos que estão cristalizando. Campo I - Comportamento Newtoniano; Campo II - Comportamento visco-plástico; Campo III - Comportamento sólido. Os domínios fluido I, fluido II e sólido M de Sparks & Marshall (1986) são mostrados. 1 = primeiro patamar reológico; II = segundo patamar reológico. A curva em linha tracejada refere-se a σ = Kφ3. Van der Molen & Patterson (1982) sugeriram um valor limite para o empacotamento máximo aleatório de φ = 0,62. Porque o empacotamento também depende da forma dos cristais e porque os magmas graníticos carreiam cristais tabulares (plagioclásio) e lamelares (biotitas), os quais tendem a ascender este limite, é razoável assumir que valores
para o segundo patamar reológico varie entre 65 e 70% (Fernandez et al l992). Estes valores estão em concordância com os cálculos teóricos e resultados experimentais (Van der Molen e Patterson l979; Shaw l980; Marsh l98l) no qual há uma transição do comportamento do tipo suspensão para um comportamento tipo estrutura granular, quando a fração do líquido residual alcança entre 30 e 35%.” MINERALOGIA DA ROCHAS ÍGNEAS 1. Os Minerais do Grupo da Sílica Existem oito (8) polimorfos de sílica com a composição SiO2. Eles são: quartzo - é a forma estável de SiO 2 em temperaturas desde a temperatura ambiente até 573o. o o quartzo beta - estável de 573 C a 870 C. o tridimita- pode existir como uma forma meta-estável em temperaturas até 117 C. o o tridimita beta - estável de 870 C a 1470 C. Cristobalita- pode existir como uma fase meta-estável desde a temperatura ambiente até 200-275o C, mas não é estável. o o cristobalita beta - pode existir como uma fase de meta-estável de 200-275 C a 1470 o o C e é a forma estável de sílica em 1470 C até seu ponto de fusão a 1713 C. coesita - estável em pressões desde aproximadamente 2.3 GPa até aproximadamente 7.8 GPa (quanto mais altas as temperaturas, mais altas pressões são exigidas para estabilizar coesita). stishovita - estável em pressões acima de aproximadamente 7.8 GPa (em temperaturas mais altas, são exigidas pressões mais altas para estabilizar a coesita). As formas alfa e beta do quartzo, tridimita e cristobalita são as formas de baixa e alta temperatura, respectivamente. Tridimitae cristobalita não ocorrem como fases estáveis (i.e., eles só existem como formas meta-estáveis que podem inverter facilmente para a forma estável da sílica dependendo das condições de temperatura e de pressão que prevalecem no ambiente. Os campos de estabilidade do vários polimorfos de sílica, são mostrados no diagrama de fase abaixo. A área sombreada refere-se aproximadamente à gama de temperaturas e pressões conhecidas para a ocorrência em rochas crustais. Fica claro, a partir deste diagrama, que somente o quartzo , o quartzo beta e a tridimita podem existir como fases estáveis sob condições crustais. Antes de discutir as ocorrências destas fases, é necessário considerar brevemente a natureza
das transformações que inter-relacionam as várias fases umas as outras. Em todos os casos, as variantes e beta de uma determinada fase (i.e., quartzo, tridimita e cristobalita) estão relacionadas uma a outra pelo que é chamado de transformações de "deslocamento". Transformações de Deslocamento envolvem somente leves rearranjos das posições dos átomos que compõem a estrutura mineral sem quebrar qualquer ligação. Transformações de Deslocamento são rápidas e inextinguíveis (i.e., os polimorfos de alta temperatura não podem ser "congelados " não importando quão rápido foi o resfriamento). Por outro lado, as transformações que ocorrem entre fases diferentes (i.e., quartzo, tridimita e cristobalita) são transformações de reconstrução que envolvem rupturas de ligação e movimentos significativos de átomos dentro da estrutura mineral. Transformações Reconstrutivas são lentas de modo que a estrutura mineral de temperatura alta pode ser "congelada" e retida se o esfriamento for muito rápido. Como resultado, é possível resfriar rochas que contêm cristobalita ou tridimita a temperatura ambiente e preservar esses minerais como fases metaestáveis, embora as formas de alta temperatura dos minerais invertam para a forma de baixa temperatura. Em contraste, não é possível resfriar quartzo beta para temperatura ambiente. Assim, o quartzo beta sempre inverte a quartzodurante o esfriamento da rocha para temperatura ambiente. Como mencionado acima, os único polimorfos de sílica cujos campos de estabilidade caem dentro da gama de condições observadas na crosta são quartzo alfa, quartzo beta e tridimita alfa. Tridimita beta é hexagonal positivo, mas inverte a tridimita ortorrômbica durante o resfriamento. A Tridimita é biaxial positiva em com índices de refração menor que 1.5 o que dá um relevo baixo a negativo moderado e muito baixa birrefringência (0.0020.004) gerando cores de interferência cinza de primeira ordem. Porque ela só é estável em temperaturas acima de 870oC, sua ocorrência é restrita a rochas vulcânicas silícicas a intermediarias (riolítica a dacítica) e mais raramente em seus equivalentes plutônicos rasos. Nessas rochas a tridimita ocorre como fenocristal e como minerais matriciais de vulcânicas de fina granulação. Tridimita pode ser distinguida de quartzo por seu caráter biaxial e muito baixa birrefringência. Quartzo beta é a fase de sílica estável em rochas ígneas e metamórficas de alta o
temperatura (acima de 573 C) e pressão moderada. Quartzo beta é hexagonal, mas inverte durante o resfriamento para quartzo que é trigonal. Ele é uniaxial positivo com baixo relevo (ξ = 1.553 e ω = 1.544) e uma birrefringência de 0.009, o que determina cores de interferência até amarelo de primeira ordem. Como conseqüência da transformação de deslocamento de beta a , os cristais de quartzo de alta temperatura contêm freqüentemente uma textura de subgrão o que produz uma extinção ondulante (uma característica de quartzo). O quartzo é o mineral de sílica mais comum. Ocorrem em uma grande variedade de rochas ígneas e metamórficas. Ele também ocorre como um mineral autigênico ou diagenético em rochas sedimentares. Ausência de geminação e de clivagem e seu caráteruniaxial são critérios usados para distinguí-los de feldspatos. o Cristobalita nãomínima é uma de fase estável sobé 1470 as condições normalmente ocorrem na crostaA(sua temperatura estabilidade C). Sua que ocorrência em algumas rochas ígneas deve-se provavelmente a uma cristalização meta-estável a partir da fase de vapor. Esta conclusão está baseada em sua ocorrência comum nas paredes de vesículas (bolhas de fluido)
e como um forro de cavidades. Cristobalita também pode ocorrer como esferulitos e como um mineral matricial em rochas vulcânicas finamente granuladas. A cristobalita forma-se normalmente como beta-cristobalita cúbica, mas inverte ao esfriar para cristobalita. A cristobalitaé tetragonal (uniaxial negativa) com ( ξ = 1.486-1,488 e ω = 1.482-2,484). Sua birrefringência é baixa, 0.002-0.004, assim suas cores de interferência são baixas, cinza de primeira ordem. A Cristobalitadistingue-se do quartzo por seu caráter uniaxial negativo e baixa birrefringência. também temdeum hábito O dois polimorfos Ela de alta pressão sílica nãooctaedral ocorrem ou sobpseudo-cúbico. as condições crustais normais. Coesita é ocasionalmente encontrada como inclusões em granadas deKimberlitos diamantíferos. Coesita e Stishovita ocorrem em crateras de impacto de meteorito onde eles foram formados pelas pressões momentâneas muito altas, resultantes do choque do impacto do meteorito. Na realidade, a presença de coesita e stishovita freqüentemente é usada para indicar que um impacto de meteorito ocorreu em uma determinada localidade.
2 . Feldspatos A fórmula geral dos minerais do grupo dos feldspatos é AT4O8 onde o sítio T é um sítio tetraedral ocupado por Si(4+), Al (3+) e ocasionalmente Fe(3+)(coordenação 4). O sítio A é uma cavidade irregular grande, tipicamente com um número de coordenação de cerca de 9. Nos feldspatos mais comum, ossítios A estão ocupados por Na +, K+ e Ca2+. Outros cátions que podem ocorrer nos sítios A são Ba+2, e Sr2+ . Baseado na ocupação do sítio A, os feldspatos são divididos em duas séries. A série álcali-feldspato que varia em composição desde NaAlSi3O8 (albita) a KAlSi3O8 (ortoclásio) e a série dos plagioclásios varia em composição desde NaAlSi3O8 (albita) a CaAl2Si2O8 (anortita). Estas duas séries tem albita em comum e juntas compõem o triângulo de feldspato mostrado à esquerda. Note que há que um “gap” de miscibilidade significativo entre os feldspatos plagioclásios e os álcalifeldspatos, exceto no vértice da albita no triângulo. O gap de miscibilidade é uma conseqüência das diferentes substituições nos álcali-feldspatos e plagioclásios. Nos álcali-feldspatos (NaAlSi3O8 - KAlSi3O8), há uma troca simples dos cátions Na e K, ambos monovalentes, no sítio A. Em alta temperatura a estrutura de feldspato é expandida o suficiente para que a diferença de tamanho entre Na+ e K+ não cause umbaixas “gap” temperaturas, de miscibilidade. Porém, em mais a estrutura + contrai e o diferença de tamanho entre Na menor e K maior, resulta em um “gap” de miscibilidade significativa(base do diagrama T-X a esquerda). Os feldspatos da série de +
plagioclásios têm um mecanismo de substituição fundamentalmente diferente no qual Na+ + Si4+ troca com Ca2+ + Al3+. Esta substituição pode ocorrer porque os cátions de Na e de Ca são semelhantes em tamanho. Nós não vemos uma substituição semelhante entre " ortoclásio " e anortita porque há uma diferença significativa de tamanho entre Ca e K (K é muito maior). A substituição nos plagioclásios também é responsável pelo zoneamento composicional comumente observado em plagioclásios. A razão para isso é que para um plagioclásio homogêneo crescer em um sistema, plagioclásios ricos em Ca - precoces têm que reajustar sua composição por difusão de íons no estado sólido. Enquanto Na+ e Ca2+ são relativamente móveis em plagioclásios, os componentes da estrutura tetraedral Si4+ e Al3+ não são móveis. Considerando que o re-equilibrio requer que os elementos Na, Ca, Si e Al se movimentem dentro da estrutura, a homogeneização de plagioclásios está limitada pela mobilidade do Al, essencialmente imóvel, e cátions de Si. Isto está em contraste com o caso para o álcali-feldspatos onde só Na e K têm que se mover para homogeneizar o mineral. Considerando que estes cátions são relativamente móveis, os álcalifeldspatos geralmente não são fortemente divididos em zonas (composicionalmente zonados) , exceto em rochas ígneas vulcânicas rapidamente resfriadas onde simplesmente não há tempo suficiente, até mesmo para o cátion mais móvel, migrar dentro da estrutura cristalina. Deve ser ressaltado que enquanto há pelo menos 3 “gaps” de miscibilidade no sistema plagioclásio de temperaturas mais baixas (note que o diagrama T-X superior esquerdo para o sistema de plagioclásios indica solução sólida completa em alta T), a interdifusão Na-Si/Ca-Al extremamente lenta em plagioclásios sugere que a separação de fases associadas com esses “gaps” raramente é visto em plagioclásios naturais (exceto em plagioclásios ígneos lentamente resfriados, ou se você olha em com o microscópio eletrônico).
Propriedades Óticas dos Plagioclásios e Álcali-Feldspatos Os minerais do grupo álcali-feldspato incluem sanidina de alta (monoclínico - negativo), sanidina de baixa (monoclínico - negativo), ortoclásio (monoclínico - negativo), microclina (triclínico - negativo), anortoclásio (triclínico - negativo), albita de alta (triclínico - negativo) e albita de baixa (triclínico - positivo). Todos estes minerais têm baixo relevo (o relevo aumenta quando o conteúdo de potássio do feldspatos aumenta), cores interferência de primeira ordem (normalmente cinza de primeira ordem a branco de primeira ordem) e geminação característica. Microclinas são comumente polissinteticamente geminadas conforme as leis da Albita e da periclina (veja quadros abaixo) e se assemelham a plagioclásios quando o teor de K é baixo. Entre os álcali-feldspatos mais rico em potássio , o anortoclásio (quadro a esquerda) freqüentemente tem uma “textura de tecido de lã (cruzada)" gerada por uma geminação Albita e Periclina muito fina. A presença destes dois tipos de geminação produz uma textura cruzada porque os planos de composição dos dois tipos gêmeos são orientados em ângulos perpendiculares um ao outro. A geminação conforme a lei da Albita têm (010) como o seu plano de composição e a geminação conforme a lei da
Periclina são relacionados uns aos outros por uma dupla rotação sobre o eixo b (se lembre que (010) é perpendicular ao eixo de b). O anortoclásio às vezes pode ser confundido com microclina que também é geminada comumente conforme as leis da Albita e da Periclina para produzir uma geminação do tipo cruzada
O quadro mostra uma microclina à esquerda com geminação cruzada bem desenvolvida. Anortoclásio pode ser distinguido de microclina baseado na ocorrência. Microclina é encontrada comumente em granitos e o anortoclásio ocorre em rochas vulcânicas ácidas (alguns riolitos) e rochas ígneas plutônicas rasas intermediárias (i.e., quartzo dioritose granodioritos). O Anortoclásio tem também 2V mais baixo (0-55o) que microclina (65o -88o). Amicroclina freqüentemente desenvolve texturas pertíticas, enquanto anortoclásio raramente contém petrograficamente lamelas de ex-solução visíveis. Sanidina de alta e sanidina de baixa têm uma ocorrência restrita a rochas vulcânicas de alta temperatura, principalmente fonólitos e riolitos, e emequivalentes plutônicos rasos. Sanidina ocorre comumente como cristais não geminados retangulares. Sanidina também ocorre como fenocristais com geminação Carlsbad simples como mostrado na figura a esquerda. Sanidinas são facilmente distintas de plagioclásio pela falta de zoneamento composicional forte e geminação polissintética.
Zoneamento Composicional em Plagioclásio A orientação ótica de plagioclásio varia continuamente com composição. Por exemplo, o ângulo entre a direção de vibração alfa varia de aproximadamente 58o em anortita pura para 0 o graus em um plagioclásio An12 vulcânico. Assim, se a composição do plagioclásio em um único cristal varia, como conseqüência de crescimento rápido, então a orientação óptica do plagioclásio tambémemvariará a posição no cristal.variam Uma com conseqüência disto é que os ângulos de extinção cristaiscom de plagioclásio zonados composição. O diagrama a direita mostra um plagioclásio de um dacito de Mt. St. Helens, Washington, composicionalmente dividido em zonas.. As zonas concêntricamente coloridas em diferentes
tons de cinza, são partes do cristal que tem composições diferentes e, por conseguinte, orientações ópticas diferentes e cores de interferência. A repetição de faixas mais escuras dentro do cristal indica que a variação composicional resulta da recorrência composicional durante crescimento cristalino. Este tipo de variação de composicional é chamado zoneamento oscilatório. Um cristal que é continuamente dividido em zonas (tipicamente de um núcleo relativamente anortítico a uma margem mais albítica) terá uma variação contínua no ângulo de extinção.
Determinação Ótica da Composição de um Plagioclásio Como discutido acima, a orientação ótica do plagioclásio varia sistematicamente com composição. Por conseguinte, ângulos de extinção para características de cristalográficas também variam sistematicamente com composição de plagioclásio. Há dois métodos de determinar composição de plagioclásio medindo-se ângulos de extinção, O Método MichelLevy e o Método de Carlsbad-Albita Combinado. Método Michel-Levy No Metodo Michel-Levy de determinação de composição de plagioclásio, ângulos de extinção da geminação segundo segundo a lei da Albita são usados para determinar a composição. A lei da Albita têm (010) como o plano de composição e freqüentemente é polissintético. O procedimento é muito simples. Primeiro, ache um cristal albita geminado com o plano de geminação (010) orientado perpendicular ao plano da platina do microscópio. Um cristal corretamente orientado pode ser identificado através focando-se no plano de geminação e movendo
lentamente para cima e para baixo então o microscópio. Se o plano de geminação for vertical, permanecerá estacionário quando a platina é movida para cima e para baixo. Se for inclinado, parecerá mover de lado a lado quando partes diferentes dele entrem em foco. Tendo achado um cristal satisfatório, gire o plano de geminação à orientação de N-S. Gire a platina de microscópio à direita até que um conjunto de lamelas extingam. Anote o ângulo de rotação. Cheque se você mediu o ângulo do raio rápido girando a platina do microscópio à direita 45 graus e inserindo a placa acessória. Se você mediu o raio rápido, o cristal ficará amarelo de ordem primeiro. Retorne o plano para a orientação N-S. Gire a platina do microscópio para a esquerda até que um conjunto de lamelas se extingam. Anote o ângulo de rotação. Se os dois ângulos estão dentro de um erro de aproximadamente 4 graus um ao outro, calcule e registre a média.
Repita os procedimentos em6-10 grãos para determinar o ângulo de extinção de máximo. Use o ângulo de extinção de máximo para determinar a composição do plagioclásio do Michel-Levy quadro de composição (veja exemplo abaixo). Michel-Levy Exemplo:O quadro a esquerda mostra duas visões de um cristal de plagioclásio com geminação segundo a lei da Albita. Na visão esquerda, a fase de microscópio foi girada a platina à esquerda até que lamelas gêmeas ficassem extintas. O ângulo do plano gêmeo é 24.9º. O quadro da direita mostra o mesmo cristal depois que fosse girado para a direita até que o outro conjunto de lamelas gêmeas ficassem extintas. O ângulo de extinção é 26.2º. Os dois ângulos de extinção mostram diferenças de 2o um do outro, assim eles podem ser usados para a determinação de composição de plagioclásio. A média dos dois ângulos (25.55 graus) é então aplicada no diagrama Michel-Levy composição versus ângulo de extinção, para determinar a composição do plagioclásio. A plotagem deste ângulo naquele diagrama (seta horizontal), dá uma interseção com um das duas curvas. Assumindo que o plagioclásio está em uma rocha ígnea plutônica, aplica-se a curva de baixa temperatura e a composição de plagioclásio resultante é An44. Se este plagioclásio estivesse em uma rocha ígnea vulcânica, então a curva de alta temperatura (curva tracejada) seria aplicada. A interseção da seta de horizontal com o alta T curva dá uma composição de plagioclásio aproximadamente de An38.
Método Carlsbad-Albita combinado O quadro abaixo mostra um cristal de plagioclásio que contém uma geminação Carlsbad simples (o plano gêmeo Carlsbad é marcado em amarelo). Cada sócio da geminação Carlsbad também é polissinteticamente geminado conforme a lei da Albita. Este cristal pode ser usado para determinar a composição do plagioclásio pelo Método Carlsbad-Albita Combinado. O procedimento é como segue: • No lado à esquerda do gêmeo Carlsbad, meça os ângulos de extinção a partir do plano (010) da geminação Albita com o raio rápido como descrito acima para o Método Michel-Levy. Calcule a média os dois ângulos de extinção.
• No lado direito do gêmeo Carlsbad, meça os ângulos de extinção do plano (010) de composição como descrito acima para o Metodo Michel-Levy. Calcule a média os dois ângulos de extinção. • os dois ângulos calculados a média não serão o mesmo (i.e., um ângulo será maior que o outro). Usando o quadro de composição Carlsbad-Albita apropriado(veja página 275 em Introdução para Mineralogia Óptica, 2º Ed. por W.D.) para plagioclásio de baixo-temperatura
(plutonica metamórfica) ou plagioclásio de alta-temperatura composiçãoouachando a interseção da linha sólida que corresponde(vulcânico), ao ângulo determine de extinçãoa maior e a linha tracejada que correspondem ao ângulo de extinção menor. A vantagem deste método é isso só é necessário que uma medida seja feita. Alternativamente, se o cristal em exame é dividido em zonas, podem ser feitas determinações em partes diferentes do cristal para determinar a extensão do zoneamento, desde que seja tomado cuidado para fazer ambas as medidas de ângulo de extinção dentro da mesma zonacomposicional.
3. AS MICAS Dentre as micas dioctaedrais mais comuns incluem-se a muscovita [ KAl3Si3O10(OH)2 ] e paragonita [ NaAl3Si3O10(OH)2 ], que são as micas brancas “comuns”. Em temperatura ambiente existe uma pequena solução sólida entre muscovita e paragonita, mas a extensão de solução sólida aumenta com T crescente. Em aproximadamente 500ºC, até 10% do sódio (Na) da paragonita pode ser substituído pelo potássio (o componente da muscovita) e até 20% do componente paragonita pode estar presente na muscovita. A presença de um “gap” de miscibilidade entre muscovita e paragonita indica que ambas as micas podem estar presentes na mesma rocha (mas só em rochas metamórficas). Muscovita e paragonita podem conter Mg e Fe(2+) em substituição para Al(3+) nos sítios octahedrais. Esta substituição é acompanhada por uma substituição conjunta de Si por Al nos sítios T que produzem micas brancas com razões Si:Al maior que 3:1. Esta substituição é chamada a substituição de fengita e geralmente aumenta com temperatura crescente.
Entre a flogopita e aannita há uma solução sólida completa. O mineral de composição intermediária entre flogopita (o membro rico em Mg) e annita (o membro rico em Fe) é chamado biotita. Além de Mg e Fe (2+), biotitas naturais podem conter Al significante nos sítios octahedrais (até 25% do Mg e Fe (2+) pode ser substituído por Al). A presença de Al trivalente que substitui o Mg e Fe divalentes nos sítios octahedrais requer uma substituição conjunta de Al trivalente por Si tetravalente nos sítios T. Esta substituição é chamada uma substituição de Tschermaks e tem o vetor de troca (MgSi)(AlAl)-1 ou (FeSi)(AlAl)-1. Esta substituição é análoga às substituições de Tschermaks em anfibólios e piroxênios. As biotitas também pode apresentar significativa substituição de Fe (3+)) nos sítios octahedrais onde o equilíbrio de carga é provido por substituição uma conjunta de Al por Si nos sítios T. Muitas biotitas também contêm quantidades significantivas de titânio Ti(4+) nos sítios octahedrais. Pensa-se que o operador de troca para a entrada de Ti em biotitas é: (TiAl)(MgSi)-1 que é uma substituição de Ti-tschermaks. Também é pensado que Ti entra pelo operador em sistemas Al-livres,: (VAC Ti)(Mg2)-1 onde dois cations octahedral divalentes são substituídos por um Ti tetravalente em um vacancia de local octahedral. Zinvalditas e lepidolitas ocorrem quase exclusivamente em granitos mas são muito incomuns.
Propriedades Óticas da Mica e Paragêneses 1. Muscovita e Paragonita O diagrama de orientação ótica para muscovita e paragonita é mostrado à esquerda. O diagrama mostra que muscovita e paragonita são monoclínicas negativas. Estas micas ambas brancas, dioctahedrais, têm relevo baixo a moderado e birrefringência alta que produz cores de interferência baixa de segunda e terceira ordem. Estas micas têm clivagens perfeitas (001) que produzem um hábito lamelar (folha), uma morfologia comum às micas brancas. Muscovita e paragonita normalmente são incolores em seção delgada, embora muscovita possa ocasionalmente ser ligeiramente pleocróica desde incolor a rosa pálido (ou muito pálido quando a mica é fengítica), ou em tons vários de verde quando houver substituição de Cr3+ por Al3+ nos sítios octahedrais. As micas brancas cromtíferas são chamadas fucsitas.Muscovita e paragonita têmbissetrizes agudas orientadas essencialmente perpendiculares às faces (001). Assim, estas micas darão figura BXA quando eles tiverem as faces (001) orientadas paralelas aos planos da platina do microscópio. Embora sejam diferentes com relação aos ângulos 2V, índices de refração e birrefringências, muscovita e paragonita, é quase impossível diferenciar estes duas micas em seção delgada. Como visto antes, a presença de um gap de miscibilidade entre muscovita e paragonita indica que estas duas micas podem coexistir. Por conseguinte, muitas paragonitas tem sidoconfundidas como muscovita. A diferenciação entre muscovita e paragonita é portanto, melhor determinada com a microssonda eletrônica.
Muscovita e paragonita geralmente ocorrem em rochas rochas metamórficas de baixo grau, particularmente metapelitos (folhelhos ou xistos), embora muscovita seja muito mais comum que paragonita.Paragonita também ocorre em metabasitos (basaltos metamorfoseados) variando em grau de xistos verdes a anfibolito superior, em xistos azuis, e como um mineral autigênico em rochas sedimentares finamente granuladas. Muscovita e paragonita estão ausentes de rochas metamórficas de grau alto porque eles sofrem decomposição térmica em temperaturas que variam de 550 a 720o C. O diagrama de fase P-T ao lado mostra a curva de desestabilização muscovita térmica para e paragonita como função da pressão. O diagrama mostra que na presença de quartzo, paragonita se transforma em uma mistura de albita, alumosilicato (andalusita em baixa pressão e cianita em pressão alta) e água. Da mesma forma, muscovita se transforma em uma mistura de K-feldspato (normalmente ortoclasio); alumosilicato (andalusita em baixa pressão e sillimanita em pressão alta) mais água. Se quartzo não estiver presente, o mineral de alumosilicato é substituído pelo mineral corindon (Al2O3). Como conseqüência destas reações de desestabilização térmica, é comum muscovita e paragonita coexistirem com um alumosilicato. Muscovita pode ser distinguida da sillimanita com base no sinal de alongamento onde muscovitas são de comprimento largo e as agulhas de sillimanita são de comprimento lento. Muscovita e paragonita podem ser distinguidos de andalusita baseado na birrefringência mais alto de muscovita e paragonita (2º e 3ª interferência de ordem colore) relativo ao da andalusita (cor de interferência de primeira ordem). Paragonita pode ser distinguida de cianita baseado na mais baixa birrefringência e extinção oblíqua da cianita e extinção essencialmente paralela e birrefringência mais alto da paragonita. Muscovita também ocorre em granitos ricos em alumínio de baixa temperatura, saturados em água. O diagrama de fase acimatambém mostra a curva do solidus saturada em água para magmas graníticos (linha vermelha). Aquela curva define as mais baixas temperaturas nas quais um magma granítico termina de cristalizar como uma função de pressão sob condições saturadas em água (i.e., quando está presente um fluido separado rico em água). Em pressões abaixo de 3.5 kbar (0.35 GPa), um magma granítico saturado em água é completamente cristalizado em temperaturas acima da temperatura de desequilíbrio térmico da muscovita. Só em pressões acima de aproximadamente 3.5 kbar, os magmas graníticos saturados em água, ainda estarão cristalizando em temperaturas abaixo da temperatura superior ao limite da estabilidade de muscovita. Assim, muscovita não podem cristalizar como uma fase primária em magmas graníticos que cristalizaram em profundidades que correspondem a pressões menores que 3.5 kbar (i.e., a profundidades menores de aproximadamente 14-15 quilômetros).
Se os magmas graniticos não são saturados em água, as temperaturas de cristalização mínimas (temperaturas do solidus) são muito mais altas que essas mostradas pela curva do solidus saturado em água, e o magmas estarão completamente cristalizados em temperaturas acima da temperatura de desequilíbrio térmico para muscovita em todas as pressões. Assim, a presença de muscovita em um granito indica que o granito cristalizou sob condições saturadas em água (ou quase saturada) e em uma profundidade maior que 14-15 quilômetros. Da mesma formaa, o diagrama mostra que todos os granitos estarão completamente cristalizados a temperaturas acima da temperatura de desequilíbrio térmica para paragonita. Assim, paragonita não ocorre como um mineral primário em rochas ígneas.
Biotitas- O diagrama de orientação ótica para a solução sólida annita-flogopita é mostrado abaixo. As biotitas são todas o oticamente negativas e dão figura BXA quando eles estão orientadas com o plano (001) paralelo ao plano da fase do microscópio. Biotitas também têm relevo alto a moderado e birrefringência muito alta. O Relevo e a birrefringência aumentam com o aumento do conteúdo férreo (anita-componente ) da biotita. Biotitas também têm baixo ângulo 2V. Biotitas ricas em Fe geralmente têm ângulos 2V de 0-5º, enquanto flogopitas têm ângulos 2V mais altos (15-20 graus). Os ângulos 2V de biotitas ricas em Fe são tão pequenos que estes cristais dão aparentemente uma figura uniaxial quando orientadas com a face cristalina (001) paralela ao plano da fase de microscópio. As biotitas são também coloridas e fortemente pleocróicas em seção delgada. As intensidades da cor e o pleocroismo aumentam como o aumento do conteúdo férreo da biotita. A fórmula pleocróica para flogopita é: alfa = amarelo pálido, beta=gamma = marrom e o de anitaé: alfa = amarelo pálido, beta=gamma = marrom escuro. Biotitas orientadas com o plano (001) paralelo ao plano da platina do microscópio são marrons escuras quando vistas em luz plano polarizada e não mudam cor durante rotação da platina. Porém, quando uma biotita esta orientada com seu plano (001) perpendicular ela é fortemente pleocróica e mudam de amarelo pálido para marrom escuro durante a rotação da platina, quando vistas em plano luz polarizada. Em nicóis cruzados, a birrefringência alta das biotitas é mascarada pela cor intensa. As biotitas são as micas mais comuns e ocorrem em baixa temperatura. Elas são encontradas em uma grande variedade de rochas ígneas, porem são mais freqüentes em granitos, enquanto que as flogopitas são estáveis em temperaturas e pressões muito altas (por exemplo, flogopita é estável a quase 1300ºC em pressões de até 60 kbar (6 GPa)). Elas são encontradas em uma grande variedade de rochas ígneas que variam de basaltos a peridotitos e em rochas metamórficas que variam de metabasitos a metapelitos. Flogopita também ocorre em mármores. Em peridotitos, flogopita é uma das poucas fases que contem água e potássio que são estáveis sob as condições de manto superior e é um reservatório provável para água e K no manto.
4. PIROXÊNIOS Os minerais do grupo do piroxênio têm a fórmula geral M(2)M(1)T2O6 onde o sítio T é um sítio tetrahedral ocupado principalmente por silicio Si4+ e alumínio Al3+. O sítio M1 é um, sítio hexaedral a octahedral que contém Mg, Fe 2+, Fe3+, Mn, Al, Ti e Cr. O número de coordenação do sítio M2 varia de 6 (em ortopiroxênio), 6 (em clinopiroxênio de Alto Ca) a 7 (em pigeonitas). A geometria de coordenação do sítio m2 também varia com seu número de coordenação. O sítio é octahedral quando o número de coordenação é 6, aproximadamente cúbico quando o número de coordenação é 8 e tem geometria de coordenação irregular quando o número de coordenação for 7. A ocupação de sítio M2 varia com o número de coordenação. Em ortopiroxênio onde o número de coordenação é 6, o sítio está principalmente ocupado por magnésio e ferro ferroso com menos que 10-12 por cento de cálcio molar. Quando o número de coordenação é 7, em pigeonitas, os ocupantes primários do M2-sítio ainda são Mg e Fe2+, mas os conteúdos de Ca variam de 16% a 40% por mol. Em clinopiroxênio rico em Ca, o número de coordenação do sítio M2 é 8 e o sítio está principalmente ocupado por Ca e por Mg, Fe 2+ e Mn subsidiários. A variedade considerável de cátions que pode ocupar cada um dos três sítios dos minerais do grupo dos piroxênios leva a um número relativamente grande de possíveis membros limite
O diagrama a direita mostra as várias composições dos membros limites do grupo dos piroxênio com a ocupação dos seus sítios. Os dois primeiros piroxênios da lista (enstatita - Mg2Si2O6 e Ferrosilita Fe2Si2O6) são ortopiroxênios com sítios M2 tetredrais e coordenação 6, formam uma série de solução sólida completa e têm simetria ortorrômbica. Os outros piroxênios da lista (diopsídio, hedembergita, johannsenite, jadeíta, espodumênio, egirina, Ca-Tschermaks e Mg-Tschermaks) todos têm sítios M2 e coordenação 8 e simetria monoclínica. Esta lista de composições de piroxênio não inclui as pigeonitas, mencionadas acima, onde o sítio M2 tem coordenação de 7. As composições do quatro piroxênios {Diopsídio (CaMgSi2O6), Hedembergita (CaFeSi2O6), Enstatita (Mg2Si2O6) e Ferrosilita (Fe2Si2O6) } podem ser representadas no diagrama de três componentes (ternário) MgSiO3 (clinoenstatita) - FeSiO3 (clinoferrosilita) - CaSiO3 (wolastonita). O diagrama abaixo mostra este sistema com diopsídio e hedembergita locado a meio caminho entre enstatita e wollastonita e ferrosilita e wollastonita, respectivamente. A porção inferior desde diagrama triangular, limitada pelas fases enstatita, ferrosilita, diopsídio e hedembergita é chamado o quadrilátero piroxênio. A maioria dos piroxênios naturais podem ser descritas adequadamente como misturas destes componentes e, por conseguinte, plotam dentro do quadrilátero piroxênio. Dentro do quadrilátero, os piroxênios caem em três classificações, baseadas nos conteúdos de cálcio e números de coordenação dos sítios M2 como discutido acima. O diagrama mostra as variações compositionais dos diferentes piroxênios. O ortopiroxênio sitiam abaixo da isopleta 5 mol% de wolastonita e está subdividido nos campos enstatita e de ferrosilita. Pigeonitas plotam entre 5 e 20 mol% wolastonita, augitas potam entre 20 e 45 mol% de wolastonita. A região de 45 a 50 mol% de wolastonita é dividida nos campos diopsídio e hedembergita. Dentro do quadrilátero piroxênio, são expressas as composições de piroxênio individuais em termos de porcentagens moles dos componentes wolastonita (Ca-componente), enstatita (Mg-componente) e ferrosilita (Fecomponente). Por exemplo, um piroxênio com a fórmula Ca0.8Mg0.8Fe0.4Si2O6 contém 0.8 moléculas de CaSiO3, 0.8 moléculas de MgSiO 3 e 0.4 moléculas de FeSiO3. As porcentagens molares de wolastonita, enstatita e ferrosilita são determinados por:
% Wo = (100)(moles Ca)/(moles Ca + moles Mg + moles Fe2+) % En = (100)(moles Mg)/(moles Ca + moles Mg + moles Fe 2+) % Fs = (100)(moles Fe2+)/(moles Ca + moles Mg + moles Fe 2+) Substituindo os números de moles de Ca, Mg e Fe 2+ da fórmula acima produzimos os seguintes resultados: % Wo = (100)(0.8)/(0.8 + 0.8 + 0.4) = 40 % En = (100)(0.8)/(0.8 + 0.8 + 0.4) = 40 % Fs = (100)(0.4)/(0.8 + 0.8 + 0.4) = 20 Este piroxênio plota assim no campo de augita no quadrilátero piroxênio e seria descrito como um augita de composição Wo 40, En40, Fs20. Os piroxênios que contém Na, Al, Fe3+, Mn e Li não podem ser projetados no quadrilátero piroxênio. Porém, os minerais mais comuns neste grupo podem ser descritos em outro sistema triangular definido pelos componentes jadeita (NaAlSi2O6); egirina 3+ (NaFe Si2O6)e a soma dos componentes wolastonita + enstatita + ferrosilita. O diagrama triangular abaixo mostra este sistema e as classificações dos piroxênios dentro dele. Os piroxênios ricos em sódio jadeíta e egirina ocupam as porções ricas em Al e Fe 3+ do diagrama e abundâncias de Wo+En+Fs menores que 20%mol. De 20 a 80% mol dos componentes do quadrilátero, o diagrama é dividido em campos chamados de onfacita, para os piroxênios rico em Al e egirina-augita para piroxênios rico em Fe3+. Quando a abundância dos componentes do quadriláteros no piroxênio é maior que 80 mol%, o piroxênio é projetado no quadrilátero piroxênio normal, usando as equações acima, e assim classificados adequadamente. Estas classificações não incluem o piroxênio espodumênio (LiAlSi 2O6), Ca-Tschermaks (CaAl2SiO6) e Mg-Tschermaks (MgAl2SiO6). Destes três membros finais de piroxênio, só espodumênio ocorre na natureza. Ca-Tschermaks e Mg-Tschermaks não ocorrem naturalmente como fases puras, mas eles já foram sintetizados no laboratório. Eles existem em grande parte como " membros limites fictícios " que são usados para descrever pressão dependente do excesso de Alumínio daquele requerido para formar a jadeíta. Outro componente " fictício " de piroxênio, não tratado nestas classificações é CaTiAl 2O6 que é usado para descrever a solução de Ti4+ em piroxênios monoclinicos ricos em Ca (Augitas). Além disso, o componenteessenite(NaCrSi2O6) e kosmochlor (NaCrSi2O6) são usados para explicar a substituição de Cr3+ em piroxênios. Uma discussão da classificação dos minerais do grupo dos piroxênios é determinada por: Morimoto et al., (1988 - American Mineralogist, v73, 1123-1133). Termometria em Piroxênios- A presença de gaps de miscibilidade entre ortopiroxênios e piroxênios monoclínicos que variam sistematicamente em largura com a temperatura crescente torna possível usar as composições de piroxênios ortorrômbicos coexistindo e piroxênios monoclínicos para determinar as temperaturas nas quais os piroxênios
cristalizaram. As variações primárias em composição que ocorrem são o aumento no teor de Ca (Wo-componente) do ortopiroxênio e diminuições no teor em Ca de piroxênios de monoclínico rico em Ca com temperatura crescente. O uso das composições de piroxênios de coexistentes para geotermometria foi estudado por vários autores inclusiveWood e Banno (1973; Contribuições para Mineralogia e Petrologia, v42, 109-124), Wells (1977; Contribuições para Mineralogia e Petrologia, v62, 129-139) e Lindsley (1983; American Mineralogist, v68, 477-493). O termômetro de piroxênio de Lindsley (1983) é um termômetro gráfico baseado em estudos experimentais das relações de temperatura-composição do piroxênios quadrilátero. Lindsley usou os resultados das experiências dele para computar as formas dos gaps de miscibilidade no quadrilátero piroxênio. Ele usou então esses resultados para traçar mapas de contorno das temperatura dos gaps de miscibilidade dentro do quadrilátero. Esses diagramas, construídos para pressões de 0.1 MPa, 0.5 GPa, 1 GPa e 1.5 GPa, são usados projetando as composições coexistentes no quadrilátero e lendo as temperaturas fora os contornos. Uma vantagem deste geotermômetro sobre os termômetros do Wood e Banno e de Wells são que as composições dos piroxênio plotados também indicam se o piroxênios estiveram em equilíbrio de Fe-Mg. Isso é mostrado pela orientação da "tie-line" que conecta as composições de piroxênio com as orientações da "tie-line" de equilíbrio para piroxênios de composição semelhante. O diagrama a esquerda cf. Lindsley (1983) em 0.1Mpa, mostra contornos de temperatura dentro do quadrilátero piroxênio. A aplicação deste geotermômetro é dependente de duas coisas. Primeiro, as análises do ortopiroxênios para CaO devem ser muito boas devido ao declive muito íngreme do lado de ortopiroxênio do gap de miscibilidade de OPX - CPX (a variação total do %CaO em ortopiroxênios é de 0.5% a o
o
aproximadamente 5% que correspondem a uma gama de temperatura de 500 C a 1300 C). A segunda exigência é que o piroxênio seja composto principalmente dos quatro componentes do quadrilátero Enstatita, Ferrosilita, Diopsida e Hedembergita. Este constrangimento é requerido porque Lindsley (1983) estudou piroxênios puros. Concentrações significativas de componentes não quadriláteros, a mudam a forma do gap de miscibilidade de modo complexos que não são considerados para projetando o piroxênios no quadrilátero. Como insinua a oração de lat, o uso do termômetro de piroxênio de Lindsley (1983), requer que a composição de piroxênio seja projetada no quadrilátero. Lindsley (1983) dá uma receita detalhada para projetar piroxênios no quadrilátero. A base vários do método de projeção dos componentes é a química do piroxênios e a alocação dos cátions aos vários membros finais.
Cálculo de Componentes dos Piroxênios e Projeção no Quadrilátero - O diagrama abaixo ilustra a alocação de cátions nos sítios, o cálculo dos componentes do piroxênio e a projeção no quadrilátero do piroxênio. Os passos são como segue:
1.
Calcule cátions em base de 6 oxigênios ou 4 cátions. Nota: o Cálculo de ferro
férrico umatodo análise 2. requer Aloque o Sisuperior. para o sítio T . 3. Se há menos que 2 cátions de Si, aloque uma quantidade suficiente de Al ao sítio T de modo a preenchê-lo. 4. Aloque todo o Al restante para o sítio M1. 5. Aloque todo o Fe3+ para o sítio M1. 6. Aloque todo o Cr para o sítio M1. Aloque todo o Mn para o sítio M1. 7. Some os cátions de M1: SOMA(M1) = Al + Fe3+ + Cr + Mn; fixe M1 = 1 SOMA(M1) 8. Compute Mg # = Mg/(Mg+Fe2+) 9. Aloque Mg a M1 como: Mg em M1 = (Mg #) (M1); Aloque o Mg restante para o sítio M2. Aloque Fe2+ para M1 como: Fe2+ em M1 = (1-Mg #) (M1); Aloque o Fe2+ restante para o sítio M2. Você alocou todos os cátions para os sítios. O próximo passo é computar as proporções dos vários componentes. O procedimento é como segue: 1. fixe Aegerine = Fe3+ 2. fixe Jadeite = Na - Aegerine 3. Compute Ca #= Ca(M2)/(Ca(M2)+Mg(M2) 4. Fixe CaTs = (Ca #) (Al(T)) 5. Fixe MgTs = (1-Ca #) (Al(T)) 6. Compute Mg#(M1) = Mg(M1)/(Mg(M1)+Fe-2+(M1)) 7. Fixe Diopsidio = (Ca(M2) - CaTs)(Mg #) 8. 9. 10.
Fixe Hedembergita = (Ca(M2) - CaTs)(1-Mg #) Fixe Enstatita = (Mg(M2)-MgTs) Fixe Ferrosilita = (Fe(M2))
11. O próximo passo é projetar os resultados no piroxênio quadrilátero. Os passos são: 1. 2. 3. 4.
Compute: SOMA = (2xDi + 2xHd + En + Fs) Fixe Wo = (100)(Di + Hd)/SOMA Fixe En = (100)(Di + En)/SOMA Fixe Fs = (100)(Hd + Fs)/SOMA Estes resultados são as coordenadas para a plotagem da análise no quadrilátero piroxênio.
O diagrama ao lado é um diagrama (binário),2 componentes temperatura-composição (T-X), para o sistema Enstatita - Diopsídio Este sistema ilustra várias características importantes dos piroxênios. Primeiro, considere a pigeonita que é um piroxênio monoclínico de baixo Ca (CPX Baixo-Ca) no qual osítio M2 tem coordenação 7. O campo de estabilidade T-X para pigeonita neste sistema é mostrado pela área triangular denominada PIG. Note que pigeonita tem uma ocorrência muito restrita em termos de temperatura (de o aproximadamente 1270 para aproximadamente 1420o C) e uma gama estreita de composições. Dependendo da composição total do sistema, a pigeonita pode coexistir ou com ortoenstatita (O-En), Diopsídio (Di), ou ortoenstatita e Diopsídio. A ocorrência da associação de três piroxênios pigeonita + ortoenstatita + Diopsídio só ocorre em temperatura mínima na qual a pigeonita pode existir sob as condições de equilíbrio ( i.e. , aproximadamente 1280o C neste sistema). O ponto temperatura-composição onde o campo de estabilidade da pigeonita desaparece com temperatura decrescente é chamado o " pigeonita Pinch-out Point". Isto significa que pigeonita só é estável em temperatura alta (note que quando o conteúdo de ferro aumenta no sistema, a temperatura do " pigeonita Pinch-out Point " decresce). Ao esfriar, a pigeonita " inverte " para ortoenstatita + Diopsídio, com a ortoenstatita na forma de uma cristal hospedeiro com lamelas de ex-solução de Diopsídio. Porém, esta inversão estrutural (de monoclínico para simetria ortorrômbica) leva tempo. Assim, pigeonita pode ser preservada metaestavelmente em uma rocha de alta de alta temperatura que resfriou muito rapidamente e assim o tempo exigido para que a inversão estrutural e a ex-solução acontecerem. Exemplos desta ocorrência de pigeonita meta-estável são achados em rochas vulcânicas que esfriaram rapidamente. Em rochas lentamente resfriadas, a inversão estrutural terá tempo para ocorrer e a pigeonita converterá a ortoenstatita com lamelas de ex-solução de Diopsídio. O tamanho físico das lamelas de ex-solução de Diopsídio é controlado pela taxa de esfriamento da pigeonita Invertida. Se o esfriamento for relativamente rápido, as lamelas serão muito pequenas (possivelmente só detectável por métodos de Radiografia ou microscopiaeletronica. Resfriamentos mais lentos produzirão lamelas de ex-solução maiores, visíveis com o microscópio petrográfico. A linha pontilhada horizontal conecta O "pigeonita
Pinch-out Point". às composições de ortoenstatita, Diopsídio e pigeonita coexistentes. A regra da alavanca pode ser usada para determinar as proporções relativas do cristal de ortoenstatita hospedeira e lamelas de ex-solução de Diopsídio em uma pigeonita invertida. Aplicando-se a regra de alavanca, ao "pigeonita Pinch-out Point", indica que uma pigeonita invertida conterá aproximadamente 10% de lamelas ex-solução de Diopsídio. Esta abundância de lamelas de ex-solução é maior que a é achada em ortoenstatita não formada por inversão de pigeonita. Assim, a pigeonita invertida pode ser diferenciado da ortoenstatita srcinal baseado na presença de uma abundância alta (maior que 10%) de lamelas de ex-solução de Diopsídio na pigeonita invertida. O diagramaT-X Enstatita-Diopsídio também mostra que não há nenhuma solução sólida completa entre piroxênios ortorrômbico e piroxênios monoclínicos, ou entre piroxênios monoclínicos pobres em Ca e ricos em Ca. A carência de soluções sólidas completas é indicada pela presença de gaps de miscibilidade (regiões no espaço T-X onde dois piroxênios coexistem). Os gaps de miscibilidade neste sistema são chamados " de campos PrEn + O-En " (onde Protoenstatita (um polimorfo monoclínico de Enstatita) e ortoenstatita coexistem), " OEn + Pig " (onde ortoenstatita e pigeonita coexistem), e " Pig + Di " (onde pigeonita e Diopsídio coexistem). Dentro dos gaps de miscibilidade, um piroxênio simples não é estável com relação à mistura mecânica dos dois piroxênios que definem o gap. Quando piroxênio solução sólida resfria ao longo de um caminho que o leva a um gap de miscibilidade, ele se separará em um cristal hospedeiro de um piroxênio com lamelas de ex-solução de outro piroxênio. A identidade do cristal hospedeiro é determinada por qual lado do gap de miscibilidade a composição da fase srcinal piroxênio é mais próxima. Como discutido acima, a extensão de desenvolvimento de lamelas de ex-solução é determinada pela taxa de resfriamento (leva tempo para lamelas de ex-solução crescer por difusão de Ca, Fe 2+ e Mg no estado sólido). O diagrama esquemático T-X a esquerda ilustra a evolução de uma pigeonita inicialmente como uma única fase cristalina de (composição mostrada pela seta vermelha) quando ela esfria no sistemaEnstatita-Diopsídio. Inicialmente, a T1, o cristal está no campo de estabilidade da pigeonita e existe como uma única fase pigeonita (caixa sombreada branca). Com o resfriamento, a composição total do de sistemas se movimenta para o gap de miscibilidade pigeonita + Diopsídio. Em T2, a pigeonita começa a ex-solver lamelas de Diopsídio (linhas escuras no cristal de pigeonita branco). Com a evolução do resfriamento, a temperatura do cristal resfria abaixo do "pigeonita Pinch-out Point", e inverte para ortoenstatita (vermelho no diagrama - as lamelas de Diopsídio srcinal se tornam mais largas). Ao esfriar mais adiante a T3, a ortoenstatita ex-solve Diopsídio adicional para formar lamelas adicionais de Diopsídio (linhas azuis mais finas) em uma orientação diferente das lamelas de Diopsídio srcinais. Os três diagramas e o desenvolvimento de dois conjuntos de lamelas de ex-solução de Diopsídio
estão baseados na suposição que o processo de ex-solução envolveu ex-solução coerentei.e. ( ex-solução aconteceu ao longo de planos onde os pontos da rede das fases envolvidas se sobrepuseram - as duas estruturas tinham pontos de rede comuns ao longo desses planos). Coerência de rede entre pigeonita e Diopsídio ocorre ao longo de (001), mas coerência de rede entre ortoenstatita e Diopsídio ocorre ao longo de (100). As lamelas de Diopsídio que exsolveram de pigeonita são orientadas diferentemente das lamelas de Diopsídio que exsolveram de ortoenstatita. Este exemplo simples ilustra como várias gerações diferentes de lamelas de ex-solução podem se desenvolver em um piroxênio durante o resfriamento lento em um gap de miscibilidade. Por conseguinte, estudos cuidadosos de fenômenos de exsolução em piroxênios (seja por radiografia ou métodos de microscópio eletrônicos) tem o potencial para render muita informação sobre as histórias térmicas de piroxênios.
Propriedades Óticas de Piroxênios do Quadrilátero Os piroxênios do quadrilátero incluem os ortopiroxênios solução sólida Enstatita Ferrosilita, e as solução sólida Augitas e pigeonitas. O diagrama mostra orientação óptica esquematica e propriedades ópticas para estes três grupos de piroxênios.
A solução sólida Enstatita - Ferrosilita: os ortopiroxênios Enstatita - Ferrosilita - Os ortopiroxênios solução sólida, têm simetria ortorrômbica e conseqüentemente extinção paralela ou simétrica.Estes piroxênios também tem, entre os três grupos, a menor birrefringência Birrefringência que varia de 0.007 para Enstatita para 0.020 para Ferrosilita, produzindo uma cor de interferência máxima desde baixo de primeira ordem a muito baixa de segunda ordem. O ortopiroxênios mais comum têm composições na faixa En88-En65 o que dá birrefringências de aproximadamente 0.010 a 0.013 (cores primeiro de ordem até o topo do amarelo de primeiro ordem). Estes ortopiroxênios de baixa birrefringências também são
incolores ou só um pouco coloridos em luz plano polarizada. Os ortopiroxênios mais ricos em Fe são mais fortemente coloridos em marrom pálidos e verdes. Ortopiroxênios ricos em Fe são também pleocróicos (em marrom e verdes), com pleocroísmo que fica visível em aproximadamente 30% substituição de Mg por Fe. Ortopiroxênios podem ser positivos ou negativos e podem ter ângulos 2V que variam sistematicamente com a composição. Assim, as composições podem ser determinadas se 2V e sinal ótico foram determinados. O diagrama composição contra 2V são dobro avaliado (i.e. , os piroxênios de alto - e de baixo-Mg têm valores semelhantes de sinal ótico e 2V. Porém, ortopiroxênios ricos em Mg podem ser distinguidos facilmente de ortopiroxênios rico em Fe, baseados nas cores mais intensas das variedades ricas em Fe.
Pigeonitas As pigeonitas são monoclínicas positivas e extinção oblíqua γ para c = 37-44 graus; e α para A = 21 a 28 graus). As pigeonitas têm mais altos índice refrativo e birrefringência (0.023-0.029) que ortopiroxênios. A birrefringência produz cores de interferência máximas no meio da segunda ordem. Pigeonitas são geralmente incolores, devido ao fato que a maioria das pigeonitas são rico em Mg devido à ocorrência primária delas em basaltos. Pigeonitas pode ser distinguida de ortopiroxênios com em base da birrefringência mais alto delas e extinção inclinada. Pigeonitas podem ser distinguido de Augitas pelos mais baixos 2V ângulos deles/delas (2V para a maioria do Augitas são em torno de 50 o). Pigeonitas são comuns em gabbros e são diferenciadas de orthopiroxênio srcinal baseado na proporção alta de lamelas de ex-solução de clinopiroxênio rico em Ca Augitas - Augitas são monoclínica positivo e tem ângulo de extinção (gamma:c = 35-48 o e alfa:a = 20-33o ). Augitas têm birrefringência mais alta (0.018 - 0.033) que ortopiroxênios, dando cores de interferência máxima na segunda ordem. A birrefringência aumenta com conteúdo crescente em Fe. Augitas são geralmente marrons pálidas a verde pálido em cor dentro todos menos nas rochas mais Ricas em Mg (i.e. , peridotitos). Novamente, a intensidade de aumento de cor cresce com o conteúdo Fe. Augitas podem ser distinguidas de ortopiroxênios baseado na birrefringência mais alto delas e extinção inclinada. Augitas pode ser distinguido de pigeonitas baseado em seu ângulo 2V mais altos. Augitas freqüentemente coexistem com olivina. Augita pode ser distinguido de olivina baseado em extinção (olivina tem extinção paralela ou simétrica) e, freqüentemente, baseado na intensidade de cor em luz plano polarizada (olivinas são menos fortemente coloridos que augitas coexistentes. Clivagem - Todos o piroxênios têm duas clivagens boas que se cruzam a aproximadamente 90 graus. As clivagens são (210) em ortopiroxênios e (110) em piroxênios de monoclínico. Piroxênios pode ser distinguido de anfibólios coexistentes com base na clivagem (anfibólios também têm duas clivagens boas, mas eles cruzam a aproximadamente 120 graus).
5. Olivinas Nossa leitura começa com um resumo das propriedades óticas das olivinas, uma solução sólida cujos membros limites são forsterita e fayalita. O diagrama de orientação ótica à esquerda ilustra as propriedades óticas das olivinas. O diagrama mostra que os eixos da indicatriz (X, Y e Z ) são paralelos aos eixos cristalinos (a ,b e c). Assim, as olivinas estão no sistema cristalino ortorrômbico e tem extinção paralela ou simétrica. Os índices de refração destas olivinas variam ao redor de 1.6 para forsterita a 1.8 para fayalita, fazendo com queestas olivinas exibam relevo alto muito alto. Da mesma forma a birrefringência das olivinas varia de 0.033 (forsterita) para 0.052 (fayalita). Estas birrefringências produzirão cores de interferência máximas variando de laranja de segunda ordem para forsterita a laranja de terceira ordem para fayalita. Além disso, os índices de refração e a birrefringência variam linearmente com a composição da olivina. Assim, olivinas de composição intermediária terão relevo e cores de interferência no máximo intermediárias . A faixa de 2V é para ângulos 2V medidos com relação ao eixo X da indicatriz. Dado que 2V(x) é maior que 90o para forsterita, as forsteritas devem ser oticamente positivas, enquanto fayalita com 2V(x) de 46 graus é oticamente negativa. Oângulo 2V também varia linearmente com composição de olivina. O ponto onde o sinal ótico da solução sólida forsterita-fayalita muda de positivo para negativo está a aproximadamente 85 mol% do componente forsterita. Assim, olivinas de Fo 100 a Fo85 são positivas com 2V(z) variando de 82 a 90 o e olivinas de Fo 85 a Fo0 são negativos com 2V(x) diminuindo de 90 a 46o. Na figura acima são mostradas as variações de birrefringência e 2V com a composição de olivina. A curva 2V neste diagrama pode ser usada junto com uma determinação de sinal ótico para determinar as composições de olivinas. A precisão está geralmente limitada pela precisão da determinação de 2V que deve ser de ±5o para determinações feitas em uma figura de eixo ótico. Aquela incerteza em 2V corresponde a aproximadamente ±8 mol% forsterita. As melhores determinações de 2V podem ser feitas pelo método de Kamb (veja p. 101-103 em Introdução a Mineralogia Óptica, 2º Ed. por W.D. Nesse). O diagrama de orientação ótica também pode ser usado para determinar as cores de interferência de grãos orientadas para dar várias figuras de interferência. Talvez a figura de interferência mais útil seja a de bissetriz aguda figura (figura BxA) que é observada quando a bissetriz aguda é orientada perpendicular ao plano da platina do microscópio. Considerando que olivinas forsteríticas ricas em Mg são oticamente positivas, o eixo Z da indicatriz é a bissetriz aguda. Assim quando um cristal de olivina está orientado com seu eixo cristalino A perpendicular ao plano da platina, dará uma de figura bissetriz aguda e exibirá os índices de refração alfa e beta. Assim, a birrefringência de uma forsterita orientada para dar uma figura de BxA será beta menos alfa ou 0.015, o que
dará 450 nm de retardo em uma seção delgada corretamente cortada. A cor de interferência correspondente é a laranja de primeiro ordem. Semelhantemente, dado que a fayalita é oticamente negativa, o eixo X da indicatriz é a bissetriz aguda. O diagrama de orientação ótica mostra que uma figura de BXA será produzida quando o eixob cristalino está perpendicular à platina. Nesta orientação os índices de refração beta e gama serão observados e a birrefringência será gama menos beta. Para a fayalita, a diferença é de 0.010 o que produz 300 nm de retardo e uma cor de interferência de amarelo de primeiro ordem. Assim, para achar um cristal de olivina orientado para dar uma figura de BXA, procure um cristal com uma cor de interferência entre primeiro amarelo de ordem e laranja primeiro de ordem. O diagrama binário ao lado é um diagrama temperatura-composição (T-X) para o sistema de forsterita-fayalita. O diagrama contém três campos onde fases diferentes coexistem. O campo verde abaixo da curva chamada solidusdefine a gama de Temperatura-composição para a ocorrência de olivina de forsterita-fayalita solução sólida. O campo azul, entre as curvas solidus e liquidus, mostra as condições de temperatura e composição onde olivina solução sólida coexiste com o líquido e o campo vermelho, acima da curva do liquidus, refere às condições em que somente líquido pode existir. Estes três campos estão separados um do outro pelas curvas chamadas de solidus e liquidus. A curva do solidus mostra a temperaturamáxima na qual somente sólidos podem existir, independente da composição. Reciprocamente o solidus mostra a temperatura mínima, na qual um líquido pode existir. Semelhantemente, o a curva do liquidus mostra a temperatura máxima na qual um sólido pode estar presente, ou a temperatura mínima, como uma função de composição, na qual o sistema é completamente líquido. Os três diagramas a esquerda mostram como diagramas de fase T-X para o sistema de forsterita-fayalita podem ser usados para entender o comportamento da cristalização de líquidos de composição de olivina. Também servem ilustrar alguns pontos gerais importantes que se aplicam à maioria do minerais que contém Mg-Fe. Na Figura A, um líquido com a composição mostrada pela linha vermelha (vertical) de composição constante (chamada uma isopleta de composição) começa a esfriar. Quando a temperatura da líquido alcança a curva do liquidus para a composição daquele líquido (chamada a temperatura do liquidus - T(L)), o líquido começará a cristalizar. À temperatura T (L), as interseções de um linhahorizontal isotermal (linha azul em figura A) com as curvas do liquidus e do solidus dão as composições do líquido e dos cristais de olivina respectivamente, que coexistem àquela temperatura. Assim, a líquido (linha vermelha) começará a cristalizar cristais de composição X1 (mostrado pela isopleta de composição verde). É importante notar que a composição dos primeiros cristais de olivina a se formar é mais rica no
componente de forsterita que é a líquido do qual se formam os cristais. Esta tendência em olivina e composições de líquido continuam ao longo da cristalização da líquido. Esta observação pode ser generalizada a quase todos os minerais que contém Fe-Mg como segue: As razões Mg/Fe de minerais que coexistem com líquidos são mais altas que as razões Mg/Fe dos líquidos. A Figura B mostra a situação depois que líquido resfriou a T-2. Entre T (L) e T2 a composição da líquido migra para baixo ao longo da curva do liquidus (seta vermelha) e a composição dos cristais de olivina migra para baixo ao longo da curva de solidus (seta verde). Em T2 as composições do líquido e olivina coexistentes são determinadas pelo isopletas de composição vermelho e verde, respectivamente. A figura C mostra que com o resfriamento, a composição da líquido continuará migrando para baixo ao longo da curva do liquidus e a composição da olivina migrará para baixo ao longo da curva do solidus. Isto continuará até a composição do olivina seja igual à da composição inicial (isopleta de composição vertical preta) a T (S). Em T(S), a último gota de líquido (isopleta de composição vermelha) é cristaliza completamente e o sistema consiste só de cristais de olivina cuja composição é igual à so sistema inicial. Este exemplo simples mostra como o diagrama T-X forsterita-fayalita, pode ser usado para determinar as composições de líquido e olivina solução sólida coexistentes,como funções de temperatura. O diagrama T-X à esquerda também pode ser usado para determinar as proporções relativas de olivina e líquido que coexistem em qualquer temperatura acima das temperaturas de solidus para uma determinada composição. Isto é determinado aplicando-se a Regra da Alavanca. No diagrama a esquerda " a linha vertical preta, chamada Composição Total ". é a isopleta de composição para uma mistura de olivina + líquido. Aintersecção da isoterma verde de temperatura, com as curvas do solidus e liquidus, indica a composição do líquido " M ", que coexiste com cristais de olivina composição Ol mostrado pelo isopleta de composição azul que começa na interseção da curva isotérmica verde com a curva " de solidus. A curva isotérmica verde que conecta as duas composições de fase pode ser pensada de como uma alavanca que é equilibrado por quantidades apropriadas de olivina e líquido.
Capítulo 4 - ROCHAS ÍGNEAS Texturas Magmáticas São as feições de uma rocha determinadas pela análise global das principais características de seus minerais constituintes ( formas, dimensões, estrutura interna, etc.), bem como das relações que estes guardam entre si.
Grau de cristalinidade Define-se como grau de cristalinidade a proporção entre o material cristalino e vítreo de uma rocha. De acordo com estes critérios as rochas são classificadas em: Holocristalina Hipocristalina Hipovítrea Holovítrea
Rochas constituídas só de material cristalino; Rochas constituídas predominantemente material cristalino; Rochas constituídas predominantemente material vítreo;
de de
Rochas constituídas só de material vítreo.
Grau de visibilidade O grau de visibilidade indica a fração cristalina de uma rocha visível com a vista desarmada. Quanto ao grau de visibilidade, as rochas são classificadas em: Fanerítica
São constituídas integralmente de material cristalino identificável com a vista desarmada;
Subfanerítica
São constituídas apenas parcialmente por material cristalino identificável com a vista desarmada;
Afanítica
Não contém material cristalino identificável com a vista desarmada.
Tamanho dos cristais De acordo com o tamanho dos cristais, as rochas magmáticas se classificam, quanto a granulação, em: Gigantes
Cristais com mais de 10 cm;
Muito grossa
Cristais entre 3 à 10 cm;
Grossa
Cristais entre 1 à 3 cm;
Média
Cristais entre 1 à 10 mm;
Fina
Cristais entre 0,1 à 1 mm;
Densa
Cristais entre 0,009 à 0,1 mm;
Vítrea
Sem cristais (material vítreo).
Tamanho relativo dos cristais: Trata-se da comparação relativa das dimensões dos diversos cristais de uma rocha, enquadrando as rochas nas categorias:
Equigranular
Os cristais de uma rocha tem aproximadamente o mesmo tamanho;
Inequigranular
Os cristais variáveis;
Megaporfirítica
Porfirítica
Vitrofírica
apresentam
dimensões
Coexistem na rocha grandes cristais (fenocristais), inseridos numa matriz de granulação média; Rochas com pequenos fenocristais, imersos numa matriz de granulação fina a densa. O termo pórfiro, é usado para os casos em que os fenocristais perfazem mais de 50% do volume da rocha; Coexistem pequenos cristais, inseridos numa matriz essencialmente vítrea (vitrófiros).
Forma geométrica dos cristais: Caracterização textural fundamentada na proporção entre minerais euhedrais ( minerais delimitados por faces externas cristalinas), subhedrais (parcialmente delimitados por faces cristalinas) e anhedrais (desprovidos de face cristalina) constituintes da rocha. Predominam minerais com Panidiomórfica ou Automórfica formas euhedrais (olivinas, piroxênios, feldspatos); Hipautomórfica Hipidiomórfica
Predomínio de minerais com ou formas subhedrais (piroxênios, anfibólios, micas, plagioclásios);
Xenomórficas Alotriomórfica
Predominam minerais com ou formas anhedrais (quartzo, feldspato K, feldspatóides).
Articulação entre os cristais: Cada cristal constituinte de uma rocha exibe contatos íntimos com seus vizinhos, srcinando uma trama extremamente forte. As superfícies de contatos entre os minerais podem ser:
Planar
Irregular
Os contatos são por justaposição, (mosáico ou de calçamento). Ocorrem em rochas monominerálicas; Contatos por imbricamento mineral (côncavo-convexo ou serrilhado). Ocorrem em rochas pluriminerálicas (granitos, gabros).
Arranjo (trama): É a disposição espacial relativa das diferentes espécies minerais constituíntes de uma rochas, destacando-se os seguintes tipos texturais principais: Texturas Magmáticas Tipo granular, formada por quantidades semelhantes de cristais claros e Sal e Pimenta escuros; Formada por cristais anhedrais de feldspato potássico e quartzo, justapostos Aplítica por contatos retilíneos ou lobulados (aplitos e granitos); Justaposição de cristais mais ou menos equidimensionais e com formas Calçamento poligonais (dunitos, peridotitos, etc);
Granular Intersticial Ofítica Subofítica Intergranular
Predomínio de minerais aproximadamentes equidimensionais (anhedrais, subhedrais); Malha de cristais de forma tabular, na qual os interstícios são ocupados por cristais anhedrais; Formada por piroxênios prismáticos que englobam ripas de plagioclásios; Cristais ripiformes de plagioclásio parcialmente incluidos em cristais de piroxênios (gabros;diabásios); Cristais euhédricos, subhédricos ripiformes de plagioclásio contendo grãos intersticiais de clinopiroxênio (basalto; diabásio). Na variação desta é a " intersetal" por apresentar pequenas quantidades de vidro intersticial;
Hialofítica
Cristais ripiformes de plagioclásio e augita em matriz vítria (basaltos);
Pilotaxítica
Variedade do tipo anterior onde os cristais ripiformes e micrólitos de plagioclasio encontam-se iso-orientados em matriz holocristalina ou hipovítrea;
Poiquilítica
Cristais maiores englobam vários cristais menores, de uma ou mais espécies minerais (ultramáficas e peridotitos);
Spinifex Maculada Rapakivi Pegmatítica
Mimerquítica Granofírica Gráfica
Trama de cristais alongados e esqueléticos de olivina em matriz fina de vidro e clinopiroxênio; Manchas coloridas representadas por megacristais ou por agregados minerais que se destacam na matriz da rocha (granitos cinzentos com megacristais róseos; granitos esbranquiçados com agregados de turmalina preta); Textura maculada de certos granitos, cujos megacristais de feldspato potássico apresentam anel externo de albita ou oligoclásio; Rochas de granulação grossa a gigante;
Texturas de Intercrescimento Intercrescimento entre cristais de plagioclásio ou feldspato potássico e vênulas de quartzo em forma de bastões (rochas graníticas); Comum em rochas graníticas hipo-abissais. Se caracteriza pelo intercrescimento entre feldspato potássico e quartzo, estes com formas vermiculares, globulares, dendríticas ou irregulares; Intercrescimento orientado entre quartzo e feldspato (runitos);
Texturas de Reações Cristais envoltos por anéis ou coroas de outra espécie mineral, dada pela Coronadas reação entre um mineral e o líquido magmático coexistente para a formação de um novo mineral; Texturas Cataclásticas Resultam de intensa fragmentação e microgranulação dos minerais de rochas pré-existentes por ação de esforços dinâmicos.
Textura de fragmentação mineral desprovida de orientação planar marcante. A variedade " mortar" ou " de moldura" caracteriza-se pela presença de Cataclásitica porfiroclastos, (grãos ou núcleos de minerais maiores preservados pela deformação) envolvidos por minerais microgranulados; Textura deformacional (fragmentação e microgranulação mineral) Milonítica caracterizada por nítida foliação tectônica definida pelo estiramento dos minerais com diferentes intensidades de microgranulação e recristalização; Variedade de textura milonítica caracterizada pela presença de Flaser porfiroblastos ovalados, ou fusiformes envoltos por massa microgranulada com orientação mais ou menos nítida; Texturas Cumuláticas Resultam do acúmulo de minerais segregados por decantação ainda no estado líquido. É composta por uma fração cúmulus, dado pelos cristais decantados, e por uma fração intercumulus, de cristais anhedrais, resultante da cristalização do líquido magmático intersticial que preenche os poros entre os cristais segregados; A fração intercumulus é significativa e seus minerais englobam parte dos Ortocumulática minerais cúmulus. Os minerais cúmulus não se tocam e apresentam intenso zonamento externo; Mesocumulática A intercumulus é reduzida. cristais da fração cúmulus se tocam e temfração anel externo pós-cúmulus bem Os desenvolvido; O crescimento pós-cúmulus da fração decantada, à expensas do líquido Adcumulática intersticial é muito grande, produzindo cumulus " homogêneo," sem zoneamento externo (rochas monominerálicas); Texturas de Fluxo Orientação de cristais tabulares, aciculares e colunares. Uma variação desta Fluidal é a traquítica, dada por ripas de feldspato com orientação paralela à subparalela em matriz densa a microcristalina; Feltro Hialofilítica
É dado por diminutas ripas alongadas de feldspato com distribuição caótica; Diminutos cristais de feldspato com disposição paralela imersos em matriz densa ou vítrea e na maioria das vezes não se tocam.
Nomenclatura Das Plutônicas Segundo A Iugs - A. Streckeisen (1976) Esta classificação só deve ser usada se consideramos que a rocha é plutônica i.e. é assumimos que ela se formou em uma profundidade considerável e tem uma textura relativamente grossa na qual os cristais individuais podem ser vistos facilmente com o olho nu. Há, é claro, uma gradação entre rochas plutônicas e rochas vulcânicas e a Subcomissão sugere que, se há alguma incerteza sobre qual classificação usar, o nome plutônico deve ser dado e deve ser anteposto como termo " micro ". Por exemplo, poderia ser usado microsienito para uma rocha que foi considerada ter se formado em uma profundidade considerável mesmo que muitos dos cristais individuais não posam ser vistos com o olho nu. A classificação está baseada em parâmetros modais e é dividida em três partes:
Fig. 1. - Classificação e nomenclatura de rochas plutônicas de acordo com o seu percentual mineral modal usando o diagrama (baseado em Streckeisen, 1976, Fig. 1a). Os vértices do triângulo são Q = quartzo, A = feldspato Potássico, P = plagioclásio e F = feldspatóide. Porém, para mais definições recorra a seção B.2. Este diagrama não deve ser usado para rochas nas quais o teor mineral máfico, M, é maior que 90%. • (a) Se M menor que 90% a rocha é classificada de acordo com os seus minerais félsicos, usando o agora familiar diagrama QAPF diagrama (Fig. 1), simplesmente chamado de classificação QAPF ou o triângulo QAPF . •
(b) de acordo com seus minerais de máficos (Fig. B.8).
(c) se uma moda mineral não é contudo disponível, a " classificação de campo pode ser provisoriamente usada. •
AClassificação de QAPF (M <90%) A classificação modal de rochas de plutônicas está baseada no diagrama QAPF que foi o primeiro a ser completado e recomendado pela Subcomissão da IUGS (Streckeisen 1973 e 1976). O diagrama está baseado no trabalho fundamental de muitos petrólogos e foi resumido excelentemente Streckeisen (1967). para a eclassificação os números dos campos são por determinados naOs nomes Fig, raizB.4 B.5, erespectivamente. Para usar a classificação as quantias modais de Q, A, P, e F devem ser conhecidas e
recalculadas de forma que a soma delas seja 100%. Por exemplo, Uma rocha com Q = 10%, A = 30%, P = 20%, e M = 40% dariam valores recalculados de Q, A, e P como segue: Q = 100 X 10/60 = 16.7 A = 100 x 30/60 = 50.0 P = 100 X 20/60 = 33.3 Detalhes dos Campos Campo 2 - As rochas do campo álcali-feldspato-granito foram chamadas de álcali-granito por muitos autores. Porém, a Subcomissão recomenda que o termo álcali-granito seja restrito às rochas que contêm álcali-anfibólios e / ou álcali-piroxênios. O termo alaskito pode ser usado para um de álcali-feldspato-granito félsico (M = <10). •
Campo 3 - o termo granito foi usado em muitos sentidos; na maioria dos livros de ensino ingleses e americanos ele foi restrito ao campo 3a, considerando que campo 3b continha termos como quartzo-adamelito e quartzo-monzonito. Na literatura européia, porém, granito foi usado cobrir ambos os campos, uma visão adotada pela Subcomissão. A Subcomissão também recomendou que o termo adamellito não devesse ser usado, porque a ele foi dado vários significados, e nem mesmo ocorre no maciço de Adamello como inicialmente definido (Streckeisen, 1976). Embora o termo quartzo-monzonito também tenha sido usado com vários •
significados, a Subcomissão decidiu reter o termo em seu sentido srcinal, i.e. para rochas em campo 8 *. Campo 4 - as rochas mais abundantes neste campo são granodioritos, comumente contendo oligoclásio, mais raramente andesina. Parece aconselhável ressaltar a condição que a teor médio que An do plagioclásio deve ser menor que 50% para distinguir os granodioritos comuns do granogabro, raro, no qual o teor de An do plagioclásio é maior que 50%. •
Campo 5 - Tonalito. Os termos Trondhjemito e plagiogranito (da URSS) podem ser usados para um tonalito hololeucocrático com M = <10. •
Campos 6 e 7 - Estes campos contêm os álcali-feldspato-sienito e sienito, respectivamente. •
Campo 8 - O nome de raiz é monzonito; • Campo 9 - Os dois nomes raiz deste campo, monzodiorito e monzogabro, estão separados de acordo com a composição do plagioclásio presente; se An é menor que 50% a rocha é um monzodiorito; se An é maior que 50% a rocha é um monzogabro, e pode ser subdividido mais adiante, se preciso for, como mostrado abaixo. Podem ser usados o termo sienodioritoe sienogabro como nomes alternativos para rochas entre sienito e diorito/gabro i.e. para monzonitos (campo 8) e monzodiorito / monzogabro, respectivamente. •
Campo 10 - Os três nomes raiz deste campo, diorito, gabro, e anortosito, estão separados de acordo com a composição comum do plagioclásio presente e o índice de cor; se M é menor que 10% a rocha é um anortosito; se An é menor que 50% a rocha é um diorito; se An é maior •
que 50% abaixo. a rocha Qualquer é um gabro subdividida maisdolerito adiante,ousediabásio preciso podem for, como mostrado um edopode doisser termos sinônimos ser usado para gabros medianamente granulados em lugar de o termo microgabro.
Rochas Gabróicas - Os gabros (sensu lato) do QAPF campo 10, podem ser subdivididos de acordo com as abundâncias relativas do ortopiroxênio, clinopiroxênio, olivina, e hornblenda presentes como mostrado na Fig. 2. Alguns dos termos especiais usadossão: •
Gabro (stricto senso) = plagioclásio + clinopiroxênio. Norito = plagioclásio + ortopiroxênio. Troctolito = plagioclásio + olivina. Gabronorito = plagioclásio com quantias quase iguais de clinopyroxene e ortopiroxênio. Ortopiroxênio Gabro = plagioclásio + clinopiroxênio com quantias secundárias ortopiroxênio. Clinopiroxênio Norito = plagioclásio + ortopiroxênio com quantias secundárias de clinopiroxênio. Hornblenda gabro = plagioclásio + hornblenda com piroxênio <5%. • Campo 11 - Embora feldspatóide-sienito seja o nome raiz, o feldspatóide presente mais abundante deve ser usado no nome, por exemplonefelina-sienito, sodalita-sienito, etc. Esta observação também se aplica aos campos 12 a 15. Campo 12 - O nome raiz feldspatóide-monzodiorito pode ser substituído pelo sinônimo feldspatóide-plagisienito. Onde quer que possível, substitua o termo feldspatóide com o nome do feldspatóide mais abundante. Miaskito que contém oligoclásio também pode ser usado. •
Campo 13 - Os dois nomes raiz neste campo, feldspatóide-monzodiorito efeldspatóidemonzogabro, estão separados de acordo com a composição do plagioclásio presente, como foi feito para rochas do campo 9; se An é menor que 50% a rocha é um feldspatóidemonzodiorito; com o nome do feldspatóide mais abundante. O termo essexito pode ser aplicado a nefelina-monzodiorito ou nefelina-monzogabro. •
Campo 14 - Os dois nomes raiz deste campo, feldspatóide-diorito e feldspatóide-gabro, estão separados de acordo com a composição do plagioclásio, como para rochas do campo 9; se An é menor que 50% a rocha é um feldspatóide-diorito; se An é maior que 50% a rocha é um feldspatóide-gabro. Onde quer que possível, substitua o termo feldspatóide com o nome do feldspatóide mais abundante. Dois termos especiais podem continuar sendo usados, •
nefelina-gabro de para de theralitos e teschenito para analcima-gabro. • Campo 15 - Este campo contém rochas nas quais os minerais felsicos são quase todos feldspatóides e são por isso chamadas de feldspatóidolitos ou foidolitosnome de raiz para distinguir do equivalente vulcânico que é chamado feldspatoidito. Notar que o feldspatóide mais abundante deve aparecer no nome, por exemplonefelinolito, etc.
Fig. B.6. Classificação e nomenclatura de rochas de gabróicas baseada nas proporções de plagioclásio (Plag), piroxênio (Px), olivina (Ol), ortopiroxênio (Opx), clinopiroxênio (Cpx), e hornblenda (Hbl) (segundo Streckeisen, 1976, Fig. 3). Rochas que caem nas áreas sombreadas podem ser subdivididas em diagramas triangulares mais adiante de acordo com o diagrama dentro do retângulo sombreado. Rochas Plutônicas Ultramáficas As rochas plutônicas ultramáficas são classificadas de acordo com o conteúdo de minerais de máficos que consistem em olivina ortopiroxênio, clinopiroxênio, hornblenda, às vezes biotita, e várias mas normalmente pequenas quantidades de granada e espinélio. Dois diagramas são recomendados pelo subcomissão (Streckeisen, 1973, 1976), um para as rochas que consistem essencialmente em olivina, ortopiroxênio, e clinopiroxênio, (Fig. 4a). e o outro para rochas que contêm hornblenda, piroxênios, e olivina.
Peridotitos são distintos de piroxenitos pôr conter mais de 40% olivina. Este valor, em lugar de 50% eram escolhidos porque muitos lherzolitos contêm até 60% piroxênio. O Peridotitos são subdivididos em dunito (ou olivinito se o mineral de espinélio é a magnetita), harzburgito, lherzolito e wehrlito. O piroxenitos são subdivididos mais adiante em ortopiroxenito (por exemplobronzitito), websterito, and clinopiroxenito (e.g. diallagito). Rochas ultramáficas que contém granada ou espinélio ser qualificados da maneira seguinte. granada espinélio é menor 50% usamdevem granada-peridotito, chromito-dunito, etc. Se Se granada ou ou espinélio é maior que que 5% usamos peridotito contendo granada, dunito contendo chromito, etc.
