John D. Winter
INTRODUÇÃO A PETROLOGIA ÍGNEA E METAMÓRFICA
Segunda Edição
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SUMÁRIO
Capítulo 1 ..................................................................................................................................................... 6 Alguns conceitos fundamentais .................................................................................................................... 6 1.1 Introdução .......................................................................................................................................... 6 1.2 O Interior da Terra ............................................................................................................................. 8 1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra ................................................................................................ 11 1.4 Diferenciação da Terra ..................................................................................................................... 12 1.5 Como sabemos de tudo isso? ........................................................................................................... 14 1.6 Meteoritos ........................................................................................................................................ 16 1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade ............................................................... 18 1.7.1 O Gradiente de Pressão ............................................................................................................. 18 1.7.2 O Gradiente de Temperatura ..................................................................................................... 19 1.8 Geração de Magma na Terra ............................................................................................................ 21 Capítulo 2 ................................................................................................................................................... 23 Classificação e Nomenclatura de Rochas Ígneas ........................................................................................ 23 2.1 Introdução ........................................................................................................................................ 23 2.2 Termos Composicionais ................................................................................................................... 23 2.3 Classificação da IUGS ..................................................................................................................... 25 2.3.1 Calculando e Plotando .............................................................................................................. 25 2.3.2 Rochas Faneríticas .................................................................................................................... 26 2.3.3 Modificando Termos................................................................................................................. 27 2.3.4 Rochas Máficas e Ultramáficas ................................................................................................ 28 2.4 Rochas Afaníticas ............................................................................................................................ 31 2.5 Rochas Piroclásticas ......................................................................................................................... 36 Capítulo 3 ................................................................................................................................................... 38 Texturas de Rochas Ígneas ......................................................................................................................... 38 3.1 – Texturas Primárias (cristal/fusão interação) .................................................................................. 38 3.1.1 Taxa de Nucleação, Crescimento e Difusão ............................................................................. 39 3.1.2 Locais Preferidos para Nucleação ............................................................................................. 43 3.1.3 Zoneamento Composicional ..................................................................................................... 43 3.1.4 Seqüência de Cristalização ....................................................................................................... 44 3.1.5 Reação e Resorpção Magmática ............................................................................................... 47 3.1.6 Movimento Diferencial de Cristais e Fusão .............................................................................. 48 3.1.7 Texturas Cumulativas ............................................................................................................... 49 3.1.8 Geminação Primária (Primary Twinning)................................................................................. 50 3.1.9 Texturas Vulcânicas .................................................................................................................. 51
2 3.1.10 Texturas Piroclásticas ............................................................................................................. 52 3.2 Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmáticas.......................................................................... 53 3.2.1 Transformações Polimórficas ................................................................................................... 54 3.2.2 Geminação Secundária ............................................................................................................. 55 3.2.3 Exsolução .................................................................................................................................. 56 3.2.4 Reações e Reposições Secundárias ........................................................................................... 57 3.2.5 Deformação............................................................................................................................... 59 Capítulo 4 ................................................................................................................................................... 64 Estruturas Ígneas e Interações entre Campo ............................................................................................... 64 4.1 Processos Extrusivos ou Vulcânicos, produtos e transformações (formas de ilha) .......................... 64 4.1.1 Propriedades do Magma e Tipos de Erupções .......................................................................... 64 4.1.2 Saídas Centrais de Formas de Ilhas .......................................................................................... 66 4.1.3 Erupções Fissurais .................................................................................................................... 71 4.1.4 Características dos Fluxos de Lava ........................................................................................... 72 4.1.5 Depósitos Piroclásticos ............................................................................................................. 75 4.2 Processos Intrusivos ou Plutônicos e Corpos ................................................................................... 80 4.2.1 Corpos Tabulares Intrusivos ..................................................................................................... 80 4.2.3 Relações entre o Contato de Plutons ......................................................................................... 85 4.2.4 Período de Intrusão ................................................................................................................... 86 4.2.5 Profundidade das Deformações ................................................................................................ 87 4.2.6 Injeções Múltiplas e Plutons Zonados ...................................................................................... 90 4.2.7 O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem” ......................... 91 Capítulo 5 ................................................................................................................................................... 95 Introdução a Termodinâmica ...................................................................................................................... 95 5.1 Energia ............................................................................................................................................. 95 5.2 Energia Livre de Gibbs .................................................................................................................... 96 5.3 Energia Livre de Gibbs Para Uma Fase ........................................................................................... 98 5.4 – Energia Livre de Gibbs para Reação ........................................................................................... 102 5.4.1 Variação na Energia Livre de Gibbs para Reações com Temperatura e Pressão .................... 102 5.4.2 O Estado de Equilíbrio ............................................................................................................ 104 5.4.3 Cálculos Termodinâmicos do Diagrama de Fase .................................................................... 104 Capítulo 6 ................................................................................................................................................. 108 Fase Binária - A Regra de Fase e Sistema para Um ou Dois Componentes ............................................. 108 6.1 Introdução ao Comportamento da Fusão de Magmas Naturais ...................................................... 108 6.2 Equilíbrio de Fase e a Regra de Fase ............................................................................................. 111 6.3 Aplicação da Regra de Fase para um Sistema com H2O ................................................................ 113 6.4 Sistema de Uma Componente ........................................................................................................ 116 6.5 Sistema Binário de Duas Componentes ......................................................................................... 118
3 6.5.1 Sistemas Binários com Completas Soluções Sólidas .............................................................. 118 6.5.2 Sistema Binário Eutético ........................................................................................................ 123 6.5.3 Sistema Binário Peritético ...................................................................................................... 127 6.5.4 O Sistema dos Feldspatos Alcalinos ....................................................................................... 131 Capítulo 7 ................................................................................................................................................. 136 Fase Ternária - Sistema com Mais de Duas Componentes ....................................................................... 136 7.1 Sistemas de Três Componentes (Ternário) .................................................................................... 136 7.1.1 Sistema Ternário Eutético ....................................................................................................... 136 7.1.2 Sistemas Ternários Peritéticos ................................................................................................ 141 7.1.3 Sistema Ternário com Solução Sólida .................................................................................... 142 7.2 Sistemas com Mais de Três Componentes ..................................................................................... 149 7.3 Série de Reações ............................................................................................................................ 151 7.4 O Efeito da Pressão no Comportamento da Fusão ......................................................................... 154 7.5 Os Efeitos dos Fluídos no Comportamento da Fusão .................................................................... 155 7.5.1 Os Efeitos do H2O................................................................................................................... 156 7.5.2 Os Efeitos do CO2 ................................................................................................................... 163 Capítulo 8 ................................................................................................................................................. 167 Petrologia Química 1 - Elementos Maiores e Menores ............................................................................ 167 8.1 Métodos Analíticos ........................................................................................................................ 168 8.2 Resultados Analíticos ..................................................................................................................... 171 8.3 Elementos Maiores e Menores na Crosta ....................................................................................... 174 8.4 Minerais Normativos ...................................................................................................................... 175 8.5 Diagrama de Fase ........................................................................................................................... 177 8.5.1 Plotagem Bivariante ................................................................................................................ 177 8.5.2 Plotagem Triangular: O Diagrama AFM ............................................................................... 182 8.6 O Uso do Diagrama de Variação para Modelar a Evolução Magmática ........................................ 182 8.6.1 Raios dos Elementos de Pearce (PER) .................................................................................... 182 8.6.2 Modelos Gráficos e Matemáticos da Evolução Magmática .................................................... 185 8.7 Séries Magmáticas ......................................................................................................................... 190 Capítulo 9 ................................................................................................................................................. 197 Petrologia Química 2 - Elementos Traço e Isótopos ................................................................................ 197 9.1 Distribuição de Elementos ............................................................................................................. 197 9.2 Modelos para os Processos de Fusão-Sólida .................................................................................. 201 9.2.1 Fusão em Grupos – Batch Melting ......................................................................................... 201 9.2.2 Fracionamento Rayleigh ......................................................................................................... 204 9.3 Os Elementos Terras Raras: Um Grupo Especial de Elementos Traço .......................................... 205 9.4 Diagrama Spider ............................................................................................................................ 208 9.5 Aplicação dos Elementos Traços nos Sistemas Ígneos .................................................................. 210
4 9.6 Critérios Geoquímicos para Descriminação entre os Ambientes Tectônicos ................................. 212 9.7 Isótopos .......................................................................................................................................... 214 9.7.1 Isótopos Estáveis .................................................................................................................... 214 9.7.2 Isótopos Radioativos e Radiogênicos ..................................................................................... 217 Capítulo 10 ............................................................................................................................................... 234 Fusão do Manto e a Geração do Magma Basáltico .................................................................................. 234 10.1 Petrologia do Manto ..................................................................................................................... 235 10.1.1 Ofiolítos ................................................................................................................................ 235 10.1.2 Amostras escavadas a partir das Zonas Oceânicas Fraturadas .............................................. 236 10.1.3 Nódulos nos Basaltos ............................................................................................................ 236 10.1.4. Xenólitos em Corpos Kimberlíticos ..................................................................................... 236 10.2 Fusão do Manto ............................................................................................................................ 239 10.2.1 Elevando a Temperatura ....................................................................................................... 239 10.2.2 Redução da Pressão .............................................................................................................. 240 10.2.3 Adicionando Voláteis ........................................................................................................... 241 10.2.4 Um breve Sumário da Fusão do Manto ................................................................................ 243 10.3 Geração do Magma a partir de uma Quimicamente Uniforme .................................................... 244 10.4 Magmas Primários ....................................................................................................................... 248 10.5 Um Modelo de Manto Quimicamente Heterogêneo .................................................................... 251 Capítulo 11 ............................................................................................................................................... 257 Diversificação do Magma ......................................................................................................................... 257 11.1 Fusão Parcial ................................................................................................................................ 257 11.2 Diferenciação Magmática ........................................................................................................... 259 11.2.1 Cristalização Fracional ......................................................................................................... 260 11.2.2 Transporte dos Voláteis ........................................................................................................ 265 11.2.3 Imiscibilidade de Líquidos .................................................................................................... 267 11.3 Mistura do Magma ....................................................................................................................... 270 11.4 Assimilação .................................................................................................................................. 272 11.5 Limites de Camadas, Cristalização In Situ e Convenção Composicional .................................... 275 11.6 Processos de Misturas .................................................................................................................. 279 11.7 Associações Ígneas – Tectônicas ................................................................................................. 280 Capítulo 12 ............................................................................................................................................... 282 Intrusões de Camadas Máficas ................................................................................................................. 282 12.1 Acamadamento Ígneo.................................................................................................................. 283 12.2 Exemplos de Intrusões de Camadas Máficas ............................................................................... 285 12.2.1 O Complexo de Bushveld ..................................................................................................... 286 12.2.2 O Complexo Stillwater ......................................................................................................... 290 12.2.3 A Intrusão de Skaergard ....................................................................................................... 293
5 12.3 O Processo de Cristalização, Diferenciação, e Acamadamento nos LMIs ................................... 298 12.3.1 Estabelecimento da Gravidade .............................................................................................. 299 12.3.2 Recarga e Mistura do Magma ............................................................................................... 300 12.3.3 Oscilações Através do Cotético ............................................................................................ 300 12.3.4 Compactação......................................................................................................................... 300 12.3.5 Cristalização e Convecção In Situ ........................................................................................ 301 12.3.6 Nucleação e Cristalização Preferencial ................................................................................. 302 12.3.7 Densidade Corrente............................................................................................................... 303 12.3.8 Processos Combinados ......................................................................................................... 306 Capítulo 13 ............................................................................................................................................... 310 MORB - Vulcanismo das Cadeias Meso-Oceânicas ................................................................................ 310 13.1 O Vulcanismo em Bordas de Placas Construtivas ....................................................................... 310 13.2 As Cadeias Meso-Oceânicas ........................................................................................................ 310 13.3 Estrutura da Crosta Oceânica e o Manto Superior ....................................................................... 314 13.4 Petrografia do MORB e a Química dos Elementos Maiores ........................................................ 316 13.5 Elementos Traços do MORB e Química dos Isótopos ................................................................. 322 13.6 Petrogênese e Basaltos da Cadeia Meso-Oceânica ...................................................................... 324 Capítulo 14 ............................................................................................................................................... 334 OIB - Vulcanismo Oceânico Intraplaca .................................................................................................... 334 14.1 Atividade Vulcânica Intraplaca .................................................................................................... 334 14.2 Tipos de Magmas OIB ................................................................................................................. 336 14.2.1 Petrografia OIB e Química dos Elementos Maiores ............................................................. 337 14.3 Química dos Elementos Traços da OIB ....................................................................................... 342 14.4 Química Isotópica do OIB ........................................................................................................... 344 14.4.1 Isótopos Sr e Nd.................................................................................................................... 345 14.4.2 Isótopos Pb............................................................................................................................ 346 14.5 A Petrogênese dos OIBs............................................................................................................... 350
6 Capítulo 1
Alguns conceitos fundamentais
Neste capítulo inicial, resumirei e apresentarei os capítulos mais detalhados que virão. Depois de uma breve apresentação das rochas ígneas, tentarei organizar nossa abordagem do tema da petrologia ígnea. Depois, porque os magmas são criados a partir do derretimento de material nas profundezas da Terra, abordaremos, num sentido mais geral, a construção e estrutura interna da Terra, seguida por um resumo das teorias atuais a respeito de como ela assumiu essa configuração. Finalmente, revisaremos, num sentido bem geral, o modo de ocorrência das rochas ígneas comuns. Presumir-se-á que vocês, estudantes, estão familiarizados com os conceitos mais básicos, tais como a diferença entre rochas ígneas vulcânicas, plutônicas e piroclásticas etc. como vocês podem querer uma breve revisão do capítulo sobre rochas ígneas e processos no texto do seu curso de geologia introdutória, isto refrescará sua memória e garantirá um painel inicial de como procedemos para refinar as idéias. Revisar o capítulo de placas tectônicas poderia ajudar nesta questão.
1.1 Introdução Petrologia ígnea é o estudo do magma e das rochas que dele são cristalizadas. O surgimento pela cristalização do magma parece um critério simples demais para classificar uma rocha como ígnea. Mas podemos apenas raramente observar a formação das rochas ígneas diretamente e isto vale somente para algumas lavas da superfície. Devemos, logo, desenvolver uma forma separada de critério de observação para determinar que uma rocha é, de fato, de origem ígnea. Tais critérios serão desenvolvidos mais adiante, mas, a propósito de introduzi-los, eles incluem: 1) Critérios de campo. Corpos ígneos intrusivos comumente atravessam as “rochas originais” nas quais eles penetram, conseqüentemente truncando estruturas externas como um leito ou foliação. Eles podem também exibir alguns tipos de efeitos de contato. Quando desenvolvidos, uma estreita, bem-granulada margem fria (ou “zona fria”), dentro da qual a margem do corpo ígneo, ou localizada atrás das rochas originais, são bons indicadores de uma origem ígnea para corpos plutônicos. Além disso, temos associado certas formas especificas de corpos rochosos a uma origem ígnea. Por exemplo, um extrato vulcânico, um corrente cordada, uma soleira ou lacólito etc. tem sido associados com processos ígneos, ambos pela observação de um evento ígneo ou pela aplicação de alguns dos critérios acima. Aspectos de campo de rochas ígneas serão discutidos mais adiante no Capítulo 4. 2) Critérios de textura. Petrografia é a ramificação da petrologia que lida com o exame microscópico de finas seções, analisando amostras de rochas e gradientes de espessura, a fim de que possam prontamente transmitir a luz. Pela observação de rochas ígneas ao microscópico, associamos a uma específica textura entrelaçada com lenta cristalização de um magma (Figura 1-1). Quando cristais estão se formando em um magma frio, eles normalmente desenvolvem uma forma quase perfeita de cristal, enquanto o magma assegura a não-obstrução da forma de cristal preferida. Enquanto o magma continua a esfriar e mais cristais se formam, eles eventualmente começam a interferir uns com os outros e a crescer uns entre outros. A textura entrelaçada resultante mostra cristais se interpenetrando, de forma parecida à de um quebra-cabeças. Como discutiremos no Capítulo 3, quanto ao relativo desenvolvimento das formas de cristal, inclusões e interpenetrações podem comumente ser usadas para inferir a seqüência na qual minerais de diferentes espécies são cristalizados.
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Figura 1-1 Texturas entrelaçadas em um grandiorito. De Bard (1986).
O rápido resfriamento e solidificação do magma pode resultar em uma outra textura característica: textura de vidro. Quando o magma solidifica rapidamente para formar estruturas de cristal ordenadas, o resultado é um sólido não-cristalino, ou vidro. O vidro é prontamente reconhecido sob o microscópio petrográfico por seu óptico caráter isotrópico. Como os líquidos não podem sustentar tensões direcionadas substanciais, as foliações raramente se desenvolvem. Um critério de textura comum para distinguir uma ígnea de uma rocha metamórfica cristalina em desenvolvimento, logo, é baseado na textura isotrópica (orientações ocasionais de cristais alongados) do formador. O que requer cuidado, contudo, ao se usar este critério, assim como alguns processos ígneos, tais como cristais sedimentados e fluxos magmáticos, pode produzir alinhamentos minerais e foliações em rochas ígneas. Depósitos piroclásticos (aqueles que resultam de erupções explosivas) podem ser talvez os mais difíceis de reconhecer como ígneos. Normalmente, a porção se solidificou e esfriou consideravelmente, antes sendo depositada com uma porção significativa das rochas pré-existentes pulverizadas apanhadas na explosão. A atual deposição de material piroclástico é, em grande parte, um processo sedimentar, daí a dificuldade de reconhecimento. De fato, há alguns debates entre geólogos se as rochas piroclásticas devem ser consideradas ígneas ou sedimentares. Elas são ígneas no sentido que o são todos os materiais cristalizados do magma, embora uma proporção possa ter se originado de depósitos vulcânicos anteriores. Esta é a “piro” parte. Elas são sedimentares também. Na medida em que elas representam partículas sólidas depositadas por fluido médio: ar ou, algumas vezes, água. Esta é a “clástica” parte. Alguns geólogos têm sabiamente sugerido que evitemos este debate inútil, considerando-se as piroclásticas como ígneas em construção e sedimentares como ígneas em desagregação. No Capítulo 3, discutiremos as texturas ígneas mais detalhadamente, incluindo aquelas espécies examinadas em desenvolvimento e aquelas analisadas em corte fino com a ajuda do microscópio petrográfico. Como inicialmente consideramos o estudo e os processos de rochas ígneas, talvez devamos primeiro considerar o que é exatamente isto que queremos saber. O caráter de muitas questões gerais que poderíamos esperar ter respondido pode incluir a seguinte: como os magmas são gerados? O que é o magma e onde encontrá-lo? O que é produzido por esse derretimento? Como realmente o magma então produzido se cristaliza para formar rochas ígneas e quais processos acompanham esta cristalização? De que modo as porções líquidas e sólidas se envolvem durante o processo de derretimento e cristalização? A grande variedade na composição de rochas ígneas agora encontradas na superfície da Terra resulta de diferentes fontes de magma ou pode ser atribuída a variações no processo de derretimento e cristalização? Há uma relação entre tipos de rochas ígneas e seções tectônicas? Se há, o que controla isto? Finalmente podemos perguntar, “O que precisamos saber para avaliar isto?” Em outras palavras, de que prévias experiências e abordagens um bom e moderno petrólogo precisa? Como conhecimentos imperativos, eu sugeriria os seguintes:
8 1. Um petrólogo precisa de experiências de observação de rochas e texturas. Ele não pode começar a estudar rochas sem saber como reconhecê-las, descrevê-las, organizá-las e analisá-las. 2. Dados experimentais (de amostras sintéticas e naturais) são também necessários. Podemos compreender melhor a criação e cristalização do magma pela recriação desses processos em laboratório, simulando as condições encontradas em grandes profundidades e analisar os resultados. 3. Alguma teoria é também necessária, para que possamos organizar e compreender melhor os resultados experimentais e aplicá-los para além da composição exata e das condições dos experimentos. Um pouco de química, incluindo a dos grandes elementos, elementos residuais e isótopos são necessários, assim como termodinâmicos. Assim que os visualizamos, estas técnicas também nos ajudam a caracterizar rochas e avaliar regiões-fonte e processos em evolução. 4. Também precisamos de conhecimentos sobre o que o interior da Terra contém e sobre as condições físicas que lá existem. Magmas são criados em regiões mais profundas do que podemos observar diretamente. Se quisermos saber o que é o magma e como surge, devemos rever o que é sabido sobre o interior da Terra e como os constituintes e as condições variam com o assentamento tectônico. 5. Por fim, precisamos de experiências práticas com atividade tectônica. A pesquisa é baseada em literatura das rochas mais comuns e processos in natura, aponta modelos para todas as sugestões acima e dá um painel mais completo. Espero que possamos adquirir estas experiências e habilidades requisitadas nos capítulos que virão. Embora pudesse ser preferível desenvolver cada uma das habilidades acima seqüencialmente, isto não é prático e pode ser impossível, na medida em que estão integradas no processo cientifico. O estudante adquirirá experiência em observação direta nas aulas em laboratório, com a ajuda dos Capítulos 2 (classificação) e 3 (texturas). O Capítulo 4 é formulado para lhe dar um levantamento das rochas ígneas em seus aspectos de campo. Isto é largamente uma revisão de conceitos fundamentais. Depois, pegaremos alguma teoria dos sistemas de magma e a aplicamos à análise de alguns sistemas experimentais simples. Então, procederemos aos sistemas naturais mais complexos e às ferramentas necessárias (em sua maioria químicas) para estudá-los. Por fim, embarcaremos na revisão das mais comuns e provinciais ígneas e do estado atual das modernas teorias para o seu desenvolvimento. Esta última porção irá demandar consideráveis aplicações e até amplificações das habilidades teóricas que temos adquirido. Numa escala maior, todos os processos ígneos, metamórficos e sedimentares contribuem para a forma diferenciada do planeta. Processos ígneos são de longe os mais dominantes neste aspecto, assim como os grandemente responsáveis pela separação da crosta em relação ao manto e pela origem de muitos recursos naturais. Manter esta grande escala de diferenciação em mente nos ajudará enquanto exploramos os componentes mais específicos que se seguirão.
1.2 O Interior da Terra Como mencionado acima, virtualmente, todas as rochas ígneas se originam pelo derretimento de material localizado em grandes profundidades da Terra. Todas as rochas terrestres que agora temos na superfície da Terra foram derivadas inicialmente do manto, embora algumas vieram por meio de um ou mais ciclos de processos sedimentares, metamórficos e/ou ígneos subseqüentes. Se essas rochas têm uma origem inicialmente profunda, precisamos saber o que formou a Terra se queremos compreender essas origens mais detalhadamente. O interior da Terra é subdividido em três grandes unidades: a crosta, o manto e o núcleo (Figura 1-2). Estas unidades foram reconhecidas décadas atrás, durante o começo da sismologia, uma vez que elas eram separadas por grandes descontinuidades nas velocidades de P (compressional) e S (distensional) ondas que propagam ao longo daquelas camadas na Terra (Figura 1-3).
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Figura 1-2 Principais subdivisões da Terra. (Crust: crosta; Mantle: manto; Upper mantle: manto externo; Lower mantle:manto interno; Core: núcleo; Outer core (liquid): núcleo externo (líquido); Inner core (solid): núcleo interno (sólido); Transition zone: zona de transição; Depth: profundidade.
Figura 1-3 Variação nas ondas de velocidade em P e S a partir da profundidade. Subdivisões de estão à esquerda. Subdivisões reológicas à direita.
composição da Terra
Há também dois tipos básicos de crosta: crosta oceânica e crosta continental. A crosta oceânica é mais delgada (aproximadamente 10 km de espessura) e tem uma composição essencialmente basáltica. Aprenderemos mais sobre a composição, estrutura e origem da crosta oceânica no Capítulo 13. Como o processo das placas tectônicas passa pela criação de crostas oceânicas em cadeias meso-oceânicas e a consomem em zonas de subducção, a crosta oceânica é continuamente renovada e reciclada. A mais antiga crosta oceânica é a do Sudeste do Pacífico, com aproximadamente 160 milhões de anos. A crosta continental mais grossa (em média 36 km, mas estendida a 90 Km) e mais heterogênea, incluindo todos os tipos de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas. Diferentemente da crosta oceânica, é muito flutuante para subduzir. A quantidade de crosta continental tem sido gradualmente ampliada ao longo dos últimos 4 Ga, principalmente na forma do magma derivado do manto. Algumas crostas continentais são, assim, muito antigas, enquanto que algumas são bem recentes. Haverá muito mais a dizer sobre a crosta continental ao longo deste livro. Uma composição bem geral da crosta continental poderia ser representada por um granodiorito. A crosta é fina demais para ser representada na Figura 1-2. Mesmo a parte mais espessa da crosta continental seria mais fina que a linha mais superior. Isto compreende cerca de 1% do volume da Terra. Imediatamente abaixo da crosta, estendendo-se por aproximadamente 3000 km, está o manto, contendo cerca de 83% do volume da Terra. O limite, ou descontinuidade, entre a crosta e o manto é chamado de Moho, ou descontinuidade de M (encurtado por Mohorovic, o nome do sismologista balcânico que o descobriu em 1909). Nessa descontinuidade, a velocidade das ondas de P cresce abruptamente de aproximadamente 7 para mais 8 Km/seg. Isto resulta em refração, assim como em reflexão das ondas sísmicas assim que elas encontram a descontinuidade, tornando relativamente simples a determinação da profundidade. O manto é composto
10 predominantemente de Ferro e Magnésio, ricos em minerais silicáticos. Saberemos mais sobre a petrologia do manto no Capítulo 10. Dentro do manto, muitas outras descontinuidades sísmicas separam camadas que se distinguem mais por diferenças físicas que químicas. A camada mais superficial, entre 60 e 220 km, é chamada camada de baixa velocidade, pois, dentro dela, ondas sísmicas mergulham lentamente, se comparadas com a velocidade acima e abaixo da camada (Figura 1-3). Ondas sísmicas lentas são incomuns, porque sua velocidade geralmente aumenta com a profundidade, já que elas se propagam mais rapidamente através dos materiais densos (assim como o som viaja mais rapidamente através da água do que através do ar). Acredita-se que a razão para as ondas sísmicas mergulharem em baixa velocidade é devido ao índice de 1 a 10% do derretimento parcial do manto. O derretimento provavelmente forma uma fina descontinuidade ao longo dos veios limítrofes, que retardam as ondas sísmicas. O magma também enfraquece o manto nesta camada, fazendo-o se comportar de forma mais dúctil. A camada de baixa velocidade varia em espessura, dependendo do local da pressão, temperatura, ponto de derretimento e disponibilidade de H20. Poderemos discutir a origem camada de baixa velocidade mais adiante no Capítulo 10. Abaixo da camada de baixa velocidade, encontramos mais descontinuidades sísmicas dentro do manto. A descontinuidade de 410 Km é creditada a uma fase de transição em que olivina (o principal mineral componente do manto) muda para uma estrutura espiral. A 660 km, o comando de Si no manto silicático muda da familiar IVcamada para VI-camada. Estas duas transições resultam num abrupto crescimento da densidade do manto, acompanhado por um salto nas velocidades sísmicas. Abaixo da descontinuidade de 660 km, a velocidade das ondas sísmicas cresce bastante uniformemente (Figura 1-3) até que encontram o núcleo. O limite manto/núcleo é uma descontinuidade química profunda na qual os silicatos do manto dão lugar a uma liga metálica de Fe mais densa, com menores quantidades de Ni, S, Si, O etc. O núcleo externo está em estado líquido/derretido, enquanto que o núcleo interno é sólido. A composição dos núcleos internos e externos é provavelmente similar. A transição para um sólido resulta do aumento de pressão com a profundidade, que favorece o estado sólido. Ondas S não podem se propagar através de um líquido, porque os líquidos não resistem à distensão. Embora as ondas S sejam somente desaceleradas pelo líquido delgado em camadas de baixa velocidade, elas desaparecem inteiramente assim que alcançam o núcleo exterior (Figura 1-3). Ondas P desaceleram no núcleo líquido e se refratam mais abaixo, resultando na “zona de sombra” sísmica, uma zona em forma de anel em que terremotos de ondas P não alcançam a superfície da Terra pelo lado de fora do qual foram originadas. Uma forma alternativa de considerar as subdivisões da Terra é baseada nas propriedades reológicas. Usando este critério, podemos considerar a crosta e a porção mais rígida do manto superior, acima da camada de baixa velocidade, como uma unidade bastante uniforme, conhecidamente chamada de litosfera. A espessura da litosfera média é de 70 a 80 km abaixo do nível do mar e de 100 a 150 km de espessura abaixo dos continentes. O manto mais dúctil abaixo disso é chamado de astenosfera (do grego asthenes: “sem força”). A litosfera e a astenosfera são diferenciadas por suas propriedades mecânicas, não pela composição ou velocidade sísmica. Embora não estejam incluídas na Figura 1-2, elas são importantes na teoria das placas tectônicas, porque se considera que a ductibilidade da astenosfera garante a zona de deslocamento acima da qual as placas rígidas da litosfera se movem. O manto abaixo da astenosfera é comumente chamado de mesosfera. O limite exato astenosfera/mesosfera deve corresponder à transição de materiais dúcteis para materiais mais rígidos com a profundidade. A base da camada dúctil é insuficientemente comprimida. A maioria dos geofísicos acredita que a astenosfera se estende por cerca de 700 km de profundidade. Abaixo disso, a natureza do manto não é bem conhecida, mas as ondas sísmicas que atravessam a mesosfera abaixo de 700 km não são muito consideravelmente atenuadas, sugerindo que esta é uma camada de alta força. As subdivisões reológicas do manto estão ilustradas no lado direito da Figura 1-3.
11 1.3 Origem do Sistema Solar e da Terra Agora que temos alguma idéia do que constitui a Terra, é interessante especular sobre como isto aconteceu. O cenário a seguir resume as teorias mais largamente aceitas sobre a origem do sistema solar. Embora isto seja apresentado como um fato, é feito somente para evitar o uso constante de discriminantes e frases indefinidas. Por favor, lembre-se que isto é apenas uma coleção de idéias consistentes internamente, por meio das quais explicamos o que agora observamos, embora a extensão dessa consistência de fato nos credencie para os modelos. O modelo mais popular para a origem do universo considera o Big Bang ocorrendo entre 12 a 15 Ga antes da atual. De acordo com dados radiométricos de meteoritos, o sistema solar começou a ser formado há cerca de 4.56 Ga da era atual, como uma grande nuvem de matéria chamada nebulosa solar (Figura 1-4). A nebulosa consistia em grande parte de H2 molecular mais algum He e, em menor quantidade, Be e Li (os únicos produtos do Big Bang). Um pouco mais de 2% contém elementos pesados, incluindo alguns outros gases e finas partículas sólidas (“poeira”), presumidamente criadas pela síntese de reações nucleares próximas a estrelas e supernovas.
Figura 1-4 Teoria nebular da formação do sistema solar (a). A nebulosa solar se condensa da média interestelar e se contrai. (b) À medida que a nebulosa diminui, sua rotação provoca seu achatamento em forma de disco (c), com a maior parte da matéria concentrada em direção ao centro, como a um sol principal (d) Partículas sólidas mais externas se condensam e acrescem para formar os planetas (d) e (e). De Abell et al. (1988).
A nuvem nebulosa começou a ruir lentamente por conta das interações gravitacionais de seus constituintes. Como estava girando, aplainou-se em forma de disco em função de forças centrífugas, com 1 a 10% de massa constituindo o disco central. A combinação do colapso gravitacional, força centrifuga e conservação de momento angular resultou em que a maioria da massa perdeu momento angular, caindo no centro do disco, provavelmente para formar o sol. Poucos metros – para corpos quilometrados, chamados planetesimais, começaram a se formar e se desenvolver na nebulosa. O colapso gravitacional da massa e sua composição geraram aquecimento considerável, alcançando eventualmente o estágio em que a síntese nuclear (fusão) de hidrogênio e hélio se tornou possível. Os primeiros 100.00 anos testemunharam uma evolução muito rápida do “proto-sol”, acompanhada por uma alta luminosidade casada pelo aquecimento gerado pela contração inicial. Quando a compressão estava perto de acabar, o sol entrou no estágio T-Tauri, caracterizado por uma atividade menos vigorosa, durando mais 10 Ma. O vento solar, uma corrente de partículas carregadas, transformou-se durante o estágio T-Tauri e começou a emanar radialmente para fora do sol, em vez de espiralmente a partir dos pólos. A nebulosa perdeu aproximadamente a metade de sua massa inicial durante esse estágio. Do material remanescente, 99,9% da massa ruiu para formar o sol e outro 0,1%, com a maior parte do momento angular permanecendo no disco. O material circular teve massa suficiente para se contrair para o plano médio, onde, eventualmente, se separava em acumulações localizadas que formaram os planetas. O processo de criação planetária aconteceu dentro de altas temperaturas e gradiente de pressão, gerados pela proximidade do sol. Como resultado, os elementos mais voláteis contendo sólidas partículas de nebulosas evaporaram no interior, porções mais quentes do sistema solar. As partículas de vapor foram, então, estiradas pelo intenso vento solar TTauri e diretamente condensadas em sólidos externamente, onde as temperaturas eram suficientemente baixas. Apenas o grande planetesimais sobreviveu a esta intensa atividade no interior do sistema solar. As temperaturas de condensação atuais (e daí a distância do sol em que a condensação ocorre) dependeram de elementos particulares ou
12 de componentes envolvidos. Apenas os elementos mais refratários sobreviveram ou se condensaram na zona intermediária, enquanto os constituintes mais voláteis foram movidos para a parte externa. Como resultado primário do gradiente de temperatura e do vento solar, a nebulosa experimentou, então, uma diferenciação química baseada em temperaturas condensadas. Óxidos refratários como Al 2O3, CaO e TiO2, falharam na total volatilização ou se condensaram rapidamente nas porções intermediárias do sistema solar. Ligas metálicas de Fe-Ni, silicatos de FeMg-Ni, metais alcalinos e silicatos, sulfetos hidrosilicatos, H 20 e sólidos de amônia, metano etc. se condensaram e se concentraram progressivamente no lado externo. A distância além da qual componentes muito voláteis como água e metano se condensaram tem sido chamada de linha de neve. Aparentemente, um gradiente de diminuição de pressão fora do centro da nebulosa também teve um efeito principalmente nas temperaturas condensadas relativas de Fe metálico versus silicatos e, logo, na proporção Fe/Si (e oxigênio contido) dos planetas. Os sólidos condensados próximos continuaram surgir como planetesimais. Na porção interior do sistema solar, os planetesimais mais refratários acumulados formaram os planetas terrestres – Mercúrio, Vênus, Terra e Marte – (parecidos com a Terra), assim como os corpos originais que produziram os atuais asteróides e meteoritos. Na porção exterior, alem da linha de neve, grandes planetas gasosos são formados. Plutão é anômalo na órbita, assim como, provavelmente, sua composição. Ele pode ser a lua de um dos planetas que escaparam da órbita solar ou o corpo mais próximo de objetos gelados com órbitas além de Netuno. Desse esquema bem resumido, parece claro que a composição de um planeta é, em larga medida, resultado de condições específicas que existiram em uma distância radial particular do centro da nebulosa solar durante os primeiros 10 Ma da evolução estelar. A composição da Terra é, então, um resultado da natureza de antigas supernovas que “semearam” a nebulosa com partículas sólidas e de processos de evaporação/condensação associados com a temperatura particular da distância da Terra do sol T-Tauri. Logo, não esperaríamos que a composição da Terra fosse igual à de outros planetas ou da nebulosa solar como um todo. Os processos de diferenciação que produziram a variação química ao longo do sistema solar não foram totalmente eficientes. A composição da Terra é complexa, contendo um pouco de cada elemento estável e não só aqueles que puderam se condensar na nossa distância do sol, incluindo os voláteis, contidos nos primeiros planetesimais, que eram grandes demais para resistir à vaporização completa durante o estágio quente T-Tauri da evolução solar, enquanto outros podem ter sido adicionados depois, via impactos de corpos similares a cometas do lado exterior do sistema solar. Contudo, o processo descrito acima favoreceu fortemente a concentração de certos elementos. Hoje, apenas sete elementos contêm 97% da massa da Terra (Figura 1-5). Esses elementos são consolidados com a abundância solar que, acreditamos, ter sido formada a partir das pressões e temperaturas características da posição da Terra no gradiente nebuloso descrito acima.
Figura 1-5 Relativas abundâncias atômicas dos sete elementos mais comuns que compõem 97% da massa terrestre.
1.4 Diferenciação da Terra Os planetesimais que hoje formam a Terra provavelmente se acumularam de um modo seqüencial causado pela criação gravitacional de planetesimais mais densos primeiro, concentrando ligas de Fe-Ni e óxidos densos em direção ao centro. Se a Terra teve ou não esse início propenso à diferenciação é difícil dizer, mas ela se diferenciou mais extensivamente logo depois. Esta extensiva diferenciação resultou do aquecimento, causado pelo colapso gravitacional, choques e calor radioativo concentrado. Eventualmente, o planeta se aquecia suficientemente para iniciar o derretimento em algumas pequenas profundidades, provavelmente sob uma crosta sólida que se resfriou pela radiação quente para o espaço. Uma vez começado o derretimento, a mobilidade dentro da Terra cresceu. Porções mais densas de magma se aprofundaram, enquanto porções leves soergueram. A energia gravitacional
13 liberada por esse processo provavelmente gerou calor suficiente para derreter toda a Terra, com a possível exceção das camadas frias mais externas. Estas camadas poderiam também ter derretido se lá houvesse gases atmosféricos suficientes para retardar o esfriamento radiante. O resultado de tal processo para a Terra foi a separação em camadas controladas pela densidade e pelas afinidades químicas dos elementos nelas contidos. O conceito de afinidade química será desenvolvido adiante nos Capítulos 9 e 27, mas, nos termos mais simples, podemos dizer, por agora, que o comportamento dos elementos é controlado pela configuração dos elétrons das camadas externas, que afetam suas características de proximidade. Goldschimidt (1937) propôs que os elementos da Terra tendem a se incorporar em fases separadas, análogas às camadas em potes de minérios fundidos. Nós herdamos seus termos:
Litófila (“pedras-afins”) elementos formam uma leve fase silicática Chalcófila (cooperação) elementos formam uma fase de sulfeto intermediária Siderófila (“ferro-afins”) elementos formam uma densa fase metálica Uma fase de separação de elementos atmófila pode também ter se formado no início da Terra como um pequeno oceano e a atmosfera, mas a maioria destes elementos gasosos leves não foi sustentada pela Terra durante seus primeiros estágios e escaparam para o espaço. A maioria dos oceanos e da atmosfera provavelmente se formou lentamente depois. Isto é simples demais para determinar empiricamente a afinidade de cada elemento e usar os resultados para prever o tamanho (espessura) de cada reservatório nas primeiras diferenciações da Terra, mas esta abordagem não funciona muito bem. Por um momento, Fe, que deve ser siderófilo, ocorre em todas as três fases. Devemos lembrar que os átomos são ionizados, logo a necessidade de neutralidade elétrica deve ser também satisfeita. Freqüentemente nos concentramos em cátions, mas os ânions são igualmente importantes. Por exemplo, o enxofre é obviamente necessário para criar um sulfeto, logo a quantidade de enxofre determina o tamanho da corrente chalcófila em recipientes derretidos. Como não havia enxofre suficiente para satisfazer todas os cátions chalcófilos da Terra, o excesso de cátions chalcófilos teve de ir para outros lugares. O oxigênio é o principal ânion em minerais silicáticos. Combinado com o silício da camada litófila da Terra recém-formada, mas outros cátions foram necessários antes de a neutralidade ser alcançada. Os minerais mais comuns na recente litófila foram provavelmente olivina ((Fe,Mg)2SiO4)), ortopiroxênio ((Fe,Mg)SiO3) e clinopiroxênio (Ca(Fe,Mg)Si2O6). Portanto, foi a abundância relativa de oxigênio que determinou a espessura da camada superior da litófila. A siderófila interna foi determinada pelo excesso de cátions siderófilos (a maioria Fe) deixados depois de alcançada a neutralidade com O e S. Todos os outros elementos remanescentes contidos nos 3% da massa terrestre entraram para a composição preferencial dessas camadas, de acordo com uma afinidade atômica particular. A partir da diferenciação do sistema solar, a diferenciação da Terra não foi, certamente, totalmente eficiente: nem todos os elementos ficaram restritos à camada prevista. Do contrário, nunca teríamos hoje elementos como ouro (siderófilo), cobre (chalcófilo), etc. na superfície da Terra. Isto pode ser causado, em parte, pela falta de um equilíbrio completo durante o processo de diferenciação, mas (como veremos nos Capítulos 9 e 27), mesmo se o equilíbrio fosse atingido, os elementos naturalmente se fragmentariam em diferentes porções menos do que em grandes proporções (não em uma única porção). Depois de poucas centenas de anos deste derretimento, o resfriamento diferenciado da Terra solidificou-se para uma condição similar à do planeta que hoje habitamos, tendo distintos gradientes de temperatura e pressão de acordo com a profundidade. As camadas litófila, chalcófila e siderófila não devem ser confundidas com as atuais camadas da Terra: crosta, manto e núcleo. O núcleo da Terra atual é uma camada siderófila, mas o componente da chalcófila era mais provavelmente dissolvido no núcleo da siderófila e nunca se separou como uma fase distinta. Embora tantas fases tenham se formado a partir de fusão, é bem menos provável que isto tenha acontecido a altas pressões no interior do
14 núcleo. A Terra não é um recipiente fundido. Se uma chalcófila separada se formou, isto pode ser uma camada exterior do núcleo externo, mas que não fora detectada sismicamente. O manto certamente representa a segregação da litosfera, mas o que dizer da crosta? Nem a crosta oceânica nem a crosta continental se formaram, nesse aspecto, devido a eventos com grande escala de diferenciação na Terra recém-formada (embora isso deva ter acontecido nas elevações da Lua ricas em plagioclásios). Em vez disso, a crosta oceânica se reciclou muitas vezes no passado e a crosta continental tem evoluído lentamente com o passar do tempo. Os processos pelos quais as diferenciações do manto produzem a crosta são predominantemente ígneos e naturais. Retornaremos a este assunto algumas vezes mais tarde.
1.5 Como sabemos de tudo isso? Se você agora está se perguntando como possivelmente soubemos o que acabou de ser apresentado, abordaremos a petrologia com a atitude certa. Teorias, como aquelas concernentes à origem do universo, o sistema solar e a Terra representam as melhores interferências que podemos fazer baseados em nossa interpretação dos dados. A explanação mais simples de todos os dados, sem violar as “leis” físicas, é a preferida. Quanto mais a teoria explica a variedade do fenômeno na natureza, mais segurança ela nos dá. O cenário descrito acima é coerente com as “leis” físicas da mecânica celestial, da gravidade, da síntese nuclear e assim por diante. É também coerente com nossas observações das ondas sísmicas e da natureza e formação do sistema solar. Mas a evolução rigorosa desses critérios está bem alem do escopo deste livro. A pretensão do cenário, todavia, é somente a de apresentar um plano de informações. Os dados sobre a composição e divisões no interior da Terra nas Figuras 1-2 e 1-3 são o resultado final do processo e são apresentados como fato. Esses dados são muito importantes para o material que apresentaremos nas páginas adiante. Afinal, se rochas ígneas são os produtos do derretimento ocorrido em grandes profundidades, pode ser bom saber com alguma segurança qual a composição do que está sendo derretido. Para as preocupações petrológicas, vamos focar nosso ceticismo aqui por um momento. Não perfuramos ainda um buraco no manto (e nunca faremos isso no núcleo) para diretamente termos amostras desses materiais. E nossos manto e núcleo hipotéticos são bem diferentes dos materiais que encontramos na superfície da Terra. Que evidências temos, então, para sustentar a alegada composição e estrutura do nosso planeta? Primeiro, partindo de medidas cuidadosas, podemos apuradamente determinar a constante gravitacional e usá-la aliada à medição do momento de inércia da Terra, para calcular sua massa e, a partir daí, a densidade média. Muitos desses locais contêm os materiais que constituem a Terra. Por um momento, a densidade média da Terra é de aproximadamente, 5,52g/cm3. É relativamente fácil de observar o inventário de composição química das rochas expostas na superfície da Terra. Mas a densidade da superfície da Terra é raramente maior que 3,0 g/cm 3. A Terra, portanto, deve conter uma grande proporção de material que é mais denso do que pode ser alcançado pela compressão das rochas superficiais, devido ao aumento da pressão nas profundezas. Alguém pode aparecer com uma variedade de receitas para explicar o material denso nas profundezas, pelas proporções combinadas de átomos de vários pesos atômicos. Contudo, uma abordagem tão vasta poderia ser melhor conduzida tendo em mente alguma idéia de quais elementos são mais naturalmente abundante. A Terra deve ter se formado da nebulosa solar, logo, os componentes da nebulosa devem nos garantir pistas significativas da formação do nosso planeta. O material que constitui o sistema solar pode ser analisado à distância por meios espectroscópicos. Átomos podem ser estimulados pelo calor ou por interações entre partículas e emitirem luzes espectrais características quando retornam para o estado de “baixa energia”. O comprimento de onda da luz que alcança a Terra pode ser determinado e relacionado ao tipo de elemento ou componente que o emite. Pela comparação com espectros de elementos medidos em laboratório, os átomos emitentes ou moléculas podem ser identificados. A intensidade das linhas espectrais é proporcional à concentração delas na fonte. Isto dá uma boa idéia de quais elementos constituem o sol, outras estrelas e até mesmo outras superfícies planetárias e, pela analogia destas, nosso próprio planeta. A figura 1-6 ilustra a concentração estimada dos elementos na nebulosa solar (estimados a partir de certos meteoritos, como discutimos abaixo). Note a escala logarítmica para a concentração, que torna mais fácil mostrar
15 toda sorte de concentrações. Hidrogênio é de longe o elemento mais abundante, bem como o que constituiu a maior parte da nebulosa original. Outros elementos (exceto He) foram sintetizados a partir do H no sol e em outras estrelas. A diminuição em abundância com o crescimento de numero atômico (Z) reflete a dificuldade de sintetizar progressivamente átomos maiores. Outra apresentação interessante que é clara na Figura 1-6 é a natureza “dentilhada” da curva. Isto está de acordo com a “regra Oddo-Harkins”, que diz que átomos com números pares são mais estáveis e, por isso, mais abundantes que os vizinhos de números ímpares.
Figura 1-6 Abundâncias estimadas dos elementos na nebulosa solar (átomos por 10º Si).
Devemos admitir que os elementos constituintes da Terra estão entre os elementos mais comuns da Figura 1-6. Por exemplo, Fe e, em menor extensão, Mg e Ni são muito mais abundantes no sistema solar que na crosta terrestre, logo, podemos inferir que esses elementos estão concentrados em outra parte da Terra. Fe é, também, denso o suficiente para satisfazer as necessidades da alta densidade terrestre. Em outras palavras, usando os dados na Figura 1-6 como um ponto de partida para modelar um planeta com uma densidade média de 5,52 g/cm3, isso nos leva à direção da concentração na Figura 1-5. Claro que o processo é complicado, tanto pelas ausências de homogeneidade como pelas diferenciações radiais da nebulosa solar, variações de densidade e mudanças de fase associadas ao aumento de pressão na Terra. Estudos sísmicos se localizam além da compressão do material que constitui a Terra. A velocidade das ondas P e S em vários materiais com elevadas pressões e temperaturas pode ser medida em laboratório e comparada com as velocidades sísmicas dentro da Terra, como as determinadas por terremotos ou explosões provocadas pelo homem (Figura 1-3). Além disso, reflexão e refração de ondas sísmicas nas descontinuidades no interior da Terra fornecem evidências diretas sobre a estrutura interna da Terra e sobre as profundidades das descontinuidades que a subdividem em crosta, manto, núcleo externo e núcleo interno, assim como mais outros detalhes apresentados. Finalmente, embora não tenhamos abordado o manto ou o núcleo por amostras, tivemos exemplos enviados para a superfície (ao menos acreditamos). Aprenderemos mais sobre amostras de manto nos Capítulos 10 e 19, mas há algumas rochas encontradas na superfície que acreditamos serem originadas do manto. Em muitas zonas de subducção ativas e fósseis, fatias da crosta oceânica e subcamadas de manto são incorporadas ao prisma originário. O aumento do prisma, seguido por afloramentos e erosões, expõe as rochas de manto. Xenólitos de material presumido do manto são ocasionalmente carregados para a superfície em alguns basaltos. Acredita-se que o material de manto mais profundo vem para a superfície como xenólitos em canais de kimberlito em formato de diamante (Seção 19.3.3). A vasta maioria das amostras encontradas em todas essas situações são rochas olivínicas e piroxênios ultramáficos. Quando algumas dessas amostras são parcialmente derretidas em laboratório, elas produzem magmas similares às lavas naturais que acreditamos serem derivadas do manto. Por causa de sua grande densidade e profundidade, nem uma amostra sequer do núcleo da Terra alcança a superfície. Entretanto, acreditamos que pedaços do núcleo de outros planetesimais alcançaram a Terra na forma de
16 alguns meteoritos. Discutiremos brevemente sobre os meteoritos na próxima seção e sobre como eles são pouco variados e garantem informações importantes sobre a composição da Terra e do sistema solar.
1.6 Meteoritos Meteoritos são objetos sólidos extraterrestres que golpeiam a superfície terrestre depois de sobreviverem à passagem ao longo da atmosfera. Acredita-se que a maior parte deles são fragmentos derivados de colisões de grandes corpos, principalmente asteróides ligados entre as órbitas de Marte e Júpiter. Eles são muito importantes, pois se considera que muitos representam estágios entre iniciais e intermediários do desenvolvimento da nebulosa solar que não sofreram alterações subseqüentes ou diferenciações como a Terra. Eles, por isso, dão dicas valiosas da criação de desenvolvimento do sistema solar. Meteoritos têm sido classificados de diversas formas. A Tabela 1-1 é uma , em que combinamos muitas subclasses para dar uma indicação geral dos tipos mais importantes e das porcentagens de cada uma das quedas observadas.
Tabela 1-1 : Classificação Simplificada dos Meteoritos
Ferros (Figura 1-7b) são compostos principalmente por liga metálica Fe-Ni, Pedras são compostas de minerais silicáticos e Pedras-ferrosas (Figura 1-7a) contêm quantidades desiguais de cada. Como as pedras parecem muito mais rochas terrestres, elas não são comumente reconhecidas como meteoritos, logo ferros (rapidamente reconhecidos por sua densidade) tendem a dominar nas coleções exibidas. Porém, quando consideramos apenas as espécies coletadas e observadas depois da queda, pedras correspondem a 94% da composição dos meteoritos. Acredita-se que meteoritos ferrosos são fragmentos do núcleo de alguns planetas terrestres que têm passado por diferenciações em concentrações de silicatos, sulfetos e líquidos metálicos, da forma anteriormente discutida em relação a Terra. Estes meteoritos contêm porções siderófilas (ligas de Fe-Ni) e fases chalcófila (segregações de troilito: FeS). A Liga Fe-Ni é composta de duas fases, kamactito e taenito, que se originam de uma única e homogênea fase assim resfriada. As duas fases são entrelaçadas num padrão de entrechoque de exsolução lamelar chamado “textura Widmanstatten” (Figura 1-7b). Pedras ferrosas são similares a ferro, mas incluem uma porção significativa de silicatos (litófila) segregada em sua composição. Todos os ferros e pedras ferrosas são considerados meteoritos “diferenciados”, porque eles provêm de grandes corpos que sofreram alguns graus de diferenciação química. Meteoritos, porém, apresentam uma grande variação, na medida em que representam diferentes porções do planeta. Os corpos originais, cuja presença em asteróides se considera mais provável, eram de vários tamanhos e, por isso, capazes de distintos graus de diferenciação. Além disso, as colisões que romperam os corpos originais em fragmentos meteoríticos se recombinaram e até constituírem o material encontrado em muitos meteoritos.
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Figura 1-7 Texturas meteoríticas (a). Seção polida de uma pedra ferrosa Springwater (Saskatchewan, Canadá) meteorito (a parte clara é ferro, escura tem 5 mm de olivina). Cortesia de Carleton Moore, Universidade do Estado do Arizona. (b) Textura Windmanstatten em Edmonton (Kentucky) meteorito ferroso. Cortesia de John Wood e do Observatório Astrofísico Smithsonian. (c) Côndrulos no meteorito condrito Allende (México). (d) Fotomicrografia côndrulo de 0,5 mm de diâmetro de meteorito condrito em Dhajala (India).
Pedras estão à frente subdivididas pelo critério de conterem ou não côndrulos (Figura 1-7c e d), aproximadamente inclusões silicáticas esféricas entre 0,1 a 3 mm de diâmetro. Pelo menos algumas côndrulos parecem ter se formado como pedaços de vidro que se cristalizaram em seguida em minerais silicáticos. Pedras com côndrulos são chamadas condritos, enquanto aquelas não as possuem são chamadas acondritos. Assim como ferros e pedras ferrosas, acondritos são meteoritos diferenciados. Condritos, por outro lado, são considerados meteoritos “indiferenciados”, pois o calor necessário para permitir o derretimento e a diferenciação de um planeta poderia certamente ter destruído as côndrulos de vidro. O tamanho reduzido dos côndrulos indica rápido resfriamento (< 1 hr), demandando uma nebulosa mais fria no momento de sua formação. Eles, provavelmente, se formaram depois da condensação, mas antes da formação dos planetesimais. Condritos são, assim, considerados os tipos mais “primitivos” de meteoritos, na medida em que se considera sua composição a mais próxima da nebulosa solar original (daí seu uso em estimativas de abundância solar na Figura 1-6). Isto tem sugerido que o interior de todos os planetas terrestres se formou a partir de um material de média composição condrítica. Isto nos levou ao Modelo Terrestre condrito (MTC). O modelo propõe um justo encaixe para a composição da Terra a partir de muitos elementos, mas há poucas diferenças importantes. Por exemplo, a Terra é mais densa e deve ter um índice de Fe/Ni maior que condritos. Modelos tais como esses apresentados acima, baseados na condensação de temperaturas em função da distância do sol, são muito melhores para a explicar a composição química dos planetas (particularmente suas variações) do que para assumir que alguns meteoritos os representam totalmente. O côndrulo é composto de placas esqueléticas de olivina numa matriz mais fina, incluindo fragmentos de cristal e vidro. Outros côndrulos podem ser dominados por ortopiroxênio ou por misturas de muitos minerais, incluindo sulfetos. Côndrulos podem ter grãos bem finos ou mesmo totalmente vítreos em meteoritos que sofreram pouco ou nenhum reaquecimento. Outra subdivisão de meteoritos é baseada em suas texturas e/ou conteúdos minerais. Há uma considerável variedade na maior parte (“grosso”) da composição, assim como na mineralogia. Mais de 90 minerais têm sido encontrados entre meteoritos de pedra, alguns dos quais não encontrados em outros pontos da Terra. Esses
18 meteoritos parecem ter vindo da Lua e de planetas vizinhos. Os meteoritos “SNC”, por exemplo, parecem ser de Marte. Dada a sua variedade, o estudo dos meteoritos pode nos oferecer valiosas informações sobre a composição química do sistema solar e de seus constituintes.
1.7 Variações de Pressão e Temperatura com a Profundidade Agora temos uma boa idéia de qual é a composição da Terra e como esta adquiriu tal forma. Se vamos proceder ao conhecimento do magma (e depois do metamorfismo), devemos, a seguir, tentar compreender as condições físicas (pressão e temperatura) que ocorrem nas profundidades, para que possamos observar como esses materiais respondem e se comportam. À medida que a profundidade dentro da Terra cresce, ambas, pressão e temperatura, crescem também. O aumento de pressão é resultado do peso exercido pelo material das camadas superiores, enquanto o aumento de temperatura resulta da lenta transferência de calor do interior da Terra para a superfície.
1.7.1 O Gradiente de Pressão A pressão exercida em um meio dúctil ou fluido, resulta do peso das colunas superiores do material. Por exemplo, a pressão de que um submarino experimenta nas profundidades é igual ao peso da água acima dele., que é, aproximadamente, dado pela equação: P = pgh (1-1). Em que P é pressão, p é a densidade (nesse caso, é a da água), g é a aceleração causada pela gravidade na profundidade considerada e h é a altura da coluna de água acima do submarino (a profundidade). Como a água é capaz de ondular, a pressão é equilibrada, então é a mesma em todas as direções. A pressão horizontal é, por isso, igual à pressão vertical. (o eixo ao longo do qual a coluna imaginária de água poderia se bifurcar). Esta pressão equilibrada é chamada de pressão hidrostática. Perto da superfície, as rochas se mostram de modo mais frágil, para que suportem pressões desiguais. Se a pressão horizontal excede a vertical, as rochas podem responder se quebrando ou se dobrando. Em maiores profundidades, contudo, a rochas se tornam dúcteis e capazes de ondeações. Como na água, a pressão então se torna igual em todas as direções e são chamadas pressões hidrostáticas. A equação 1-1 será também aplicada, com p sendo a densidade de rochas superiores. A relação entre pressão e profundidade é complicada, porque a densidade cresce com a profundidade à medida que a rocha é comprimida. Também, g decresce à medida que a distância do centro da rocha diminui. Uma abordagem mais apurada seria utilizar uma forma diferencial da relação P-profundidade, completada com estimativas da variação em g e p e integrá-las acima da das taxas de profundidade. Todavia, as mudanças em g e a densidade de um tipo de rocha dada são relativamente menores na crosta e no manto superior e também tendem a se contrabalançar, logo, a Equação (1-1) deve suprir nossas necessidades. Só quando o tipo da rocha muda, como com Moho, seria necessário um valor diferente para p. Para isso, basta apenas calcular a pressão para a base da crosta usando uma média apropriada de densidade crostal e continuar com a profundidade usando uma densidade representativa do manto. Por exemplo, uma estimativa razoável da média de densidade da crosta continental é 2,8 g/cm3. Para calcular a pressão na base de 35 km de crosta continental, precisamos somente substituir esses dados na Equação (11), tomando cuidado em manter as unidades uniformes. P = 2800 kg . 9,8 m . 35.000 m m3 s2 8 = 9,6 x 10 Kg/ (m s2) = 9,6 x 108 Pa = 1 GPa Substitua unidades e constantes se necessário. Disso resulta um bom gradiente de pressão na crosta continental de 1GPa/35 km, ou cerca de 0.03 GPa/Km, ou 30 MPa/Km. Por conta do (ascendente) arredondamento,
19 o gradiente também é apropriado para a crosta oceânica. A densidade representativa para o manto superior é 3,35 g/cm3, resultando num gradiente de pressão do manto de cerca de 35 MPa/km. Esses são números que valem a pena lembrar, pois garantem uma boa forma de interpretar pressões nos diagramas de fase que virão. A Figura 1-8 mostra a variação na pressão a partir da temperatura, usando o Modelo de Referência Preliminar da Terra (MRPT) de Dziewonski e Anderson (1981).
Figura 1-8 Variação da pressão com a profundidade. Segundo Dziewonski and Anderson (1981). Phys. Earth Planet. Int., 25, 297-356. © Elsevier Science.
1.7.2 O Gradiente de Temperatura Determinando o gradiente geotermal, a variação da temperatura com a profundidade é muito mais difícil que fazendo por pressão, assim como não há simples modelos físicos análogos à Equação (1-1). Há modelos, contudo, baseados em métodos de transferência de calor, que podem ser usados para conformar a medida de fluxos de calor na superfície (ou em buracos “profundos” e em minas). Há duas fontes primárias de calor na Terra. 1. O calor desenvolvido precocemente na história da Terra a partir de processos de acreção e diferenciação gravitacional descritos na Seção 1.4 tem sido gradualmente liberado desde então. Isto configura um gradiente inicial de temperatura, uma vez que o planeta se solidificou e começou a esfriar. Algumas partições gravitacionais continuadas de ferro no interior do núcleo podem contribuir para o calor também. 2. O calor gerado pelo declínio dos isótopos radioativos. Por razões que serão discutidas nos Capítulos 8 e 9, a maioria dos elementos radioativos está concentrada na crosta continental. A queda radioativa produz 30 a 50% do calor que alcança a superfície. Uma vez gerado, o calor é transferido de áreas mais quentes para áreas mais frias por qualquer um dos quatros processos a seguir, dependendo da natureza do material envolvido na transferência. 1. Se um material é suficientemente transparente ou translúcido, o calor pode ser transferido pela radiação. Radiação é o movimento de partículas/ondas, tais como luzes ou partes infravermelhas do espectro, ao longo de outro meio. Esta é a principal forma pela qual uma luz perde calor, ou como a Terra perde o calor de sua superfície para o espaço. É também o modo por meio do qual recebemos energia quente do sol. O calor transferido pela radiação não é possível no interior da Terra sólida, exceto, possivelmente, em grandes profundidades, onde os minerais silicáticos podem ser tornar quentes o bastante para perder um pouco da sua radiação infravermelha. 2. Se o material é opaco e rígido, o calor deve ser transferido através da condução. Isto envolve a transferência de energia cinética (em sua maioria vibracional) de átomos mais quentes para átomos mais frios. A condução de calor é razoavelmente eficiente para os metais, em que os elétrons são livres para migrar. Por essa razão, você pode se queimar se manipular uma barra de ferro. A condução é pobre para minerais silicáticos.
20 3. Se o material é mais dúctil e pode ser movido, o calor pode ser levado muito mais eficientemente pela convecção. No sentido mais comum, convecção é o movimento de material devido a diferenças de densidade causadas por variações termais ou de composição. Para os nossos propósitos, consideraremos o tipo de convecção que envolve a expansão do material à medida que se aquece, seguido pelo crescimento do material devido ao seu ganho em leveza (flutuabilidade). Esta convecção explica por que a temperatura de uma vela acesa é mais quente acima do que ao lado dela. O ar é aquecido, expande-se e se eleva, porque agora está mais leve do que o ar ao seu redor. O mesmo pode acontecer com rochas dúcteis ou líquidos. A convecção pode envolver fluxos em única direção, nos casos em que o material quente transportado se acumula no topo da porção dúctil do sistema (ou uma densidade atual mais fria se acumula na base). A convecção pode também ocorrer num movimento cíclico, tipicamente em uma célula fechada acima de uma dada fonte de calor. Em tais células de convecção, o material aquecido sobe e se move lateralmente assim que se resfria e é empurrado de lado pela matéria convectiva posterior. Assim que as porções superiores do sistema se aquecem, o material empurrado para a margem se esfria e afunda em direção à fonte de calor onde se aqueceu e o ciclo continua. 4. A advecção é similar à convecção, mas envolve a transferência de calor com rochas que são de outra forma em movimento. Por exemplo, se uma parte sólida do fundo é levantada pelo tectonismo, fluxos induzidos ou erosão acontecem, o calor sobe fisicamente (apesar de passivamente) com as rochas. A convecção pode funcionar bem no núcleo liquido e um pouco no fluido astenosférico do manto e pode ser responsável pelas correntes de alta temperatura medidas nas margens meso-oceânicas. É também um método primário para a transferência de calor em sistemas hidrotermais acima dos corpos magmáticos ou dentro da crosta oceânica superior, onde a água é livre para circular acima do material rochoso quente. Além dessas áreas, porém, a conducção e a advecção são os únicos métodos de transferência de calor disponíveis.
Figura 1-9 Alcances estimados da oceânica (levantada) e continental (sólida) estado geotérmico estável numa profundidade de 100 km (a base aproximada da litosfera), usando limites superiores e inferiores baseados nas correntes quentes medidas próximo à superfície. (Sclater et al.,1980).
A transferência de calor é um conceito muito importante em petrologia, pois controla o processo de metamorfismo, derretimento e cristalização, bem como as propriedades mecânicas dos materiais terrestres. Muitos processos petrológicos, do vulcanismo explosivo às correntes de lava e nivelamento plutônico, são grandemente dependentes da manutenção de calor.
21 A corrente quente é relativamente alta e novamente gerada em crostas oceânicas e áreas orogênicas, onde o magma está se soerguendo pela convecção e/ou advecção para rasas profundidades. Contudo, esta alta corrente quente se estabelece num padrão de conductibilidade “estável” depois de cerca de 180 Ma na litosfera oceânica (fora da margem) e depois a cerca de 800 Ma nos continentes (Sclater et al. 1980). Os modelos matemáticos são mais complexos que cuidadosos ao lidar com isso, mas são baseados em modelos conductivos feitos para medir os valores da superfície próxima à corrente de calor. Considerando a concentração de elementos radioativos na crosta continental, podemos esperar que o geotérmico continental seja maior que o geotérmico oceânico, mas os dois devem convergir quando em grandes temperaturas no manto (abaixo das zonas de concentração de elementos radioativos). Estima-se que o estado-estável da corrente quente oriunda oscile de 25 a 38 mW/m2 abaixo do oceano até 21 a 34 m/Wm2 dentro do continente. A corrente quente é comumente medida em unidades de fluxo de calor (UFC), em que HFU = 41,84 m/W/m2. Os estados geotérmicos estáveis (calculados por Sclater et al. 1980) são mostrados na Figura 1-9. Há uma variação para cada, baseada nas mais altas e mais baixas estimativas de correntes quentes. Note que o geotermal é maior para os continentes que para os oceanos, mas há algumas superposições entre os dois, resultantes da incerteza na superfície próxima das variações dos fluxos de calor. As diferenças são restritas à crosta e ao manto superior e as curvas oceânica e continental convergem por cerca de 150 a 200 Km. Os gradientes continuam íngremes de acordo com a profundidade. Abaixo de, aproximadamente, 200 a 250 km de convecção do manto resulta uma adiabática corrente quente próxima (constante conteúdo de calor) e o gradiente geotermal é de aproximadamente 0,3º C/km (10ºC/GPa). O gradiente se torna proximamente vertical no núcleo metálico, onde a conductibilidade térmica e a convecção (em porções líquidas pelo menos) aumenta. O calor transferido é também importante quando consideramos o esfriamento de um corpo magmático. A taxa a partir da qual um corpo esfria depende de algumas variáveis, incluindo o tamanho, forma e orientação do corpo; a existência de fluido ao redor para ajudar na transferência de calor convectivo e o tipo, temperatura inicial e permeabilidade das rochas do continente. Um exemplo de modelos de calor aplicados ao resfriamento do corpo magmático será discutido na Seção 21.3.1
1.8 Geração de Magma na Terra Com este preâmbulo, podemos a seguir apresentar o problema da geração do magma. Petrogênese é um bom termo geral em petrologia ígnea para a geração do magma e dos vários métodos de sua diversificação que produzem rochas ígneas. Muitos magmas se originaram pela fusão do manto terrestre, mas apenas alguns mostram evidências de, pelo menos, um parcial componente crustal. Placas tectônicas desempenham o maior papel na geração de muitos tipos de magma, mas outros tipos parecem resultar mais de processos ocorridos em grandes profundidades no manto do que da influência direta das placas tectônicas. A Figura 1-10 é um sumário bem geral dos principais tipos de magma e de suas características geológicas. Estudaremos os processos e produtos em muito mais detalhes nos Capítulos 13 a 20.
Figura 1-10 Corte generalizado de seção, ilustrando a geração de magma e o afundamento da placa tectônica.
A atividade ígnea mais significativa ocorre em limites divergentes das placas. Delas, cordilheiras mesooceânicas (local 1, Figura 1-10) são as mais comuns (Capítulo 13). Sob ela, o manto superficial sofre um parcial derretimento e o magma basáltico resultante soergue-se e cristaliza-se para produzir a crosta oceânica. Se um limite
22 divergente é iniciado sob um continente (local 2), um processo similar acontece. O magmatismo resultante, particularmente nos primeiros estágios da fenda continental, é comumente alcalino e normalmente mostra evidências de contaminação pela espessura da crosta continental (Capítulo 19). Se a fenda continua a se desenvolver, a crosta oceânica será eventualmente criada será criado no vazio formado entre a separação dos fragmentos continentais. O resultado será uma nova bacia oceânica de atividade ígnea similar à do local 1. A placa oceânica criada na cordilheira meso-oceânica se move lateralmente e, eventualmente, é subduzida sob uma continental ou outra placa oceânica. A fusão também acontece nessas zonas de subducção. O número de fontes possíveis de magma em zonas de subducção está longe de ser maior que nas fendas e pode incluir vários componentes de manto, crosta subduzida ou sedimentos subduzidos. Os tipos de magma produzidos são, correspondentemente, mais variáveis que nos limites divergentes, mas os andesitos são os mais comuns. Se a crosta oceânica é subduzida sob a crosta oceânica (local 3), um arco de ilha vulcânica se forma (Capítulo 16). Se a crosta oceânica é subduzida sob a margem continental (local 4), um arco continental se forma ao longo da margem continental “ativa” (Capítulo 17). O arco continental é geralmente mais rico em silício do que o arco oceânico. Tipos plutônicos são também mais comuns em arcos continentais, também por conta de o levantamento de magma para a superfície se dar de forma insuficiente ao longo da crosta continental mais leve, ou em razão de o levantamento e a erosão serem maiores em continentes e exporem materiais mais profundos. Um diferente e mais lento tipo de divergência de placa acontece atrás de arcos vulcânicos, associado à subducção (local 5). Muitos geólogos acreditam que algum tipo de extensão do “arco posterior” é uma conseqüência natural da subducção, provavelmente criado pelo arrastamento friccional associado à subducção da placa. Tais “puxões para baixo” partem de correntes do manto superior, requerendo reposição de trás e de baixo. O magmatismo do arco posterior é similar ao vulcanismo da cordilheira meso-oceânica. De fato, uma cordilheira também se forma aqui e a crosta oceânica é criada e espalhada lateralmente a partir dela. O alargamento do arco posterior, contudo, é mais lento, o vulcanismo é mais irregular e menos volumoso e a crosta criada é comumente mais fina que a dos oceanos. Há casos em que o levantamento ocorre atrás do arco continental e a porção vulcânica se separa do continente como um mar se forma à margem pelo alastramento do arco posterior. Acredita-se que tal processo foi o responsável pela separação do Japão da Ásia continental. Em outros tempos, tal processo pareceu ter início e então misteriosamente cessou. O resultado pode ser apenas uma estrutura de graben, ou tipos basálticos de platô podem se formar a princípio pela interrupção da atividade. Embora o magmatismo seja certamente concentrado nos limites entre as placas, alguma atividade ígnea também ocorre dentro de ambas as placas, oceânica (local 6) e continental (local 7). Ilhas oceânicas como Havaí, Galápagos e Açores etc. são todas formadas por vulcanismo no interior de placas oceânicas. Os produtos são freqüentemente basálticos, mas comumente mais alcalinos do que basalto da cordilheira. A razão para este tipo de atividade ígnea é muito menos óbvia do que a que seria para a margem das placas, pois nosso paradigma de placa tectônica é de pouco uso nesses regimes de meso-placa. A fonte do derretimento é também pouco clara, mas parece ser profunda, certamente bem dentro da astenosfera. Muitas dessas ocorrências exibem um padrão de atividade ígnea que se torna progressivamente recente em uma direção. A direção se relaciona bem com o movimento da placa sobre um “foco quente” estacionário ou manto “pluma”. A atividade intraplacas dentro das placas continentais é muito mais variável que dentro dos oceanos (Capítulo 19). É variável em termos de composição, mas é normalmente alcalina e, muitas vezes, extremamente alcalina. Isto reflete a maior complexidade e heterogeneidade da crosta continental, bem como do manto subcontinental. Algumas das rochas ígneas mais incomuns, como kimberlitos e carbonatos, ocorrem dentro de províncias continentais. O termo associação ígneo-tectônica se refere a esses tipos gerais de ocorrência ígnea, como a cordilheira meso-oceânica, arco insular ou sistemas intracontinentais alcalinos. Apresentaremos estas associações nos últimos capítulos da seção ígnea.
23 Capítulo 2
Classificação e Nomenclatura de Rochas Ígneas
2.1 Introdução Este capítulo se propõe a assistir o estudante em práticas laboratoriais com amostras de mão e identificação em seção fina. O método preferido para classificação de qualquer tipo de rocha, ígnea, sedimentar ou metamórfica está baseado na textura e na composição (usualmente composição mineralógica). Critérios texturais são comumente considerados primeiro e as texturas fornecem, a melhor evidência para origem da rocha, permitindo sua classificação nas mais amplas categorias genéticas. O primeiro passo, para a descrição de rocha ígnea deve ser determinar se as rochas se enquadram numa das três categorias: Fanerítica. Os cristais que compõem a rocha são prontamente visíveis a olho nu. Afanítica Os cristais, às vezes nem um sequer, são muito pequenos para serem vistos a olho nu. Fragmentada. A rocha é composta de pedaços de material ígneo desagregado, depositado e depois conglomerado. Os próprios fragmentos podem incluir pedaços de rochas pré-existentes (predominantemente ígneas), cristais fragmentados ou vidro. Se a rocha exibe textura fanerítica, é cristalizada lentamente sob da superfície da Terra e é chamada plutônica ou intrusiva. Se é afanítica, cristaliza-se rapidamente na superfície terrestre e é chamada vulcânica ou extrusiva. Rochas fragmentadas são coletivamente chamadas piroclásticas. Algumas rochas classificadas como faneríticas e afaníticas são relativamente equigranulares (com grãos de tamanho uniforme), enquanto outras exibem uma variedade de tamanho, pois diferentes minerais podem apresentar índices de crescimento diferenciados. O tamanho do grão geralmente varia a partir de um índice modesto e um tanto gradualmente. Se, por outro lado, a textura apresenta dois tamanhos dominantes que variam por quantidade, a textura é chamada porfirítica. Os grandes cristais, chamados fenocristais, se formaram inicialmente durante um período de lento esfriamento. Os cristais finos são denominados de massa sólida. A classificação de tais rochas como plutônicas ou vulcânicas se baseia no tamanho dos grãos da massa sólida. Como o tamanho dos grãos é, geralmente, determinado pela taxa de crescimento, rochas porfiríticas comumente resultam quando o magma passa por duas fases distintas de esfriamento. Esta é a divisão mais comum, embora não limitada às vulcânicas, nas quais os fenocristais se formam com o lento resfriamento da câmara magmática e a massa sólida mais fina se forma acima da erupção.
2.2 Termos Composicionais Quase todas as rochas ígneas são compostas principalmente de minerais silicáticos, aqueles normalmente incluídos na Série de Bowen: quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, muscovita, biotita, hornblenda, piroxênio e olivina. Esses quatro primeiros (e alguns feldspatóides presentes) são minerais félsicos (feldspato + sílica) e os quatro últimos são máficos (magnésio + ferro férrico). Geralmente, o caráter félsico diz respeito à luz colorida dos silicatos, enquanto o caráter máfico se refere aos mais escuros. Em adição a esses principais minerais, pode haver alguns minerais acessórios, presentes em quantidades bem pequenas, freqüentemente constituídos de apatita, zircão, epidoto, um óxido ou sulfeto, ou um produto de alteração silicática, como a clorita. A composição das rochas ígneas pode ser descrita de diversas formas. Muitos geólogos concordam que o melhor caminho para determinar a composição básica para a classificação é usar o conteúdo mineral exato, como aqui será descrito brevemente. Algumas descrições gerais, entretanto, não significam o nome específico das rochas, mas enfatizam alguns aspectos constituintes da rocha. Infelizmente, muitos desses termos, apesar de são similares, não têm parâmetros de composição equivalentes, resultando, às vezes, em confusão. Por exemplo, os termos nos
24 parágrafos anteriores são comumente aplicados não somente para minerais, mas também para as rochas que elas compõem. Félsico, então, descreve uma rocha composta predominantemente por minerais félsicos, enquanto máfico descreve uma rocha com bem mais minerais máficos. A condição ultramáfica se refere à rocha composta de mais de 90% de minerais máficos. Termos similares, mas não equivalentes são leucocráticas, significando uma rocha levemente colorida. Os dois primeiros termos são baseados na composição mineral, enquanto as últimas são baseadas na cor da rocha, mas a relação entre esses dois parâmetros é óbvia. Rochas compostas principalmente de minerais levemente coloridos (félsicos) certamente serão, elas próprias, levemente coloridas (leucocráticas). Cor, porém, não é uma medida muito confiável para composição de uma rocha. Assim, termos como máfica, que está definida pela cor, ainda têm claras conotações químicas e podem ser confusos. Por exemplo, quando um plagioclásio se torna mais calcítico que cerca de An50, é mais comum que seja cinza escuro ou até preto. Quartzo esfumaçado é completamente escuro. Estes minerais devem ser considerados máficos? A maioria dos geólogos resistiria a isso, assim como raízes mnemônicas de condições félsicas e máficas se referem à composição química, embora a cor possa ter substituído a composição como a apresentação mais comum. Uma rocha composta de 90% de feldspato escuro pode, assim, ser considerada tanto félsica como melanocrática. A cor de uma rocha tem sido quantificada por um valor conhecido como índice de cor, que é simplesmente o volume percentual de minerais escuros. Termos puramente químicos, tais como siliciana, magnesiana, alcalina ou alumínica etc. que se referem, respectivamente aos SiO2, MgO, (Na2O + K2O) e Al2O3 contidos na rocha podem também ser usados, particularmente, quando o índice de algum componente particular é incomumente alto. O conteúdo sílico contido é de primeira importância e o termo ácido é sinônimo de silícico. Embora baseado no conceito superado de que o ácido silícico é a forma da sílica em solução, mesmo em derretimentos, o termo ainda é usado. O oposto de ácido é básico e o espectro de sílica contido em rochas ígneas tem sido dividido como mostra: Ácido > 66 wt % SiO2 Intermediário 52-66 wt % SiO2 Básico 42 -52 % wt SiO2 Ultrabásico < 45 wt % SiO2 Como a diferença entre “ácido” e “básico” não é precisa, muitos petrólogos consideram estes termos ultrapassados, enquanto outros os consideram úteis. Naturalmente, rochas básicas são também máficas, logo, pudemos ver algumas das complexidades descartáveis envolvidas no simples processo de descrever as propriedades de composição mais gerais das rochas ígneas. Um problema ainda resulta quando tentamos definir a composição de um derretimento. Como, por exemplo, podemos denominar o magma que, quando cristalizado, torna-se um basalto? Como há poucos, ou quase nenhum, minerais no derretimento, os termos félsico e máfico, baseados em mineral, são tecnicamente inapropriados. Cor, como mencionado acima, é uma medida de composição não confiável, notoriamente insuficiente para magmas e vidros, bem como a ocorrência comum da obsidiana preta, que é sílica pura, podemos dizer. Básico se aplicaria e é aqui que o termo pode ser melhor usado. Muitos geólogos norte-americanos consideram que os termos máfico e félsico se apropriam dos termos de composição e preferem nomeá-los como magma escuro máfico, em vez de básico, que eles consideram ultrapassado. Geólogos ingleses preferem os termos básico e ácido para se referirem ao magma, pois eles se baseiam apropriadamente na composição e não na mineralogia. Outros escapam completamente do problema, nomeando o magma depois da rocha equivalente. A literatura é, assim, cheia de descrições de “magmas basálticos”, “magmas máficos” e “magmas básicos”. Como um norte-americano prático, tendo a usar o termo “máfico” tanto para magmas como para rochas. Encontraremos alguns outros termos químicos descritivos úteis na classificação de derretimentos de rochas ígneas no Capítulo 8.
25 2.3 Classificação da IUGS Ao longo do tempo, alguns esquemas de classificação têm sido aplicados às rochas ígneas, resultando num excesso de termos que, ora se sobrepunham, ora eram equivalentes (veja a Tabela 2-1 no fim do Capítulo como uma lista parcial). Nos anos 60 e 70, a União Internacional de Ciências Geológicas (IUGS) formou uma Subcomissão de Sistematização de Rochas Ígneas, para tentar desenvolver um padronizado e aplicável sistema de nomenclatura de rochas ígneas.
2.3.1 Calculando e Plotando O Sistema IUGS requer que determinemos três componentes minerais e ponhamos as porcentagens daqueles componentes em um diagrama triangular, para determinar seu nome apropriado. A Figura 2-1 mostra como os diagramas triangulares são usados. Na Figura 2-1, os três componentes são denominados X, Y e Z. A porcentagem de X (no vértice superior) é zero ao longo da base Y-Z e cresce progressivamente até 100% no vértice X. Qualquer linha horizontal representa uma variação na razão Y/Z em relação aos valores constantes de X. Tais linhas (ao aumento de 10% de X) estão sendo mostradas no diagrama da esquerda. Da mesma forma, linhas constantes de Y e Z estão sendo acrescentadas. Estas linhas podem ser usadas com papéis graduados para marcar um ponto num diagrama triangular, mas poucas delas foram classificadas. Para marcar um ponto no diagrama triangular usando valores particulares de X, Y e Z, elas devem totalizar 100%. Em caso negativo, elas devem ser normalizadas para 100%. Isto é conseguido multiplicando-se cada uma por 100 /(X + Y + Z). Por exemplo, o ponto A tem os componentes X = 9,0, Y = 2,6, Z = 1,3. Podemos normalizar estes valores para 100, multiplicando 100/(9,0 + 2,6 + 1,3) = 7,75. Isto resulta nos valores normalizados: X = 70%, Y = 20% e Z = 10%. Se contarmos 7 linhas da base Y-Z, teremos uma linha representando uma constante de 70% X. Contando a próxima linha da base X-Y em direção a Z, teremos uma linha representando 10% Z. Sua intersecção (ponto A) é também intersectada pela linha que representa 20% Y, porque a soma deve ser 100%.
Figura 2-1. (a) Metodo para plotar um ponto no diagrama triangular: 70% X, 20% Y e 10% Z.. (b) Metodo para plotar o pnto A com os componentes: 70% X, 20% Y, and 10% Z em um diagrama triangular. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, John Winter, Prentice Hall.
Se as linhas de grade apropriadas estão disponíveis, esta técnica é simples e direta, porém, nos diagramas das Figuras 2-2 e 2-3, as linhas não são fornecidas. Para eles, então, um método alternativo é usado para localizar o ponto A, como se mostra no diagrama da direita da Figura 2-1. Como Y = 20% e Z = 10%, a razão 100Y/(Y + Z) = 2000/30 = 67, se mudarmos 67% do caminho ao longo da base Y-Z de Z em direção a Y, temos um ponto com a razão correta Y/Z do nosso ponto A.. Qualquer ponto ao longo de uma linha a partir desse ponto para o vértice X terá a mesma razão Y/Z. Se fizermos ao longo de tal linha para a posição 70% X, podemos pôr o ponto A na mesma
26 posição que a do diagrama à esquerda. Embora esse método não seja tão direto para localizar um ponto com exatidão, ele rapidamente determina o campo no qual um ponto fica nas figuras que se seguem. Para classificar uma rocha usando o sistema IUGS, pode-se usar os seguintes procedimentos: 1. Determinar o grau (a porcentagem de cada mineral presente, baseada no volume). O grau é estimado na base da área cumulativa de cada tipo de mineral, como visto na superfície de uma espécie de mão ou numa seção fina sob o microscópio. Uma determinação mais apurada é desempenhada pela “contagem de ponto” numa fina seção. A contagem de ponto envolve um aparato mecânico que move a seção ao longo de duas grades dimensionais no microscópio petrográfico. Com cada variação, o mineral sob a lente microscópica é identificado e contado. Quando muitas centenas de pontos são contadas, o valor para cada mineral é somado e os totais são normalizados para 100% para determinar o grau. Todos esses métodos determinam áreas relativas de minerais, mas estas devem corresponder diretamente ao volume em muitos casos. 2. A partir do grau, determina-se a porcentagem de volume de cada item a seguir: ´Q = % quartzo ´P = % plagioclásio (An5 – An100). A restrição de composição serve para evitar confundir a natureza de albitas quase puras, que devem ser consideradas feldspatos alcalinos. Á = % feldspato alcalino ´F = % total de feldspatóides ´M = % total de máficas e de acessórios 3. A maioria das rochas ígneas que se encontra na superfície da Terra tem pelo menos 10 % ´Q + Á + ´P + ou ´F + ´A + ´P. Como o quartzo não é compatível com os feldspatóides, eles nunca ocorrerão em equilíbrio juntos numa mesma rocha. Se uma rocha, para ser classificada, deve ter pelo menos 10% desses elementos, ignoramos M e normalizamos mantendo 3 parâmetros para 100% (mais uma vez multiplicando 100/ (´Q + ´P + Á) (ou 100/(´F +´P + Á). Disso, temos Q = 100´Q/(´Q + ´P + Á) e o mesmo para P, A e F (se necessário), que soma 100%. Pode parecer estranho ignorar M, mas é este o procedimento. Como resultado, uma rocha com 85% de minerais máficos pode ter o mesmo nome de uma rocha com 3% de máficos, se a razão de P:A:Q é a mesma. 4. Determinar se a rocha é fanerítica (plutônica) ou afanítica (vulcânica). Se for fanerítica, proceder à Figura 2-2. Se for afanítica, usar a Figura 2-3. 5. Para determinar a qual campo a rocha pertence, primeiro defina a razão 100/(P + A). Selecione um ponto na linha horizontal P-A (cruzando o centro do diamante) na Figura 2-2a (ou 2-3) que corresponda a esta razão. Em seguida, meça uma distância correspondendo a Q ou F em direção ao próximo vértice. Como quartzo e feldspato não podem coexistir, não deve haver ambigüidade em cada metade triangular do diagrama selecionado. O ponto resultante representa a razão Q:A:P ou F:A:P e deve cair dentro de um dos subcampos delimitados, que indicam o nome da rocha. 6. Se a rocha é fanerítica e Q + A + P < 10, veja a seção 2.3.4.
2.3.2 Rochas Faneríticas Vamos tentar um exemplo. Examinando uma rocha fanerítica, determinamos que ela deva seguir o seguinte grau: 18% de quartzo, 32% de plagioclásio, 27% de ortoclásio, 12% de biotita, 8% de hornblenda, 3% de opacos e outros elementos. Disso, temos ´Q = 18, ´P = 32 e Á = 27, então multiplicamos cada por 100/77 para ter os valores normalizados Q = 23, P =42 e A = 35, que agora somam 100. Como os minerais félsicos totalizam mais de 10%, a Figura 2-2a é a apropriada. Para determinar em que campo a rocha fica, devemos calcular 100P/(P + A) que é
27 100(42/42 + 35)) = 55. Contando pelo eixo P-A de A em direção a P na figura 2-2a, concluímos que ela fica entre as linhas 35 e 65. Então, subimos diretamente ao ponto Q. Como 23 cai entre 20 e 60, o nome apropriado para esta rocha é “granito”. Uma rocha com 9% de nefelina, 70% de ortoclásio e 2% de plagioclásio, com o restante máficos e acessórios poderia ser uma “sienito nefelino”. Tente você mesmo calcular. O termo “óide” é um termo geral para qualquer feldspatóide. Não use o termo “óide” num nome de rocha. Em vez disso, substitua você mesmo o nome do atual felspatóide. O mesmo se aplica a todos os “feldspatos alcalinos” em campos para granitos feldspáticos alcalinos e sienitos alcalinos feldspáticos. Use o nome feldspato verdadeiro se você determiná-lo como um “granito ortoclásio”. Para rochas que caem perto de P, surge um problema. Três tipos de rocha relativamente comuns ficam todas próximas dessa área: gabro, diorito e anortosito e não podem ser distinguidos baseando-se em proporções QAPF apenas. Anortosito tem mais de 90% de plagioclásios em grau subnormalizado e, por isso, é facilmente diferenciável. Diorito e gabro, porém, ficam na mesma área(s) e devem ser discriminados baseando-se em outros critérios que não as razões QAPF. Irreversivelmente, eles se diferenciam baseados em dois parâmetros distintos. Em amostras de mão, gabro é definido como tendo mais de 35% de minerais máficos em um grau (normalmente um piroxênio ou olivina), enquanto dioritos têm menos de 35% máficos (comumente hornblenda, mas possivelmente um piroxênio). Em seção fina, por outro lado, eles se diferenciam pela composição plagioclásio, que pode ser determinada pelas propriedades ópticas. O plagioclásio em gabro é mais rico em anortito que An 50, enquanto um conteúdo de plagioclásio em diorito é menor que em An50. Claro, onde quer que haja mais de um critério, uma rocha seria um gabro por um e um diorito por outro. Quando há confusão, a IUGS recomenda que a composição plagioclásio tenha prioridade. Mais complicações podem surgir do plagioclásio localizado composicionalmente (Seção 3.1.3). Talvez o método mais comum usado para distinguir um gabro de um diorito em amostra de mão seja baseado no índice de cor (% de minerais escuros). Como antes mencionado, o plagioclásio mais cálcico que An50 normalmente é preto, enquanto os sódicos são mais brancos. Os gabros são comumente pretos e os dioritos freqüentemente tem uma aparência de pimenta murcha. Este método não é recomendável pela IUGS. Como já dito, o índice de cor está longe de ser confiável, logo, a melhor técnica para uma primeira aproximação é o campo.
2.3.3 Modificando Termos É aceitável, sob o sistema IUGS, incluir dados mineralógicos, químicos ou texturais no nome de uma rocha. A meta aqui é incluir algumas informações descritivas que você considera importantes o bastante para pôr no nome. Isto é matéria de julgamento e é flexível. Se a rocha é, incomumente, levemente colorida para a sua categoria, você pode querer adicionar o prefixo “leuco-“, como em “leuco-granito”. Se for incomumente escura, adicione o prefixo “mela-“, como em “mela-granito”. Isto ajudaria a distinguir 85% de máficas vs. 3% de rochas máficas mencionadas no item 3 anterior. Você pode também usar termos texturais (veja o Capítulo 3), como “granito porfirítico”, “granito vermelho” etc. Ao nomear uma rocha, sempre tente encontrar o nome correto a partir do diagrama IUGS. Nomes como “pegmatito”, “aplito” ou “tufo” são incompletos. Em vez de usar esses termos texturais para modificar o nome da rocha, como em “granito ortoclásico pegmatítico”, “granito aplítico”, ou “tufo riolito”. Se você quer transmitir algumas informações mineralógicas importantes, elas também podem ser adicionadas ao nome. Naturalmente, quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino já estão implícitos no nome, então fica redundante mencioná-los especificamente. Entretanto, você pode querer descrever uma rocha como um ”granito anfibólio monoclínico” ou um “granito muscovítico biotitítico”. Se mais de um mineral é incluído, eles são listados a fim de aumentar o grau de concentração. No exemplo anterior, deveria haver mais biotita que muscovita na rocha. Às vezes, pode ser desejável não acrescentar uma modificação química, como uma alcalina, calco-alcalina, aluminosa etc. Um exemplo comum é o uso do prefixo “alcali-“. Grandes quantidades alcalinas podem estabilizar um alcalino anfibólio, ou um piroxênio alcalino. Usualmente, não pensamos em granitos piroxênicos, mas alguns “granitos alcalinos” podem, de fato, conter um piroxênio rico em sódio. Como veremos no Capítulo 8, algumas características
28 químicas se manifestam ao longo de séries inteiras de magmas co-genéticos em algumas rochas ígneas provinciais. Os termos químicos são, então, mais comumente aplicados a “suítes” de rochas ígneas (um grupo de rochas que são geneticamente modificadas).
2.3.4 Rochas Máficas e Ultramáficas Rochas gabróicas (plagioclásicas + máficas) e rochas ultramáficas (mais de 90% máficas) são classificadas usando diagramas separados (Figura 2-2b e c, respectivamente). Com essa classificação, o subcomitê da IUGS encontrou um delicado equilíbrio entre as tendências para divisão e aglomeração. O mesmo é verdade para nós. Enquanto a IUGS deve servir à comunidade profissional e guiar a terminologia para a comunicação profissional, devemos encontrar uma classificação mais adequada para o uso mais comum em laboratórios de petrologia. A Figura 2-2b para rochas gabróicas é simplificada da recomendação de IUGS. Quando é possível distinguir piroxênios em um gabro, há uma terminologia mais específica (por exemplo, um gabro ortopiroxênico é chamado “norito”). A Figura 2-2c é mais credível para as recomendações da IUGS. Em trabalhos com amostras de mão, pode ser difícil de distinguir orto de clinopiroxênios em rochas ígneas negras. Por isso, os termos “peridotito” e “pyroxenito” são comumente usados para ultramáficas, pois são independentes do tipo de piroxênio. Quando a distinção pode ser feita, os termos mais específicos da Figura 2-2c são os preferidos. A presença de mais de 5% de hornblenda complica a nomenclatura para rochas máficas e ultramáficas. Acredito que a distinção da IUGS entre “olivina-piroxênio hornblendito”, uma “olivina-hornblenda piroxênito “ e um ”piroxênio hornblenda peridotito” acrescenta mais detalhes que o necessário nesse ponto. O estudante precisa completar a classificação de IUGS (Streckeisen, 1967, 1974; LeMaitre, 1989) para nomes adequados, se isso for importante para fazer distinções mais detalhadas na nomenclatura.
29
Figura 2-2. Uma classificação de Rochas Ígneas. (a) rochas faneríticas com mais que 10% (quartzo + feldspato + feldspatóides). (b) rochas gabróicas. (c) rochas ultramáficas segundo IUGS (veja referências no final do capítulo).
30 Termos da Figura 2.2
a) A rocha deve conter um total no mínimo 10% dos minerais: Q – quartzo A – feldspato alcalino P – plagioclásio F – um feldspatóide Que são então normalizados para 100% Quartzolite – quartzito Quartz-rich Granitoid – granitóide rico em quartzo Alkali feldspar granite – granito com feldspato alcalino Granite – granito Granodiorite – granodiorito Tonalite – tonalito Alkali Fs. Quartz Syenite – sienito quartzo alcalino félsico Quartz Syenite – sienito quartzo Quartz Monzonite – monzonito quartzo Quartz Monzodiorite – monzodiorito quartzo Qtz. Diorite – diorito quartzo Alkali Fs. Syenite – sienito félsico alcalino Syenite – sienito Monzonite – monzonito Monzodiorite – monzodiorito Qtz. Gabbro – gabro quartzo Diorite/Gabbro/Anorthosite – diorito/ gabro/anortosito (Foid) – bearing Syenite – feldspatóide carregando sienito (Foid) – bearing- Monzonite – feldspatóide carregando monzonito (Foid) – bearing Monzodiorite – feldspatóide carregando monzodiorito (Foid) – bearing Diorie/Gabbro – feldspatóide carregando diorito/gabro (Foid) – Monzosyenite – feldspatóide monzosienito (Foid) – Monzodiorite – feldspatóides monzodiorito (Foid) – Gabbro – feldspatóide gabro (Foid) – olites – feldspatóide Troctolite – troctolito Plagiocase – bearing ultramafic rocks – plagioclásio levando rochas ultramáficas Pyroxene – piroxênio Plagiocase – plagioclásio Olovine – olivina Dunite – dunito Harzburgite – peridotito piroxênico a hipersteno Lherzolite – peridotito piroxênico Wehrlite – peridotito piroxênico rico em magnetita Peridotites – peridotito Olivine orthopyroxenite – ortopiroxenito olivina Orthopyroxenite – ortopiroxenito Olivine Websterite – piroxênito olivina Olivine clinopyroxenite – clinopiroxênito olivina Pyroxenites – piroxênito Websterite- piroxênito WClinopyroxenite – clinopiroxênito Clinopyroxene – clinopiroxênio
31 2.4 Rochas Afaníticas Rochas vulcânicas são tratadas como as plutônicas na classificação original da IUGS. Quando se determina o grau, normaliza-se para achar P, A e Q ou F e produz-se o resultado na Figura 2-3, de modo idêntico ao descrito na Figura 2-2. Como o grau é comumente difícil de determinar cuidadosamente para vulcânicas, a Figura 2-3 é uma simplificação modificada de diagramas mais detalhados publicados pela IUGS (Streckeisen, 1979). A matriz de muitas vulcânicas é composta de minerais de veios extremamente finos e pode até ter proporções consideráveis de vítreos ou materiais amorfos. Por isso, é normalmente impossível, mesmo em seções finas, determinar o grau de representatividade mineralógica. Se é impossível reconhecer a mineralogia da matriz, o grau deve ser baseado em fenocristais. IUGS recomenda que rochas assim identificadas sejam chamadas fenótipas e tenham o prefixo “feno-“ inserido antes do nome (e.g. “feno-latito”). Como logo veremos, minerais se cristalizam do derretimento numa seqüência (como indicada, mas não restrita à série de Bowen), então os primeiros minerais a cristalizar, não necessariamente, representam a mineralogia das rochas como um todo. Se baseada nos fenocristais, a posição da rocha na Figura 2-3 será disposta na direção da fase inicial e usualmente errônea para a rocha como um todo.
Figura 2-3 Uma classificação e nomenclatura de rochas vulcânicas. Segundo IUGS.
Termos da Figura 2-3. Ryolite – riolito Dacite – dacito Trachyte – tracito Latite – latito Andesite/Basalt – andesito/basalto (Foid)- bearing Trachyte – feldspatóide carregando tracito (Foid)- bearing Latite – feldspatóide carregando latito (Foid)- bearing Andesite/Basalt – feldspatóide carregando andesito/basalto Phonolite – fonolito Tephrite – tefrito (Foid) – ites – feldspatóides
32 Novamente rochas que aparecem perto de P na Figura 2-3 apresentam um problema na classificação vulcânica, assim como as plutônicas. Não se pode distinguir andesito de basalto usando a Figura 2-3. IUGS recomenda uma distinção baseada no índice de cor ou no conteúdo de sílica (veja abaixo) e não na composição plagioclásica. Um andesito é definido como uma rocha rica em plagioclásio com um índice de cor abaixo de 35% ou maior de 52% de SiO2. Basalto tem um índice de cor maior de 35% e tem menos 52% de SiO2. Muitos andesitos definidos pelo índice de cor ou quantidade de sílica têm plagioclásios de composição An 65 ou mais. O jeito mais seguro de evitar o problema de matriz discutido acima é analisar a rocha vulcânica quimicamente e usar um esquema de classificação baseado nos resultados analíticos (como está implícito usando % SiO2) na distinção de IUGS entre andesito e basalto antes discutida. IUGS tem, conseqüentemente, recomendado uma classificação de vulcânicas baseada num diagrama simples, comparando o total alcalino com sílica (Le Bas et al.,1986). O diagrama (Figura 2-4) requer uma análise química e é dividido em 15 campos. Para utilizá-lo, normalizamos a análise química de uma vulcânica para 100% de base não volátil e adicionamos Na 2O + K2O e pomos contra SiO2. Os resultados são geralmente consistentes em relação ao diagrama QAPF quando um bom grau está disponível. O diagrama mostrado nas Figuras 2-2 a 2-4 deve lhe fornecer os nomes das rochas ígneas mais comuns, mas alguns tipos importantes de rochas classificadas por IUGS não estão incluídos nas figuras. Por agora, a classificação mostrada não cobre todos as hipocristalinas (intrusivas rasas), rochas como diabásios (ou dolerito na Inglaterra), nem abrange os tipos menos comuns como carbonatitos (carbonatos ígneos), lamproítos/lamprofiros (altamente alcalinos, máficas ricas em correntes de volatilidade/rochas-dique), espilitos (basaltos sódicos) ou lava basáltica (vulcânicos sódicos intermediários) etc.
Figura 2-4. Uma classificaçào quimica de rochas igneas vulcanicas baseada em total de alcalis vs. silica. Segundo Le Bas et al. (1986) J. Petrol., 27, 745-750. Oxford University Press Termos da Figura 2-4
Tephriphonolite – tefrifonolito Tephrite Basanite – basanito tefrito Picrobasalt – picrobasalto Trachybasalt – traquibasalto Basaltictrachyandesitic – basalto traquiandesito Trachy – andesite – traqui andesito Trachyte Trachydacite – traquito traquidacito Ultrabasic – ultrabásica Basic – básica Intermediate – intermediária Acidic – ácida Wt% SiO2 – porcentagem em sílica
33 Rochas altamente alcalinas, particularmente aquelas de origem continental, são variadas, mineralógica e quimicamente. A composição das rochas altamente alcalinas alcança altas concentrações de muitos elementos só presentes em quantidades residuais em rochas ígneas mais comuns. A grande variedade resulta numa nomenclatura similarmente complexa. Embora essas rochas alcalinas contenham menos de 1% de rochas ígneas, a metade dos seus nomes formais se aplica a elas. Tal nomenclatura intrincada está longe do escopo deste Capítulo. O capítulo 19 lidará com muitos dos mais comuns ou interessantes tipos de rochas alcalinas. Tentei evitar os detalhes enfadonhos que uma classificação abrangente requer, proporcionando um útil equilíbrio entre aprofundamento e prática. A Tabela 2-1 lista um espectro bem mais geral de nomes de rochas ígneas que podem ser encontradas na literatura. Aquelas em negrito são recomendadas pela IUGS e podem também ser encontradas nas Figuras 2-2 a 2-4 ou nas publicações referenciadas pela IUGS. Os outros termos não são recomendados pela IUGS, sendo muito coloquiais, muito restritivos, inadequados ou obsoletos. Tentei fornecer uma definição bem resumida de cada termo, incluindo os termos aprovados pela IUGS que mais deles se aproximam. Contudo, é impossível fazê-lo com precisão, pois raramente critérios químicos, mineralógicos e/ou texturais coincidem perfeitamente. A Tabela 2-1 pretende lhe dar uma rápida referência para os termos de rocha que você pode encontrar na literatura e não contém definições rigorosas de cada. Mais tarde, você pode consultar o Glossário AGI ou LeMaitre (1989). Para o bem da brevidade, incluí apenas os termos básicos do IUGS, como granito, andesito ou traquito, não entrando termos como granito-alcalino-feldspato ou andesito-traquito-basáltico. Tabela 2-1 Nomes comuns de rochas com recomendação dos termos da IUGS
Nome
Significado Aproximado
Adaquito: andesito rico em magnésio Adamelito: monzonito quartzo Alasquito: leuco(feldspato alcalino) granito Alnoito: melilito lamproíto Alveíto: média de grãos finos calcita carbonática Ankaramito: basalto olivina Anortosito Aplito: granitóide com fina textura tipo sacarina Basalto Basanito: olivina tefrito Berfosito: dolomita carbonática Benmoreíto: tracito Bonitito: andesito rico em magnésio Camptonito: lamproíto hornblenda Cancalito: piroxenólito Carbonatito: maior que 50% de carbonato Cedricito: diopsídio, leucito lamproíto Charnoquito: granito quartzico Comenditoriolito: peralcalino Cortlandito: piroxênio-olivina-hornblendito Diabásio e dolerito: grau médio basalto/gabro Dunito Enderbito: tonalito hipersteno Essexito: nefelino monzo-gabro/diorito Felsito:granitóide microcristalino Fenito: rochas metassomáticas ricas em feldspato alcalino associado com carbonatitos Fergusito: feldspatóide pseudolusito Fitzroito: leucito lamproíto
34 Forchito: lamproíto máfico analcima Fortunito: lamproíto vítreo olivina Foiaito: sienito nefelino Glimerito: ultramáfica rica em biotita Granitóide: rocha félsica plutônica (como o granito) Granofiro: granito porfirítico com textura granofírica Granizito: nefelinito fonolítico Grenaíto: sienito nefelino Harisito: troctolito Havaiito; traquibasalto sódico Hornblendito: rocha ultramáfica com mais de 90% de hornblenda Hyaloclastito: rocha piroclástica = fragmentos angulares de vidro Icelandito: pobre em Al, andesito rico em Fe Ignimbrito: aplicado para vulcânicos tufos Ijolito: clinopiroxênio nefelenito Italito: vidro contendo leucititolito Jacupirangito: piroxênito alcalino Jetunito: monzonorito hipersteno Jumilito: lamproito olivina madupico Kalsilitito: kalsilito rico em vulcânicas máficas Kamfugito: termo coletivo para o grupo KA tungito, MA Furito-ugandito Katungito: olivina rica em Kmelilitito Keratofiro: vulcânica félsica albitizada Kersantito: biotita-plag.lamproíto Kimberlito:ultramáfica rica em voláteis Komatiito: vulcânica ultramáfica (geralmente arqueano) Kugdito: melilitolito olivina Ladogalito: sienito máfico com feldspato alcalino Lamproíto:um grupo de K-Mg – ricos em rochas vulcânicas voláteis Lamprofiro: um diverso grupo de escuras, porfiríticas, máficas a ultramáficas, rochas hipoabissais ricas em K Larvikito: sienito augito monzonito Latito Leucitito: rocha vulcânica vizinha a todos leucitos Lherzolito Limburgito: vulcânica = piroxênio + olivina + opacos na grande massa de vidro Liparito: riolito Luxulianito: granito porfirítico com turmalina Madupito: lamproíto com flogopito poiquilítico na grande massa Mafurito: vulcânica ultramáfica alcalina Malchito: lamprofiro Malignito:augito aegirino sienito nefelino Mamilito: lamproíto leucito riterito Mangerito: monzonito hipersteno Marianito: andesito rico em Mg Marienbergito: natrolito fonolito Masafuerito: basalto pícrito Meimechito: vulcânica ultramáfica Melilitito:melilito clinopiroxênico vulcânico ultramáfico Melilitolito: melilitito plutônico Melteigito: ijolito máfico Miagito: gabro orbicular Miaskiyo: biotita félsica, monzosienito nefelino Minito: lamprofiro biotítico
35 Missourito: feldspatóide máfico típico do leucito Monchiquito: lamprofiro com feldspato livre Monzonito Monzonorito: ortoclásio contendo gabro hipersteno Mugearito: traquiandesito sódico máfico Natrocarbonatito: raro sódio em carbonatito vulcânico Nelsonito: ilmenita apatita em rocha (dique) Nefelinito: basalto contendo nefelina Nefilinolito: nefelinito plutônico(um foidito) Nordmarkito: sienito quartzo contendo quartzo e feldspato alcalino Norito: gabro ortopiroxênio Obsidiana: vidro vulcânico (tipicamente sílica) Oceanito: picrito Odinito: lamprofiro Opdalito: granodiorito hipersteno Orbito: lamprofiro Orendito: lamproíto di-sanidino Orvietito:vulcânica próxima ao fonolito tefri-fonotefrito borda Oachitito: lamprofiro ultramáfico Pamelenito: riolito peralcalino Pegmatito: grãos muito grandes em rochas ígneas Peridotito Perlito: vidro vulcânico que exibe fina quebra concêntrica Fonolito Fono-tefrito Picrito: basalto rico em olivina Picrobasalto Pedra piche: vidro vulcânico com água Plagioclasito:anortosito Plagiogranito:leucotonalito Polzenito: lamprofiro melilito Rauaugito: carbonatito dolomítico grosseiro Reticulito: pedra púmis quebrada Sanaíto: lamprofiro augito sódico Sanukito: andesito rico em Mg Seoria: basalto altamente vesicular Shonknito: plutônica alcalina com K- feldspato, feldspatóide e augito Shoshonito: basalto rico em K Sovito: carbonatito calcito grosseiro Spessartito: lamprofiro hornblenda di-plagioclásio Spilito: basalto albitizado alterado Taquilito: vidro basático Taitito: tefri-fonolito Tefrito Tefri-fonolito Teschenito: gabro analcima Teralito: gabro nefelino Toleiito: basalto toleiítico ou séries de magma Tonalito Traquito Thondhjemito: leuco tonalito Uncompahgrito: piroxênio melilitolito Urtito: nefilinolito félsico
36 Verito: lamproíto vítreo Vicolito: veja orvietito Vogesito: lamprofiro hornblenda di-ortoclínico Woldigito: di-leucito-ricoterito lamproíto Wyomingito: di leucito. Lamproíto
2.5 Rochas Piroclásticas A classificação inicial de IUGS não abarcou rochas piroclásticas, mas elas foram abordadas na última instalação (Schimidt, 1981). Como mencionado anteriormente, se a composição química está disponível, essas rochas podem ser classificadas pela composição da mesma forma que qualquer vulcânica, mas elas comumente contêm impurezas significativas e somente aquelas com mínimo material de fora podem ser nomeadas com segurança. Piroclásticas são, logo, comumente classificadas baseando-se no tipo de material fragmental (coletivamente chamados piroclastos) ou no tamanho dos fragmentos (somado à química ou tipo de grau, se possível). Se os tipos de material devem ser básicos, o volume percentual de vidro, fragmentos de rocha e de cristal é determinado e o nome é derivado da Figura 2-5a. Se o tamanho do fragmento é a base, determina-se a porcentagem dos fragmentos que caem em cada uma das seguintes categorias: > 64 mm de diâmetro Bombas (se derretem durante a fragmentação) Blocos (se não derretem) 2-64 mm Pedrinha < 2 mm Cinza
Figura 2-5 Classificaçào de rochas piroclásticas. a. baseada no tipo de material. Segundo Pettijohn (1975) Sedimentary Rocks, Harper & Row, and Schmid (1981) Geology, 9, 40-43. b. Baseada no tamanho do material. Segundo Fisher (1966) Earth Sci. Rev., 1, 287-298.
Os resultados estão impressos na Figura 2-5b para determinar o nome. Aglomerados na Figura 2-5b podem ser usados para materiais coerentes ou incoerentes, enquanto muitos geólogos restringem o termo piroclástico aos materiais coerentes. As Figuras 2-5a e b não são necessariamente mutuamente excludentes. É aceitável nomear uma rocha como “riolítica vítrea pedrinha tufo” se você deseja enfatizar que a pedrinha é preponderantemente composta por fragmentos de vidro. Um tufo aquático é uma acumulação aquática de cinzas. Pode resultar de uma erupção subaquática que foi retrabalhada pela água. Hialoclástito é um tufo aquático que se forma quando o magma é despedaçado ao entrar em contato com a água.
37 Termos da Figura 2-5 Glass – vidro Vitric tuff – tufo vítreo Lithic tuff – tufo lítico Crystal tuff – tufo cristalino Ash – cinza Lapilli tuff – pedrinhas tufo Lapilli stone – pedra Lapilli stone breccia – pedrinhas brecha Piroclastic breccia or agglomerate – brecha piroclástica ou aglomerado Blocks and bombs – blocos e bombas
38 Capítulo 3
Texturas de Rochas Ígneas
No capitulo anterior, aprendemos como categorizar e nomear rochas ígneas. É de também de grande utilidade incluir também as texturas das rochas para uma boa descrição das amostras de mão ou para seções finas. Mas as texturas são muito mais importantes do que mera ajuda na descrição. A textura de uma rocha é resultado de vários processos que controlam a Gênese das rochas e, junto com a mineralogia e a composição química fornecem informações que usaremos para interpretar a origem e a história das rochas. É de suma importância para nós que estejamos capacitados a reconhecer e descrever as texturas de uma rocha, e entender como elas são desenvolvidas. No capítulo 1, por exemplo, foi mencionada a textura “interlocking” (figura 1-1), era produzida pela cristalização a partir de uma fusão que pode ser usada para determinar a origem de uma rocha ígnea. Neste capitulo, iremos explorar as texturas ígneas mais detalhadamente buscando descobrir o que controla as texturas para que possam ser usadas como um critério textural para auxiliar-nos na tentativa de nos fazer entender a historia da cristalização (e talvez também algumas histórias da pós-cristalização) de uma rocha em particular. Eu tenho tentado fornecer um glossário dos termos da textura até o fim de cada capítulo, onde poderá ser encontrada a definição de textura de termos estrangeiros que serão encontrados. Em algumas referencias listada no final do capitulo serão encontradas excelentes fotografias de cores e desenhos de linhas (baseado em sua maioria em seções finas) que ilustram adicionalmente algumas das texturas.
As texturas que são observadas nas rochas ígneas originadas a partir de vários processos que poderão ser agrupados dentro de duas principais categorias, texturas primárias que ocorrem durante a cristalização e resulta a partir da interação, fusão entre dois minerais e texturas secundárias que são alterações que são localizadas depois que a rocha está completamente solidificada. As seguintes texturas é uma discussão aberta de como texturas comuns são desenvolvidas. Serão mais bem abordados em seções de lâminas, mas algumas das texturas descritas podem ser reconhecidas em amostras de mão. Petrografia é um ramo da Petrologia que tida da descrição e classificação das rochas, mas que a maioria de nós usa o termo para uma conotação dos estudos de rochas ou seções de lâminas.
3.1 – Texturas Primárias (cristal/fusão interação) A formação e o crescimento dos cristais, tanto a partir de uma fusão ou no meio sólido (crescimento de minerais metamórficos) envolvem três principais processos: 1. Nucleação inicial de um cristal; 2. Crescimento subseqüente de um cristal; 3. Difusão de espécies químicas (e calor) através de um meio próximo e a partir de um crescimento do mineral em suas superfícies. Nucleação é um crítico passo inicial no desenvolvimento do cristal. Muitos cristais iniciais e finos têm um alto raio de superfície de área para volume, e através de uma longa proporção de íons na superfície. Na superfície de íons ocorrem cargas não balanceadas, em virtude das necessidades dos íons ao completar ao seu redor que balanceia
39 a carga no interior dos íons. O resultado é uma alta energia na superfície para o cristal inicial e conseqüentemente uma baixa estabilidade. O agrupamento de alguns íons compatíveis na fusão resfriada resultará em uma separação espontânea mesmo que a temperatura de saturação quando por outro lado em condições propícias à cristalização de um mineral em particular. Sob certas condições a cristalização seria possível, mas para o pré-requisito de nucleação não. Antes de ocorrer à cristalização uma forma crítica de agrupamento embrionico ou núcleo do cristal deve se formar. Isso requer alguns graus de saturação ou pré-resfriamento (o resfriamento de uma fusão sobre a verdadeira temperatura de cristalização do mineral) antes os íons que sobram quando se agrupam, tornam-se estáveis. Alternadamente a superfície do cristal preexistente pode estar presente também um “cristal inicial” de um mesmo mineral, ou diferentes minerais com estruturas similares na qual um novo mineral pode ser facilmente nucleado e crescer. Alguns estudos têm indicado que cristais com simples estruturas tendem a nuclear mais facilmente do que os minerais com estruturas complexas. Óxidos (como magnetita ou ilmenita ou olivina), ou seja, geralmente nucleam-se mais facilmente com menos resfriamento que sofrem do que os plagioclásio por causa do complexo de polimerização SiO. O crescimento do cristal envolve a adição de íons sobre os cristais pré-existentes ou cristais nucleados. Em uma simples estrutura com alta simetria, as faces com uma densidade de pontos ({100}, {110}) tendem a formarem proeminentes. Na maioria dos silicatos, esta tendência pode ser percebida pela preferência do crescimento nas direções com correntes interruptas de fortes vínculos. Piroxênios e anfibólios tendem a se alongar na direção da corrente Si-O-Si-O e as micas tendem a se alongar na direção dos planos silicatos. Defeitos como deslocamento de íons, podem também ajudar na adição de novos íons, no crescimento de faces e impurezas também podem inibir o crescimento em algumas direções. No geral, faces de baixa energia tornam-se mais prevalentes. Quando as faces de baixa energia tornam-se predominante sobre faces de alta energia, e a energia total do sistema torna-se baixa, portanto mais instável. A energia da superfície em diferentes faces pode variar desproporcionalmente com as mudanças das condições fazendo com que forma característica do mineral possa variar de uma rocha para outra. Cashman (1990) um conhecido petrologo entre os metalúrgicos afirmava que: com a queda do grau de resfriamento os cristais mudam de faces bem definidas e de hábito circulares para dendríticos e finalmente formas esferulíticas. Na maioria das situações a composição de crescimento dos cristais difere consideravelmente a partir da fusão. Somente em sistemas químicos simples, como gelo, é que isto não se aplica. De um modo geral quando ocorre o crescimento do mineral de forma gradual há um esgotamento da fusão adjacente na constituição dos minerais incorporados preferencialmente. Para continuar o crescimento, um novo deve difundir-se através de uma fusão, através do decaimento da zona e atingir a superfície do cristal. Sendo assim, a formação de um cristal a partir de uma fusão produz calor (calor latente de cristalização que é oposto ao calor latente de fusão ver Seção 6. 3). Este calor também deve ser capaz também de difundir qualquer cristal e a temperatura da superfície do cristal deve também se torna alta para o processo de cristalização.
3.1.1 Taxa de Nucleação, Crescimento e Difusão Pelo fato de haverem 03 principais processos envolvidos no desenvolvimento do mineral, e não apenas um, suas taxas relativas tem influenciado consideravelmente a última textura da rocha resultante. Devemos observar que como a fraca ligação na corrente, na qual a taxa mais baixa será a predominante taxa do processo e determinante onde terá o controle da cristalização. Existe, além disso, uma taxa que deve ser citada a taxa de resfriamento do magma. Se esta taxa é muito devagar o equilíbrio é mantido ou aproximadamente perto. Se a taxa de resfriamento é alta ocorre que raramente existirá um tempo para nucleação, crescimento e difusão não permitindo que o ritmo seja mantido. A taxa de resfriamento é um importante indicador controlador externo, que influência nas outras taxas dos processos de formação do cristal. A maioria das informações sobre textura que são observadas são usadas para interpretar a taxa de resfriamento da rocha.
40 As taxas tanto de nucleação como de crescimento do mineral estão diretamente relacionados com a extensão do pré-resfriamento do magma. Inicialmente o pré-resfriamento aumenta ambas as taxas, mas com um resfriamento adicional ocorre queda na cinemática e um aumento da viscosidade, inibindo assim as taxas. Como ilustrada na Figura3-1, a taxa máxima de crescimento está em elevadas temperaturas logo é a taxa máxima de nucleação, pois é mais fácil adicionar um átomo com uma alta energia cinética sobre um cristal existente do que ter a chance de agrupar a alguns átomos por vez para formar um agrupamento inicial. Dessa maneira o préresfriamento inibe o crescimento, pois os átomos precisam se difundir para mais adiante se adicionar sobre alguns cristais já existentes, e torna mais fácil para os átomos mais lentos nuclearem-se no próprio ambiente de nucleação do que se deslocarem para longe. Podemos usar a Figura 3-1 para entender porque a taxa de resfriamento atinge significativamente os tamanhos do grão da rocha. Ainda relacionado com a Figura 3-1, pré-resfriamento é um grau no qual abaixo da temperatura do ponto de fundição antes de ocorrer à cristalização. Por exemplo, se a taxa de resfriamento está baixa, somente poderá ocorrer um leve pré-resfriamento (assim como a temperatura Ta na Figura 3-1). Sob esta temperatura, a taxa de nucleação está muito baixa e a taxa de crescimento alta, poucos cristais deverão se formar e irão crescer grandes, resultando em grãos com uma textura grosseira entre as rochas plutônicas resfriadas. Por outro lado rochas são rapidamente resfriadas, podem se tornar num significante pré-resfriamento entes de ocorrer à cristalização. Se as rochas são pré-resfriadas em uma temperatura Tb como na Figura 3-1, a taxa de nucleação excede a taxa de crescimento e alguns pequenos cristais são formados resultando numa textura muito fina de rochas vulcânicas. Alto grau de pré-resfriamento (temperatura Tc na Figura 3-1) pode resultar em uma negligente taxa de nucleação e crescimento assim como no liquido antes de se solidificar transformando-se em vidro com alguns poucos cristais ou nenhum.
Figura 3-1 Taxas idealizadas de nucleação e de crescimento em função da temperatura abaixo do ponto de fusão. Resfriamento lento que resulta somente num pré-resfriamento (Ta), logo o rápido crescimento e lenta nucleação produzem poucos cristais com grãos grosseiros. Rápido resfriamento que permite que ocorra um pré-resfriamento (Tb) resultando num crescimento lento e de rápida nucleação produzindo alguns cristais com finos grãos. Resfriamento muito rápido envolvendo pequenas partes, ocorrendo nucleação ou crescimento (Tc) se produz vidro.
Dois estágios podem criar uma distribuição bimodal do tamanho dos cristais, resfriamento lento seguido de um aumento brusco de resfriamento é a única seqüência plausível e pode ocorrer no começo no começo da cristalização na câmara magmática, seguido de uma abertura do condutor e migração do magma para a superfície. Inicialmente o magma será apenas levemente pré-resfriado e alguns cristais grosseiros irão se formar seguido por vulcanismo e cristais finos. Quando ocorre uma distribuição bimodal distinta no tamanho dos grãos com um tamanho consideravelmente maior de um para o outro, esta textura é chamada de porfirítica. Os cristais finos que rodeiam são chamados de matriz ou massa da terra (groundmass). Uma rocha porfirítica é considerada plutônica ou vulcânica na matriz base dos tamanhos dos grãos, se os fenocristais são colocados em ambiente com bastante vidro a textura é chamada de vitropirítica, se os fenocristais contêm inúmeras inclusões de algum outro mineral que envolva os fenocristais depois de crescido a textura é chamada de poikilítica e se o principal cristal pode então ser chamado de
41 oikocristais. A taxa de crescimento de um cristal depende da energia da face da superfície do cristal e da taxa de difusão. Para uma taxa de resfriamento constante, cristais maiores são normalmente aqueles que possuem uma estrutura simples (onde também ocorre à nucleação mais cedo) e/ou em grande quantidade ou numa rápida difusão de componentes. A taxa de difusão de um elemento químico ocorre mais rapidamente sob temperaturas elevadas e em materiais com baixa viscosidade a taxa de difusão é mais devagar sob elevadas fusões de viscosidade polimerizada (como as fusões são geralmente ricas em sílica tendendo a se resfriarem ao invés de fusões máficas). Pequenos íons com baixas cargas difundem-se melhor ao contrário de grandes complexos polimerizados que se difundem mal. Em geral a difusão num liquido ocorre melhor do que a difusão em um vidro e este é muito melhor que a difusão em sólidos cristalinos. A água diminui drasticamente o grau de polimerização do magma (Cap.7), embora aumente a difusão. O alcalino tem o mesmo efeito similar, porém menos extremo. Os tamanhos dos grãos mais grosseiros de alguns pegmatitos podem ser atribuídos devido a sua alta mobilidade de materiais rico em água que são fundidos a partir do momento em que se se cristalizam do que devido ao seu lento e extremo resfriamento. A taxa de nucleação e crescimento varia de acordo com a energia da superfície dos minerais e as faces envolvidas, o grau de resfriamento e a estrutura do cristal. Estes valores podem ser diferentes para diferentes minerais mesmo que o magma seja o mesmo. Diferentes minerais podem ser pré-resfriados para diferentes extensões devido ao ponto de difusão na Figura 3-1 é específico para cada mineral. Devemos estudar nos capítulos 6 e 7 que os minerais desenvolvem uma seqüência durante o resfriamento do magma, assim como o ponto de fusão de cada um é atingido progressivamente. A temperatura deverá estar abaixo do ponto de difusão do mineral pré-resfriado e acima do outro. Alguns núcleos estáveis de cada mineral deverão se formar, enquanto somente alguns outros minerais resultaram de algumas pequenas formas de cristais e muitos poucos em cristais grandes mais tarde. A noção mais comum cristais grandes em rochas porfiríticas devem ser formados primeiros ou em um ambiente de resfriamento lento não é uma verdade universal. A perda breve de água que irá aumentar a temperatura de cristalização (Seção 75) podendo produzir também uma textura porfirítica em algumas rochas plutônicas como será estudado no Capítulo 11.
Figura 3-2 Imagem de elétrons espalhados extintos “vidro azul pahoehoe” 1996 fluído do Kalapana, Hawai. O brilho é proporcional à habilidade extinta e alcança até atingir o número atômico. Minerais escuros são plagioclásio félsicos e os minerais cinzas são os máficos. (a) Largo embasamento de fenocristais de olivina com pequenas hastes de plagioclásio e agrupamentos de augita nucleando o plagioclásio. Magnificação ca. 400x. (b) ca. 200x magnificação de cristais de augita extintos nucleando o plagioclásio (escuro) e crescimento dendrítico para fora. A augita nucleando o plagioclásio ao invés da dos fenocristais de augita pré-existentes, talvez devido ao local de enriquecimento nos componente máficos como os plagioclásios adjacentes no liquido em Ca, Al e Si. Fotografia tirada com assistência de Jack Rice e Michael Schaeffer, universidade de Oregon.
42 Quando a taxa de difusão não está sendo limitada os cristais crescem livres e embaraçados na fusão, e estes tenderão a serem eudrais e com faces bastante definidas. Quando a taxa de difusão é mais lenta do que taxa de decrescimento (como num rápido resfriamento ou em lavas extintas) os cristais assumem um aumento na forma radiante, ou uma terceira aparência, ramificando mais uma forma que será conhecida como dendrítica (Figura 3-2). Quando a difusão é mais devagar do que o crescimento uma zona de liquido esgotado começa a se formar sobre o cristal/liquido com interfaces como descrita acima. Algum trabalho propõe que os cristais adquirem finas tendências além da zona que tentará suprir com elementos apropriados ou com uma fusão seguida de rápido resfriamento. Outros trabalhos sugerem que as perturbações sofridas no contorno direcionam as formas dendríticas ajudando a eliminar o calor local facilitando a cristalização. Talvez outros processos contribuam para o crescimento dendrítico ou esferulítico, lavas ultramáficas como as komatitas do Pré-cambriano que durante os processos podem desenvolver um espetacular enlongamento dos cristais de olivina ou como em alguns casos como um medidor resultando na textura spinex. Tamanhos incomuns podem ser causados pelo rápido crescimento de uma simples estrutura de olivina em um magma com viscosidade muito baixa não devido ao resfriamento. Piroxênio spinex com tamanho acima de 5cm comprimento tem também sido descritos. As quinas e os limites dos cristais possuem grande volume de liquido próximos dos seus componentes (para dissipar o calor da cristalização) do que a face do cristal (Figura 3-3). As quinas e os limites possuem uma alta proporção de vínculos interrompidos e devemos esperar que as quinas e os limites cresçam mais rapidamente do que as faces quando expostas tendo como forma resultante cristal que é chamado de skeletal. Em alguns casos a expansão das quinas pode ir de encontro a pequenas fusões sobre faces recentes (Figura 3-4a). As quinas expostas dos plagioclásios tendem a crescer diretamente criando uma forma com características swallow-tailod (Figura 3-2a e 3-4b). Claro que qualquer movimento do liquido ou uma nova homogeneização dos cristais irão reduzir os efeitos limitados pela baixa fusão.
Figura 3-3 Volume de liquido(verde) disponivel na quina ou canto do cristal é maior que no lado dos cristais. b. Volume de liquido disponível na extremidade de um delgado cristal é maior que nas suas faces. After Shelley (1993). Igneous and Metamorphic Rocks Under the Microscope. © Chapman and Hall. London..
Figura 3-4 (a) Fenocristal Skeletal de olivina com rapido crescimento nas extremiaddes envelopando fundido nas suas extremidades. Taupo, N.Z. b. “Swallow-tail” de plagioclasio em traquito, Remarkable Dike, N.Z. Length of both fields ca. 0.2 mm. From Shelley (1993). Igneous and Metamorphic Rocks Under the Microscope. © Chapman and Hall. London.
43 3.1.2 Locais Preferidos para Nucleação Epitaxis é o termo mais usado para descrever nucleação preferida de um mineral sobre outro mineral préexistente, contudo evitando problemas durante a associação devido à lenta nucleação. Similarmente a estrutura dos cristais do substrato e da nova fase são pré-requisitos para um crescimento epitaxial. Os constituintes atômicos do novo mineral logo acham locais favoráveis para a acumulação e formas de núcleo mais estável. Um bom exemplo é o crescimento da silimanita na biotita ou na moscovita em rochas metamórficas ocorre em direções de preferência de reposição dos cristais disponíveis de uma cianita polimorfa. A estrutura Si-Al-O em ambos os minerais de silimanita e mica são semelhantes na geometria e no comprimento de vinculo, logo a silimanita tende as e formar na área de concentração da mica. A textura Rapakini envolve plagioclásio albita no seu crescimento em ortoclásios, ocorrendo em alguns granitos onde o plagioclásio preferencialmente forma-se em estrutura similar em feldspato alcalino em sua própria nucleação. O núcleo de um cristal também pode ser formar com “epitaxialmente” com uma orientação semelhante a dos grãos que já existe de alguns minerais conduzindo assim a formação de um crescimento semelhante. A textura esferulíticas (spherulitic) em silicatos vulcânicos é uma textura no quais as pontas do quartzo e feldspatos alcalinos crescem radialmente a partir de um centro comum. A textura variolítica (variolitic) de plagioclásio irradiada em alguns basaltos é provavelmente resultado de uma nucleação tardia de cristais no primeiro núcleo a se formar. Ambos são considerados a se formar durante a desvitrificação e que será abordado com mais detalhes na seção de texturas secundárias. Nucleação de minerais em um dique ou até mesmo em vesículas é um fenômeno comum. O crescimento de cristais enlongados (como quartzo) com seu plano normal para veios resultando em uma estrutura de cumeada (comb) por da causa das colunas. Textura crescumulada (crescumulate) é similar e descreve o crescimento paralelo de elongação, arranjos não equilibrados de olivinas, piroxênios, feldspatos ou quartzo que parecem nuclear numa linha podendo crescer em alguns centímetros de comprimento. Texturas crecumuladas normalmente ocorrem em camadas de plutons máficos (podendo aparecer em múltiplas camadas) e nas margens dos granitos.
3.1.3 Zoneamento Composicional Zoneamento Composicional é um fenômeno comum e ocorre quando um mineral muda à composição assim como durante o seu crescimento no resfriamento. A composição da maioria das soluções sólidas dos minerais em equilíbrio com outros minerais ou o liquido é depende da temperatura. As razões para isso serão esclarecidas nos Capítulos 5, 6, 7 e 27. Zoneamento composicional pode somente ser observado petrograficamente quando as cores (Figura 3-5a) ou a posição de extinção variam de acordo com a composição. No caso do plagioclásio o ângulo de extinção é altamente dependente da composição e a variação composicional aparece como bandas concentradas da variação do brilho em luz plano polarizado (Figura 3-5b). Se o equilíbrio entre o cristal e a fusão é sustentado, a composição do mineral será ajustada para uma temperatura reduzida produzindo um cristal composicionalmente homogêneo. Zoneamento químico, por outro lado, ocorre quando o equilíbrio não é sustendo e uma borda de uma nova composição é adicionada ao redor da antiga. Para um novo equilíbrio composicional no plagioclásio é necessária a troca Si-Al e isto é difícil por causa da força do vínculo Si-O e Al-O a difusão do Al é também devagar e o zoneamento em plagioclásios é, contudo muito comum. Como aparece na Figura 6-8 a composição plagioclásio em equilíbrio com a fusão torna-se mais rico em Na assim que a temperatura caiu. O zoneamento esperado em plagioclásio em rochas ígneas deveria ser originado de fragmentos de anortita para a borda rica em albita. Este tipo de zoneamento e chamado de zoneamento normal e é comum em rochas ígneas só não quando interrompido pelo zoneamento reverso. O zoneamento reverso é o oposto zoneamento normal, com mais sódio no interior e cálcio fora das zonas. É comum em alguns plagioclásios metamórficos onde seu crescimento é acompanhado pelo aumento da temperatura. Zoneamento reverso é raramente um termo que acompanha plagioclásios ígneos, o termo é usado tipicamente para curtos eventos onde contribui para localizar zoneamento reverso como um componente de zona oscilatória. Zoneamento oscilatório é o tipo mais comum de zoneamento em plagioclásios por causa da queda regular do conteúdo Al que raramente controla o período de cristalização.
44 O exemplo ilustrado na Figura 3-5b é oscilatório, e a Figura 3-6 mostra tipos de gráficos de zoneamento oscilatório que se entendem a partir do núcleo do plagioclásio até a borda. Mudanças bruscas em zoneamento, como a reversa mostrada na Figura 3-6a, requer mudanças bruscas nas condições da câmara magmática. A maioria dos petrologistas acredita que quando inserido o magma muito quente, muito jovem em uma câmara de resfriamento e de cristalização estes efeitos mudam. A ocorrência mais comum de corrosão e refusão reforçam a borda do cristal seguido de processos reversos dando um suporte a esta conclusão. A oscilação mais gradual ilustrada na Figura 3-6b é mais favoráveis como resultado a partir de perda da dependência da difusão e re-preenchimento da zona líquida adjacente pelo crescimento do cristal em uma câmara magmática que não sofre perturbações. A perda de componentes pode ocorrer pela molécula de anortita ou constituintes como água que consegue reduzir o ponto de fusão e mudar o equilíbrio da composição do plagioclásio (Loomis, 1982). A maioria dos minerais não se manifesta zonados como os plagioclásios. Isto de deve ao fato ao fato do zoneamento ser simplesmente menos obvio nesta seção, por isso pode não afetar a coloração ou extinção. A maioria dos minerais aparentemente mantém o equilíbrio com a fusão por causa da troca de íons não envolve uma forte desrumptura entre o vínculo Si-Al-O, a troca Fe-Mg também ocorre de maneira fácil por causa destes elementos difuso que estão mais dispostos do que o Al-Si. Contudo análise microscópica consegue mostrar zoneamento químico em alguns minerais ígneos e metamórficos. O mapa das cores dos elementos acumulados é apresentado no fim do livro (cortesia de Jack Rice, Universidade de Oregon).
Figura 3-5 (a) Zoneamento composicional de fenocristal de hornblenda com coloração visivelmente variando em luz plano polarizada. Abertura de campo em 1mm. (b) Zoneamento geminado de plagioclásio sobre carlsbad. Andesito, Crater Lake, OR. Abertura de campo 0,3mm.
Figura 3-6 Exemplos de perfis de plagioclasios zonados determinados por secões em microssonda. a. Formas repetidas nos perfis é atribuida a novas injeções de magma na câmara magmática, seguida por incrementos de resfriamento. b. Pequenas e irregulares oscillações causadas por desequilibrios locais de cristalização. c. Oscilações complexas devido a combinações de mistura de magma e desequilibrios locais. Segundo Shelley (1993). Igneous and Metamorphic Rocks Under the Microscope. © Chapman and Hall.
3.1.4 Seqüência de Cristalização Como regra, minerais recém-gerados da fusão que não ocorreu um significativo pré-resfriamento é completamente rodeada por um liquido e desenvolvem cristais euhedrais, vinculados pelas faces laterais do cristal.
45 Assim como mais cristais começam a se formar e penetrar na câmara magmática, os cristais inevitavelmente entrar em contato um com o outro. O resultado é uma interferência mutua interfere no desenvolvimento das faces dos cristais e nas formas subhedral ou anhedral. Em alguns casos, algum cristal pode inferir na seqüência de cristalização do mineral a partir dessas interferências. Minerais que se formam primeiro tendem a ter melhores formas e os últimos minerais é o intersticial, preenchendo os espaços entre os primeiros minerais (Figura 3-7). Minerais euhedrais são comumente fenocristais em ambientes afaníticos, e claramente formam uma seqüência mais cedo. Algum mineral de zoneamento composicional pode apresentar núcleo euhedral que se formará quando cessar os cristais durante a fusão e na borda anhedral que ora formar mais tarde cristais que foram aglomerados (ver Figura 3-14c).
Figura 3-7 Piroxenio inicial euhedral com plagioclasio tardio intersticial. (geminação na horizontal). Complexo Stillwater, Montana. Comp. 5 mm. © John Winter and Prentice Hall.
Infelizmente o principio simples de que cristal que se moldam para se adequar à forma de outro cristal deve ter sido cristalizado mais tarde não é algo que se pode contar conforme nós gostaríamos. Querendo ou não o crescimento do cristal com faces bastante desenvolvidas depende apenas da energia da superfície das faces. Minerais com baixa energia de superfície podem formar cristais euhedrais mesmo que em rochas metamórficas onde o crescimento dos cristais está necessariamente me contato com os grãos próximos. Garnet e a estaurolita, por exemplo, estão sempre próximo euhedral mesmo que em xisto pelítico. Minerais ígneos acessórios assim como o zircão, apatita e titanita tendem igualmente a serem euhedrais, mesmo que eles se formem durante um estagio tardio de cristalização. Petrologistas metamórficos tem notado uma tendência para o euhedralismo que reduz a proporção de aumentar a polimerização Si-O. Olivina e piroxênios tendem a serem mais euhedrais do que o quartzo e feldspato. Além disso, Flood e Vernon (1988) notaram que, mesmo que exista uma certa seqüência de formação de mineral, existe um considerável revestimento, e a cristalização do mineral caminha por uma via simultânea de cristalização de alguns tipos de minerais. Devemos observar porque isto se torna verdade nos Capítulos 6 e 7. A relação de moldamento irá se desenvolver mais tarde, se nem todos os minerais tiverem começado a ser cristalizar. Quando o crescimento é simultâneo, a mutua energia relativa de superfície impede mineral em poder influenciar consideravelmente em qualquer desenvolvimento de fasces bem desenvolvidas e em moldar-se aos outros. Hunter (1987) demonstrou isso, embora cristais fossem suspensos durante a fusão mais tendendo a formar grão euhedral. Uma vez que eles que eles se tocam favorecendo a dissolução de áreas da superfície de curvatura (limite interfacial) cristalizando-se em áreas de baixas curvaturas deixando bastante arredondados. A exceção de minerais com energia de superfície muito baixa, logo cristais euhedrais deverão ser raros nestes casos de cristalização simultânea. Geólogos normalmente têm considerado os tamanhos dos grãos como um outro indicador da seqüência de cristalização. No porfirítico vulcânico, a grande quantidade de fenocristais que são considerados terem se formados antes da fase de derrame de massa. Embora isto seja comumente verdade, o tamanho dos grãos depende da taxa de nucleação e crescimento, como discutido acima, e alguns minerais do derrame de massa podem ter se formado primeiro, com uma rápida taxa de nucleação e uma lenta taxa de crescimento do que os fenocristais. O grande cristal euhedral de K-Feldspato pode ser encontrado em algumas rochas graníticas, por exemplo, normalmente acredita-se que se formam posterior na seqüência de cristalização destas rochas do que no inicio. Outra seqüência indicadora é baseada nas inclusões das relações. Inclusões ígneas devem ser formadas sob um estagio inicial do que o invólucro que o envolve.
46 Além disso, deve-se estar atento que a seção de lâmina passa de bidimensional para um sistema tridimensional da rocha, e o mineral que aparece estar rodeado por um outro pode estar salientando de dentro para fora ou abaixo do plano da seção. Deve-se ainda notar que se o mineral é consistente incluso em outro mineral completamente numa seção antes de completar-se tornando verdadeira uma inclusão. No caso dos grandes cristais de K-feldspato mencionados acima, eles estão comumente pokilíticos, e a numerosas inclusões de outros minerais neles são consideradas importantes indicadores que sua formação ocorreu por último, quebrando argumentos para formação nos tamanhos dos grãos durante o inicio do processo, mas mesmo quando um mineral é consistentemente incluído em um outro mineral, isto não é a única evidência de que a fase de inclusão cessou-se para cristalizar-se antes do começo a cristalização inicial. Por exemplo, texturas ofitícas (ophitic) (Figura 3-8) referem-se ao envolvimento de tiras plagioclásios por largos clinopiroxênios, e é comumente interpretado por indicar que o clinopiroxênio são formados posteriormente. Embora McBirney e Noyes (1979) tenham notado casos de intrusões deste tipo em Skaergard em Greenland no qual o tamanho das inclusões dos plagioclásios aumenta constantemente a partir do núcleo para a borda. Isto sugere que o plagioclásio e o clinopiroxênio são cristalizados simultaneamente. Os clinopiroxênios nucleados estão menos dispostos, apenas poucos cristais são formados, e eles envolvem um maior número de pequenos plagioclásios. O último grão de plagioclásio que for incluído em direção a borda tem muito a crescer e menos pra poder ficar largo.
Figura 3-8 Textura Ofitica. Um unico cristal de piroxênio envolvendo diversas e bem desenvolvidas placas de plagioclásio. Comp. 1 mm. Intrusão de Skaergård, E. Greenland. © John Winter and Prentice Hall.
Como Flood e Vernon (1988) concluíram nenhum dos critérios clássicos para determinação da seqüência de cristalização é completamente satisfatório. Inclusões são provavelmente mais aceitas. No caso de um mineral formar uma borda ao redor de outro mineral ou onde somente o mineral inclui núcleo de um outro mineral, promovendo uma forte evidência de que outro mineral deixe de cristalizar-se antes de assumir outra forma (ou pelo menos antes dos outros minerais cessarem a cristalização). Quando um mineral ocorre comumente como inclusão em outro mineral ou vice-versa, isto implica fortemente, mas não prova nada, que o mineral incluso cristalizou-se antes. Embora possa ser difícil inequivocamente estabelecer que o mineral completamente formado antes do outro mineral, algumas texturas provém um claro testemunho do oposto: crescimento simultâneo de minerais. O exemplo ofitíco de simultâneo plagioclásio e clinopiroxênio descrito por McBirney e Noyes (1979), citados acima, é um bom exemplo. Em algumas superfícies rasas, rico em água, sistemas graníticos com um simples feldspato alcalino podem formar (como discutido mais tarde em associações com as Figuras 6-16 e 6-17). Se a água e repentinamente perdida o ponto de fusão irá aumentar rapidamente (Seção 7.5.1), resultando num pré-resfriamento mesmo que sob constantes temperaturas e em cristalizações simultâneas e rápidas de feldspatos alcalinos e quartzo. Sobre estas condições, os dois minerais não irão ter tempo suficiente para formar cristais independentes, mas antes irão formar um crescimento intersticial de formas skeletais intricadas referindo-se como uma textura granofírica (granophyric) (Figura 3-9a). Uma rocha é denominada de acordo com esta textura é chamado de granofira (granophyre) o crescimento intersticial pode nuclear epitafializando parede de fenocristais ou dique preexistente. Textura granofirítica parece como ramos da haste de quartzo armando em um único cristal de feldspato. A haste de quartzo tende a se extinguir ao mesmo tempo indicando que eles são todos parte do mesmo largo cristal. Uma variação grosseira da textura
47 granopirítica é chamada gráfica (graphic), onde a natureza coniforme das hastes do quartzo no feldspato dominante está disposta a aparecer de maneira específica (Figura 3-9b).
Figura 3-9 a. Intercrescimento de quartzo e alcali feldspato (1 cm de espessura) na margem de um dique. Golden Horn granite, WA. Comp. 1mm. b. Textura gráfica : intercrescimento de quartzo (escuro) e feldspato (claro) em um unico cristal. Laramie Range, WY. © John Winter and Prentice Hall.
3.1.5 Reação e Resorpção Magmática Em alguns sistemas, cristais mais novos reagem com a fusão como processo de cristalização. A reação da olivina com a fusão para formar piroxênio no sistema SiO 2-MgSiO4 (visto anteriormente nas Figuras 6-12 e 6-14) é o primeiro exemplo. Figura 3-10 ilustra uma olivina fenocristal coberta por ortopiroxênio, produzido na interface da olivina por esta reação. Outras reações podem resultar na queda de pressão da magma rapidamente aproximando-se da superfície ou a partir do magma misturado ou de mudanças composicionais. Outro tipo comum ocorre quando um magma atinge a superfície, onde ocorre uma perda repentina de pressão liberando elementos voláteis, causando assim hidro fenocristais, como a hornblenda ou a biotita, para desidratar ou oxidar, desenvolvendo bordas finas de metais óxidos e piroxênios (Figura 3-11c).
Figura 3-10 Olivina arrodeada por orthopiroxênio em (a) luz polarizada e (b) nicóis cruzados, onde a olivina fica extinta e o piroxênio mostra-se mais claro. Andesito basáltico, Mt. McLaughlin, Oregon. Width ~ 5 mm. © John Winter and Prentice Hall.
Ressorção é o termo aplicado para a re-fusão ou dissolução de mineral que retorna para dentro da fusão ou a solução que é formada. Cristais resorbsovidos comumente são rodeados nos cantos ou são embasados. Textura sieve (Figura 3.11a) ou profundo e irregular embasamento (Figura 3.11b) tem sido atribuída para alguma
48 resorpsoção, mas outros atribuem que eles são mais ocorrentes como resultados de um rápido crescimento envoltório durante a fusão devido ao pré-resfriamento (Figura 3-4a).
Figura 3-11 a. Textura sieve em um grupo de fenocristais cumuláticos de plagioclásio. Note uma tardia borda de placas de plagioclásios sem a textura sieve. Andesito, Mt. McLoughlin, OR. Comp. 1 mm. b. Fenocristal de olivina reabsorvido e embaiado pelo magma. Comp. 0.3 mm. c. Desidratação de fenocristal de hornblenda com a formação de oxido de ferro mais piroxênio devido ao relaxamento da pressão, após erupção, andesito. Crater Lake, OR. Width 1 mm. © John Winter and Prentice Hall.
3.1.6 Movimento Diferencial de Cristais e Fusão Por dentro de uma fusão pode resultar num alongamento de elongação ou minerais tabulados que produzirão texturas de foliações (planar) ou lineação mineral. Tira-se microlitos formados (tipicamente plagioclásio) em rochas vulcânicas fortemente alinhadas (comumente fluindo ao redor de fenocristais), a textura é chamada de tracitica (trachytic) (Figura 3.12a). Acaso não estejam alinhado os microlitos são chamados de pilotaciticos (pilotaxitic) ou felti (felty) (Figura 3-12b). A mistura de dois magmas líquidos (tanto na câmara ou fluindo) pode criar um fluxo bandado (flow banding) (alternando camadas de diferentes composições, Figura 3-13). Bandamento e alinhamento mineral podem também ser resultados a partir da fluidez da parede de uma câmara magmática próxima, como será discutido no próximo capítulo.
Figura3-12 (a) Textura traquítica na qual microfenocristais de plagioclasio estão alinhados devido ao fluxo. Note o fluxo ao redor do fenocristal (P). Trachyte, Germany. Width 1 mm. From MacKenzie et al. (1982). © John Winter and Prentice Hall. (b)
49 Textura pilotaxitica na qual os microfenocristais estão desorganizadamente colocados. Andesito basáltico, Mt. McLaughlin, OR. Width 7 mm. © John Winter and Prentice Hall.
Figura 3-13 Bandamento por fluxo magmático em andesito. Mt. Rainier, WA. © John Winter and Prentice Hall.
Fenocristais suspensos podem agrupar-se juntos e aderirem à superfície através da tensão, um processo chamado por alguns de synneusis (Vance, 1969). Cinética pode ser o principal mecanismo para a produção de crescimento semelhante, por causa da orientação semelhante pode haver uma orientação energeticamente favorável para que dois cristais de um mesmo mineral adiram um ao outro. Grãos múltiplos agrupados por estarem aderidos aos fenocristais são chamados de textura cumulofíro (cumulophyruc). Se o agrupamento é essencialmente de um único mineral, a textura pode ser chamada glomeroporfirítica (glomeroporphyritic) por alguns petrologistas.
3.1.7 Texturas Cumulativas O desenvolvimento do acumulo de material ígneo será estudado em conjunto com intrusões de camadas máficas no Capítulo 12. Texturas cumulativas é uma autenticidade da existência destas camadas (embora isto não se restrinja a mesma). Por agora, vamos evitar a questão complexa de como os cristais acumulam-se. Suficiente é apenas contar a história de como os cristais são considerados acumulados através do escoamento ou fluidez devido ao contraste de densidade com o liquido, mas a alternativa de proposta recente é que eles foram colocados próximos ao teto da câmara magmática. Para um caso ideal, a formação dos primeiros cristais a partir de um único mineral acumulado (de alguma maneira) para se expandir até que eles estejam em contato mútuo, com o liquido recente ocupando os espaços intersticiais entre os cristais (Figura 3-7 e Figura 3-14a). Embora o contato mútuo não seja um requisito obrigatório para acumulo de texturas, e uma fechada aproximação irão satisfazer. Os principais tipos de texturas acumulativas são diferenciados das demais com base na extensão de qual cristal mais novo foi formado, uma vez acumulado, prioridade no crescimento até atingir a última solidificação dos líquidos intersticiais. Seria incomum se os líquidos intersticiais tivessem as mesmas com posição dos cristais acumuladas, porque a maioria dos magmas é quimicamente mais complexa do que um único mineral. Então se um líquido se cristaliza exatamente no mesmo local, sem que ocorra troca com o reservatório extenso de magma no interior da câmara, deverão ser produzidos alguns minerais iniciais (assumindo ser o plagioclásio na Figura 3-14, mas pode ser olivina, piroxênio, cromita, etc.) mais algum outro mineral que esteja próximo constituindo assim os interstícios do magma. Poderá haver algum crescimento modesto para os primeiros minerais, junto à formação de outro, formando mais tarde minerais nos espaços intersticiais. Isto resulta em uma textura chamada ortocumulada (orthocumulate) (Figura 3-14b). Se os líquidos intersticiais podem escapar e trocar de material (via difusão e/ou convecção) com o liquido da câmara principal, o mineral mais recente formando por acumulação pode continuar a crescer com componentes extras do escapamento de liquido intersticiais. O resultado é uma textura adcumulativa (adcumulate) (Figura 314c): monominerais próximos acumulados com talvez outros poucos minerais pegos no último intersticial. Hunter (1987) concluiu que a compactação e expulsão de alguns dos líquidos intercumulados devem acompanhar a formação de adcumulativa, visto que texturas adcumuladas podem ser observadas em áreas muitas distantes a partir da abertura do material difuso através do limite de porosidade associado com um crescimento tardio em último
50 estágio. Ele também concluiu que a textura em equilíbrio, resultado em uma textura poligonal (polygonal) (ver poligonal mosaico abaixo) pode aproximar-se ou manter-se como a forma dos grãos durante o último crescimento e compactação. Se isso acontecer, este reajuste nas formas dos minerais em contato um com o outro e a fusão tem importante sustentação nas discussões anteriores de seqüência de cristalização e moldura do cristal para que se acomode outro. Hunter (1987) também notou que ângulo dihedral (ver Figura 11-1) entre minerais em contato e os últimos estágio da fusão prendem os limites da fronteira mineral estão constantemente em adcumulação. Assim como os cristais crescidos e impregnados, mantêm-se consideráveis energias de superfície (e, portanto ângulos dihedral) controlando a forma do último líquido na cavidade e algumas terminações euhedrais são preservadas. Minerais recentes euhedrais não serão dominados ao final da textura de rochas plutônicas. Caso o último mineral tenha uma lenta taxa nucleação, eles poderão envolver grãos acumulados, como descritos acima na Seção 3.1.4. O resultado é uma textura poikilitica (poikilitic), mas o oikocristal pode ser tão largo e intersticial em algumas instâncias que pode ser difícil reconhecer-lo mesmo que em uma área pequena de uma seção de lâmina. Um oikocristal largo também requer troca entre o líquido intersticial e o reservatório do magma principal no sentido de prover componentes suficientes, e dispor do excesso de componentes que irão conduzir para a formação de outros componentes. É para ser considerado outro tipo de fenômeno de adcumulação, e recebe a terminação heteradcumulação (heteradcumulate) (Figure 3-14d). Finalmente, mesocumulação (mesocumulate) é o termo que se aplica para texturas cumulativas que são intermediárias entre ortocumulação e adcumulação.
Figura 3-14 Desenvolvimento de texturas cumuláticas. a. Cristais acumulados por sedimentação de cristais que se formam em local perto das margens da camara magmática. Neste caso os cristais de plagioclasio (branco) acumulam-se em contato mutuo deixando um intercumulo liquido (vermelho) preenchendo os interstícios. b. Ortocumulato: o intercumulo liquido cristalizapara formar coroas de plagioclásio adicional mais outra fase no volume intersticial (colorido). Ocorre pouca ou nenhuma mudança entre o liquido intercumulo e a mqior parte do liquido da camara magmática. . c. Adcumulados: o sistema aberto troca entre o liquido intercumulus e o principal liquido da camara magmática (mais compactaçào da pilha cumulática) permitindo que os componentes possam de outra maneira criar adicionais minerais intercumulus que escapam, e o plagioclasio preenche a maioria dos espaços disponíveis. d. Heteradcumulato: o liquido intercumulo cristaliza plagioclásio adicional nas bordas dos plagioclásios além de outros minerais (vermelho e quadriculado amarelo) que nucleiam pobremente e poikiliticamente envolvem os plagioclásios. After Wager and Brown (1967), Layered Igneous Rocks. © Freeman. San Francisco.
3.1.8 Geminação Primária (Primary Twinning) Uma geminação é quando ocorre um intercrescimento de duas ou mais orientações do mesmo mineral com alguma especial relação cristalográfica entre eles. Geminação (ou crescimento) primária são semelhanças que formam por causa dos erros durante a cristalização a partir do magma. Um exemplo é a simples (duas - partes) geminação carlsbad no feldspato mostrada na Figura 3-5b e provavelmente o processo predominante na geminação primária, mas adsorção cinética de dois constituintes geminantes podem também ocorrer. Erro de nucleação é mais comum ocorrer durante o rápido crescimento, seguido imediatamente de uma nucleação, no qual rapidamente reduz a supersaturação ou pré-resfriamento. Para uma discussão mais detalhada sobre a cinética, ver Vance (1969) e Dowty (1980). Repetidas geminação albita (Figure 3-18b) é também levada a acreditar como resultado de erro de nucleação durante o crescimento.
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Figura 3-18 Geminação de feldspato (a) Geminação Carlsbad em ortoclásio. Exsolução pertítica é tambem evidente. Granito, St. Cloud MN. Comprimento ~1 mm. (b) Geminação albita multipla e perfeita em plagioclasio, destacando-se da matriz félsica. Riolito, Chaffee, CO. Comprimento ~1 mm. © John Winter and Prentice Hall..
3.1.9 Texturas Vulcânicas Rochas vulcânicas resfriadas rapidamente tendem a formar inúmeros pequenos cristais, como discutido acima. Fenocristais são uma exceção, e resultam a partir de um resfriamento lento entre a superfície principal à erupção. Acima da erupção, o recente liquido cristaliza-se em linha tabulares finas ou em cristais equivalentes comprimindo a massa da terra (groundmass). Os cristais da massa da terra (groundmass) são chamados de microlitos (se eles forem largos o suficiente para serem birefrigentes) ou cristalitos (se eles não forem). Microlitos que possuem uma significativa largura, maior que o groundmass, ainda no microscópico, é chamado de microfenocristais. Eles são formados acima da erupção e representam minerais com um alto raio na taxa de crescimento para taxa de nucleação em relação à fase do groundmass. Basaltos cristalinos prontamente são predominantemente muito quentes e são dominados por minerais com uma estrutura simples. O resultado mais comum é uma textura desenvolvida com uma rede densa de plagioclásio microfenocristais enlongados e piroxênios granular, com pequenos cristais de magnetita. Algum vidro pode se solidificar com o último material intersticial. A quantidade de vidro em rochas basaltos é geralmente menos do que material vulcano silicoso, mas pode variar consideravelmente, partindo de pouco até conseguir vidros em quantidades altas quando o basalto entra em contato com a água. O termo das texturas do basalto reflete a variação que ocorre de material vítreo, o qual está relacionado diretamente com a queda do tamanho do piroxênio em uma passagem do intercrescimento do plagioclásio. Textura ofitíca (ophitic) (Figura 3-8) refere-se às redes densas de formas de fenocristais de plagioclásio incluídos em largos piroxênios com pouca ou nenhuma associação vítrea. Isto declina para uma sub-fítica (subphitic) (pequenos piroxênios que parcialmente estão envolvidos em plagioclásio) e para uma textura intergranular (Figure 3-15), no qual os cristais de plagioclásio e o piroxênio são subiguais em tamanho, e em vidro (ou o produto sofre alguma alteração) que relativamente ainda seria menor. A posição da textura intergranular para dentro da textura intersertal quando o vidro intersticial ou o vidro alterado está com uma composição significante. Quando o vidro torna-se suficiente abundante a ponto de cerca os microlitos e as microfenocristais, a textura passa a se chamar hialo-ofitíca (hyalo-ophitic). Quando a hialo-ofitíca passa para hialopilítica (hyalopilitic) como a fração de vidro torna-se dominante, e ambos os piroxênios e o plagioclásio ocorrem em quantidades pequenas de microlita. Então não tem os petrologos diversão com os nomes?
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Figura 3-15 Textura intergranular em basaltos. Columbia River, Grupo Basalto, Washington, abertura de 1mm.
Textura Holohialina (holohyaline) (vidro) é mais comum em rilolitos silicatados e derrames de dacitos. Se uma rocha tem mais de 80% de vidro esta é chamada de obsidiana. Alguns trabalhos preferem restringir este termo para sílica rica em vidro, e refere-se à variedade de basaltos como tacilitos (tachilites) ou simplesmente vidro basáltico (basaltic glass). Obsidiana possui uma coloração muito escura, devido ao fato da sílica estar em seu estado natural, pois o vidro e rapidamente tingido por uma pequena quantidade de impurezas. O vidro em lavas silicaticas não é necessariamente causado pelo rápido resfriamento, em virtude de algum fluxo de obsidiana são muitos grossos e tem que ser resfriado rapidamente. Deslocamento e/ou lenta difusão característica e alta de nucleação de polimerização e fluxo silicoso podem impedir a cristalização e produzir estas rochas altamente vítreas. O termo textural descrito acima normalmente aplicado para cristais orientados casualmente, mas eles podem mudar a posição e ir para uma textura tracitica (trachitic) causado pelo fluido do alinhamento dos microlitos. Bolhas presas a partir do escapamento de gases criam uma subesfera vazia em vulcões, chamada de vesículas. Vesículas tendem a crescer menos nos magmas basálticos viscosos, e concentram-se próximo da superfície de fluxo do basalto. Existe uma completa graduação a partir do basalto para vesícula basáltica para escoria com um aumento no conteúdo de vesículas. Vesículas preenchidas posteriormente com mineral crescido, tipicamente zeólito secundário, carbonato ou opala, são chamadas de amídalas. A sílica parcial de uma escoria é chamada de polimento. Os polimentos são tipicamente claro e espumoso, exemplos recentes flutuam na água. Polimento espumoso é comumente cinza claro, mesmo que correspondam a vesículas livres de obsidianas podem chegar a serem pretas. A razão para este contraste é que as bolhas expandem o vidro para uma película fina entre as bolhas, a qual refrata e difundi a luz, apenas quebrando alguns exemplos dessa forma em mar escuro.
3.1.10 Texturas Piroclásticas Rochas piroclásticas são fragmentadas e produzidas a partir de uma atividade vulcânica. A classificação de rochas piroclásticas é baseada de acordo com a natureza dos fragmentos (piroclastos ou tefra) como discutidos na Seção 2.5. O modo de erupção e embasamento será discutido no Capítulo 4. As cinzas componentes do plagioclásio são comumente umas misturas de rocha pulverizada e de vidro primário (incluindo pedra-pomes quebrada e aerossol liquido). As vesículas em pedra-pomes expandem-se rapidamente até a explosão da erupção e são normalmente destruídas. Os vidros intersticiais formam então cúspides ou espículas com três pontas (Figura 3-16a). Devido a estas pontas serem comumente perigosas no fluido de plagioclásio, elas deformam de maneira dúctil e recobrem a forma conforme a direita da Figura 3-16a e a Figura 3-16b. Neste tipo de bandamento e em outras estruturas causadas por compressão e deformação resultadas a partir do acumulo de cinzas quentes são referidas coletivamente como textura eutacitica (eutaxitic).
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Figura 3-16 (a) Liquido intersticial (escuro) entre bolhas de pedra-pome (esquerda) tornando-se um estrela de 03 pontas de vidro apontando para as para as cinzas que contém pedra-pome pulverizada. Se existir calor suficiente (quando pulverizada ou depois da acumulação das cinzas) as pontas podem se deformar e dobrar os contornos das formas, conforme a direita e na fotomicrográfica. (b) Do ignimbritos de rattlesnake, SE Oregon. Abertura 1mm.
Grandes pedaços de pedra-pomes podem se acumular intactamente e ter seu gás eliminado, eliminando assim bolhas. Se todo o gás é expelido a pedra-pomes retorna a sua cor escura de obsidiana e fragmentos esmagados são chamados de fiamme. No fluido de lavas, como basalto, cada explosão de bolhas arremessa fino spray à cima, se caírem como pelotas vítreas são chamados “Pele´s tears” (depois do vulcão Havaiano Deus Pele), ou o magma pode ser esticado até formar delicados fios de vidro (“Pele´s hair)”. A queda das cinzas no ar de maneira única pode acumular sucessivas linhas sobre um único núcleo, formando bolas esferoidais chamadas de accrecionary lapilli. Depósitos consolidados como de lapilli são chamados de tufos pisolitícos (pisolitic tuffs).
3.2 Texturas Secundárias: Mudanças Pós-Magmáticas Texturas secundárias são aquelas que são desenvolvidas em rochas ígneas inteiramente consolidadas. Estes processos não envolvem fusão e estão em natureza metamórfica pura. O processo de cristalização não necessariamente cessa quando o magma se torna sólido. Assim como a temperatura esta suficientemente elevada, recristalização e ambas quimicamente e texturalmente, assumem o lugar (de outro modo petrologos não teriam muito a fazer). Porque grandes plutons podem lembrar temperaturas equivalentes para alto grau de metamorfismo por milhares de anos, existe uma ampla oportunidade para cada processo ocorrer. Processos de estados sólidos que ocorrem como resultado de calor ígneo (mesmo que lívido) é chamado de autometamórficos (autometamorfic) e serão discutidos nesta seção. Porque processo de cristalização em estado sólido são verdadeiramente metamórficos, e serão bastante discutidos no Capítulo 23. Processo de ponto de Ostwald (Ostwald ripening) é um processo de aneleamento (ou maturidade textural) de cristais em ambientes estáticos. Como Hunter (1987) descreveu, diferenças na curvatura de fronteiras de grãos irão conduzir o crescimento dos grãos pelo processo de Ostwald até atingir o resultado limite completo (Figura 3-17). Em cada cristalização, as bordas dos grãos migram até atingir o centro da curvatura. Pequenos grãos com curvatura convexa para fora são eliminados assim como as superfícies vizinhas de grandes grãos com a curvatura convexa para dentro invandido-os. Se o processo invade o equilíbrio textural em um sólido, existirá tamanho de grãos similares tendo aproximadamente interseções de grãos triplos de 120º (Figura 3-17). O equilíbrio textural é mais comum em rochas metamórficas monomineralicas (quartzitos e mármores), em particular se o
54 metamorfismo ocorre próximo de um regime de stress estático. Discutiremos mais o processo de aneleamento no Capítulo 23. A maioria das rochas ígneas não são monomineralizadas, embora, raramente atinjam um bom equilíbrio na textura. Diferenças relativas na superfície de energia de contraste de tipos de mineral e tamanho de grãos plutônicos grosseiros servem para estabelecer e manter texturas interligadas na maioria dos casos. O processo de Ostwald, embora, possa eliminar pequenos grãos a favor dos grãos vizinhos sob um estagio de crescimento próximo, produzindo assim uma distribuição uniforme do tamanho dos grãos. Rochas vulcânicas com pequenos grãos iniciais são menos estáveis do que rochas plutônicas e o groundmass (terra da terra) recristalizado devitrificado prontamente para recolocação de minerais finos, como descritos abaixo. Mas o rápido resfriamento vulcânico para baixas temperaturas, e uma cinética rigorosa para desenvolvimento de uma recristalização precoce. A retenção de texturas magmática esta supreendentemente boa em rochas ígneas, mas alguns tipos de recristalização em sólidos são bem conhecidos de devem ser revisto.
Figura 3-17 Processo de “Ostwald ripening” em uma rocha monominerálica. Material dos cantos dos graõs com significativa curvatura negativa (concava para dentro) migram em direção aos centros de curvaturas, eliminando assim grãos menores e estabilizando uma uniforme textura com os minerais com 120 o entre os graõs (mosaico poligonal). © John Winter and Prentice Hall
3.2.1 Transformações Polimórficas Conforme foi aprendido em mineralogia, algumas substâncias naturais têm mais de um cristal em sua estrutura. Formas de estrutura alternativa de mesma substância química são chamadas de polimorfos. Polimorfos conhecidos como grafite, diamante, calcita, aragonita cianita, andalusita, silimanita e alguns polimorfos da família SiO2. Como devemos ver no Capítulo 6, uma estrutura dada é mais estável do que uma particular condição de direção de pressão e temperatura, assim este polimorfo se transformará em outro quando as condições de mudanças partindo de uma direção de estabilidade passar para uma estrutura alternativa. Aumento do resfriamento e despressurizarão, parcialmente ou completamente em rochas ígneas cristalinas podem atravessar o campo limite de estabilidade de alguns polimorfos resultando em transformações. Transformações desplacivas (displacive transformations) envolvem somente instabilidade da posição dos átomos e bandamento de vínculos entre os ângulos. Um clássico exemplo é a transição do alto quartzo para o baixo quartzo, na qual a estrutura hexagonal do alto quartzo inverte para uma estrutura triagonal do baixo quartzo sob resfriamento (Figura 6-6). Transformações reconstrutivas (reconstrutive transformations), assim como a grafita, o diamante, tridimito, ou o alto quartzo, envolvem a quebra ou o remolduramento do vinculo. Transformações displacivas ocorrem prontamente, logo acontece de um polimorfo passar para outro assim que o campo de estabilidade é atingido. Polimorfismo reconstrutivo é menos facilmente gerenciado, onde um polimorfo pode permanecer no campo de estabilidade de outro. Transformações polimórficas são mais comuns em alguns minerais, incluindo o quartzo e o feldspato, mas é mais difícil de reconhecer texturalmente, devido à fase de evidencia inicial pode estar completamente perdida e somente à substituição do polimorfo permanecer. Se a forma do cristal da fase mais recente é distinta, contudo, a reposição do polimorfo pode formar um pseudopolimorfo do original, ao invés de assumir as suas próprias formas característica. Por exemplo, quartzos elevados podem cristalizar-se como recentes fenocristais em alguns riolitos. As formas dos cristais de quartzos elevados é caracteristicamente uma dipiramide hexagonal, sem as faces prismática predominante de um quartzo baixo. Porque isto se trata de uma transformação displaciva, assim como quartzos elevados em cristais devem inverter para quartzo baixo em 573ºC (sob pressão atmosférica). A forma original do fenocristais é normalmente preservada, embora, forneça evidência de sua forma inicial. Outra possibilidade resulta de transformações polimórficas no desenvolvimento de geminação secundária, no qual pode dar uma idéia do
55 processo de transformação. Reconhecimento de tais características pode fornecer alguma informação muito útil sobre a concentração termal da rocha.
3.2.2 Geminação Secundária Em adição a geminação primaria discutida acima, geminações podem ocorrer por processo secundário em minerais pré-existentes. Geminação secundária pode ocorrer como resultado de transformação polimórfica ou deformação. Transformação geminante (transformations twins) é causada quando em altas temperaturas as estruturas dos cristais revertem para baixas temperaturas polimórficas. Como uma estrutura em alta temperatura possui mais energia vibracional, normalmente elas exibem um alto grau de simetria do que em baixas temperaturas alternativas. Devido à simetria esta abaixo com o resfriamento, forma em altas temperaturas tipicamente tem que escolher entre dois ou mais orientações de baixa simetria. Se o cristal por inteiro assume uma das alternativas, não haverá resultado de geminação. Se por outro lado diferentes porções do mesmo cristal são deslocadas para dentro de cada escolha das alternativas, as porções normalmente irão estar numa relação de geminação com outra porção. Esta é a origem da geminação “cross-hatched” ou “tartan” de microclinas (Figuras 3-18c e d), o qual serão produzidos quando monoclina forma em latas temperaturas inverte para estrutura triclínica de microclina em baixa temperaturas. A família da geminação múltipla da “albita” de plagioclásio (Figura 3-18b) é atribuída para uma similar monoclínica para uma transformação triclínica, mas isto não ocorre em composições de plagioclásio intermediário e são mesmo comumente resultantes de geminação primaria a partir de um erro na nucleação durante o crescimento. Geminação cíclica em quartzo e olivina são outros exemplos de transformação geminante.
Figura 3-18 Geminação de feldspato: (b) Geminação albita multipla e perfeita em plagioclasio, destacando-se da matriz félsica. Riolito, Chaffee, CO. Comprimento ~1 mm.. (c-d) Geminação tartan em microclina. Comprimento do campo ~1 mm. © John Winter and Prentice Hall.
Geminação pode tanto ser gerada por deformação de uma rocha ígnea solidificada. Geminação é também um aspecto importante da resposta da rocha a deformação, devido à instabilidade de uma porção de grãos dentro da orientação geminante ter uma fácil responsabilidade em atingir do que a ruptura dos grãos. Deformação geminante (Deformation twins) em plagioclásio pode ocorrer pelas leis da geminação albita, mas ocorrem imediatamente de acordo com a necessidade extrema da forma lamelar de formas contrárias primárias. Deformação geminante em plagioclásio é mais facilmente reconhecida quando eles estão em formas de cunha e inclinados (Figura 3-19). Calcitas também desenvolvem diretamente formas de deformação geminante devido ao compartilhamento. Deformação geminante abrange a resposta ductilidade de rochas assim como o mármore e são incomuns em outros minerais.
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Figura 3-19 Geminação polissintética deformada em plagioclásio. Note como ela se concentra nas áreas deformadas, tal como o local de maxima cruvatura onde a cligvagem é curva e diminui em direção das áreas indeformadas. Gabbro, Wollaston, Ontario. Comprimento 1 mm. © John Winter and Prentice Hall.
3.2.3 Exsolução Exsolução, que será discutida na Seção 5.4, envolve misturas que se tornam limitadas com o aumento de algumas soluções sólidas de minerais como quando estão resfriados. Talvez o mais comum exemplo ocorra em feldspatos alcalinos onde a não mistura resulta em separação de muitos Na e de muitos K segregados. Por causa da não mistura neste caso envolve particionamento de íons de K e Na e não fortemente vinculados com Si e Al ocupando facilmente um lugar relativamente e a segregação aparece como um intercrescimento coerente de uma longa lamelar. “Coerente” neste caso significa que a ripa de lameação tem uma relação específica cristalográfica para o principal e não são casualmente orientados. Quando um feldspato alcalino é potássico, o resultado é uma exsolução de uma albita lamela no K-feldspato principal e chamado de pertito (perthite) (Figura 3-18a). Quando o feldspato alcalino é sódico as lamelas são de K-feldspato na albita principal e isto se adere a um antipertito (antiperthite). Exsolução também ocorrem em plagioclásio às vezes, mas envolve a não mistura da anortita-albita em Si-Al, assim como na troca Na-Ca e o processo quando ocorre por completo produz lâminas muitos finas. Exsolução também ocorrem em piroxênios no qual o baixo ortopiroxênio Ca separado do alto clinopiroxênio Ca. Finas lâminas de um deles em um principal do outro se tornam comuns. Pigeonito é uma mistura intermediária e é somente encontrado em rochas vulcânicas que resfriadas rapidamente permitem que não ocorra a não mistura. A não mistura não precisa ser coerente e irregular, o caminho de fases de exsolução é comumente encontrado como são instantes de expulsão completa de uma fase de exsolução para a separação imediata de grãos da meio principal. Exsolução ocorre em anfibólios e uns poucos outros minerais. Alguns silicatos máficos podem ate mesmo sofrer exsolver num óxido Fe-Ti. Em algumas anortitas sob altas temperaturas o piroxênio pode dissolver uma considerável quantidade de Al e exsolver lâminas de plagioclásio assim que elas resfriem sob baixas temperaturas. A cor vermelha ou rosa são comuns em alguns feldspatos é causada devido a exsolução de uma fina hematita. Ocelli são esféricos ou corpos ovóides de alguns milímetros para alguns centímetros através de algumas rochas ígneas. Alguns aparecem como resultado de liquido imiscíveis, um fenômeno de exsolução primária discutida no Capítulo 6, 11 e 19. Outros são provavelmente preenchimentos amigdules e outros podem ser isolados e misturados em magmas.
57 3.2.4 Reações e Reposições Secundárias Reações de sólido-sólido e sólido-vapor são processos dominantes durante o metamorfismo e serão bastante discutidos na segunda parte deste texto. Como no começo do texto acima embora rochas ígneas resfriadas através de uma direção de temperatura apropriada para este domínio e rochas plutônicas permanecem neste domínio por um longo período. Reações secundárias de minerais que ocorrem em rochas ígneas quando sofrem resfriamento e que não são produzidas a partir de um evento metamórfico tardio são comumente chamadas de processos autometamórfico (autometamorphic) do que metamórficos, porque é parte de um processo natural do resfriamento de uma rocha ígnea. Processos de autometamorfismos são mais comuns em rochas plutônicas do que em rochas vulcânicas, pois pertencem a temperaturas elevadas por um longo período. Processos diagenéticos e temporais não são considerados autometamórficos (um tanto quanto uma distinção arbitrária). A maioria, mas não todas reações de autometamorfismo envolvem minerais em moderadas temperaturas em um ambiente no qual a água é liberada tanto de resíduos fundidos quanto de uma introdução externa. Tais alterações são subconjuntos de autometamorfismo no qual envolve hidratação e são chamados de alterações deutéricas (deuteric) onde alguns dos principais processos de alteração os seguem. Piroxênio é mais comum em mineral máfico primário na variedade de rochas ígneas, se a água penetra sob uma modesta temperatura, uma alteração deutérica de piroxênio para anfibólio ocorre chamada de uralitização (uralitization) (Figura 3-20a). Alguma graduação partindo das bordas do anfibólio para o centro do piroxênio remendando múltiplos centros de piroxênio nas bordas dos anfibólios para completar a reposição se possível. O anfibólio pode ser um simples cristal de hornblenda ou uma fibrosa actinolita ou ainda um agregado de hornblenda. Também quando demonstrado o resultado para alteração do piroxênio pode ser chamada de uralita (uralite), mas este termo é mais aplicado tardiamente.
Figura 3-20 (a) Piroxenio largamente substituido por hornblenda. O piroxênio permanece com áreas claras (Pyx) no centro da hornblenda. Comprimento 1 mm.
Biotitização (biotitization) é um processo similar hidratação ou alteração deutérica que produz a biotita, também diretamente partindo do piroxênio ou mais comumente de uma hornblenda. Pois a biotita contém pouco Ca e o epídoto pode ser produzido, pois Ca esta sendo liberado durante a alteração da hornblenda para biotita. Cloritização (chloritization) é a alteração de algum mineral máfico para clorita. Clorita é um filossilicato hidratado e comumente recoloca os menos máficos hidratados sob uma temperatura quando a água é disponibilizada. Piroxênio, hornblenda e biotitas são comumente observados sob uma seção em vários estágios de alteração de clorita. Assim como nas outras alterações deutéricas a hidratação ataca as margens mais expostas de um mineral, logo normalmente a clorita recoloca a fase máfica inicial partindo da borda ao interior. No caso da biotita a água trabalha de forma proeminente elevando-a e a clorita pode ser recolocada nas margens da biotita assim como os planos de clivagem (Figura 3-20b).
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Figura 3-20 (b) Clorita (verde) substituindo biotita (marrom escuro) na periferia e ao longo da clivagem. Tonalito. San Diego, CA. Width 0.3 mm. © John Winter and Prentice Hall.
Serecita é um termo que se aplica para qualquer fino grão branco de mica. Siretização (siritization) é o processo pelo quais os minerais de feldspato (normalmente feldspato ou feldpatoídes em rochas ígneas) são hidratados para produzir serecita. Estágios incipientes podem ser reconhecidos pelo surgimento de uma fina poeira de feldspatos em luz plano polarizada. Em estágios mais avançados de alteração o feldspato manchado por micas tendo como birefrigência a cores amarela e então largos grumos com cristais grosseiros e de alta birefrigência. Íons de K- são requeridos pelo plagioclásio para se tornarem serecita. O potássio pode ser liberado pela cloritização de uma biotita bastante próxima. K-feldspato não requer K- adicional e pode comumente ser serecitizado do que plagioclásio associado. Saussuritização (saussuritization) é a alteração do plagioclásio para um mineral epídoto. A maioria dos plagioclásios cálcicos é estáveis sob altas temperaturas (Figura 6-8) e menos estáveis do que a contraparte sódica em baixas temperaturas. O tipo rico em cálcio desfaz em vários próximos a pura albita liberando Ca e Al para formar um mineral epídoto (± calcita e/ou serecita). Em plagioclásios zonados basta um para ocasionalmente observa a produção de saussuritização ou seretização concentrada nos centros de diversos Ca ou de algum Ca oscilatório bandados no grão original. A olivina é facilmente alterada durante o resfriamento de rochas máficas, mesmo nas vulcânicas, é comumente colocada nas bordas ou recolocada pela serpentina ou por um marrom escuro indistinto. Simplectito (symlectite) é um termo aplicado para finos grãos intercrescidos resultantes a partir da combinação de crescimento de dois ou mais minerais assim que recolocam outro mineral. Assim como descrito nas recolocações descritas acima, a reposição pode ser parcial ou completa. Reposição completa e pseudomorfos são comuns. A fibrosa actinolita hornblenda “uralita” agrega-se à reposição de piroxênio como exemplo. Biotita + epídoto repõe a hornblenda é outro exemplo. Mimerkita (myrkertite) é um intercrescimento de quartzo dendríticos num simples cristal de plagioclásio (Figura 3-21). O quartzo aparece em haste parecida nesta seção e numerosa adjacentes hastes tende ir à extinção numa concordância, indicando que eles eram parte de um único mineral de quartzo. Mimerquitos são mais comuns em rochas graníticas e ocorrem preferencialmente onde os plagioclásios estão em contatos com o K-feldspato. Mimerkita parecem terem crescidos partindo de uma fronteira de plagioclásio/K-feldspato para dentro do K-feldspato. Assim como o plagioclásio repõe o K-feldspato, o SiO2 é liberado (a anortita componente do plagioclásio contém menos SiO 2 do que o K-feldspato) produzindo assim o quartzo. Mimerquita comumente forma-se durante o resfriamento de rochas graníticas, mas também podem ocorrer em rochas metamórficas. Para detalhes do processo, ver Shelley (1993, pp, 144-147) e Collins no seu web site (http://csun.edu/~vcegeo005).
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Figura3-21 Mimerkita formada no plagioclásio em contato com K-feldspato. Fotografia cortesia L. Collins
Desvitrificação (desvitrification) é a cristalização secundária do vidro para minerais agregados de grãos finos. Vidro está em um inerente material instável e é prontamente reposto por mais minerais estáveis quando a cinética permite. Água extinta em vidros basálticos pode ser reposta por marrom, produto opticamente isotrópico com oxidação e hidratação coletivamente conhecida como palogomita (palogomite). Quanto mais rochas silicatadas vítreas comumente desvitrificam-se para produzir uma massa equidimensional pequena com grãos de feldspatos interagrupados e minerais de sílica chamamos de textura felsítica (felsitic) (Figura 3-18b). Formas de cristais são inteiramente abafados em rochas félsicas e a textura parece muito mais com um chert. Desvitrificação de vidro pode também produzir cristais radiais agregados (comumente conhecidos como cristobalitos ou tridimito mais feldspato) chamados esferulitos (spherulites). Litofisae (lithophysae) são largas cavidades rodeadas por um crescimento esferilitico. Comum em riolitos, eles provavelmente representam o último escapamento de voláteis que criaram uma bolha de gás no vidro. Esferulitos podem ser encontrados embebecidos em uma matriz félsica.
3.2.5 Deformação Deformação de rochas sólidas pode resultar numa variedade de texturas, a maioria na qual serão cobertas numa porção metamórfica. Por agora, concentraremos os estudos somente em tipos comuns de deformação póscristalização de rochas ígneas. O resultado são cristais e fragmentos inclinados, quebrados e batidos. Foliações são criadas em algumas rochas ígneas que permanecem nas profundezas e em temperaturas onde são suficientemente dúcteis para deformam-se prontamente. A compactação de depósitos de piroclásticos cria efeitos de achatamento e tipicamente transmitem um aumento da foliação. Deformação também pode produzir uma extinção undulose, uma ondulação na extinção óptica padrão devido ao menor bandamento das ripas dos cristais. Não é para ser confundido com zoneamento composicional, o qual resulta num padrão distinto concêntrico. O quartzo é notoriamente susceptível para o desenvolvimento de extinção ondulosa e pode exibir-la quando outros minerais não apresentam. Extinção ondulosa é comumente usada para distinguir quartzo a partir de feldspato não ondulatório quando observados em uma fina seção de baixa poder. A tabela 3-1 é um breve glossário dos termos das texturas designadas para dar uma assistência na descrição de amostras de mão e em seções de lâminas. Os termos podem parecer estranhos agora, mas eles servem para descrever a mais comum característica das rochas ígneas. Os termos são agrupados dentro das categorias para ajudar a encontrar o que você procura. Petrografia é um processo interativo. Não é suficiente olhar apenas uma vez e trabalhar direto na lista, ao invés, cada passo é de grande vantagem para reassegurar todas às informações previamente acumuladas em cada amostra na luz na ultima observação. Durante este processo certifique-se das relações possíveis entre os pedaços de informações assim como para consistência dos dados. Uma boa aproximação para a caracterização das rochas é descrita nas espécies de mãos nos termos da maioria dos atributos como a cor, cristalinidade, félsica ou máfica e na maioria das texturas (foliação, porfirítica, etc.). Então para determinar o modo e descrever o mineral individualmente, o tamanho de seus grãos (e a variação em tamanho dos grãos), assim como a forma, intercrescimento e texturas específicas. Seja descritivo aqui, mas faça deduções concentradas nas texturas originais quando você perceber que é apropriado. Seja apenas claro nas
60 descrições entre distinção e observação quando forem feitas, então faça uma geral dedução final que achar apropriado e dê o nome da rocha. Esteja certo do uso correto para o termo a partir do Capítulo 2. Características texturais que você considerar importante ou desejar enfatizar podem ser incluídos (i.ebasalto vesicular, tufo riolítico, monzonito porfirítico). Evite termos texturais desautorizados que não sejam reconhecidos na gênese da rocha. Algumas texturas (como foliação, por exemplo) podem ocorrer de varias maneiras. Se você escolher um termo genético (como fluido bandado) tenha certeza que sua escolha tem um suporte. É sempre uma boa idéia na ciência separar as suas observações das suas interpretações.
Texturas Comuns para Rochas Ígneas:
Cristalinidade: Holocristalino: consiste inteiramente de cristais (termo negligente, não usado normalmente). Hipocristalino: contendo tanto cristais como vidro. Holohialino, vítreo: consiste somente de vidro. Tamanho dos Grãos: Afanítico: maioria dos minerais são de grãos muito fino não perceptíveis a olho nu. Fanerítico: os minerais são suficientemente grosseiros para observá-los olho nu. Criptocristalino: grãos muito fino para distingui-los pelo microscópio. Grãos finos: cristais com diâmetro proporcional a não menos do que 1mm. Grãos médios: cristais com diâmetro proporcional entre 1 e 5 mm. Grãos grosseiros: cristais com diâmetro proporcional maior do que 5mm. Pegmatitos: grãos muito grosseiros. Aplitico: grãos xenomórficos de fino a médio e equigranular (parecem açúcar). Equigranular: os grãos estão todos aproximadamente do mesmo tamanho. Inequigranular: os grãos variam consideravelmente de tamanho.
Texturas Porfiríticas: Porfirítica: distribuição aproximadamente bimodal nos tamanho (normalmente requer uma grande diferença). Megaporfirítica: textura porfirítica que pode ser vista em amostra de mão (raramente usada). Microporfirítica: textura porfirítica que está somente visível sob microscópio. Firíca (-firie):um adjetivo (ou sufixo) que se refere à textura porfirítica. Fenocristais: grandes cristais que estão em conjunto na matriz. Microfenocristais: cristais microscópicos que ainda são maiores do que o groundmass em que eles permanecem. Megacristais: um grande incomum cristal, tanto um fenocristal quanto xenocristal. Poikilitica: o principal fenocristal (oikocristal) contém algumas inclusões de outros cristais. Oikocristal: o principal fenocristal encontra-se numa textura poikilitica. Groundmass: vidro ou elementos de grãos finos numa textura porfirítica (matriz mesotasis) Cumulofiríca: fenocristais do mesmo ou diferentes minerais ocorrem agrupados (Figura 3-11a). Glomeroporfirítica: sinônimo de cumulofirítica (usado por alguns para especificar que não somente um mineral está envolvido). Hiatial porfirítica: existe uma diferença na pronuncia dos tamanhos entre o firíca e o fase groundmass (o termo falha é raramente usado). Seriate: existe uma continua graduação nos tamanhos. Afiríca: non-porfirítica (sem fenocristais).
61 Formas dos Grãos Individuais: Euhedral (idiomórfico): completamente limitado pelas faces dos cristais. Subhedral (subdiomófico): faces de cristais somente parcialmente desenvolvidas. Anhedral (allotriomórfico): faces de cristais que estão inteiramente ausentes. Hábito dos cristais: simétricos, prismático, colunar, acircular, fibroso, tabular etc. Desgastado (embayed): formas subhedrais e anhedrais produzidos a parte da fusão parcial (resorpsoção) de fenocristais pela fusão.
Forma de Grãos nas Rochas como um Todo: Panidiomórfico: a maioria dos grãos são euhedral (raro). Hipidiomórfico: consiste predominantemente de grãos subhedrais (comum em algumas rochas graníticas). Allotriomórfico: maioria dos grãos são anhedrais, mais comum. Saturado: caracterizado pela articulação alongada altamente irregular com interpenetração nas bordas. Comum em recristalização de rochas deformadas. Mosaico: textura de cristais poligonal equigranular.
Intercrescimento: Host (oikocristal): minerais grandes que se incluem em outros minerais pela textura poikilítica. Guest: mineral incluso numa textura poikilítica. Poikilítica: minerais grandes que contém alguns pequenos discretos minerais de outros minerais. Refere-se ao fenômeno de crescimento não a exsolução ou reposição. Gráfico: intercrescimento no qual o guest apresenta formas angulares bastante coniformes. Normalmente ocorre com quartzo em microclinas (Figura 3-9b). Micrográfico: textura gráfica visível somente em microscópio. Granofírico: uma textura que contém rochas porfiríticas nos quais os minerais groudmass (normalmente quartzo ou feldspato alcalino) penetram um nos outros como intercrescimento irregular plumoso. Assemelham-se a texturas micrográficas, porém mais irregular. Exsolução lamelar: bandas lamelares de uma fase exsolvida partindo de uma fase principal. (Figura 3-9a). Pertítico: veios irregulares, caminhos, etc.de um plagioclásio sódico em uma feldspato alcalino principal. Normalmente resultado de uma exsolução (Figura 3-18a). Antipertítico: exsolução lamelar de feldspato alcalinos num plagioclásio principal. Normalmente mais fino do que o pertito. Simplectito: textura de reposição no qual o mineral é reposto pelo intercrescimento de um ou mais minerais. Mimerquitico: textura secundária consistindo de formas “warmy” ou hastes de quartzo em plagioclásio adjacentes para grãos de alcalinos feldspatos. Esferulítico: intercrescimento radial de minerais fibrosos. Comumente feldspato alcalino e quartzo desvitrificados de sílica vulcânica. Axiolítico: similar ao esferulítico, mas as fibras ocorrem em camadas e são orientadas para a parede. Variolítico: estrutura esferulítica consistente me fibras de plagioclásio divergentes em certos basaltos. Coalescente: textura anhedral desenvolvida por crescimento simultâneo de dois grãos de minerais em contato.
Texturas de Rochas Ígneas Máficas: Ofitíca: grande grãos de piroxênio fechados casualmente em um pequeno plagioclásio. Subofítica: as hastes do plagioclásio são grandes e somente parcialmente fechadas por piroxênio. Nesofítica: plagioclásio são ainda grandes e os piroxênios são intersticiais. Intergranular: pequenos grãos discretos de piroxênio, olivina, etc. preenchem os interstícios numa rede de largas hastes de plagioclásio (Figura 3-15).
62 Intersertal: vidro, material criptocristalino ou alterações produzem ocupações entre os espaços das hastes de plagioclásio. Hyalo-ofítica: uma textura intersticial no qual uma grande quantidade de vidro esta presente menos o piroxênio. Hyalopilítica: ainda pequenos vidros estão presentes e plagioclásio ocorrem somente como um minúsculo microlito casual. Diktiaxitica: textura de certos basaltos que contém bastante gases nas cavidades intersticiais angulares entre as haste de plagioclásio. Cumulate: crescimento intersticial de um mineral entre o mineral recente no qual estão todos em contato e dão uma distinta impressão que eles se acumulam na base da câmara magmática. Ortocumulate: textura cumulate com outro mineral ocupando as áreas intersticiais (Figura 3-14c). Mesocumulate: intermediária entre orto e adcumulate.
Texturas de reposição Psedomorfo: um ou mais minerais que repõe o outro, retendo a forma do mineral original. Simplectito: uma textura de reposição no qual o mineral reposto por um intercrescimento de um ou mais minerais.
Outras formas incluem reposição de bordas, centros, ou caminhos de um mineral pelo outro. Os processos comum são: Uralitização: reposição de piroxênio pelo anfibólio (Figura 3-21a). Saussuritização: reposição de plagioclásio pelo epídoto. Biotitização: reposição do piroxênio ou anfibólio pela biotita. Cloritização: reposição de algum mineral máfica pela clorita (Figura 3-20b). Seritização: reposição de feldspato, feldspar ou feldspatoídes por brancas finas micas.
Termos mistos Intersticial: um mineral preenche os interstícios entre os grãos cristalizados anteriormente (Figura 3-7). Cristalitas: minerais em seus estágio recente de formação. Eles são isotrópicos e não podem ser identificados sobre microscópio. Microlitos: minúscula pontas ou hastes parecidas com cristais no qual pelo menos uma propriedade pode ser microscopicamente determinada. Felti: consiste em microlitos casuais (Figura 3-13b). Pilotaxitic: parecido com felti. Trachitico: consistindo de (feldspatos) microlitos alinhados durante o fluido (Figura 3-12a). Embayed: tendo sido embasado devido à reação com a fusão (resorpsoção) (Figura 3-2). Skeletal: cristais crescido como, ou parecem ter sido corroídos, sob uma forma esqueletal com uma alta proporção interna de vazios.(Figura 3-4) Sieve: cristais são preenchidos em canais (aparentando serem buracos) devido a resorpção (Figura 3-11a). Epitactito: nucleação orientada de um mineral sobre outro mineral de um tipo diferente. Rapakivi: supercrescimento de plagioclásio em feldspato alcalinos. Vesicular: contem bolhas de gás. Scoriaceous: altamente vesicular. Pumiceous: estrutura de vesícula com característica de pedra-pome. Diktitacitico: contém vesículas dentro do microfenocristais. Miarolitico: cavidade de gás presente em certas rochas plutônicas dentro de minerais euhedrais. Cano de vesículas (pipes vesicles): tubos alongados de vesículas que resulta no surgimento de gases. Vesículas de cano (vesicular pipes): corpos cilíndricos altamente carregados com vesículas. Amigdaloidal: vesículas completamente ou parcialmente preenchidas com minerais secundários. Lithophysae: grande estrutura ovóide representando bolhas de gás em vidro riolítico desvitrificado.
63 Flow: estrutura paralela desenvolvida como resultado de um fluído. Foliação: paralelismo plano. Bandamento: camadas planas alternadas. Lineação: paralelismo linear. Xenólitos: um inclusão de rocha. Xenocristais: intrusão de um único cristal diferente. Perlitic: fratura concêntrica resultado a partir da contração de alguns gases vulcânicos após resfriamento. Piroclasto: fragmentos compressos. Ocelli: ovóides blobs criam liquido imiscível magma mingled ou vesículas preenchidas. Orbicules: massa ovóide de cristais radiantes comumente concêntrica bandada da encontrada em alguns granitos. Spinifex: escala em centímetros subparalelo para dendrítico crescimento de cristais de olivina em algumas ultramáficas extintas.
Termos Piroclásticos Vê seção 2.5
Texturas Piroclásticas de Vidro Pele´s tears: vidro lapilli Peles´s hair: vidro bastante fino como fio de cabelo. Fiamme:fragmentos de pedra-pome em um tufo.
64 Capítulo 4
Estruturas Ígneas e Interações entre Campo
Rochas ígneas podem ser estudas em escalas que vão desde microscópica até uma escala global. Os capítulos 2 e 3 tratavam de amostra de mão e escala microscópica. Neste capítulo será estudada uma escala intermediária: as formas de ilha, outscope e depósitos. Devemos começar com os produtos vulcânicos, talvez devido ao fato de serem mais complexos e familiares. Portanto, devemos proceder para corpos intrusivos e suas estruturas, formas e a relação entre a rocha original. Existe um acúmulo tremendo de literatura sobre este assunto, em particular sobre o aspecto vulcânico e a presente discussão pode ser somente sumariamente condensada. Para mais detalhes da descrição busque excedentes trabalhos listados no fim deste capítulo.
4.1 Processos Extrusivos ou Vulcânicos, produtos e transformações (formas de ilha) Enquanto estava sentado a leste do estado de Washington escrevendo este capítulo, sentado acima do fluxo de lavas basálticas que cobriam cerca de 165.000Km2 com um acúmulo da grossura média de mais de 1 km. Um grande volume desta efusão foi extrudida acima da superfície da ilha de 14 para 16 Ma atrás e tendo sido absolutamente catastrófico. O Monte Santa Helena entrou em erupção em 1980 escurecendo o céu e cobrindo em ¼ o estado com cinzas. Algumas pessoas lembram-se do estrondo e a nuvem ameaçadora que impôs uma estranha escuridão no meio do dia. No oeste da América o vulcanismo é mais do que uma disciplina acadêmica. Cria mais do que forma de paisagem (landscape) e provém um enorme trato de recreação e imagem. O vulcanismo também permanece em constante tratamento.
4.1.1 Propriedades do Magma e Tipos de Erupções O tipo de erupção do vulcão e depósitos resultantes é determinado pelas propriedades físicas do magma, em particular, a viscosidade e a volatilidade (dos gases) contida. A viscosidade (resistência em fluir) é determinada pela composição e temperatura do magma. Os limites fortes de Si-O e Al-O na fusão de silicatos podem se ligar (ou polimerizar) para formar redes extrusivas. Trabalhos recentes (ver Seção 7.5.1) têm indicado que fusões, pelo menos, aquelas próximas ao ponto de fusão, tem uma estrutura vagamente similar para os minerais que se cristalizam a partir desta fusão (embora estejam menos ordenados e menos polimerizados). Lembrando que cada átomo de Si está rodeado por 4 oxigênios em minerais de sílica. Cada oxigênio pode ser rodeado por um outro Si (chamada de pontes de oxigênio, no qual os polímeros são construídos como Si-O-Si-O) ou mais fracamente por algum outro cátion (oxigênio sem formar pontes). Devido à fusão aproximar-se da estrutura de minerais correspondentes, fusões basálticas tendem a ter mais Si-O isolados sem pontes de oxigênio (como na olivina) e parcialmente na corrente Si-O-Si-O (como nos piroxênios), do que pontes carregadas com redes tri-dimendionais de Si-O-Al-O (como nos plagioclásios). Pelo fato deles terem muito feldspato, fusões riolíticas tendem a serem dominantes por redes tri-dimendionais de Si-O-Al-O. As redes polimerizadas Si-O-Al-O significam que existem rodeamentos que estão muito fortemente interligados nas fusões riolíticas e sob alta viscosidade. Alta viscosidade está geralmente correlacionada a um alto conteúdo de sílica. Também para um dado conteúdo de SiO 2, a polimerização é mais fraca e sob altas temperaturas aumenta na direção da cristalinidade. O limite de viscosidade a partir de aproximadamente 10 equilibra-se para as olivinas anídricas basálticas em 1400ºC para aproximar-se de 105 em equilíbrio para fusões riolíticas anídricas, sobre uma mesma temperatura (Figura 4-1a). A viscosidade riolítica aumenta em aproximadamente 108 equilíbrio para 1000ºC. Quando os cristais são formados a viscosidade resultante da fusão de cristais misturados aumenta rapidamente logo que resfriam, talvez devido à rigidez dos cristais ou ao efeito da superfície de adsorção (Figura 41b). Quando estacionário cada cristal fundido, mistura-se desenvolvendo também certa resistência para induzir a
65 fluidez. Esta resistência é chamada de escudo de campo (shield force), que dever ser dominante, antes que o material possa ser deformado e se comportar como um fluxo viscoso novamente. A água e os alcalinos possuem a habilidade de romper algumas redes de polimerização para pequenos fragmentos (ver Seção 7.5.1), reduzindo assim a viscosidade. Adicionando-se 2% (%peso) da água para a fusão riolítica em 1000ºC abaixo do equilíbrio de viscosidade que varia de 10 8 para 100 (Figura 4-1c). Isto requer aproximadamente 8% do peso. A porcentagem da água para abaixar o equilíbrio da viscosidade de 10 4, então quando adicionado gradualmente água ocorre o escoamento. Elementos voláteis são importantes constituintes do magma por outras razões. Logo que o magma sobe, a pressão é reduzida e os constituintes voláteis escapam a partir das soluções do magma expandidas. A pressão dos gases pode se tornar elevadas do que a pressão confinante das rochas ao redor em níveis superficiais. Isto pode contribuir para muitas erupções explosivas. A água e os gás carbônico são espécies voláteis dominantes, mas também ocorrem SO 2, H2, HCl, Cl2, F2 e um número de outros constituintes. Elementos voláteis podem atingir não menos que 0,5% do peso em magmas basálticos e acima de 0,5% do peso em magmas riolíticos e consideravelmente mais em carbonatos e em algumas outras fusões. Será mais detalhado na seção 7.5.1, 0,5% pode não parecer muito, mais os elementos voláteis possuem baixo peso molecular, logo sua proporção molecular pode em algumas vezes representar porcentagem pelo peso. A pressão dos voláteis pode ser substancial.
Figura 4-1 (a) Viscosidade calculada de liquidos silicatados em uma atmosfera de pressão, estimada pelo método de Bottinga e Weill (1972) por Hess (1989), Origin of Igneous Rocks. Harvard University Press. (b). Variação da viscosidade do basalto quando ele cristaliza (segundo Murase e McBirney, 1973), Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 3563-3592. (c). Variação da viscosidade do riolito em 1000oC com aumento do conteúdo H2O (segundo Shaw, 1965, Amer. J. Sci., 263, 120-153).
A combinação de viscosidade com o conteúdo volátil determina tanto se a erupção será violenta ou moderada. Difusão de voláteis ocorre fortemente através de magmas de silicatos, especialmente sob baixa polimerização. Porque voláteis são também de baixa densidade e eles concentram-se próximos ao topo das câmaras magmáticas. Como resultado a maioria dos estágios iniciais das erupções são violentas do que em sua fase final, pois voláteis ricos em porções são os primeiros a serem expelidos. A pressão mantém os voláteis dissolvidos em grandes profundidades logo eles são liberados assim que o magma se aproxima da superfície e a pressão é desprendida, de modo similar agem os carbonatos onde se a viscosidade é suficientemente baixa, os voláteis podem escapar facilmente. Erupções basálticas no Havaí exibem comumente recentes voláteis que conduzem as fontes de lava, seguido de uma fase calma nas quais as formas de lava e os gases latentes escapam gradualmente, localmente e repentinamente como bolhas ou explosões, arremessando pedaços incandescentes de borrifos (spatter) para dentro do ar. De outro extremo a alta viscosidade de alguns riolítos e magmas dacíticos resistem ao escapamento de voláteis até a pressão da expansão dos gases atingirem uma alta resistência, resultando numa tremenda explosiva erupção. A explosão do Krakatoa, na Indonésia em 1983, foi escutada próximo as Ilhas Mauricio, acima de 4800 km de distância do Oceano Indico espalhando nuvens de cinzas ao redor do globo, reduzindo a temperatura atmosférica por todos os lugares próximos por alguns anos. Embora a maioria dos voláteis sejam expelidos durante a pressão, liberando associações com a erupção inicial, alguns ainda permanecem no magma. Uma analogia que pode ser feita e que ilustra bastante seria pegar uma
66 lata de refrigerante soda e sacudi-la abrindo logo em seguida, a pressão será liberada fazendo com que ocorra um episódio de erupção similar ao que ocorre com os vulcões. Agora se a experiência for feita em uma garrafa você poderá enxergar as bolhas se formando na garrafa assemelhando-se ao comportamento das bolhas de carbono antes de atingirem a superfície. Assim ocorre de modo similar aos gases que são dissolvidos que permanecem na lava depois da primeira erupção onde irão deixar a solução formando bolhas que são chamadas de vesículas, no qual ascenderão e concentraram-se em direção da superfície de fluxo de lavas. Elevadas vesículas basálticas normalmente resultam a partir de uma rápida vesiculação durante a explosão da erupção e será chamada de escoria (scoria). Muitos magmas viscosos, como o riolíto (ambos, pois eles contêm geralmente mais voláteis e eles armazenam efetivamente mais bolhas) pode tornar-se vesículas que bloquearam a rocha resfriada que atualmente flutua na água. Este vidro de cor mais clara é chamado de pedra-pome e geralmente se forma como pedaços de magmas incluídos durante a injeção explosiva, mas também no topo de alguns fluídos riolíticos. Depois de uma longa solidificação de fluxo de lava, as vesículas, podem preencher com minerais posteriormente (como a opala, calcita e zeolita) depositadas por soluções hidrotermais. Cada vesícula preenchida “amigdalas” e são comumente em fluxo máficos.
4.1.2 Saídas Centrais de Formas de Ilhas Magmas podem emitir-se tanto a partir de uma saída central quanto a partir de uma fissura linear. Nas saídas das erupções as lavas emitidas a partir, geralmente, de cilindros conduzem através de buraco na superfície subcircular (a saída). Podem existir algumas depressões em formas de redondas ou em formas afuniladas na saída, chamada de cratera. A ascensão do magma é seguida por zonas enfraquecidas, fraturas ou intersecções fraturadas na parte superficial e quebradiça da crosta. O magma se solidifica nas saídas e nas entradas fortalecendo-as e forçando uma nova fase de erupção posterior na busca por outros condutores próximos. Deve haver outras saídas associadas a um único vulcão, em particular se considerarmos as sucessivas erupções acima de um tempo considerado suficiente. Erupções fissurais ou rifts ocorrem quando o magma de baixa viscosidade escapa de longas fraturas que tapavam a fonte do magma. Estas erupções são comuns em platôs (plateaus) ou em inundações basálticas. A Figura 4-2 ilustra alguns exemplos dos principais tipos de formas de ilhas vulcânicas associadas a uma única saída e elas relativamente aproximam-se do tamanho, o limite do campo dos vulcões em tamanho a partir de alguns km através da extensão da saída das formas de ilhas (landforms, Figura 4-2a). A lava que comprime o campo do vulcão é predominantemente basáltica. Devido à viscosidade baixa predominando o fluxo que cobre uma grande área produzindo as formas de ilha com um perfil convexo pra fora e de baixa encosta (geralmente menos do que 10º e comumente fechado entre 2º e 3º). Acima de alguns pontos quentes “hot-spots” (Capítulo 14 e 15), são emitidos para longe uma vasta quantidade de basaltos, produzindo uma extensa e única forma de ilha na face da Terra. O campo dos vulcões havaianos como Maura Loa e Maura Kea ascendem próximo a 9 km partindo do piso do Oceano Pacífico, o Maura Loa para uma elevação de 4169m acima do nível do mar. O volume total do basalto nestes campos excede 40.000Km2. Fluxos individuais têm viajado em até 50 km partindo da fonte de saída e são tipicamente de 5 para 10metros de espessura, embora alguns fluxos no campo do vulcão viesse a partir da saída central, podendo haver também erupções do flanco marginal. Erupções fissurais nas quais as lavas são emitidas a partir de um estalo no escudo saliente também são comuns. Algumas pequenas saídas de satélites podem ocorrer ao longo de uma fissura como concentrações locais efusivas.
Figura 4-2 Formas de ilha associada ao vulcanismo com uma saída central (todos na mesma escala)
Outras formas de ilhas vulcânicas comum é o vulcão composto ou estrato vulcânico (Figura 4-2b e 4-3). Este é passo a passo usualmente levemente côncavo para fora e tem ângulos de 36º. Eles são formas de ilhas
67 vulcânicas que associamos com vulcanismo representado por exemplos famosos como o Monte Fuji, o Monte Rainer, o Monte Vesúvio e o Monte Santa Helena. Eles medem em média aproximadamente 2 km em altura e são somente 1/100 do volume extenso do campo vulcânico.
Figura 4-3 (a) Ilustração transversa de uma seção de estrato vulcão. After Macdonald (1972). (b) Glaciação profunda ao norte da parede do Monte Rainer, WA, um estrato vulcão, apresentando camadas piroclásticas e fluxos de lavas.
Como devemos aprender nos Capítulos 16 e 17, estrato vulcânico é tipicamente composto por um extenso limite de composição magmática mesmo que em uma única localidade. Existe geralmente mais sílica do que campos com andesitos nos mais comuns tipos de magmas. Sua história de erupção é geralmente complexa, tendo erupções repetidas de ambos os fluxos piroclásticos e acamadamentos no qual se dá o nome da forma do vulcão. A proporção dos fluxos dos depósitos piroclásticos varia consideravelmente entre os vulcões e pode também variar acima do tempo de acordo com o vulcão. Os fluxos são geralmente associados com os magmas mais máficos e mais quentes, enquanto os tipos mais silicosos e resfriados produzem erupções explusivas. A erupção de 1980 do Monte Santa Helena, por exemplo, foi localmente devastadora enquanto que em alguns centros vulcânicos pode ser monótonas, tanto em termos de composição como no tipo de erupção ou em ambos, outros podem apresentar consideravelmente uma grande variação. As razões sobressalientes para esta diferenciação não estão claras. Cada fase da erupção levará alguns magmas solidificados preenchidos na saída central e nos condutores. Magmas sucessivos devem mover através ou ao redor em entradas recentes. Câmaras magmáticas superficiais podem mandar arremessos de magmas para alimentar a erupção no flanco formando cones parasíticos, como ilustrado na Figura 4-3. Como o vulcão na Figura 4-3a parece simétrico e estritamente agradacional (continuamente constituído ou adicionado), a composição real dos vulcões são mais distantemente complexa. (A massa desperdiçada, erosão glacial e explosão destrutiva de uma recente construção de vulcão são importantes elementos na história destes vulcões Figura 4-3b). Algumas composições dos vulcões presentes são vulcões mais recentes formados na série de cones que foram construídos e subsequentemente destruídos, no mesmo local em geral. Na mesma localidade esta parte especificada pode ser de alguma forma distribuída e o vulcanismo é espalhado acima de uma larga área com uma atividade esporádica nos últimos milhares de anos. Como cada ocorrência é comumente conhecida como Complexo
68 Vulcânico, a Figura 4-4 é um modelo esquemático através da seção da área de Hassen Peak ao noroeste da Califórnia, note as massas removidas de andesítos original da Montanha Brokenoff e as ocorrências posteriores de alguns dacítos e domos riolíticos.
Figura 4-4 Seção esquemática da área Lassen Peak. After Williams (1932). Univ. of Cal. Publ. Geol. Sci. Bull., 21
Pequenas formas de ilhas vulcânicas são associadas com o mais limitado evento eruptivo e não são mesmo comparáveis com os extensos campos ou composição de cones no qual se constroem ao longo do tempo como resultado de fases de sucessões eruptivas. Alguns exemplos destas formas de ilha são ilustradas nas Figuras 4-2 e na Figura 4-5 (onde elas não estão na mesma escala).
Figura 4-5 Seção geológica esquemática mostrando a estrutura e a morfologia de um pequeno vulcão explosivo com escala aproximada. After Wohletz and Sheridan (1983), Amer. J. Sci, 283, 385-413.
Cones piroclásticos, como o cone escória ou cone cinder (Figura 4-2c, 4-5a e 4-6c), resultam a partir da coleção do ar carregado de cinzas, lapilli e blocos assim que eles caem ao redor da saída central em associação com menos do que 200 para 300 metros de altura e 2 km e diâmetro e geralmente os últimos em alguns anos (aproximadamente 10 anos). Parícuntin, por exemplo, o cone da escória no México Central, cresce em Cornfield, de 410 metros desde alguns anos no começo de 1943, atividades estas que cessaram em 1952. Estes pequenos cones são usualmente basálticos e de lado reto com ângulos de 33º junto ao ângulo da deposição da escória fundida. Estes pequenos cones são tipicamente assimétricos, também elongação ao longo da fissura ou extenso no lado abaixo da curva no momento da erupção. Eles possuem uma cratera central, em forma circular, no qual preenche gradualmente e aplainado como resultado de massa desperdiçada. Um Maar (Figura 4-5b e 4-6a) está tipicamente abaixo do que o cone da escória,
69 tem uma cratera central longa e uma relação do tipo ring debris (anel de debris) depositado. Maar resultam a partir da interação entre a explosão do magma quente com a água subterrânea (groundwater), no qual em um período breve vaporiza-se. Tais explosões são chamadas de hidromagmáticas ou freáticas. Note que a força da explosão aqui é suprida pelas águas subterrâneas (groundwater), não pela água contida na fusão. Geólogos comumente usam o termo “meteórica” e “juvenil” para fazerem uma clara distinção. A água meteórica refere-se à superfície ou águas subterrâneas (groundwater) e a juvenil refere-se tanto para a água quanto para os constituintes que são produzidos do próprio magma. Uma maar está com características primariamente negativas, em erupções freáticas escavadas em crateras dentro do substrato original. Cones de anéis de tufo também se formam como resultado da interação água e magma, mas também tem profundas crateras escavadas. Anéis de tufo (tuff ring) (Figura 4-5c) se formam quando o magma ascende (normalmente basáltico) vindo para perto da superfície do que com o maar antes da interação explosiva com o solo superficial ou na superfície de água. Eles também envolvem uma alta proporção de magma para água do que o maars, formando um anel subterrâneo de escória e cinzas que possuem uma pequena borda e uma acamadamento de material piroclástico que mergulha para dentro e para fora sob um mesmo ângulo. Talvez o anel de tufo mais importante ou mais conhecido seja o Diamond Head, o qual permanece acima do final sudeste de Waikiki Beach (Figura 4-6b). Os cones de tufo (tuff cones) (Figura 4-5d) são pequenos do que os anéis de tufo com escarpas laterais e crateras centrais pequenas. Eles se formam quando o magma interage com muita água da superfície. Eles parecem resultar a partir de uma violenta e muito prolongada erupção do que os maars e anéis de tufo. Eles parecem com cones de escória, mas tem um acamadamento que mergulha para dentro das crateras bem como para fora.
Figura 4-6 (a) Maar: Buraco-no-Solo, Oregon, (cortesia de USGS). (b) Tufo de anel: Diamond Head, Oahu, Hawai (cortesia de Michael Garcia). (c) Cone de escória, surttsey, Iceland, 1966 (cortesia de Bob e Barbara Decker).
A maioria das classificações, incluindo as citadas acima, dá a impressão que o “pigeonholes” é distinto, refletindo descontinuidade no processo que geram as formas. Embora possa existir alguns agrupamentos de formas dentro dos tipos descritos acima, existe um spectrum continuo destas pequenas formas de ilhas de piroclástos refletindo variações na viscosidade, composição, proporção do magma da água meteórica e as profundas interações de explosão. Mesmo nos campos e cones compostos não são completamente distintos. Formas Domos (Figura 4-7) ocorrem quando são desgaseificado, viscosidade, magma silicático, como os dacíticos ou riolíticos (menos comum o andesitos) se deslocam vagarosamente e relativamente tranquilamente para a superfície. Os limites dos domos em tamanho a partir de não menos que centenas de metros para alguns quilômetros de diâmetro. Os domos podem formar primeiramente ou tardiamente durante um ciclo eruptivo, mas eles se formam tipicamente tardiamente. Depois de uma recente fase de atividade explosiva, o magma final (gás solto) pode inflar para um domo em uma cratera central. O processo é conhecido como endógeno (endogenous), no qual o domo infla pela injeção do magma a partir do interior. Erupção domos exógenos são eventos no qual a adição posterior rompe através da crosta e flui para fora. A crosta que se forma nas quebras dos domos como domos inflados, dando a
70 superfície uma textura grosseira. Blocos quebrados despencam e se acumulam na base do domo, assim como na base do talude. O fato de inflar pode fazer com que zonas externas se fraturem de maneira radial e mesmo com o esforço em algumas seções externa e interna formando um spine como ilustrado na Figura 4-7.
Figura 4-7 Seção esquemática através de um domo de lava.
Existe uma escala a partir das escarpas laterais dos domos para domos que se aplainam e fluem monte abaixo (chamados couléss, um nome que também se aplica para alguns tipos de canyon), para espessuras grossas. Viscosidade, encostas e a taxa de produção do magma são importantes fatores na formal final. Coulées e riolitos grossos ou fluxo de obsidiana são viscosos e não partem para longe da fonte. Eles tipicamente possuem uma superfície que dobra em direção a “pressão da crista” (“pressure ridges”) que é usualmente convexa em direção do avanço da frente. (Figura 4-8). Como pode alguns domos, coulées ou fluxos espessos serem tão completamente vítreo, é este um problema interessante. Certamente eles não resfriam rapidamente, talvez a viscosidade e a fusão de polimerização inibam a nucleação do cristal ou a moção retarde a nucleação. Alguns domos são inflados diante a superfície da Terra e são chamados de criptodomos (cryptodomes). A inflação que causou um espetacular inchaço no flanco do Monte Santa Helena em 1980 foi um criptodomo. Um pedaço incomum, que certamente não tardiamente no ciclo eruptivo, não foi desprendido dos voláteis e assim ficou claro quando o inchaço se desfez e a porção mais abaixo se espalhou e uma despressurização da seção do anteparo do domo liberou gás em um evento explosivo.
Figura 4-8 Pressão na crista na superfície da Big Obsidian Flow, Vulcão Newberry, OR. A direção do fluxo está para a esquerda.
Caldeiras em largas escalas com característica de colapso, tipicamente se formam na saída central, claramente em um episódio posterior. Elas se formam quando o líquido denso acima da parte superficial da câmara magmática vai para dentro do escoamento da câmara. O magma pode escoar como a erupção de um flanco ou pode movê-lo através da separação das fraturas dos blocos do colapso dos anteparos. Nos escudos basálticos a caldeira pode preencher com magma a partir da parte inferior criando um lago de lava (lake lava). No qual a ocorrência é devido a um processo no qual o sólido denso resfriado anteparo se encontra diante uma densa câmara magmática, se deslocando para cima. Em casos mais silicáticos, fraturas atingem abaixo da câmara magmática reduzindo a pressão no topo da câmara, induzindo uma rápida vesiculação e uma proporção substancial do magma que pode então escapar ao longo destas fraturas no anteparo na forma de atividade piroclástica. A Figura 4-9 ilustra uma explosiva erupção do Monte Mazama para formar o Crater Lake há 6850 anos. De acordo com Bacon (1983) e Bacon e Lanphere (1990), o Monte Manzana era um vulcão extenso e composto, consistindo de alguns sobrepostos campos basálticos andesíticos para cones riolíticos compostos que medem aproximadamente 3600 metros de altura. O primeiro material vindo da câmara magmática que conduz uma erupção climática era pedra-pomes riolíticas que caíam, e fluxos de lava que datavam em 7015 anos. A erupção climática começou como uma única fase de saída que produziu a coluna Plinian, produzindo também uma difundida queda de temperatura, então entrou em colapso para um enorme série de vales de ignimbritos (agora soltos). Imediatamente após isto, uma fase de anel de dique
71 começou, caracterizado pelo colapso da caldeira e por claramente colunas de piroclástos, emitindo a partir das falhas marginais. As colunas produzem pedaços de vulcões líticos próximos a saídas e sobre o topo do monte e pobremente para uma incosolidada ignimbrida pedra-pomes nos vales. Uma fase posterior ao anel de dique foi caracterizado por andesito basáltico piroclástico e escoria andesitica. O volume total do material ejetado é estimado em aproximadamente 50 Km2. Algumas centenas de anos, seguido por erupções climáticas, pequenas saídas de andesitos esporadicamente entraram em erupção dentro da caldeira produzindo cones como as da Ilha Wizard. Embora elas representem um novo magma ou remanto vindo de uma antiga câmara, ainda é desconhecido.
Figura 4-9 Desenvolvimento da caldeira de Crater Lake. Bacon (1988) Segundo Bacon (1988). Crater Lake National Park and Vicinity, Oregon. 1:62,500-scale topographic map. U. S. Geol. Surv. Natl. Park Series.
As caldeiras extensas, algumas acima de 100 km, são associadas através de uma tremenda erupção piroclástica de riolitos. As caldeiras resultantes são tão extensas para visualizar em nível do solo que algumas somente tem sido reconhecidas por imagem de satélites. Exemplos de extensas Caldeiras está no oeste dos Estados Unidos são as Yellowstone, Valles Caldeira no Novo México e Long Valley na Califórnia. O Yellowstone contém algumas partes sobrejacentes de calderas. Tais ocorrências são chamadas de complexo de caldeiras (caldera complexes). A primeira erupção ocorreu a 2 Ma (milhões de anos) atrás e produziu aproximadamente 2500 km2 de material riolítico num único fluxo de cinzas. Seguindo o colapso da terceira caldeira, o centro foi ascendido novamente (talvez com um novo preenchimento de magma na câmara abaixo) par se tornar o que chamamos de caldeira resurgente (resurgent caldera). Smith (1979) tem apresentado uma forte correlação entre a área e o volume da caldeira com as cinzas que são expelidas nos fluxos, o qual influência no tamanho das caldeiras ampliando em cinco ordens de magnitude. Smith usava área de caldeira porque o volume é mais difícil de ser determinada para cada colapso, cobertura de cinzas e erosões características. Se esta correlação reflete uma correlação similar entre o volume de fluxos de cinzas e o volume da caldeira, isto sugere que a caldeira mergulha aproximadamente a mesma distância (próximo 0,5km), desconsiderando o diâmetro, sugerindo que alguns processos limitam a profundidade do colapso. Talvez em grandes profundidades, a pressão litostática é suficiente para impedir a separação de voláteis no qual pode decompor o magma, baixa viscosidade e permitir um rápido escapamento.
4.1.3 Erupções Fissurais Em contraste com a saída central do vulcanismo, erupções fissurais (fissure eruptions) ocorrem em erupções magmáticas para a superfície ao longo tanto de uma única fratura quanto para um conjunto de fraturas. Os condutores planares quando expostos pela erosão são preenchidos com magma solidificado e são referidos como diques preenchidos (feeder dikes). Como mencionado anteriormente, algumas erupções fissurais ocorrem em flancos de saídas centrais, onde as fraturas estão tipicamente acompanhadas de inflação do edifício como no preenchimento da câmara magmática. Tais fraturas podem ter formas singulares ou múltiplas (em padrões concêntricos ou radiais próximas a saída, ou em conjuntos paralelos). Erupções fissurais também ocorrem em largas áreas passando por extensionamento regional. Exemplos incluem os Vales Rifts da África, Iceland e bases extensionais das áreas vulcânicas. A Figura 4-10 ilustra a localização de alguns diques preenchidos e as saídas dos Rios Basaltos Columbia, o principal tipo Plateau ou piso basáltico provém a leste de Washington. Embora possamos pensar nestes grandes pisos basaltos como alimentados exclusivamente por diques, um número de saídas localizadas também alimentam alguns fluxos ou até mesmo formas de cones locais. A quantidade de basalto no plateau ou
72 assoalho basáltico é tremendo e o deslocamento de cada extenso volume para a superfície comumente resulta num inclinamento da crosta abaixo, produzindo uma estrutura de base. Os grandes desabafos (outpourings) serão discutidos, mas detalhadamente no Capítulo 15.
Figura 4-10 Localização da exposição de diques preenchidos (linhas vermelhas) e saídas (V´s) da porção sudoeste do Basalto do Rio Columbia. Unshaded area covered by CRB. After Tolan et al. (1989), © Geol. Soc. Amer. Special Paper, 239. pp. 1-20.
O mais comum tipo de erupção fissural nunca é visto pela maioria de nós. Estas fissuras tipicamente ocorrem diante do oceano, na metade dos oceanos próximos aos recifes, produzindo o mais comum e volumoso tipo de rocha na Terra: os Recifes Basálticos do Meio Oceânico (MORBS) o qual constitui a crosta oceânica. Aqui duas placas divergem, resultando em falhas normais e extensionamento tectônico, uma situação ideal para erupção fissural. Somente nas Icelands que este tipo de erupção fissural esta exposta acima do mar. Examinaremos MORBS (mid-ocean rigde basalts) e os processos no Capitulo 13.
4.1.4 Características dos Fluxos de Lava Fluxos de lavas são mais quiescentes do que explosões dramáticas de erupções vulcânicas, mas são as formas mais dominantes de vulcanismo na Terra e talvez constante no sistema solar. Os fluxos ocorrem mais tipicamente em lavas com baixa viscosidade e baixo conteúdo volátil. Eles são mais comuns em conteúdo basálticos, mas alguns fluxos podem ser silicáticos como os riolíticos. Os fluxo Havaianos você pode perceber que eles percorrem vagarosamente sobre a borda, mas limitados nas áreas de um único evento. Fluxos raramente matam pessoas, mas eles tem englobado muitas propriedades, incluído cidades. Felizmente, eles são normalmente suficientemente lentos para que as pessoas possam evacuar suas casas antes do avanço do fluxo.
Figura 4-11 Extensão da unidade fluxo aerial do N2 Grande Ronde (aproximadamente 21 fluxos). After Tolan et al., (1989) The Geological Society of América, Inc.
Alguns fluxos, contudo, particularmente aqueles associados com assoalhos basálticos são de tamanho enorme. A necessidade do alinhamento de alguns fenocristais sugere que estes fluxos tipicamente percorrem de maneira turbulenta e vem a descansar antes de serem suficientemente resfriados para serem viscosos e preservar as características interna do fluxo. Algumas unidades de fluxos individuais do Grupo Basalto do Rio Columbia cobrem aproximadamente 120.000 Km2 (Figura 4-11) e aproximadamente 300 km3 em volume (Tolan et. al., 1989). Self et al. (1997) concluiu que fluxos extensos e individuais requerem de 5 a 50 meses para empacotar, e em média 4000
73 m3/s de efusão de lava. Estas são formidáveis formas de fluxo e se um destes ocorrer em tempos modernos teria um considerável impacto nas propriedades, vidas e até mesmo no clima global. Nos estágios recentes de uma erupção basáltica, assim como no Hawaii, o magma emerge como lava incandescente em aproximadamente 1200ºC. Esta lava tem uma viscosidade muito baixa e percorre abaixo com uma inclinação nos rios de velocidade inicial alta como 60 Km/h. Esta corrida da lava resfria e forma uma camada de fumaça escura, o qual pode desenvolver uma aparência corrugada (Figura 4-12a e a do lado esquerdo da Figura 412b). A corrugação (formação de rugas) são normalmente menos do que 2 cm de altura com abertura perpendiculares para, ou convexo, direção dos fluxos. Tais lavas são chamadas de pahoepahoe. Assim que a lava resfria posteriormente, e a viscosidade aumenta, o fluxo começa a se mover mais devagar e desenvolve uma grosseira escoriação na crosta. O fluído interior continua a se mover, a crosta se arrebenta em blocos de escória ressoantes, o qual percorre calmamente o topo. Pedaços também se soltam para baixo no avanço frontal. A moção é como um cinto transportador, no qual lados da superfície diante da frente do avanço do fluxo. Assim os blocos são encontrados tanto no topo quanto na base do fluxo. O fluxo da cobertura da lava resultante é chamada de aa (ao lado direito da Figura 4-12b). Ocasionalmente o material do centro do fluído escapa e tem como fluxo uma língua através da carapaça. Tubos de lava (lava tube) também formam condutores dentro de alguns fluxos basálticos eficientes significando uma conservação do calor e entregando a lava pra um avanço frontal. As lavas tipicamente derramam a partir de seus condutores deixando um túnel parecido com os tubos. Aa e pahoepahoe são membros finais de uma série contínua característica de fluxos de lava. Pahoepahoe está restrito para os basaltos de baixa viscosidade, mas aa pode ocorrer em fluxos alcançando um limite de composições. Numerosos fluxos de basaltos começam como pahoepahoe e se tornam posteriormente aa, a partir das saídas quando elas se resfriam e diminuem a velocidade.
Figura 4-12 (a) Superfície dos derrames pahoepahoe, 1996 fluxo na área Kalapana, Hawai. (b) Pahoehoe (esquerda) e a (direita) encontrada em 1974 no fluxo de Mauna Ulu, Hawai. (d-e) Ilustração do desenvolvimento de um derrame inflado. Em d, um fino derrame através da parede de rocha. Em (e), o derrame está inflado pela adição de mais lavas abaixo da crosta inicial de lava. A antiga parede de pedra ancora a crosta, sustentando do levantamento. A parede pode ser vista na área de baixo na foto (c). © John Winter and Prentice Hall.
Holcomb (1987) recentemente descreveu o fluxo inflado (inflated) aplicando o termos a alguns fluxos basálticos havaianos (Figura 4-12c-e). Estes fluxos começam como finos fluxos de pahoepahoe, talvez aproximadamente de 20 a 30cm, depois que a crosta se prepara, lavas continuas são adicionados diante e inflam tornando o fluxo internamente mais espesso com tamanho de até 18 m. Como resultado a crosta ascende, se rompe e inclina em um padrão complexo. Fluxos inflados têm sido descritos em alguns lugares, incluindo o Hawaii, Oregon, o Rigde Juan de Fuca e os Rios Basálticos da Columbia. A inflação dos Basaltos do Rio da Columbia evitam que um fluxo rapidamente aumente sua taxa em semanas, estimado por alguns e de acordo com sua taxa de resfriamento, devido à crosta inicial insular o fluxo, diminuindo a taxa de resfriamento e permitindo o fluxo do basalto em grandes distâncias (Self et al., 1997).
74 Fluxos de andesitos são mais viscosos do que fluxos basálticos e embora ocorram como fluxo, eles são tipicamente formadores de tanto a quanto blocos de lava (Lava blocks) Embora a é composta por brasas formadas e cascalhos, blocos de lava são extensos e blocos laterais enfumaçados. A frente do fluxo de bloco de lava é mais passo a passo e as pilhas dos blocos podem estar acima de 100 m de altura. Até o meu conhecimento, eles parecem resultado a partir de processos em extenso fluxo, o fluxo mais massivo pode ser formado pela parte da frente de um bloco. Dacíticos e riolíticos (fluxos de lava) são menos comuns, como os magmas são tipicamente mais explosivos produzindo depósitos piroclásticos. Quando ocorre o fluxo silicoso, eles formam domos, caulées ou fluxos grosseiros, conforme discutido anteriormente. Fluxos riolíticos são comumente compostos por obsidiana e são afíricos (aphyric) (faltando nos fenocristais), indicando que eles estavam quentes, portanto menos viscosos. Uma grossura intermediária para lavas silicosas exibe tipicamente uma foliação de fluxo (flow foliation), o qual pode consistir de bandas de fenocristais alinhados em diferentes cores (Figura 3-13) ou em bandas de pedrapome. Estas camadas podem ter um ruim magma misturado ou porção do mesmo magma com diferente s temperaturas, composição conteúdo de cristais, água e oxigênio. Estas camadas foram alongadas, compartilhadas e/ou acobertadas durante o fluxo. No caso das camadas de pedra-pome em obsidiana estas camadas podem ter sido distanciada da superfície da camada incorporada para novamente ir dentro do fluxo, mas são comumente zonas compartilhada de localização que induzem a vesiculação.
Figura 4-13 (a) Desenho esquemático de uma coluna de falha no fluxo basáltico, mostrando as quatro comuns subdivisões de um fluxo tipico. A abertura da coluna em (a) exagero de aproximadamente 4x. After Long e Wood. (b) Colunado no fluxo basáltico, Crooked River George, OR.
O fluxo de lava subaerial (aquelas que fluem sob a ilha) e alguma intrusão superficial podem desenvolver falhas padrões características chamadas de falhas colunares (colunar joint). A Figura 4-13 ilustra este tipo de estrutura dentro de um fluxo tipicamente basáltico (neste caso um dos fluxos do Rio Basáltico Columbia). No caso ideal existem 04 subdivisões: uma fina e fragmentada vesícula no topo do fluxo, variando entre alta e baixa colunação com colunas claramente irregulares que são tipicamente curvados e skewed. As 03 principais subdivisões não são desenvolvidas uniformitariamente, sendo que cada uma pode variar na espessura sendo inteiramente ausentes ou ocorrendo repetidamente dentro de um único fluido. Embora os modelos tenham sido propostos a partir de falhas desenvolvidas em colunas baseado em convenções de correntes (Sosman, 1913; Lafeber, 1956), difusão de correntes (Kantha, 1981; Hsui, 1982), ou mecanismo mais aceito na concentração de fluxo assim que resfriam (Tomkeiff, 1940; Spry, 1962; Long e Wood, 1986; Budkewitsch e Robin, 1994). Por causa do topo e do meio do fluxo resfriado antes da camada central: ocorre um contraste com a água externa onde o centro não contrasta. Este resultado de stress intencional que criam um conjunto regular de falhas como blocos que se empurram uns aos outros gerando polígonos separados por falhas. As falhas propagam-se para baixo a partir do topo e um pouco acima do meio logo que o resfriamento entra em progresso na direção do centro formando colunas
75 parecidas com estruturas nos de colunação. Formas colunares perpendiculares para a superfície sob uma temperatura constante no quão são comumente paralelos à superfície do fluxo (i.e horizontal). As colunas podem ter lados que vão desde 4-, 5-, 6- e 7- sendo a 5- e 6- mais predominante. As entalhaduras irregulares são mais difíceis de serem explicadas com idéias que geralmente recobrem sob superfície de resfriamento com distúrbios ou deformações que ocorrem após a falha de um centro ainda com fluxo dúctil. Ocorre uma diferença entre textura petrográfica colunada e a entalhadura (Swanson, 1967; Long e Wood, 1986) sugerem que esta diferença resulta a partir do efeito da cristalização primária. Uma enorme proporção de vidro mesostasis e o óxido plumoso d Fe-Ti sugerem para Long e Wood (1986) que o resfriamento da entalhadura resfriada ocorre mais rapidamente do que para os colunados, ao contrario do que alguns esperariam para o mais isolado fluxo interior. Eles propuseram um modelo na qual a infiltração da água ao longo das falhas (talvez associado com lagos ou inundações) resfria uma porção entalhada através da circulação de água convexa através de um sistema de falhas. Variações no desenvolvimento das subdivisões podem ser explicadas a partir de uma irradiação natural de inundação e a ventilação nas colunas entalhadas podem ser relacionados a uma percolação de extensa água abaixo, formando antes falhas. Quando fluxo de lava basáltica entra em água permanente, eles formam tanto línguas quanto estruturas equidimensional, ambas chamadas de pillow. O resultado são pillo-lava (Figura 4-14) que contem um numeroso conteúdo de pillows que normalmente crosta de vidro, bandas concentradas e uma estrutura interna radial. Pillows posteriores comumente nivelam e contornam para o formato das pillows acima no qual elas se estabilizam, fornecendo aos geólogos com um método de determinação do topo original de depósitos em terrenos cobertos. As pillows podem ser embebecidas com um fino vidro descrito como hialoclastito (hyaloclastite), produzido pela fragmentação de lava quente logo que entra em contato com a água. O hialoclastito comumente desvitrificado rapidamente para um material meio alaranjado e marrom chamado de palagonita (palagonite).
Figura 4-14 Pilow lavas de basaltos sub-aquáticos. Veja o canivete na parte inferior da foto servindo de escala. Olimpic peni9nsula, Washington
4.1.5 Depósitos Piroclásticos O termo vulcanoclástico (volcaniclastic) se refere para algum agregado fragmentado de material vulcânico, de maneira displicente de como é formado. Autoclastico (autoclastic) se refere ao vulcanismo que suporta um rompimento auto-imposto de modo quiescente, como as aa e os fluxo de blocos, a aba do talo dos domos ou características de colapso gravitacional. Depósitos piroclásticos (pyroclastic) são subconjuntos de vulcanoclasticos que consiste em material fragmentado a partir de uma atividade de explosão vulcânica ou uma expulsão partindo da saída vulcânica. Outros depósitos vulcanoclásticos incluem fluxos lamosos ou lahars, no qual são formados quando ocorre uma mistura das ruínas vulcânicas com água suficiente que tanto pode ser de chuva quanto de gelo derretido para se mobilizarem. Lahars pode ser uma erupção associada e quente ou ocorrer posteriormente e ser resfriado durante o fluxo de vulcões. As características do colapso quente de vulcões são geralmente consideradas piroclásticas, embora elas não apresentem qualificação técnica para isso. Depósitos piroclásticos podem se depositar em água também, podendo a partir daí se misturar com a água e se tornarem lahars ou depósitos de água assentada (e são não longe piroclásticos pela nossa definição). Coletivamente a partícula de piroclástico que comprimem o depósito são chamadas de piroclastos (pyroclast) e um termo coletivo para os materiais depositados é tefra (tephra). Futura classificações dos piroclásticos são baseadas no tamanho das partículas e discutidos no Capítulo 2.
76 Depósitos piroclásticos são classificados com base no modo de transportação e deposição. Eles são subdivididos dentro de quedas (falls) ou fluxos (flows). Surge são distinguidas por alguns geólogos como uma terceira categoria de depósitos piroclásticos mas eles são realmente do tipo fluxo. 1) Depósito de Queda de Piroclástico (pyroclastic falls deposits) se comprime a partir de uma erupção vertical. Os piroclastos podem ser forçadamente expostos externamente durante uma erupção explosiva ou eles podem ser carregados através da convencção e o buoyancy de gases quentes acima da saída. Erupções plinian (Figura 4-9a, 415a e 4-18a) são combinações de dois. As partículas são forçadas a parir da saída forte de gases e carregando para cima através da quente convecção. As quedas simplesmente acompanham pequenas erupções basálticas que produzem cones de escória e cones ou anéis de tufo. A mais dramática e extensa erupção produz cinzas elevadas que podem atingir altura de até 50 km. Como as plumas se expandem, a direção da força dissipada e o piroclasto caem de volta na Terra sobre a influencia da gravidade. Extensas e densas partículas caem rapidamente permanecendo finas cinzas acima. Como resultado os depósitos de queda são bem sortidos com decaimento nos tamanho dos grãos ambos verticalmente em direção ao topo do deposito e lateralmente a partir da saída de uma fonte. O tamanha, espessura, forma dos depósitos e distribuição das partículas dependem da taca de expulsão, do volume em erupção, da força de explosão, da direção e da velocidade do vento que prevalece durante o tempo de erupção.
Figura 4-15 Nuvem de cinzas e depósitos da erupção em 1980 do Monte santa Helena. (a) Foto vertical do Monte Santa Helena das colunas de cinzas. 18 de maio, 1980 (cortesia USGS). (b) Seção vertical das nuvens de cinzas mostrando um temporal desenvolvido durante os 13 primeiros minutos. (c) Visão de um mapa de depósitos de cinzas. Espessura em centímetros. After Sarna-Wojcicki et al. (1981).
77 Depósitos de queda cobrem a superfície da ilha, onde a espessura decai gradualmente da partindo fonte, mas está independente da topografia (muito mais da neve). Depósito de queda tem uma melhor chance se resfriarem enquanto suspensos, então eles são raramente soldados pelo seu próprio calor após deposição, exceto, talvez próximo à saída. Figura 4-15b ilustra o desenvolvimento da seqüência de pluma cinzenta do Monte Santa Helena em 1980. Em somente 13 minutos (8:32 para 8:45 am), as nuvens de cinzas atingiram aproximadamente 25 km e alcançaram 50 km posteriormente, como monitorado a partir de estações de terra e pelos satélites. A espessura do depósito de queda de cinzas é mostrado na Figura 4-15c, com linhas de espessura constante ou isopachs expressa em centímetros. Acima do centímetro das cinzas serem depositadas tão longe quanto 500 km. As cinzas que cobriram em 6950 anos atrás na erupção de Monte Mazama (hoje Crater Lake) cobrem as porções dos sete estados e parte do Canadá (Figura 4-16). Depósitos de cinzas com 50-cm de espessura são encontradas ao longo de 100 km do Crater Lake.
Figura 4-16 Extensão aerial aproximada e espessura do Monte Mazama (Crater Lake) quedas de cinzas, entrou em erupção há 6950 anos atrás. After Young (1990).
O mais impressionante depósito de queda de cinza estão associados a grandes erupções riolíticas no qual cada um é associado ao Yellowstone (Wyoming), Long Valley ( Califórnia) ou calderas de Valles (Nex México). Por exemplo, a área coberta com cinzas em Long Valley durante a erupção, há alguns 700.000 anos atrás, cobriu muito mais o oeste dos Estados Unidos (Figuro 4-17). As cinzas eram em espessura metros acima de 75 km de raio e de 1 cm em espessura em Kansas. Foi estimado que a devastação total foi de 120 km raio (o circula na Figura 4-17). As cinza vinda das 03 erupções do Yellowstone acima lãs últimos 2,2 Ma produzindo cerca de 3800 km3 de cinzas e pedra-pome alguns nos quais atingiram Minnesota e Louisinana (cerca de 2200 km a fora).
Figura 4-17 Extensão aerial máxima de queda dos depósitos de cinza Bishop que entro em erupçãono Long Valley 700.000 anos atrás. After Miller et al., (1982).
Assim como impressionante são estes depósitos, as extensões finas, que cobrem grande extensão da área são comumente passageiras. Por exemplo, os depósitos de cinza na erupção de 18 de maio de 1980 no Monte Santa Helena criam uma completa desordem no leste de Washington, mas foi muito difícil encontrar cinzas que permanecessem cobrindo-o ate os dias de hoje. Os depósitos espessos próximos à montanha ainda estão lá, mas a cobertura de cinzas se concentra mais a leste de Washington esta praticamente já se foi. Podem aparecer que depósitos subaéreo em ambientes são mais rapidamente erodidos e acumulados em baixas ilhas cobertas, em particular aqueles que permanecem em águas. Embora o manto original da superfície da terra e depósitos podem eventualmente concentrar em depressões.
78 2) Depósitos de Fluxo Piroclástico são deixados pela densa nuvem de gás suspenso de destroços de piroclásticos (na maior parte pedra-pome e cinzas, variando nas quantidade de lítico e fragmentos de cristais). Eles são gerados de algumas formas (Figura 4-18). Os extensos fluxos resultam a partir do colapso de uma explosão vertical ou coluna planas que caem e volta na Terra e continuam viajando ao longo da superfície do solo (Figura 8-18a). Um mecanismo de explosão alternativa é uma rajada lateral, como o ocorrido no Monte Santa Helena em 1980 (Figura 4-18b). Os fluxos são fluidizados (fluidized) devido ao gases magmáticos e ao ar preso dentro e diante do avanço do fluxo não conseguir escapar facilmente devido às altas concentrações de partículas suspensas (ver Reynolds, 1945 ou Wilson, 1984 para discussões). Outro fluxo piroclástico resulta a partir do “boiling-over” da alta carga magmática vinda da saída (Figura 4-18c) ou colapso gravitacional de um domo quente (Figura 4-18d). Em todos os casos as partículas de nuvens suspensa está (ou virá a ser) densa do que atmosfera ao redor logo fluem em direção abaixo e depósitos de piroclásticos que se perdem momentaneamente.
Figura 4-18 Tipos de depósitos de fluxo piroclástico. After MacDonald (1972). Fisher e Schminke (1984).
Fluidos piroclásticos são controlados pela topografia e os depósitos concentrados nos vales e depressões diferente da uniformidade mantada das quedas de cinza. Fluxos piroclásticos são quentes (400-800ºC), velocidade variando a partir de 50 para acima de 200 km/h (o estrondo do Monte Santa Helena foi estimado em no máximo 540 k/h). Eles também podem viajar ao longo da distancia (tipicamente alguns quilômetros, ma alguns depósitos são encontrados acima de 100 km a partir da fonte). A temperatura e velocidade fazem deles um fenômeno muito perigoso. A terminologia do fluxo piroclástico pode parecer um pouco confusa. O movimento do fluxo por si próprio é chamado de tanto fluxo piroclasto ou fluxo de cinzas. Os depósitos são chamados de ignimbritos (ignimbrites) (do grego “nuvem de material de fogo”). Alguns autores reservam o termo “ignimbritos” para pedrapome ricamente variada, usando o termo depósitos de blocos-e-cinzas (block-and-ash deposits) para os tipos desvesiculado de clasto sustentados. O nome das rochas para amostras pegam a partir do depósito e são chamadas de tufo (tuff) (ver Figura 2-5 para nome mais específicos de rochas). Depósitos de fluxos piroclásticos não são geralmente estratificados e pobremente sortidos, provavelmente devido às altas concentrações de partículas e a energia de fluxo. Ocasionalmente podem haver alguma sortida, com bloco líticos densos ajustados para o meio do deposito e claros blocos pedra-pome flutuantes na direção do topo (Figura 4-19). Os depósitos são relocados sob altas temperaturas e baixas porções se tornam consolidadas (welded)
79 devido ao calor interno nas pilhas dispostas para uma rocha bastante consolidada chamada de tufo consolidado (welded tuff). Tais porções consolidadas de depósitos são dúcteis por um período e são tipicamente compressados pelo peso das massas sobressalentes tornando-os densos e foliados. As pontas das pedra-pome comumente possuem vesículas apertadas e assumem uma coloração escura das obsidianas, o cinza claro da pedra-pome é resultado das vesículas. Os pedaços escuro e nivelados da pedra-pome são chamados de fiamme.
Figura 4-19 Seção transversal de um ignimbrito típico, mostrando ondas de depósitos, fluxo intermediário e acima quedas de cinzas cobrindo. Blocos brancos representando pedra-pome e os escuro representando fragmentos líticos densos. After Sparks et al. (1973).
Embora os depósitos de fluxo piroclástico geralmente cubram uma pequena área ao contrário dos depósitos de queda, ganhando sua própria velocidade e calor podendo eles serem absolutamente devastadores. Algumas como as erupções tem ocorrido na história do tempo, mas por razões óbvias, a quantidade de testemunha é raro. Em 25 de agosto de 79 A.D., as quedas de cinzas e de alguns fluxos piroclástico quente provenientes do Monte Vesúvio e cidades incendiadas de Pompeii e Herculaneum, próximo a Nápoles, Itália. Os habitantes foram encontrados mortos e sufocados e seus corpos foram encontrados queimas sobre as cinzas, preservados até os dias de hoje como moldes. Em 18 de maio de 1902 um fluxo incandescente piroclástico originário do Monte Pelée desceu repentinamente nas cidades de Santo Pierre, na ilha de Martinica e instantaneamente matou aproximadamente 28.000 pessoas. Somente dois sobreviventes e um prisioneiro. O fluxo piroclástico associado com a erupção do Long Valley da Figura 4-17 viajou com uma velocidade de aproximadamente 200km/h e foi estimado cobrir cerca de 1500 km2 em profundidade de algumas centenas de metros (Miller et. al., 1982). A origem dos ignimbritos foi de alguma forma misteriosa até a incandescência das nuvens do Monte Pelée serem observadas em 1902. Ainda durante a erupção de verdadeiros e gigantes ignimbritos, assim como o Tufo de Bishop (Long Valley) ou Tufo de Yelowstone tem sido observado. Não que seja esperado algum voluntário a observá-los. Estes depósitos são os únicos depósitos vulcânicos que se aproximam da magnitude dos assoalhos basálticos e sua origem ainda é especulativa. 3) Depósitos de Ondas Piroclásticas são tipos de fluxo piroclásticos. A ocorrência mais comum de dunas e antidunas indicam que as ondas resultam mais de fluxos turbulentos com baixa concentração de partículas do que outros fluxos. Ondas abraçam a superfície do solo, mas devido a sua baixa densidade e alta velocidade elas não são topograficamente construídas como os outros fluxos. O depósito resultante em ambos os mantos topográficos e concentrados nas áreas abaixo. Devido a sua baixa densidade estas ondas perdem um pouco do seu momento rapidamente, então elas tendem a se acumularem próximas as saídas. Os depósitos são usualmente estratificado e pode aparecer inúmeras característica de ocorrência bandada. Novamente as 03 precedentes classificações não são totalmente distintas. Existe graduação entre elas no termos de tipo de erupção e depósito resultante. Apenas um único depósito piroclástico possui características associadas com a combinação de dois ou mais mecanismo ou até mesmo todos eles. Como ilustrado na Figura 4-19, um ignimbrito pode uma onda ter uma camada estratificação basáltica seguida de fluxo não estratificados no qual são cobertos por queda de cinzas. Na Figura 4-19, os fragmentos líticos (preto) são densos o suficiente para
80 concentrar na base da unidade do fluxo. A mais boiante fragmento de pedra-pome (branco) também não estão concentrados ou concentrados próximos ao topo. A seqüência de eventos que cada depósito representa pode envolver uma camada de onda lateral abaixo do depósito inicial seguido por uma fluxo causado pelo colapso de cinzas plumicas. Os fluxos estabelecidos e cobertos por queda de cinzas. As variações laterais irão também a parecer devido às ondas serem restritas as áreas próximas à saída e os depósitos de que da de cinza podem ser somente camadas encontradas em grandes distâncias. Descrição de depósitos piroclásticos e seções generalizadas com na Figura 4-19 dão uma simplificada proporção do fluxo piroclástico no qual é rapidamente desprendido quando o fluxo encontra com o depósito nos campos. A maioria dos depósitos piroclásticos reflete um eruptivo evento que é episódico e que muda as características logo que se procedem. A composição, viscosidade e conteúdo de voláteis do magma estão variando progressivamente à medida que se aprofunda em níveis da câmara magmática quando esta começa a se esvaziar deixando-os presos. Então, o depósito irá ser um complexo de acumulo de variação de material, texturas e estruturas que se resfria como uma única unidade.
4.2 Processos Intrusivos ou Plutônicos e Corpos O termo genérico para intrusões de corpos ígneos é pluton, e as rochas fora do pluton são chamadas de rochas territoriais (country rock). O tamanho e a forma dos plutons são de alguma forma especulativa, por causa a erosão expõe somente pequenas porções da maioria dos corpos. Muito embora, na tenhamos gerenciado um significativo acumulo de dados de pluton erodidos profundamente, estudos geofísicos e pequenos trabalhos. A partir disso temos classificados corpos plutônicos em algumas formas comum. Estas formas estão agrupadas dentro de corpo tabular ou sheet-like ou corpo não-tabular (non-tabular). Uma classificação a mais é baseada em formas especificas tanto no corte do corpo através de sua fábrica (normalmente bandado) das suas rochas territoriais ou tanto das suas estruturas externas. Corpos atravessados são chamados de discordantes (discordant) e aqueles que são intrudidos paralalemente na rocha matriz são chamados de concordantes (concordant).
4.2.1 Corpos Tabulares Intrusivos Corpos tabulares intrusivos são simplesmente magmas que preenchem a fratura. Um corpo tabular concordante é chamado de sill e um corpo discordante dique. Um sill ocorre quando o magma explode de forma planar entre bandas sedimentares ou em outros modelos e é injetado ao longo destas zonas (Figura 4-20). Um dique é um magma preenchido nas fraturas que atravessam os bandamentos ou outras estruturas rochas territoriais. Uma fratura é um condutor ideal para o magma, devido às fraturas penetrarem profundamente e se formarem facilmente em áreas afetadas pela extensão ou pela força da ascensão do magma diapir. Claramente o magma não pode ter sido gerado entre dois bandamentos de camadas logo um sill deve ser alimentado por um dique de algum lugar ao longo da espessura (ao menos que o bandamento esteja entre mergulhos e o sill esteja praticamente vertical). Diques e sills são praticamente superficiais e finos e ocorrem onde as rochas estão suficientemente frágeis para uma fratura.
Figura 4-20 Bloco diagrama esquemático de alguns corpos intrusivos.
Embora a maioria dos diques e sills sejam empacotados num um único evento alguns podem apresentar múltiplas injeções. Mais de um estágio de injeção pode ocorrer devido ao dique entrar em contato logo que resfria, deixando a zona enfraquecida por alguns magmas posteriores. Alternadamente o contato da ductilidade entre o dique
81 e o sill e a rocha matriz podem fazer com que múltiplos contatos susceptíveis a deformação localizada e a uma injeção de magma posterior. Um corpo é descrito como múltiplo (multiple) se todas as de fase de injeção são da mesma composição e composto (composite) se mais de algum outro tipo de rocha for representado. Diques e sills podem ocorre como corpos solitários, mas os diques pelo menos, mais tipicamente aparecem em conjuntos, refletindo a tendências das fraturas em formas conjuntos quebradiços repensáveis em imporem stress sobre a área. Relacionando geneticamente os numerosos conjuntos de diques e sills chamamos de exames (swarms). No que o em Chief Joseph no Monument de dique de enxames basálticos (dike swarms) na Figura 4-10. Estes enxames consistem em diques sub-paralelos preenchendo um conjunto de fraturas com orientação NW-SW em responsta a extensão SW-NE na área durante o Mioceno. Enxames de diques podem consistir de um grande números de extenso diques individuais. A Figura 4-21 é o mapa mostrado dois enxames de diques na região de Sodré Stromfjord a SE de Greenland. Ambos os enxames de diques são máficos, mas estão agora altamente metamorfisados. O principal enxame tem mergulho NNE e está 1.95 Ga, enxame de Kangamiut, e o enxame a E-W se apresenta mais antigo. Estes diques representam 15% da extensão da área da crosta indicando que 15% da extensão crustal. Os diques de Kangamiut são dramáticos na sua parte a direita, mas também providos de prática declina da margem da área afetada pela uma fase da movimentação do cinturão de Nagssugtoqidian (jovem assim como 1.8 Ga). Nas porções sudeste e leste da Figura 4-21 os diques estão formados, mas altamente deformados acima da entrada da movimentação do cinturão. Mais de um bilhão de anos de erosão tem removido grandes montanhas que teriam sido produzidas pelo evento deformacional, então nós devemos mesmo confiar que as estruturas dentro das rochas caracterizaram-se a si próprias.
Figura 4-21 Enxame de diques de Kangâmiut na região de Søndre Strømfjord, SE da Groenlandia. Segundo Escher et al. (1976), Geology of Greenland, © The Geological Survey of Denmark and Greenland. 77-95
Enxames de diques não precisam ser paralelos. Um enxame de dique radial próximo à garganta do vulcão é ilustrado no bloco diagrama na Figura 4-20. Assim como fraturas radiais são comumente responsáveis pelo stress imposto nas rochas acima da ascensão dos corpos magmáticos. A Figura 4-22a é um famoso exemplo de como enxames de diques radiais na área em Spanish Peak, Colorado, a Figura 4-22b mostra dois diques radiantes associados a uma garganta de vulcão erodido em Ship Rock, NM.
Figura 4-22 (a) Enxame de diques radiais ao redor de Spanish Peaks, Colorado. Segundo Knopf (1936), Geol. Soc. Amer. Bull., 47, 1727-1784. (b). Remanescentes de um vulcão erodido mostrando um dique radal. Ship Rock, New Mexico. From John Shelton © (1966) Geology Illustrated. W. H. Freeman. San Francisco.
82 Ainda sobre diques radiais sobre rochas plutônicas, a forma concêntrica é também recorrente. Existe dois tipo principais de diques concêntricos, que estão ilustrados na Figura 4-23.Dique de anéis (ring dikes) ocorrem quando a pressão exercida pelo magma tem menos peso do que as rochas sobrejacentes, neste caso, fraturas cilíndricas serão formadas como no Figura 4-23a. Se as rochas sobrejacentes são um pouco mais densa do que o magma, cilindros formandos no teto irão cair e o magma irá intrudir ao longo abrindo assim fraturas, como na Figura 4-23b. Isto é ocorre mais comumente com menos densidade em magmas silicáticos. Erosões para os nível XY resultarão em uma anel de dique exposto a superfície (similar a Figura 4-23c). Mais do que concêntrico possa ocorrer à forma resultando numa série de diques. Uma fratura também pode penetrar na superfície, neste caso o dique anel irá alimentar um evento vulcânico, como um colapso de caldera (Figura 4-9). O bloco que cai para dentro da câmara pode consistir de rochas territoriais.e numa fase posterior da própria rocha plutônica ou associações vulcânicas. Diques anéis estão tanto vertical quanto mergulhando a partir de seu eixo central.
Figura 4-23 Formação de diques anelares e cone de diques. a. Seção geológica mostrando a subida de um pluton causando fraturamento circular com preenchimento de magma. b. blocos cilindricos boiando em magma menos denso abaixo, resultando em aneis de diques. c. Visão de um mapa hipotético mostrando aneis de rochas magmáticas e um dique com direção N-S que cortava a rocha encaixante. Este mapa representa a erosão no nível aproximado X-Y mostrado em (b). d. Pressão para cima de um pluton deixando nas raizes blocos conicos. Fluxo de magma preenche as fraturas produzindo cones de diques. Segundo Billings (1972), Structural Geology. Prentice-Hall, Inc. after Compton (1985), Geology in the Field. © Wiley. New York.
Figura 4-24 (a) Mapa de aneis de diques, Island of Mull, Scotland. Segundo Bailey et al. (1924), Tertiary and post-tertiary geology of Mull, Loch Aline and Oban. Geol. Surv. Scot. Mull Memoir. Copyright British Geological Survey. (b) Cone de diques na mesma área de Mull, after Ritchey (1961), British Regional Geology. Scotland, the Tertiary Volcanic Districts. Note que o disco anelar de felsito amarelo na figura anterior (a) é mostrado em vermelho na parte NW de (b). British Geological Survey.
A Figura 4-24 ilustra um clássico dique anel do Terciário e folhas de cones no Ilha de Mull a oeste da Escócia. Note que existem dois centros e algumas fases intrusivas com anéis de diferentes composições. A maioria dos blocos consiste com um anel dentro de uma fase intrusiva recente.
83 As folhas de cones (cones sheets) são formadas quando a pressão do magma é maior do que a pressão confinante das rochas sobrejacentes. Neste caso, as formas fraturadas mergulham para dentro como na Figura 4-23d, normalmente, como cones concêntricos. Intrusões ao longo desta fartura produzem um conjunto de anéis na superfície ao qual entra contrasta com os diques anéis e mergulhos internos. Folhas de cone e diques de anéis podem ocorrer junto onde eles são resultados de diferentes fases de uma única intrusão. Para uma detalhada discussão de orientação de fraturas e a trajetória do stress associados ao dique de anéis e folha de cones acima da câmara magmática, ver Anderson (1936) e Robert (1970). Ilustrações de diques e sills, como na Figura 4-20, geralmente deixam a impressão que os diques estão fechados para uma posição vertical e sills aproximam-se da horizontal. Embora seja comumente verdade, este não é necessariamente o caso. Diques, por definição, são discordantes das estruturas da rocha matriz e os sills estão concordantes. Se o bandamento for vertical, sills serão verticais e diques podem ser horizontais. O termo veio (vein) refere-se a pequeno corpo tabular seja ou não concordante oi discordante. É tipicamente usados em associações aonde numerosos e pequenos offshoots vindos de um pluton penetram na rocha matriz adjacente. Estes offshoot (veios) são tipicamente ricos em quartzo podendo conter outros minerais. Este termo não é recomendado para outros corpos ígneos. Embora, o termo dique ou sill seja preferido, não importando o quanto seja pequeno. Diques e sills podem ir à direção a uma maior espessura partindo de uma menor não menos do que 1 milímetro para acima de quilômetros embora a grande maioria esteja de 1 a 20 metros. Corpos tabulares são geralmente colocados por injeção (injection), associados à dilatação das paredes dos diques. Como mostrado na Figura 4-25a. Neste caso as paredes do dique se abrem no sentido NE-SW, usualmente na direção normal para as margens do dique injetado. Todas as características do dique atravessando combinam se pensarmos em remover o dique e fecharmos as paredes na direção da margem normal. Uma alternativa geométrica é ilustrada na Figura 4-25b. Neste caso, as características do dique atravessado embora sejam características passivas, requerendo um movimento das paredes dos diques. De fato, algum movimento das paredes num esforço para fechar os diques acabará falhando ao tentar aproximar ambos no bandamento ou no pequeno dique. A distinção entre estes dois tipos é bastante forte quando eles estão pelo menos em estruturas paralelas na rocha matriz, como um bandamento ou um pequeno dique. Isto é raro de acontecer. O tipo de geometria apresentada na Figura 4-25b implica que o dique é recolocado (replace) no volume da rocha que ocupa. Isto é prontamente acompanhado de uma permeação química e reposição da rocha matriz. Parando a rocha matriz e a injeção de dique é uma alternativa interpretação, mas isso requer uma fortuita falta de alguma moção qualquer que seja o bloco atravessado. Se o dique for um produto reposição e não tecnicamente um dique. Tais reposições não são necessariamente pequenas e talvez o termo veio seja preferível por tais características. Pode haver uma zoneação de minerais paralelos e simétricos no eixo do veio e alguns traços das estruturas originais de reposição da rocha matriz dentro do veio. Podem haver também uma falha central, no qual agiu como um duto para os fluídos que carrega elementos repostos. Devemos aprender mais sobre reposição quando foi discutido metamorfismo no Capítulo 30. Evidência de campo indica que uma vasta maioria d dique e sills formados por injeção e dilatação. Dique e sills resfriados por injeção e dilatação. Diques e sills resfriados progressivamente vindos das paredes internas, e alguns casos desenvolvem falhas colunares durante o processo. Diques sub-verticais desenvolvem colunas orientadas proximamente horizontais no qual ajudam a identificar eles no local onde os diques intrudiram em rochas vulcânicas de algum componente similar assim como diques alimentados por assoalhos basálticos.
Figura 4-25 Tipos de corpos tabulares igneos em estratos bandados baseados nos modos de colocação. a. Simples dilataçào (setas) associada com injeçào. b. Nenhuma dilataçào associada com injeção. © John Winter and Prentice Hall.
84 4.2.2 Corpos Intrusivos e Não-Tabulares Os dois tipos mais comuns de plutons não-tabulares são ilustrados na Figura 4-20: eles são chamados de stocks e batólitos. A forma destes corpos é irregular e depende da profundidade do empacotamento, da densidade, da ductilidade do magma e da rocha matriz e de algumas estruturas existente na rocha matriz durante o período de empacotamento. Um stock é um pluton com uma área exposta não menos do que 100km2 e o batólito é um pluton com uma área exposta superior a 100km2. Distintamente os dois expostos na área da base e muito simples e útil no campo, mas isso também é infelizmente no que não é baseado o tamanho por ele mesmo, mas em extensa parte na extensão de erosão. É possível que um pequeno pluton que foi profundamente erodido possua uma área exposta maior do que 100km2 e seja um batólito, enquanto que muitos grandes plutons sejam mal simplesmente expostos, sendo um stock. Para isso o “batólito” ilustrado na Figura 4-20 não esta exposto, exceto como a garganta do vulcão e dique de anel, então tecnicamente não seria um batólito como um todo apenas pela definição. Também, alguns pequenos stocks em uma área podem ser similares em idades e composição que eles estariam conectados em profundidade, formando partes de extensos corpos. Esta separação em extensão é chamada de cupolas (ver Figura 430). Quando a evidência geofísica ou o mapa sugere um extenso pluton diante da superfície, seriam melhor base de tipo de pluton na estimativa de volume do corpo e não em área exposta. Com exceção dos dados perfurados, contudo, interpretações da subsuperficie ainda são de algum modo especulativas e a classificação baseada em áreas expostas tendo a vantagem de star sendo definitiva. Para sair deste dilema Pitcher (1993) que usa geralmente o termo “pluton” para qualquer corpo não-tabular e reserva o termo “batólito” para extensa composição disposta de múltiplos plutons desenvolvidos em cinturões orogenéticos. Mais ainda pra complicar a resistência a Central European ( e até recentemente a França) praticamente chamavam de corpos pequenos batólitos e os corpos grandes de plutons. Alguns tipos de stocks são genuinamente corpos pequenos e não simplesmente limites expostos de extensos batólitos. Alguns stocks representam um condutor cilíndrico da câmara magmática diante dos vulcões. Este tipo de stock é chamado de plug. A parte exposta de um plug, comumente permanece depois de mais facilmente erodir vulcões depois do cone ter sido removido, é chamado de garganta vulcânica (vulcanic neck). Rochas ígneas alcalinas a qual forma a região do meio do continente (tipicamente associada à rifts), tendendo a ascender ao longo de condutores verticais de áreas secionais atravessadas. Estes formam os típicos plugs menores. Em adição aos dois tipos genéricos de plutons, stock e batólito, existe um número grande de tipos especiais baseado nas formas do que no tamanho. Um lacolito (laccolith) é um stock concordante com a parte plana do piso e um arco do teto (Figura 426a). Um lopólito (lopolith) é outro tipo concordante de pluton intrudido dentro de uma base estrutural (Figura 426b). Ambos são essencialmente sills. Um lacolito é suficientemente viscoso (e silicoso) para limitar o fluxo do magma ao longo de um plano horizontal e superficialmente o suficiente fisicamente capaz de elevar o teto das rochas. Lapólitos são normalmente máficos e com características muito mais extensas do que os lacolitos. O Complexo do Gabro Duluth, por exemplo, é um lopolito que atravessa 300 km. A estrutura de base associada com os lapolitos provavelmente resulta em uma curvatura devido ao peso das intrusões, mas a evacuação da câmara magmática também é um fator que contribui. Um número fiel de geometrias estruturais é possível pelos plutons concordantes em rochas dobradas e correspondem a nomeclatura de complexo recentes nos século 20. devemos induzir de alguma forma uma classificação arqueada. Talvez seguindo excerto, a definição de cactolito (cactolith), como descrito por Hunt et al. (1953), a partir do AGI Glossário de Geologia servindo para ilustrar o grau de especialização atingido:
Figura 4-26 Formas de dois tipos de plutons concordantes. a. Lacolito com topo plano e raiz circular b. Lopolito (é o inverso) intrudido em uma bacia sedimentar. A escala não é a mesma para os dois casos. No caso dos lopolitos eles são de uma maneira geral, bem maiores. © John Winter and Prentice Hall.
85 Cactolito: um chonolito quase horizontal composto por ductolitos anastomizados o qual dista uma sinuosidade final parecida com um harpolito, fino como um esfenolito ou inchaço discordante como um acmolito ou etmolito.
4.2.3 Relações entre o Contato de Plutons Um empacotamento de um pluton envolve a justaposição do calor, viscosidade, líquidos comumente saturados em moções contra o resfriamento, estacionário, sólido e geralmente de uma composição muito diferente. Tais contrastes em propriedades e relativa moção são certos resultados químicos e interações mecânicas que irão imperar com a zona de contato de alguma estrutura diagnosticada e texturas, mas também podem obscurecer a simples relação da material ígneo suporte da rocha matriz. As texturas e estruturas ambas dentro do pluton e nas rochas matriz adjacente podem prover de grande importância pistas dos processos envolvidos durante o empacotamento. O contato por ele mesmo pode moldar contra a rocha ígnea relativamente inalterada com a rocha matriz ou pode ter uma zona bordada gradacionalmente. A zona bordada pode ser estritamente mecânica (injetada) e quando evidente, exibe gradação a partir de um distúrbio da rocha matriz através da zona de crescimento de diques, veios ou línguas (coletivamente chamados de apófises – apophyses) estendendo a partir do pluton. Como mostrado na Figura 4-27a, à proporção que as paredes ígneas da rocha gradualmente crescem através das zonas, começando com rochas matriz contendo um espaço de redes de pequenos diques injetados através da zona agmatita (agmatite) (uma rocha com alto grau de concentração de rocha matriz fragmentada ou xenólitos – xenoliths em uma matriz ígnea) para espaçar os xenólitos da rocha matriz flutuante em material ígneo até mesmo os xenólitos se tornarem raros. Algum grau de gradação é possível.
Figura 4-27 Zonas de borda entre uma rocha ignea homogenea (branco) e sua rocha encaixante (preto). Segundo Compton (1962), Manual of Field Geology. © R. Compton.
Devido a alguns plutons mais silicosos serem composto por liquido saturado e quimicamente distinto a partir das rochas matriz, fluidos emanados a partir do pluton podem permealizar ao redor, alterando ou até mesmo fundindo parcialmente as rochas matriz e cristalizando os típicos minerais ígneos no exterior da matriz. O resultado é uma zona de borda atravessada na qual a rocha ígnea gradualmente passa para dentro da rocha matriz sem distinção de limite (Figura 4-27b), retornaremos a este tipo de alteração no Capítulo 30. Uma terceira zona de borda gradacional combinaria com os dois processos de injeção e permeação, como na Figura 4-27c. As várias paredes da rocha, injetadas e/ou localmente com os componentes fundidos pode se tornar intimamente associada como resultado de uma rocha hibrida com componentes misturados. Ao longo dos contatos de forma superficial na profundidade, uma intrusão pode ter efeitos termais ou químicos na rocha matriz. Uma zona gradacional pode resultar a partir de um processo estritamente termal, particularmente se a intrusão em ambos quente e seco. Nestes casos, uma rocha matriz desmetamorfisada esta aquecida e cristalizada pelos plutons através do intervalo de contato. O tamanho dos grãos e grau de recristalização decairiam rapidamente a partir do contato e se o contato por ele mesmo deve ser de forma distinta. Os efeitos termais são mais comum quando combinados um gradiente químico, estabilizado pelos fluidos de sílica saturado liberados a partir dos líquidos saturados do pluton. O resultado é uma aureola de contato metamórfico (contact
86 metamorphic aureole), o qual usualmente é gradacional, mas atinge a rocha matriz mais do que o próprio pluton, deixando distinto o conato original. Metarmorfismo de contato será discutido com mais detalhes na seção metamórfica neste texto. A dinâmica entre o contato com as paredes das rochas podem se comunicar de alguma forma permanentemente com as características dentro do pluton. Em adição ao xenólitos, deve existir uma zona de chill (chill zone). Uma zona de chill é uma zona de grãos de tamanhos finos resultante a partir da rápida solidificação do pluton onde este esteve em contato com a rocha matriz resfriada. Devido ao material ígneo está intrudido a moção está indo contra a rocha estacionaria, também pode haver uma distribuição compartilhada no magma viscoso. O mais viscoso magma, o mais proeminente a compartilhar e afinar as zonas compartilhadas. O resultado deste compartilhamento será o desenvolvimento de uma lineação participada e/ou foliação paralela ao contato nas margens da porção do pluton (Figura 4-28). Isto deve ser mais evidente em minerais mais enlongados e mais loteados, como as hornblenda, piroxênios micas. Deve também haver alguns minerais agregados que estão enlongados e inclinados ou com xenólitos dúcteis e aquecidos que produziram massas em forma de disco que serão chamadas schlieren. A intensidade da foliação magmática tipicamente aumenta em direção as margens os a maioria esta compartilhada (Paterson et al., 1991). Algumas foliações magmáticas também formam em um ângulo de contato (Berger e Pitcher, 1970: Courrioux, 1987). Se o magma é suficientemente viscoso e a rocha matriz aquecida o suficiente, o contato compartilhado pode também afetar as rochas matrizes, rotacionando a foliação por fora do pluton para um paralelismo no qual o contato como na Figura 4-28 (Castro, 1986). Como transposição da foliação externa torna de outra forma discordante o contato em concordante.
Figura 4-28 Foliaçào marginal desenvolvida dentro do pluton como resultado de movimentos (e formas) diferentes nas proximidades do contato. Segundo Lahee (1961), Field Geology. © McGraw Hill. New York.
O resultado final deste processo de compartilhamento é a perda da claridade, forma, do contato ígneo discordante e a perda das características isotrópicas das texturas ígneas. A rocha ígnea parece mais gnaisse metamórfico e um campo esforçado e trabalho petrográfico podem ser requisitados para que se interpretem corretamente o contato. Devido as grandes diferenças nos processos de mecanismo que tipicamente existem entre alguns plutons cristalizados e a rocha matriz que posteriormente são deformados, comumente concentradas ao longo das margens do pluton. Como resultado, alguns contatos ígneos suportam o pós empacotamento compartilhado, supercontatando a impressão tectônica acima do contato ígneo. Este compartilhamento pode somente ter efeitos menores ou obliterados de alguma textura ígnea original. Se este compartilhamento é grande o suficiente, o pluton pode sofrer peras durante a justaposição com uma rocha completamente diferente e o contato se torna estritamente tectônico. Pode ser possível distinguir um contato ígneo extensivo e compartilhado de um contato estritamente tectônico ou até mesmo um contato que esta sendo compartilhado durante o empacotamento do pluton, como descrito acima. Como apontado por Paterson et al. (1991), as estruturas padrões dentro e ao redor relacionadas com o empacotamento e stress regional. As variedades das estruturas são possíveis, circundando a partir da ductilidade para algo quebradiço.
4.2.4 Período de Intrusão A maioria dos batólitos é empacotado nos cinturões da montanha como parte de um todo de um processo de subducção ou orogenético e eles são tipicamente papel importante da atividade na evolução dos cinturões (ver Capítulos 18 e 19, e Paterson et al. 1991). Alguma tentativa em relacionar deformação com empacotamento deve ser
87 demonstrada para a deformação (e metamorfismo) está mais proximamente relacionado para as intrusões, não somente espacialmente, mas também temporariamente. Texturas dentro do pluton e em rochas matriz refletem o período de empacotamento em relação à atividade tectônica. Os plutons pós-tectônicos são empacotados depois de um episódio orogenético/metamórfico, e as rochas ígneas carecem de alguma característica de deformação, como foliação (outra como aquelas relacionadas à intrusão). A deformação regional fabrica e estrutura a rocha matriz será tanto quanto cortada discordante pelo pluton ou curvada dentro de um paralelismo com o contato. Eles serão também sobre impressos por algum empacotamento relacionado às estruturas. Os plutons sin-tectônicos são empacotados durante um episodio orogenético. Alguma foliação regional será contínua com o empacotamento relacionado às foliações do pluton. O pluton será também atingido por alguma orogênese continua. Os pluton pré-tectônicos possuem prioridade no empacotamento no episodio orogenético. Ambos plutons pré-tectônico e sin-tectônico suportam a impressão do processo deformacional e metamórfico associado à orogênese. Embora eles possuam uma foliação interna paralela e é continua em relação à rocha matriz (Figura 4-29). A foliação regional pode se curvar ao redor de um pluton não foliado devido ao contraste de ductilidade. É comumente difícil ou impossível em distinguir tanto o pluton é pré-tectônico ou sin-tectônico, desde que ambos sejam compartilhados neste atributo. Intrusões sin-tectônicas são normalmente mais dúcteis durante o período de deformação, então elas podem ser elongadas na direção da foliação com contatos mais concordantes. Plutons prétectônicos são resfriados e parecem ser mais resistentes a deformação no qual seria concentrado nas margens do pluton. Devido ao plutonismo e a orogênese estarem relacionados à maioria dos cinturões orogenéticos, plutons puramente pré-tectônicos são raros. A maioria dos plutons podem ser caracterizados comumente como prétectônicos ou pós-tectônicamente associado a um orogenético evento recente em cinturões multiplicamente deformados.
Figura 4-29 Continuidade da foliação seguindo o contato igneo para um plutão pre ou sintectonico. Segundeo Compton (1962), Manual of Field Geology. © R. Compton.
4.2.5 Profundidade das Deformações Durante o período de empacotamento a profundidade atinge algumas estruturas e texturas características de alguns plutons. Algumas destas características foram sumarizadas por Buddington (1959) em níveis e base de empacotamento em relação às três zonas de profundidade (depth zones) primeiramente distinguidas por Grubenmann (1904). Estas zonas, a epizona, mesozona e catazona são baseadas nas características da rocha matriz e no limite atual de profundidade onde são aproximadamente (e variavelmente) pertencentes a diferentes gradientes geotérmicos entre cintos deformados. A epizona é caracterizada por um resfriamento relativamente (menos do que 300ºC) das rochas matriz de baixa ductilidade em profundidade a menos de 10 km. Alguns plutons, por exemplo, o Batólito de Boulter, em Montana (Hamilton e Myers, 1967), podem estar tão superficial como a intrusão da sua própria carapaça vulcânica e serem previamente empacotados acima da superfície da terra (Figura 4-36). Os plutons da epizona são normalmente
88 pós-tectônicos e são moldados em contatos discordantes. A parede das rochas apresentam diques tipicamente numerosos e offshoots a partir de cós corpos ígneos principais. O topo do pluton normalmente penetra no teto da rocha de forma irregular com algumas extensões externas e internas. A Figura 4-30 ilustra algumas das relações entre pluton de epizonas expostas e rochas matriz composta por corpos do teto. Um offshoot é um termo geral usado para corpos plutônicos que são produzidos dentro da rocha matriz. Uma cupola é um offshoot não tabular que está isolado do corpo principal como observado no mapa. Um septum é uma península projetada para dentro da rocha matriz que separas os corpos ígneos. Um roof pendant é uma projeção do teto da rocha que se torna isolada devido à erosão. As estruturas do roof pendant são paralelas em relação à rocha matriz do pluton, significando que o roof pendant estava conectado a rocha matriz prevenindo de uma rotação. Se as estruturas de um bloco isolado estiverem sob ângulos diferentes em relação à rocha matriz, o bloco poderia estar flutuando livre e rotacionado e um xenólito. Xenólitos extensos são chamados de rafts.
Figura 4-30 Bloco diagrama de diversos quilômetros, ilustrando algumas relações com as rochas encaixantes perto do topo de um pobremente exposto pluton proveniente da epizona. O contato original superior proximo a superficie é aproximadamente traçado em vermelho. Segundo Lahee (1961), Field Geology. © McGraw Hill. New York.
Embora alguns batólitos superficiais e extensos sejam encontrados na epizona, a maioria dos plutons são claramente pequenos. Isto é esperado devido à erosão estar mais do que limitada nas rochas matriz epizonal. Alguns pequenos stocks possam ser por eles mesmos cupolas de extenso corpo em profundidade, assim como o processo de erosão pode expor corpos e rocha matriz profunda. Empacotamento de um corpo intrusivo pode fraturar a rocha matriz durante a força aplicada em direção à superfície. Alterações hidrotermais e cristalização de minério são mais comuns e concentrados ao longo das fraturas. O sistema hidrotermal convectivo pode ser estabelecido acima dos plutons, conduzido pelo calor da intrusão fazendo com que alterações intensa e pervasivas ocorram (ver Seção 4.3). Metamorfismos de contato podem ser drásticas onde as rochas matriz são previamente desmetamorfisadas ou pobremente metamorfisadas. A limitação principal do tamanho e desenvolvimento da contato de aureola é o rápido resfriamento de pequenos corpos plutônicos e a perda de fluidos ao longo da saída de canais da fratura. Fabricas no pluton epizonico são tipicamente isotrópicos e estão incluindos nas áreas próximas ao contato que teve alguma experiência de compartilhamento contra as paredes da rocha estacionária. Cavidades miarolíticas (miarolitics cavities), representam “bolhas” de fluidos (liberados presumidamente durante uma baixa pressão) com projeção de minerais euhedrais internamente são comuns. A epizona é um típico ambiente para os lacolitos, lopolitos, plugs, dique de anéis e folha de cones. A mesozona é o intervalo de profundidade de aproximadamente 5 para 15 km. A rocha matriz esta num baixo grau de metamorfismo regional com as rochas em temperatura de 300-500ºC. Os plutons nesta zona possuem características que são de transição entre a epizona e a catazona (Figura 4-31a). Eles podem ser tanto sin-tectônico quanto pós-tectônico. Os contatos podem ser moldados ou gradacionais, e discordantes ou concordantes: devido às rochas matriz serem mais dúcteis do que na epizona. A aureola de contato metamórfico é tipicamente bem desenvolvida devido ao resfriamento lento dos plutons e as rochas serem metamorfisadas em um grau de prioridade
89 de empacotamento e as susceptíveis modificações térmicas e contraste composicional imposta pelos plutons. As rochas de contato de aureola possuem comumente uma fabrica foliada devido à exposição regional bem como o metamorfismo de contato. “Pontos” de ardósias e filitos são comuns nos quais estes pontos são minerais extensos que se foram durante ou depois da foliação regional. A zona chill é menor ou ausente. Fábricas em plutons podem reconduzidas (isotropia), mas são comumente foliadas ou lineadas próximas ao contato.
Figura 4-31 (a) Caracteristicas gerais de plutons na epizona, mesozona, e catazona. Segundo Buddington (1959), Geol. Soc. Amer. Bull., 70, 671-747.
As zonas mais profundas, a catazona, é de uma profundidade superior a 10 km. Aqui as rochas matriz estão sobre indo em média para altos grais de metamorfismo em 450 para 600ºC limites. Plutons são comumente sintectônicos com contato gradacional e sem efeitos chill. O contraste de viscosidade entre a rocha matriz e o magma é relativamente baixo, pois contatos são geralmente concordantes e no sentido de que a foliação e rochas matriz claramente dúctil tem sido compartilhada e rotacionada para a se tornarem um contraste paralelo. Existem raros efeitos de metamorfismo de contato que podem ser percebidos, devido ao fato da rocha matriz já está em altos graus de metamorfismo. Os plutons ocorrem comumente em domos ou em folhas de pods com foliação e/ou lineação interna de fabrica que passa diretamente dentro da fabrica da rocha matriz metamorfisada (ver Figura 4-31). Adicionando alguma foliação, o corpo ígneo pode ter sido impresso com uma foliação metamórfica durante o depois da solidificação. É difícil de reconhecer tais rochas plutônicas foliadas como ígneas, devido a elas terem características de gnaisses de alto grau metamórfico. Na profunda catazona e baixo nível crustal as condições para a fusão das rochas crustais podem ser atingidos, originando fusões localizadas a partir da rocha matriz que mancha distintamente entre os componentes ígneos e metamórficos.
Figura 4-31 (b) Formas de corpos ígneos concordantes tipicamente da catazona, noroeste Adirondacks NY. A área alvo foi metamorfisada pela rocha matriz e o padrão de área é vários plutons. From Buddington (1959).
90 Por causa dos componentes similares entre os graus ígneos e metamórficos e a relação gradacional entre eles na crosta profunda, é comum terrenos de alto grau metamórfico estarem expostos para serem disponibilizados a se tornarem transverso dentro das rochas ígneas de uma maneira completamente gradacional sem ir de encontro a um contato distinto. As fronteiras entre as zonas profundas são tanto quanto moldas quanto estáticas. As rochas em qualquer uma destas zonas podem entrar em profundas zonas profundas através da inundação ou empilhamento ou ainda nas zonas mais superficiais que são elevadas ocorrendo à erosão. Os plutons vizinhos em terrenos exposto podem ser empacotados em diferentes períodos em zonas diferentes.
4.2.6 Injeções Múltiplas e Plutons Zonados Assim como nos centros vulcânicos, alguns plutons podem apresentar complexidade na sua historia de múltiplas intrusões magmáticas variando a composição. Extensos cinturões de batólitos (Capítulo 17) são compostos por inúmera composição de intrusão. Por exemplo, embora recentes descrições do Batólitos de Sierra Nevada, na Califórnia se referem a um único batólito, que tem sido reconhecido como uma ampla zona bordada de repetidos intrusões de inúmeros plutons sob um considerável tempo. O número de intrusões separadas é agora conhecido em centenas. Mesmo em corpos intrusivos pequenos, se mapeados cuidadosamente, comumente apresentam múltiplos eventos intrusivos.
Figura 4-32 Desenvolvimento de uma sequência de intrusões múltiplas em Tuolumne Intrusive Series (segundo Bateman e Chappell, 1979), Geol. Soc. Amer. Bull., 90, 465-482. a. Intrusão original e solidificação nas margens de quartzo diorito. b. Primeira “Önda” de magma seguida por solidificação do Half Dome Granodiorite. c. Segunda “onda” de magma seguida por solidificação da facies porfirítica do granodiorito de Half Dome. d. Terceira “onda” de magma seguida por solidificação do Graqnodiorito da Cathedral Peak e colocação final do Johnson Granite Porphry.
Um exemplo documentado de muitos empacotamentos é a Série Intrusiva de Tuolumne em Yosenomite no National Park, um pluton que é parte do Batólito Sierra em Nevada (Bateman e Charppel, 1979). No caso (Figura 432) um pequeno batólito tem sido amostrado ser uma serie de intrusões relacionadas, limitando em composição a partir dos dioritos através do granudioritos e finalmente o porfirico granítico no centro. Um zoneamento concêntrico com magmas posteriores em direção ao centro sugere que magmas frescos surgem e tomam o lugar dentro de uma cápsula solidificada. Este concêntrico padrão não é perfeito, contudo, devido a algumas porções de intrusões posteriores tanto abrasadas quanto assimiladas ou fraturadas das suas carapaças atravessam uma antiga margem de cristalização. Uma quantidade química e mineralógica tende a se associar em seqüência de magmas que geralmente consiste com a evolução de uma profunda câmara magmática e algumas combinações fracionadas de cristais, assimilação de paredes das rochas e/ou mistura de algumas injeções de magmas. Retornaremos a Série Intrusiva de
91 Tuolumne nos Capítulos 8 e 11, olhando para esta tendência com mais detalhes que se assemelham ao desenvolvimento da câmara magmática. A série de Tuolomne é um único exemplo de um fenômeno comum. Alguns plutons variam em tamanhos exibindo múltiplas injeções e variações químicas através das zonas. Mesmo em tipos de magmas distintos não são aparente a existência comum de uma sistemática variação mineralógica ou composição de alguns minerais. Por exemplo, a quantidade de quartzo ou feldspato potássico pode aumentar ou a composição de plagioclásio pode a se tornar progressivamente mais sódica na direção do centro do pluton. Estas tendências são também compatíveis com um resfriamento progressivo e envolvimento do magma com assim descrito no Capítulo 8.
4.2.7 O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem” Rochas ígneas intrusivas são magmas simples que não atingiram a superfície. O plutonismo sente a falta do vulcanismo, devido a nenhum ter precendes do empacotamento do plutonismo e nunca ter ocorrido um aviso de ocorrência de um pluton. O volume de rochas ígneas em corpos plutônicos, embora, sejam consideráveis, e existam alguma variedade de plutons diante dos vulcões. No sentido de que nos podemos pensar que estes corpos assim como os liquido se cristalizam ou congelam num sistema perpendicular em direção à superfície. Quando o magma forma em processo de fusão em profundidade, ele segrega a partir de sólidos residuais difundidos para formar uma discreta massa de liquido (ver Capitulo 5), se tornado boiante. O corpo de magma boiante tende a ascender e se o material da superfície for suficientemente dúctil é geralmente considerado como um diapir. Um diapir é uma massa móvel que ascende e penetras nas camadas acima. Quando a massa da rocha é suficientemente dúctil esta coberta por uma rocha densa que também é dúctil os diapiros são capazes de se formarem. Um exemplo bem documentado de diapirismo e a formação do sal diapirico nas áreas como no norte da Alemanha, Irã e a Costa do Golfo da América. Nestes casos os bandamentos de sal (depósitos evaporiticos) são cobertos por sedimentos subsequentes e se tornam mais densos do que o sal. Hálito (sal) não possui apenas uma baixa densidade, mas também possuem uma modelo ductilidade e condição de fluxo de pressão confinante. Depois de 5 para 10 km de desenvolvimento sobrepeso, os bandamento de sal começam a fluir e a superfície desenvolve irregulares inchaços (Figura 4-33). O fluxo de sal externo dentro destes inchaços formam os diapiros que ascendem em direção à superfície, se esta ascensão ocorrer acima da fonte e não for suprida por nenhum fluxo de sal a partir do bandamento evaporiticos, a coluna alimenta o diapiro alongando e construindo-o até que o corpo se separa da fonte. A forma de gota de chuva invertida com bolhas que conduzem ai limite são características de diapiros em ascensão. Pois quando bóiam ocorre uma força que os conduzem causando assim a sua ascensão, uma vez que atingida a um nível onde a densidade da rocha e a mesma do sal ocorre uma interrupção da ascensão.
Figura 4-33 Bloco Bloco diagrama mostrando em subsuperficie a formação de diapiros de sal. Segundo diapiros do Northern Germany. Segundo Trusheim (1960), Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 44, 1519-1540 © AAPG.
Magmas diapiricos são deixados a se comportarem em modo similar: aquelas formas ocorrem na ascensão do manto através da ductilidade do manto, apenas o sal através do acamadamento dos sedimentos. Assim como a viscosidade do magma e a rocha matriz são similares, eles ascendem pela distensão radiante da superposição das
92 rochas de maneira que force a sua subida a superfície. Em área menos dúcteis a parte superior do manto e da crosta, o magma ascendente pode não mais ascender o modo diapirico. Contudo pode haver explosão das fraturas ou enfraquecimento da rocha devido a esta ascensão. O método pelo qual grandes corpos intrusivos se movem internamente através da crosta e criam um quarto suficiente para eles próprio esta muito longe de estar claro. Este “room problem” tem sido assunto de consideráveis debates e ainda continuam sendo um enigmático problema. Fraturas abertas são limitadas para bem próximo a um ambiente da superfície (aproximadamente alguns metros). Abaixo disto, o magma ascende pelo simples preenchimento de voids abertos. A ascensão do magma pode ser seguida de fraturas pré-existente (fechadas), embora, forçando o deslocamento destas rochas possam formar paredes de fraturas seguindo de condutores planares. Em profundidade, a habilidade do magma em forçar a abertura de farturas é limitada, devido à pressão de injeção do magma é raramente grande o suficiente em deslocar paredes de rochas sólidas que são forçadas junto à pressão litostatica em alguns quilômetros de profundidade. O room problem se torna mais difícil de solucionar quando em grandes corpos intrusivos, no qual ocupam um volume significante e muito mais rochas são deslocadas para se moverem internamente. A Figura 4-34 sumariza o mecanismo proposto pelo qual o pluton pode fazer um room e ascender. Plutons como lacolitos podem elevar o teto (Figura 4-34) tanto durante o dobramento o elevação do bloco ao longo das falhas. Existem controvérsias quando a força de elevação dos plutons esta restrita apenas quando o magma flutua, no qual os limites de habilidade de um pluton em se elevar quando atinge um nível no qual a densidade se tornar igual a da rocha matriz. A elevação pode ser facilitada em alguns casos pelo supressão magmática (magmatic overpressure), o qual pode suprir uma pressão derivada adicional em profundidade. O teto dos domos está limitado em formar lacolitos em pequenas profundidades de 2 a 3 km, onde a pressão magmática pode exceder em espessura (Corry, 1988). Restrições similares aplicadas aos blocos sob elevados ao longo das falhas.
Figura 4-34: Diagrama ilustrando o um pluton e seus mecanismos de colocação. 1- forma do topo do domo e suas encaixantes; 2- assimilação de rochas e fusão parcial da zona marginal; 3- stoping; 4- deformação ductil das encaixantes; 5- deslocamento das paredes laterais por falha e dobramentos; 6- (and 1)- colocação do pluton em ambiente estensional. After Paterson et al. (1991), Contact Metamorphism. Rev. in Mineralogy, 26, pp. 105-206. © Min. Soc. Amer.
Alternadamente os magmas podem fundir de maneira interna (processo chamado de assimilação: numero 2 na Figura 4-34). A habilidade em fundir as paredes usando o calor magmático está limitado pelo calor disponível do magma (e a quantidade de magma que pode penetrar nos primeiros locais). Como veremos no capitulo 10, magmas intrudidos são por eles mesmos em sua maioria gerados a partir de uma fusão parcial logo eles são raros de se apreciar “superheated” (aquecido acima da temperatura na qual a fusão coexiste com os sólidos). Logo o calor disponível para a fusão das rochas matriz não existe em excesso e deve ser aplicado pelo calor latente de cristalização de algumas porções do magma ocorrendo de maneira parcial nos sólidos e também menos móvel. Este tipo de aquecimento e necessariamente limitado. Se as rochas matriz forem suficientemente fragmentadas, os blocos do teto acima de um pluton ascendente podem se tornar deslocados, caírem e se afundarem através do magma (numero 3 na Figura 4-34). Este processo é chamado de stoping, depois da pratica de mineralização do teto de um trabalho no subsolo. Evidências consideráveis deste processo são encontradas em porções acima do plúton onde o bloco da rocha matriz é suspenso em rochas ígneas cristalizadas como os rafts e xenólitos. O processo fica mais evidente quando os agmatitos são formados pela injeção ao longo da rede fraturas (ver Figura 4-27a). O processo de stoping requer que a rocha matriz seja mais densa que o magma. A subsidência dos caldeirões (Figura 17-16) e a formação do caldeirão (Figura 4-9) são exemplos em grande escala de processo de stoping em profundidade. A falta de um campo de evidência para
93 quantidades significantes de xenólitos parados chama a questão dos efeitos da processo stoping como processo principal na empacotamento do magma, A combinação da assimilação e do stoping são chamados de solução de stoping ou zona de fusão (solution stoping ou zone melting) pode operar em profundidade onde a rocha matriz está próxima de ponto de fusão. Neste processo os minerais do teto do pescoço da rocha e uma quantidade equivalente de magma são cristalizados no assoalho, como proposto por Ahren et al. (1980). Este processo mitiga a perda do calor a partir da intrusão do magma, principal impedimento para a assimilação. Assim como o processo pode ser efetivo ao manto e crosta profunda, onde o magma ascende, como um diapirico, mas se as rochas matriz estão bem abaixo do ponto de fusão, mais minerais poderão se cristalizar na fusão e o pluton rapidamente se solidifica. Deformação dúctil e retorno do fluxo descendente (numero 4 na Figura 4-34) são mecanismos associados com a ascensão de diapiros em grandes profundidades e são provavelmente eficientes onde à viscosidade das rochas é baixa. Em qualquer profundidade, ballooning, ou expansão radial da câmara magmática na adição do magma abaixo que também pode assumir o lugar. Balloning pode também fisicamente comprimir as paredes da rocha pelos lados do diapiro, forçando as paredes a se separar com o acompanhamento da deformação da aureola (número 5 no Figura 4-34). A evidencia rara da textura para as paredes das rochas ao redor do parte superior e do meio dos níveis elevados de plutons debatem contra o diapirismo como uma forma de mecanismo de empacotamento destes níveis crutais (paterson et al., 1991). Como no caso dos diques mencionados acima, ambiente extensionais (numero 6 na Figura 4-34) facilitariam o processo, mas como mencionado acima, a taxa de extensão coloca limites no grau ao qual pode contribuir. Embora se acredite que o magma entre em ascensão por alguns ou todos os processos acima, todos eles possuem limites para se estenderem às circunstancias nas quais eles podem operar. Devido a estes corpos estarem intrudidos abaixo, existe uma tendência natural de pensar que eles estendam externamente com profundidade e ocupando considerável volume diante da superfície que podemos observar (na Figura 4-20). Esta é forma no quais os batolitos tem sido empurrados por décadas na maioria das seções geológicas envolvendo eles. Eles simplesmente se alongam externamente, no qual certamente deixa impressões de muito mais material ígneo. A forma de diapiritos experimental por outro lado é diferente, porque pelo menos eles estão próximos à superfície. A figura 4-35é um desenho de alguns resultados de alguns experimentos realizados por Ramberg (1970), no qual ele modelou diapiritos usando material macio coberto por baixa densidade em camadas de alta densidade de estrato e colocados em uma centrifuga para conduzir a moção do diapirico. Baseada nos modelos de gravidade e campos erodidos de batolitos, alguns agora estão suspeitos de serem intrusões de assoalho superficial.
Figura 4-35: Modelos de diápiros criados por massa de vidraceiro em centrifugas, segundo Ramberg (1970), In Newell, G., and N. Rast, (1970) (eds.), Mechanism of Igneous Intrusion. Liverpool Geol. Soc., Geol. J. Spec. Issue no. 2.
A Figura 4-36 é uma seção composta de Batolitos Bouder em Montana, no qual sugere que a espessura é menos do que 10 km. Outros plutons agora são suspeitos de estarem finos ou mesmo em películas. O Granito de Lilesville, Carolina do Norte (Waskome Butler, 1971), o Pluton de Katahdin, New Hampshire (Hodge et al., 1982).
Figura 4-36 Seção geológica no Boulder Batholith, Montana. Segundo Hamilton e Myers (1967), The nature of batholiths. USGS Prof. Paper, 554-C, c1-c30.
94 4.3 Sistemas Hidrotermais Rochas vulcânicas e sedimentares fraturadas e sedimentos permeáveis provem algum aquecimento, intrusões superficiais são locais ideais para o desenvolvimento de um sistema hidrotermal extenso. Um sistema hidrotermal tipicamente associado a terrenos vulcânicos e silicosos é mostrado na Figura 4-37. Estudo de isótopos estáveis tem mostrado água meteórica predominante sobre a juvenil na maioria dos sistemas hidrotermais (Mazor, 1975), mas a proporção é variável partindo de um para o outro localmente. O calor da superfície da câmara magmática está tipicamente associado com o aquecimento do vulcanismo recente da água subterrâneas (mais algum componente juvenil associado) então se expande e ascende o material permeável acima, resultando comumente em fumarolas e aquecimento na superfície. A água então se resfria, se movendo lateralmente como a ascensão da água quente e descende novamente logo que se torna densa em um sistema tipicamente convectivo. O resultado é a circulação de um sistema de groundwater acima do corpo magmático e talvez com porções solidificadas de corpos no qual pode estar truncado (Henley e Ellis, 1983: Hildreth, 1981). Sistemas hidrotermais acima de batolitos podem afetar consideravelmente o volume da rocha. Fluxo de fluido aquoso é controlado pela permeabilidade das rochas. Sistemas de fraturas extensivas são comuns acima das intrusões e isto age como um condutor efetivo para fluidos hidrotermal. Estruturas calderas são mais comuns centro de atividade hidrotermal. Buracos ocorrentes em alguns sistemas estendendo a profundidade para 3km, onde eles tem encontrado águas salinas próximos a um pH neutro (brines) em temperaturas acima de 350ºC. Abaixo disso as características das soluções são imprecisas, mas sob altas temperaturas são certamente ocorrentes. Se houver um aquecimento na parte superficial da porção do sistema, o CO 2 e H2S são tipicamente concentrados no vapor o qual pode atingir a superfície como uma atividade fumarolica, condensado ou oxidado a partir de um distinta solução de ácido sulfato/bicarbonato comum em alguns campos geotermais.
Figura 4-37: Seção esquemática através de um sistema hidrotermal desenvolvido acima da camara magmática, em terreno vulcânico silicoso. Segundo Henley and Ellis (1983), Earth Sci. Rev., 19, 1-50. Estudos isotópicos de oxigênio mostram que muito do fluxo de água (setas cinzas) é circulaçào de água meteorica . Água magmática (juvenil) é tipicamente de menor importância (linhas tracejadas vermelhas). Elsevier Science.
Os fluidos hidrotermais envolvem através da troca química (isotópica) com os silicatos fundidos e/ou porções solidificadas de pluton, onde a maioria da água é juvenil ou não. Irá conter um numero de constituintes ígneos dissolvidos. Como este fluído interage com as rochas ao redor isto pode causar um numero de trocas químicas, mineralógicas e texturais para assumirem um local, dependendo da temperatura, permeabilidade, composição química e natureza dos fluidos junto com a rocha, a proporção de fluido e rocha atinge 0,001 para aproximadamente 4, baseado na troca isotópica de oxigênio (Taylor, 1974). A grande variação da natureza física e química dos sistemas hidrotermais resultam em uma variedade similar de produtos de alterações, incluindo quartzo, feldspato, minerais cinzas, clorita, zeolita, biotita, actinolita, epídoto e uma numero de sulfetos.
95 Capítulo 5
Introdução a Termodinâmica
Petrológos usam o conhecimento em termodinâmica de duas maneiras: Primeiro, os princípios da termodinâmica podem ser aplicados qualitativamente para tachar um sistema geológico ou para diagnosticar os efeitos que mudam com a pressão (P), temperatura (T) ou composição (X) podem ter uma montagem da fusão rocha/fluído. Qualitativamente nós podemos responder importantes questões como, “Qual seria o efeito, em geral, para o aumento da pressão em rochas pouco fundidas?” ou “O que aconteceria se a água fosse adicionada numa rocha próxima da temperatura de fusão?”. Segundo, se alguns dados fundamentais básicos podem ser experimentalmente determinados, nós podemos calcular quantativamente tanto para uma certa montagem de minerais (i.e., uma rocha), quanto para ± uma fase de fluídos ou de fusão, se são estáveis ou não em alguma combinação em particular de P, T e X. ambos destas aproximações são baseadas num entendimento de equilíbrio e energia. Através dos anos de experimento nós temos copilados dados suficientes de minerais e gases que nos permitem calcular quantativamente o limite de estabilidade de alguns minerais e montantes de minerais-fluído. Devido às fusões de composição serem complexas e variavelmente comparavelmente com os minerais e gases nós estamos somente no estágio recente de tornar possível um tratamento quantitativo do sistema ígneo. Eu irei adiar a aproximação quantitativa até que nós possamos lidar com o metamorfismo e ter uma ocasião em que possamos aplicar este resultado. Para o presente momento, eu irei desenvolver bases termodinâmicas gerais e então concentrar numa aproximação qualitativa que irá nos ajudar a tachar numa variedade de fenômenos ígneos.
5.1 Energia Um sistema é qualquer porção do universo onde apenas um pode ser isolado (tanto fisicamente quanto quimicamente) no sentido de estudá-los. As vizinhanças (surroundings) são as porções adjacentes do lado externo do universo do sistema em questão. Todos os sistemas naturais são controlados pela energia. Qualquer mudança macroscópica no sistema é acompanhada pela conversão de energia a partir de uma forma ou de outra. Por enquanto, a queda de um objeto, assim como a rocha, envolve a conversão de energia potencial (potencial energy) (associada á altura) para energia cinética (kinetic energy) (locomoção). As rochas ascendentes envolvem a transferência de energia química (chemical energy) (armazenada em seu corpo) para a energia cinética (similar à locomoção dos músculos do corpo ou eventualmente a rocha). Igualmente a mistura de ácidos fortes e bases é a convenção de energia química armazenada para energia térmica (thermal energy) assim como eles reagem e neutralizam uns aos outros, aquecendo início do processo. A compressão de ar na bomba da bicicleta quando você infla um pneu, envolve a conversão de energia mecânica (mechanical energy) para energia térmica. Se nós considerarmos um sistema mais a vizinhança imediata, a energia é conservada durante todo o processo. Se, por outro lado, nós considerarmos somente o sistema, assim como a rocha, a energia pode ser perdida ou adquirida a partir das vizinhanças. Rochas em ascensão, por exemplo, adicionam energia a partir das suas vizinhanças, aumentando assim a energia potencial do sistema da nossa rocha. É claro que nós removermos o suporte da rocha, irá logo despencar sobre a Terra, perdendo espontaneamente a energia potencial assim como está coberta pelo calor (fricção) e a energia mecânica quando de choque com a Terra deformando um pedaço. A energia potencial original é uma parte inútil. É capaz de realizar trabalho, se nós colocarmos numa roldana e deixar uma corda tornar-se o gerador. Alguns podem descrever uma massa assim como uma rocha sob altas elevações, como tendo um alto conteúdo de energia
96 do que uma massa similar sob baixas elevações. É óbvio que uma massa não suportada estará espontaneamente em queda para o ponto mais baixo que puder. A rocha que não possui uma sustentação cai até se chocar com a Terra não havendo interrupções no percurso. Isto nos leva para uma importante propriedade de sistemas naturais. Os sistemas naturalmente tendem a irem à direção de uma configuração de mínima energia. Tais configurações de mínima energia, assim como a rocha no solo, são referidas como estáveis (stable). Uma rocha arremessada para cima é uma configuração instável, (instable), pois irá rapidamente cair na Terra sob a influência da gravidade. Felizmente, nem todos os sistemas naturais mudam espontaneamente para o estado de mínima energia. Alguns sistemas podem existir num sistema que está com baixa energia. Deve haver barreiras de energia que dominam o verdadeiro estado de mínima energia para serem atingidos. Retornando para analogia da queda da nossa rocha, supondo a rocha se choque numa área inclinada do solo e pare na depressão (Figura 5-1). Claramente esta não é a mais estável configuração possível, assim como existem baixas elevações próxima no qual favorecem o rolamento se possível. Embora esta elevação seja a mais baixa do que as possibilidades das adjacentes imediatas. Teriam que rolar brevemente para cima, aumentando momentaneamente assim a energia potencial antes que possa rolar para uma elevação mais baixa disponível. Devem existir barreiras de energias que impedem a rocha partindo do fácil alcance do baixo estado de energia. Tais estados, tanto estáveis (baixo estado de energia) quanto instável (capaz de mudança espontânea), são chamados de metaestável (metastable) (Figura 5-1). Nós podemos pensar que sistemas como sendo tanto em equilíbrio (equilibrium) ou num estado de desequilíbrio (desequilibrium). Algum sistema que não está submetendo-se de alguma forma de transição é dito estar em equilíbrio. Pode estar tanto em equilíbrio estável (assim como as rochas no meio da inclinação) ou equilíbrio metaestável (assim como em rochas soltas).
Figura 5-1: Estados de estabilidade. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
As barreiras de energia que mantém os estado de metaestável podem ser de energia potencial, como as rochas na Figura 5-1 ou de natureza cinética. Barreiras cinéticas sustentam alguns materiais familiares a partir do revestimento da maioria do estado estáveis. Quando um carro é arranhado, o metal não se torna imediatamente oxidado pelo enferrujado. Diamantes não invertem para grafite e as rochas na superfície da Terra não se tornam instantaneamente intemperizadas para formar a argila. Isto é devido à barreira de energia envolvida na quebra de ligações para reações que assumem uma posição que é muito elevada para baixa energia cinética (vibracional, vibrational) de ligações em baixas temperaturas próximas a superfície da Terra. É mesmo fortuito que o estado de metaestável exista ou a maioria dos materiais e fontes de energia que nós usamos hoje não estaria disponível.
5.2 Energia Livre de Gibbs Sistemas direcionados em termos de energia é uma útil aproximação. O ponto crucial é encontrar a expressão de energia adequada e as variáveis que a controlam (estado de variáveis, variable state). A mecânica (mechanics) é o estudo da locomoção, assim como os projéteis ou como a queda da rocha. Pelo tratamento da energia potencial, cinética e gravitacional, assim bem como com a massa, velocidade e momento, a mecânica tem nos permitido entender como a locomoção de projéteis e planetas de um modo suficientemente bem para colocar as pessoas na Lua e prever as colisões de um cometa com Júpiter. O campo da termodinâmica, thermodynamics, assim como implica o nome, trata com a energia e calor. A termodinâmica pode nos ajudar a entender inúmeras coisas, da
97 engenharia dos vapores à refrigeração. O trabalho de J. Willard Gibbs relata elegantemente os conceitos da termodinâmica para um melhor entendimento dos sistemas químicos. Gibbs formulou um parâmetro de energia, a energia livre de Gibbs, Gibbs free energy que atua como uma medida do conteúdo de energia dos sistemas químicos. A energia livre de Gibbs em específicas pressões e temperaturas pode ser definida matematicamente como: G = H-TS
(5-1)
onde G é a energia livre de Gibbs, H é a entalpia (enthalpy) (ou calor contido), T é temperatura em Kelvin e S é a entropia (entropy) ( mais facilmente percebida casualmente). Como um simples exemplo de entalpia, considere o aquecimento da água num fogão. A entalpia da água aumenta assim que esquentada, pois você está adicionando calor a ela. Quando ela ferve o vapor tem uma alta entalpia do que a água, mesmo que ambos estejam sob mesma temperatura (o ponto de fervura), pois você tinha adicionado calor à água e esta o converteu logo que virou vapor. Assim, para a entropia imagine a ordem de estrutura de uma grade de cristal. Esta é uma baixa entropia. Os líquidos possuem menos arranjos ordenados de átomos, portanto grandes entropias. Os gases possuem muito mais entropia do que os líquidos, pois os átomos ou moléculas são muito mais abertamente distribuídos. Usando este parâmetro de energia livre de Gibbs, não podemos tachar a estabilidade do sistema químico, apenas como nós usamos a energia potencial para a rocha na Figura 5-1. De maneira análoga, um sistema químico pode proceder para um estado que minimize o apropriado parâmetro de energia. Em outras palavras Formas estáveis de sistema químico são aqueles com o mínimo possível de energia livre de Gibbs para as condições dadas. O parâmetro de energia livre de Gibbs é ideal para os petrológos e geoquímicos, pois variam em função da temperatura, pressão, composição e o mais importante determina as variáveis (estado de variáveis) na natureza. Não usaremos a energia livre de Gibbs para analisar o comportamento da variedade de sistema ígneos e metamórficos. Nós começaremos com alguns conceitos relativamente básicos, os aplicando para sistemas químicos muito simples. Nós podemos então adicionar novos princípios da termodinâmica e técnicas posteriores (principalmente no Capítulo 27) assim nós os requeremos para o tratamento de sistema mais complexo. A variedade de processos petrológicos, partindo das transformações polimórficas para o metamorfismo, para a cristalização e fusão podem ser expressas com reações químicas do tipo: A + B + ... = C + D +... onde cada letra representa uma espécie química assim como cada mineral, líquido, gás ou espécies iônicas em solução. As espécies do lado à esquerda da reação são chamadas de reagentes (reactant) e aquelas à direita são chamados de produto (products). É claro que a reação deve balancear estequiometricamente, no qual o número de átomos de cada elemento deve ser o mesmo em ambos os lados da reação. Pois a forma mais estável de um sistema em qualquer valor de pressão (P), temperatura (T) e composição (X) é a forma com a mais baixa energia livre de Gibbs para as formas alternativas (reagentes x produtos) num sistema com P, T e X interessante. Para uma reação, esta comparação pode ser acompanhada por alguma variável (no caso G) e pela definição que: ΔG = Σ (nprodutosGprodutos – nreagentesGreagentes)
(5-2)
onde Σ representa o total e n é o coeficiente estequiométrico para cada fase da reação. Por exemplo, considere hipoteticamente a reação: 3A + 2B = 2C +D; ΔG pode ser expresso como: ΔG = GD + 2GC – 3GA – 2GB. Se ΔG é negativo, então os produtos possuem uma energia livre total baixa do que os reagentes (significa que eles são mais voláteis) e a reação devem ocorrer a partir da esquerda para a direita como escrito. Se nós conhecemos o G para cada fase (phase) (mineral, líquido ou gás) e espécies iônicas (se incluídas) em reações sob a mesma pressão e temperatura, nós compararíamos os valores totalizados para os reagentes e para os produtos
98 calculados no qual o lado da reação esta mais estável em condições de interesse. De modo similar, nós poderíamos usar a energia livre de Gibbs dos constituintes para determinar as condições P-T-X dentre os quais os reagentes e produtos são igualmente estáveis: a condição de equilíbrio para a reação. No sentido de fazer tudo isso nós devemos primeiro estar capazes de determinar os valores da energia livre de Gibbs de qualquer fase (ou espécie iônicas) em qualquer temperatura, pressão e composição de interesse. É uma simples questão de combinação deles usando a Equação (5-2) para fazer o resto.
5.3 Energia Livre de Gibbs Para Uma Fase Vamos tratar a partir de agora de um simples sistema composto por substâncias de composições fixadas (fixed composition) (colocando fora preferencialmente às relações complexas entre a energia livre e composições até posteriormente). Para uma única fase (single phase) assim como um mineral ou líquido nós devemos estar capazes de determinar a energia livre de Gibbs sob qualquer pressão e temperatura específicas. Contudo, nós possamos medir o volume, temperatura, pressão e várias outras propriedades por fase, são impossíveis de se medir o valor absoluto da energia química livre de qualquer fase, íons, etc. Nós podemos, contudo, determinar mudanças, changes na fase de energia livre como as mudanças de estado das variáveis. Se nós podemos medir as mudanças, nós precisamos somente escolher algum estado arbitrário (um “estado de referência”) de uma fase e designar qualquer valor de G que nós escolhemos. Podemos então usar as mudanças de G como condições variadas para designar o G para outro estado. O mais comum estado de referência é considerado para elementos puro na sua forma natural (estável) em 25ºC (298,15K) e pressão atmosférica (0,1 MPa), as condições tipicamente sobreaquecidas em laboratório e designar a energia livre de Gibbs de zero joules (J) para este estado. A referência da energia livre de Gibbs para o oxigênio, por exemplo, é de zero J para o gás puro de O 2 e para o silício é de zero J para o metal de Si, ambos sob 298,15K e 0,1 MPa. Note que G é uma variável extensiva (extensive variable), no qual está dependente acima da quantidade de material do sistema (a extensão do sistema). Nós podemos resolver este problema expressando g em termos de energia molar ou em número de joules por moles da substância. A energia livre de Gibbs molar do Si é uma propriedade constantemente intricita dos elementos. Para uma composição, assim como o quartzo, nós podemos medir a mudança de calor (entalpia) (ΔH) associado às reações de 1 mole de Si + 1 mole de O2 para 1 mole de SiO2 (pela técnica chamada de calorimetria, calorimetry). Nós podemos também calcular a entropia do quartzo baseado na suposição de que a entropia de qualquer substância é de zero à zero K (a Terceira Lei da Termodinâmica) e calcular a mudança da entropia entre zero K e 298,15K (como discutido nas seções seguintes. A partir destes valores de H e S nos podemos computar a energia livre de Gibbs para baixos quartzos usando a equação (5-1). O resultado é conhecido como a formação energia livre de Gibbs molar (molar Gibbs free energy of formation ( a partir dos elementos) e dado o símbolo: ΔGº f onde a posição subscrita para a “formação” e o sobrescrito se refere ao estado de referência (state reference) de 298,15K e 0,1MPa e a barra acima do G indica que é uma quantidade molar. Para o quartzo, ΔGºf é de -856,3KJ/mol (Robie e Hemmingway, 1995). Isto representa ΔG para as reações Si (metal) + O2 (gás) = SiO2 (quartzo). Note que o valor negativo e extenso da energia livre nos diz que o produto (quartzo) e muito mais estável que os reagentes (Si e O 2), isso ocorre porque encontramos o quartzo e não metais de sílica em nosso ambiente rico em oxigênio. A energia livre para outros componentes, incluindo os minerais, os gases, os íons entre outros são determinados de modo similar. ΔGº f é o valor usado para a energia livre de Gibbs (G) de várias fases em 298,15K e 0,1 MPa e é a base da maioria dos cálculos termodinâmicos. Os dados termodinâmicos são tabulados e disponibilizados a partir de inúmeras fontes, incluindo publicações copiladas, como as de Robie e Hemmingway (1995) ou a base de dado dos computadores (comumente como parte de um programa que executa bem os cálculos). Pequenas variações nos valores reportados refletem inexatidão experimental na calorimetria ou até mesmo nas técnicas usadas. Posteriormente nós temos imaginados
99 caminhos para extrair dados termodinâmicos a partir de elevadas temperaturas e pressões experimentais em equilíbrio.
5.3.1 Variações na Energia Livre de Gibbs por Fase com a Pressão e Temperatura Uma vez que nós temos dados referentes ao estado para o interesse de fases geológicas, nós podemos determinar o valor da energia livre de Gibbs (G) da fase em elevadas temperaturas e pressões. Nós podemos fazer isso usando a seguinte equação diferencial: dG = VdP – SdT (5-3) onde G é a energia livre de Gibbs da fase, V é o volume e S é a entropia. A equação também mantém a verdadeira propriedade molar (G, V e S). Eu irei daqui por diante fazer o tratamento para todos os parâmetros como molar e dispensar a barra como símbolo. A equação (5-3) formaliza a variação em G com P e T. O valor de G muda também a composição em parâmetros para esta variação, podem ser adicionados a Equação (5-3), mas tenho decidido manter a composição constante durante o tempo para aliviar o nosso processo de inicialização. Assim como muda com a temperatura (dT) e/ou pressão (dP) ocorre que G irá também mudar (dG) de maneira determinante. Assim G para uma fase, como na forsterita, seria diferente para diferentes temperaturas e pressões. Nós resolveremos que para G em diferentes temperaturas e pressões pela integração da Equação (5-3): P3 T2 GP2T2 – GP1T1 = ∫VdP - ∫SdT P1 T1
(5-4)
onde P2 e T2 é a pressão e temperatura de interesse e P 1 e T1 é a pressão e temperatura iniciais (assim como 298K e 0,1 MPa). Para realizar a integração com exatidão, nós precisamos saber como V varia com P e como S varia com T. A variação de V a respeito de P (chamada de compressibilidade isotermal, thermal compressibility) é suficientemente pequena para sólidos em que V pode ser tratado como constante para uma fiel e extensa alcance da pressão, mas o volume dos líquidos em particular dos gases irá mudar com a pressão, então para eles, os cálculos que assumem V como constante irá resultar em erros. S varia apreciavelmente com T e a maioria das fases, tanto nos sólidos quanto nos líquidos ou nos gases. A relação pode ser expressa com dS = (Cp/T)dT, onde Cp é a capacidade de aquecimento (heat capacity) (a quantidade de calor requerida para aumentar 1 mole da substância em 1ºC). Substâncias com elevadas capacidade de aquecimento podem absorver consideravelmente o calor com somente uma pequena mudança de temperatura. Considere a quantidade de calor que você deve adicionar numa vasilha de água (alta capacidade de aquecimento) para aumentar a temperatura em 50ºC versus a pequeníssima quantidade de calor requerida para fazê-lo no mesmo volume de ar (baixa capacidade de aquecimento). O processo é complicado naquela capacidade de aquecimento para ela própria em função de T, e varia num modelo não linear. Equações polinomiais (normalmente na forma Cp = a + bT – c/T2) são empiricamente determinados para cada fase e são reportados na maioria das fontes (incluindo Robbie e Hemmingway, 1995) nos permitindo calcular S com precisão em qualquer temperatura. Se a variação na pressão e temperatura (dP e dT) são pequenas, nós podemos assumir que V e S são constantes assim como a primeira aproximação e a Equação (5-4) é reduzida para uma simples forma algébrica. Nós faremos esta suposição (para sólidos pelo menos) nos problemas e exercícios neste texto e evitando os cálculos para as integrais que incluem funções polinomiais de compressibilidade e capacidade de aquecimento. Felizmente, alguns programas de computadores realizam as integrações para nós, então podemos ainda derivar com mais precisão os resultados caso seja necessário. Os melhores programas possuem dados de V, S, H e Cp para os mais comuns minerais, líquidos e gases, logo os cálculos, incluindo as correções para a compressibilidade e as mudanças de S e H com T são instantaneamente realizadas. Nós podemos entender suficientemente a teoria à aplicação usando as formas algébricas e deixar os computadores realizarem a mais complexa parte matemática. No seguinte exemplo de problema, nós teremos alguma experiência com o manuseio das formas algébricas da Equação (5-3) e comparar com
100 os nossos resultados de quartzo de forma integrada no sentido de nos dar uma idéia da magnitude dos nossos erros das simplificações introduzidas. Exemplo de problema: Calculando a energia livre de Gibbs do quartzo em elevadas P e T. Como exemplo nós devemos usar a Equação (5-3) para calcular o G para o quartzo em 500ºC e 500 MPa (5KP). Pois a Equação (5-3) se distribui com a mudança de G em P e T, primeiro nós devemos saber o valor do Gquartzo em qualquer temperatura e pressão inicial. Nós usaremos o estado comum de referência de 298,15K e a pressão atmosférica de 1atm no qual o Gquartzo é -856,3KJ (± 1KJ: erro analítico) por mol (a partir de Robbie e Hemmingway 1995). Tem Celsius (C) igual a T em Kelvin (K) menos 273,15, mas nós comumente desarticulamos para o próximo grau, no qual é precisamente suficiente para o trabalho geológico. Assim 298K ou 25ºC ou “espaço de temperatura” “room temperature”. Para calcular o G quartzo sob elevadas pressões, diz-se GPa, nós também precisamos saber o volume molar do quartzo, no qual é 22,69 cm3/mol. Devido a G está expresso em joules (m2Kg/seg2 mol) e P em Pascoal (Kg/seg3 m), V deve ser expresso em m3/mol se as unidades estão expressas em permanência consistente. Contudo, cm3 = 10-6 = 103 e MPa = 106Pa, então nós podemos evitar os pequenos e grandes números pelo uso de joules para G, cm3/mol para V e MPa para P e os expoentes irão cancelar quando multiplicarmos VxP. A escolha está ao nosso critério, mas sempre lembrando de ser cuidadoso com as unidades usadas nos cálculos. Começaremos com a correção da pressão, calculando o Gquartzo em 0,5 GPa (500KPa) e 298,15K (25ºC). Devido a T ser constante, dT = 0 e a Equação (5-3) se reduz para dG = VdP. Podemos integrar isto para atingir: P2
GP2 – GP1 =
V∫dP (T é constante) P1
(5-5)
Se V é constante com as mudanças de pressão V pode ser removido da integral e a Equação (5-5) se torna algébrica:
P2
GP2 – GP1 = V ∫dP = V(P2-P1) P1
(5-6)
onde P2 = 500MPa e P1 = 0,1MPa em T constante G0,1 é -856,300 + 22,69(499,99) = -844,987J ou -845,0K Se nós quisermos corrigir primeiro a temperatura, um processo similar pode ser usado para calcular G em 500ºC (773K) e 0,1MPa. Devido ao fato de P ser constante, a Equação (5-3) torna-se: P2 GT2 – GT1 =
∫-SdT (P é constante) P1
(5-7)
E se assumirmos que S está constante acima da temperatura de alcance, isto se reduz para: GT2 – GT1 = - S (T2-T1)
(5-8)
S0,1.773 = 41,46J/Kmol (Robbie e Hemmingway, 1995) rendendo para: G0,1.773 = G0,1.298 – 41,46(773-298) = -876,0KJ Finalmente podemos configurar ambas as operações na seqüência (tanto quanto na primeira) para obter o G em qualquer temperatura e pressão. Se nós usarmos a Equação (5-6) para obter G500,298 e então usar a Equação (5-8) sob uma pressão constante de 500MPa, nós temos G500,773 = -844,73 – 41,46(773-298) = -864,6KJ.
101 Podemos agora comparar nossos resultados obtidos com o método usado pelo computador para integrar as equações para ver como as nossas aproximações constante de V e S usados. A Tabela 5-1 lista os resultados para baixos quartzos gerados por um programa de computador SUPCRT (Helgeson et al., 1978). A primeira coisa a se notar é que o SUPCRT utiliza da sua própria base de dados, então mesmo que o estado de referência para o valor do Gquartzo mude a partir de valores diferentes de Robbie e Hemmingway (1995), embora menos do que 400J, no qual menos de 0,04% de G, ou metade de um erro analítico relatado. Veremos a seguir que nossa aproximação para V constante não está perfeita (coluna 5), mas aparentemente não é bom o suficiente, pois nossos cálculos par G em 500MPa em 25ºC coincide com os valores integrados do SUPCRT (de novo dentro de aproximadamente 400J). De fato, se nós temos usado o mesmo padrão de valor de estado para G na Equação (5-3) usando o SUPCRT, a concordância tem que estar coerente diferindo apenas por aproximação de 50J. Então para as fases sólidas, pelo menos, a aproximação do volume que permanece constante é pequena para as mudanças de pressão com menos de 1 GPa (a espessura grossa da crosta). Isto será o mais verdadeiro sólido, não longo tanto quanto a fase de pressão induzida de transição assumirá o lugar. Como nós veremos no próximo capítulo, baixos quartzos invertem a coesão em aproximadamente 2 GPa com uma mudança significativa do volume. Nestas aproximações em que 3 permanecem constantes com a mudança de temperatura não é bom. A diferença entre a energia livre extrapolada linearmente (nosso calculo de mão feito para S constante) e com uma curva (integrada pelo SUPCRT) acima da mudança de 475ºC de temperatura está com 14,619J. Na coluna 6 da Tabela 5-1, nós vemos a entropia tem mais do que o dobro acima deste alcance. Não menos que o erro relativo em G é somente 2%. Se nós calculamos G em 800ºC a diferença aumenta para 35,247J ou 4%. Em resumo, podemos usar a Equação (5-3) para calcular a mudança da energia livre de Gibbs para a fase de um mineral, líquido ou gás com mudanças na temperatura e pressão. Se nós pudermos determinar G para uma fase em algum estado inicial P-T (tabelado em algumas fontes), podemos então determinar G em outras pressões e/ou temperatura. Os cálculos das pressões são relativamente fáceis para as fases sólidas, porque nós podemos assumir que V é constante e usar uma simples forma algébrica (Equação 5-6) sem que ocorra algum sacrifício da precisão. Correções na temperatura usando a forma algébrica (Equação 5-8) são menos precisa e a integração pode ser necessária de dT for muito grande. Os resultados destes cálculos são apenas números. E o que estes números significam? Lembre-se que G é uma medida de estabilidade de fase ou de um sistema. Se existirem duas (ou mais) formas alternativas que um sistema pode ter (por exemplo, SiO2 pode ocorrer em baixo quartzo, elevado quartzo, tridimita, cristalobita, fusões, etc.) a forma com o baixo G em uma dada pressão e temperatura será a forma mais estável. Nós poderíamos determinar isto pelo cálculo de g para qualquer P e T na questão e então os comparar. Alternadamente, nós podemos tratar as diferenças entre energia livre de duas formas diretamente competentes, obviamente a precisão de verificar as formas alternadas concebidas. A transição de uma forma para outra é uma reação, logo nós deveríamos então tratar com mudanças de G envolvidas durante a reação.
Tabela 5-1: Dados termodinâmicos para baixo quartzo calculado pelo usa da Equação (5-1) e SUPCRT
102 5.4 – Energia Livre de Gibbs para Reação Agora que calculamos a energia livre de Gibbs de uma fase em qualquer temperatura e pressão, nós procederemos considerando uma reação, pois nós iremos aprofundar na petrologia ígnea, como tendo sido escolhido as simples reações de fusão. Como exemplo pode ser referido para o diagrama de fase esquemático (schematic phase diagram) na Figura 5-2, mostrando os limites de estabilidade da fase sólida do mineral (S) e ela correspondendo a fusão do líquido (L) nos termos das variáveis P e T. A reação em questão pode ser escrita como: S = L. o sinal da igualdade foi usado ao invés de S→L para deixar implícito que os dois lados da equação são quimicamente equivalentes e a reação pode ocorrer de qualquer lado dependendo das condições. Somente quando a direção que a reação progride é importante a seta será usada.
Figura 5-2: Diagrama de fase esquemático P-T de uma reaçào de fusão. Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Devemos comparar e considerar a energia livre de Gibbs em ambas as fases envolvidas nas reações. Se nós seguirmos a lógica dos estados mencionados acima (que todo sistema natural tende a ir para o estado de mais baixa energia) deve ser claro que os sólidos devem ser mais estáveis do que nos líquidos de composição equivalente em qualquer campo rotulado como “sólido” na Figura 5-2, enquanto que o liquido é mais estável no campo rotulado “liquido”. Em outras palavras, o valor de G para os sólidos deve estar abaixo daquele para o liquido em qualquer ponto (assim como o ponto A) no campo sólido. Igualmente a energia livre do liquido deve estar abaixo daquele para o sólido em qualquer ponto (assim como B) no campo liquido. Nós podemos resumir o conceito de estabilidade para a reação com a afirmativa: O lado da equação de reação com um baixo G sobre um dado conjunto de condições é o mais estável.
5.4.1 Variação na Energia Livre de Gibbs para Reações com Temperatura e Pressão No caso para a reação S = L nós temos duas fases, cada uma com a mesma composição e cada uma tem a energia livre de Gibbs definida pela Equação (5-1) para (5-4). Nosso sistema irá estar em estado liquido ou sólido e como as respostas irão variar com a pressão e temperatura? Esta deve ser a melhor ilustração se nós isolarmos uma única variável na Equação (5-3) então vamos conduzir somente a temperatura. Para qualquer fase com a pressão constante, nós podemos pegar parte da Equação Diferencia (5-3) em relação à temperatura para certa fase e termos: (φG/φT)P = -S
(5-9)
onde o subscrito P denota a pressão constante. A Equação (5-9) expressa a maneira na qual G para uma dada fase varia com a mudança em T (com P constante). Em outras palavras, -S é a inclinação de uma linha, representando o valor de G no gráfico de GxT. Entropia pode ser considerada uma medida de aproximação e não existem tais coisas com o alcance negativo. De acordo com Terceira Lei da Termodinâmica, a entropia cai para 0K (em ordem completa nem mesmo vibrando) não podendo ir abaixo. Porque S deve ser positivo tanto para o quanto longe estiver acima do 0K, a inclinação de GxT para algumas fases deve ser negativo de acordo com a Equação (5-9), como mostrada na Figura 5-3. A inclinação está para o líquido do que para os sólidos, pois S L>SS (pois os líquidos tem mais limites na estrutura atômica do que os sólidos cristalinos). Os pontos A e B na Figura 5-3 representam o fim do
103 ponto da isobárica (isobaric) (pressão constante, a temperatura aumenta como mostrada na Figura 5-2). No ponto A, fase sólida tem um baixo G do que na fase líquida e está mais estável. Como T está aumentando, o G de ambas as fases decaí (como na Tabela 5-1), mas o G dos líquidos decaí mais rapidamente do que o G dos sólidos. Logo que nós atingimos o ponto B, o liquido tem um G baixo e está mais estável. Porque S está variando, aumentando com T, as inclinações das curvas na Figura 5-3 não são lineares, aumentando de alguma forma com o aumento de T.
Figura 5-3 Relação entre a energia livre de Gibbs e a temperatura para o sólido e liquido de uma substancia a pressão constante. Teq é a temperatura de equilibrio. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Uma aproximação idêntica pode ser “tida” na isotermal (isothermal) transversa (temperatura constante) a partir de um baixo P para elevados P. se nós pegarmos a Equação Diferencial Parcial (5-3) para uma fase a respeito da pressão e temperatura constantes nós teremos: (φG/φP)T = V
(5-10)
Devido ao fato de V ser positivo, então a inclinação GxP e p V líquido está maior do que aquele para o sólido (Figura 5-4). O líquido é mais estável do que o sólido em baixas pressões, mas menos estável me elevadas pressões, em concordância com a Figura 5-2.
Figura 5-4: Relação entre a Energia Livre de Gibbs e a pressão para a forma sólida e líquida de uma substância numa temperatura constante. Peq é a pressão em equilíbrio.
A seguir aplicaremos a Equação (5-3) diretamente para nossa reação S = L. A equação é importante para esclarecer a escrita da reação antes que nós possamos concordar-la com a equação quantativamente. É também costume colocar o lado elevado da entropia da reação à direita. Aplicada a reação, a Equação (5-3) torna-se: dΔG=ΔVdP -ΔSdT
(5-11)
O Δ e o d denotam mudanças, mas diferentes tipos de mudanças. O d representa uma mudança finita nas variáveis de estado, assim como a pressão e a temperatura =, ao contrário do Δ que representa a mudança em algumas variáveis como resultado de algumas reações (como definida pela Equação 5-2). Para a nosso simples reação, S = L, embora ΔV = VL – VS, em outras palavras, ΔV é a mudança de volume que ocorre quando a reação progride, no caso quando ocorre a fusão de sólidos. A forma sólida da maioria dos materiais é mais densa do que a dos líquidos correspondendo na mesma temperatura, pois a ordem de crescimento dos cristais é mais composta que a desordem dos líquidos. Imagine a diferença entre leques de blocos e uma pilha desorganizada do mesmo bloco. A pilha desorganizada, incluindo o espaço de ar entre os blocos, ocuparia um grande volume total do que a pilha juntada. Uma exceção notável para esta regra geral é o caso da água e do gelo. A polaridade natural da molécula da água permite um fechamento do empacotamento das moléculas no liquido do que nas grades hexagonais do gelo.
104 Assumindo que não estamos fundindo a água em nossa reação, mas em alguns minerais, ΔV deve ser positivo para reações escrita onde S = L. De um modo similar, nós podemos deduzir que devido S S
5.4.2 O Estado de Equilíbrio No ponto x da Figura 5-2, ou em qualquer ponto na curva que separa os campos sólidos e líquidos, ambas as fases são igualmente estáveis, então elas coexistem em equilíbrio. A curva é chamada de curva de equilíbrio (equilibrium curve) (estável). Pois ambas as fases são igualmente estáveis em equilíbrio, eles devem ter o mesmo valor de G. Portanto ΔG = 0, o qual deve ser verdade em qualquer lugar ao longo da curva de equilíbrio. Isto é outro fundamental postulado. ΔG varia para uma reação em equilíbrio igual a zero. O conceito de equilíbrio, como ele se aplica para o nosso sistema de produtos e reagentes igualmente estáveis, é extremamente importante. Tais sistemas podem parecer serem estáticos, mas certamente eles não são. O equilíbrio representa um estado de fluxo dinâmico (dinamic), mas o fluxo neste caso cancela um outro. Para a nossa coexistência entre sólido e liquido as reações S→L ambas acontecem continuamente, mas as taxas nas quais eles procedem são iguais. A quantidade de cada fase irá permanecer a mesma durante muito tempo se as condições não forem mudadas. A natureza dinâmica deste estado de equilíbrio pode ser observada macroscopicamente, pois a forma dos cristais irá mudar lentamente assim como eles trocam os átomos com os líquidos. O Principio de Le Chatêlier nos diz como cada estado dinâmico de equilíbrio irá reagir com as mudanças impostas sobre eles. Um sistema irá reagir de maneira que atuará de forma a mitigar as mudanças. Por instante, se nós aquecermos o sistema, o processo S→L irá assumir uma posição numa rápida taxa do que o processo L→S, então existirá gradualmente mais líquido e menos sólido (alguns cristais aparecerão na fusão). Este processo absorve calor adicionado e mantém o sistema na mesma temperatura, desse modo atenuando as mudanças impostas pela adição do calor. Se nosso sistema esta confinado de maneira compressível e um pistão for pressionado para aumentar a pressão, o processo L→S irá empurrar o processo S→L, embora reduzindo o volume na tentativa de desfazer a mudança. O Princípio de Le Chatêlier pode ser entendido da seguinte maneira: O Princípio de Le Chatêlier: Se a mudança é imposta num sistema em equilíbrio, a posição de equilíbrio irá ser deslocada na direção em que tende a reduzir a mudança. Este princípio é um tanto quanto eclético e tem aplicações que vão desde os sistemas químicos como para aplicações em nosso cotidiano.
5.4.3 Cálculos Termodinâmicos do Diagrama de Fase Embora os dados termodinâmicos sejam espassos pela fusão e possam ter algum tempo antes de nós calcularmos o equilíbrio da fusão da curva exata, nós podemos ainda usar a Equação (5-3) para praticamente calcular qualitativamente qualquer diagrama de fase assim como a Figura 5-2.
105 Fazendo isto, irá nos ajudar a entender os resultados de qualquer cálculo que nós desejamos fazer e improvisando enormemente nossa habilidade em interpretar o diagrama de fase que nós possamos criar aquelas que nós encontramos ao longo do texto.Existem cinco variáveis interelacionadas na Equação (5-3): G, S, V, P e T. Nós podemos usar estas variáveis para entender os vários aspectos do diagrama de fase, assim como a inclinação da curva de equilíbrio ou porque o sólido esta no lado de baixas temperaturas e elevadas pressões. A aproximação é simples e qualitativa, nos provendo como uma poderosa ferramenta para tachar as reações e o equilíbrio.
Figura 5-5: Aparato de uma pistola cilíndrica para comprimir um gás.
Por exemplo, como as pressões aumentam o volume naturalmente decai, assim como você pode imaginar para um aparato tipo pistola cilíndrica, como na Figura 5-5. Aplicando a pressão na pistola irá forçar para dentro e a pressão no cilindro abaixo do pistão irá aumentar. Similarmente, se existem duas (ou mais) possibilidades de configuração ou estado para um dado sistema químico, aquele com volume será favorecido em elevadas pressões, pois volume baixo é uma resposta ao aumento da pressão. Esta é uma aplicação do Princípio de Le Chatêlier, como discutido previamente. Considerando a transição do quartzo para seu polimorfo coesito e então para a stishorita com o aumento da pressão. Estas transições são mudanças cristalográficas no qual SiO 2 responde ao aumento da temperatura. A estrutura do polimorfo irá somente comprimir tão antes da inversão para diferentes polimorfos com sucessivas unidades de célula pequena. Baixo volume na fase é favorecido com elevadas P. Seguindo uma linha vertical na Figura 5-2, representando o aumento de P em T constante (isotermal), o sistema passa a partir do líquido para sólido, confirmando que VS
(5-14)
dP/dT = ΔS/ ΔV
(5-15)
e por conseguinte ΔVdP = ΔSdT, logo:
106 A equação (5-15) é chamada de Equação de Clapeyron, Clapeyron Equation, no qual o dá uma inclinação da curva de equilíbrio que separa os campos L e S na pressão e temperatura no diagrama de fase, como na Figura 5-2, embora em nosso exemplo nós não sabemos os valores exatos de ΔV e ΔS, nós sabemos apenas seus sinais. Neste caso, pois ambos possuem o mesmo sinal, a inclinação é (+), concordando com a nossa conclusão anterior. Dados termodinâmicos para fusões estão somente no campo para se tornarem disponíveis (ver referência abaixo) e é menos confiável do que os minerais. Nós iremos, portanto, determinar para uma determinada uma aproximação qualitativa e semi-qualitativa e usaremos estas técnicas para estimar a inclinação das reações de fusão no diagrama de fase e tachar a estabilidade relativa dos reagentes e produtos. No Capítulo nós procederemos partindo deste ponto desenvolvendo métodos quantitativos para calcular as condições de P-T e P-T-X para reações metamórficas baseadas em dados termodinâmicos para a fase do mineral e gás envolvido em reações metamórficas comum. Esta aproximação é routinamente peformado em minerais metamórficos e em fluídos, pois relativamente dados precisos estão disponíveis para estas fases.
107
PROBLEMAS.
1. A partir de dados apresentados, calcular a Energia Livre de Gibbs molar da forsterita em 600ºC e 1200ºC ambos sob 0,1MPa e 1GPa (assumindo-se que V e S são constantes). Gforsterita = -2.056,600J/mol Vforsterita = 43,65 cm3/mol Sforsterita = 94,11J/molK 2. Se a água é adicionada numa simples reação de fusão S = L e o mineral sólido é naturalmente anídrico, o líquido estará somente numa única fase que aceita alguma água dissolvida. A reação então se torna S + H 2O = L(aq), onde o subscrito significa que a fase é aquosa (e contém H2O). Usar o princípio de Le Chatêlier para qualitativamente calcular o efeito da adição da água no sistema de fusão anídrica inicial. Irá abaixar ou aumentar o ponto de fusão? Por quê?
3. Este exercício foi feito para preparar vocês para o próximo capítulo. A sua instrução deixará você com uma visão a frente partir da leitura ou de arquivos EXPT.DOC (word para windows) e a partir prenhall.com/winter e então levar para duas experiências simuladas no programa de computador devidamente configurado para o uso em laboratório.
108 Capítulo 6
Fase Binária - A Regra de Fase e Sistema para Um ou Dois Componentes
6.1 Introdução ao Comportamento da Fusão de Magmas Naturais Neste capítulo trataremos o comportamento de simples sistemas químicos fazendo analogia ao mais complexo sistemas naturais. Para entender o porquê é tão importante vantajoso fazer estas analogias, vamos começar pela observação do que ocorre quando uma fusão começa a se cristalizar de modo natural. Em um trabalho que combina exemplos naturais de resfriamento do magma junto a análises feitas em laboratório, Wright e Okamura (1977) estudam o comportamento da cristalização do lago de lava em Kaopuhi no Hawai. Eles preenchiam através de uma fina crosta do lago de lava e diante de amostras de magmas, usando metal (ferro) tingindo e uma sonda de cerâmica. Uma porção elevada e ponderada do magma basáltico é resfriada a partir da superfície para o interior pela inserção deste profundo testemunho dentro do líquido que está apenas diante da crosta em amostras ponderadas de porções quentes do magma. Junto a esse magma que foi inserido em buracos que estão preenchidos, para que se determine a temperatura do gradiente no magma, no sentido de estimar a temperatura no qual cada amostra foi coletada. O resultado é uma série de exemplos de composições basálticas uniformes coletadas em alcance da temperatura de resfriamento conhecida. Uma vez que extraídas, estas pequenas amostras são resfriadas rapidamente se solidificando. Felizmente, este processo é tão rápido que a solidificação da porção do líquido da amostra não tem tempo para formar cristais. Solidificando-se rapidamente (“amortecendo”) para formar vidro (uma fase sólida com um arranjo sem ordenamento de átomos), se algum cristal estava presente no líquido original em profundidade, permaneceram embebecidos na nova forma de vidro, pois eles não possuem tempo suficiente para crescer ou reagir com a fusão durante o processo de extinção. As amostras amortecidas foram levadas a laboratório para uma análise química e microscópica.
Figura 6-1 Porcentagem da fusão (vidro) em função da temperatura, um exemplo extraído a partir do resfriamento do basalto do Lago de Lava de Makaopuhi, Hawai. As linhas representam os alcances observados. After Wright e Okamura (1977).
Os resultados do estudo de Makaopuhi são sumarizados nas Figuras 6-1, 6-2 e 6-3 mostrando que a quantidade de vidro (que representa o magma líquido durante a aquisição da amostra) decaiu continuamente em 100% em aproximados 1200ºC para 0% em 50ºC. O líquido é progressivamente recolocado através dos cristais acima do limite de temperatura. Contrariando com qualquer substância simples e familiar, como o H 2O. Sob pressão
109 atmosférica a água se solidifica, passando para gelo numa temperatura de 0ºC. O basalto de Makaopuhi, por outro lado, começa a se cristalizar a 1250º, tornando-se completamente sólido quando o resfriamento atinge 250ºC. A Figura 6-2 nos apresenta uma seqüência específica de sólidos formados com o magma resfriado. A olivina começa a se cristalizar primeiro, seguida pelo piroxênio, plagioclásio e por fim por minerais de óxido de ferro-titânio (ilminita e titanomagnetita). Se você recordar da Reação da Série de Bowen (Figura 7-14) partindo das classes anteriores, poderá lhe ser útil como um conjunto em que você considera a cristalização de fusão basáltica. A formação da olivina seguido pelo piroxênio é exatamente o que a Série de Bowen prevê. A cristalização do plagioclásio no Makaopuhi, contudo, começa se formar depois do piroxênio e não ao longo junto da olivina, como indicado na Série de Bowen. Outra característica incomum na Figura 6-2 é que a quantidade de olivina aumenta com a cristalização do magma que ocorre em 1205ºC para 1180ºC decaindo com os futuros resfriamentos das fusões e cristalizações. Microscopicamente a recente formação do crescimento das primeiras olivinas começa então a aparecer em transcorridos 1800ºC abaixo, indicando que as olivinas passam a serem reabsorvidas (consumidas pela reação com a fusão) num resfriamento progressivo.
Figura 6-2 Porcentagem em peso da amostra de minerais do Lago de Lava de Makaopuhi em função da temperatura. After Wright e Okamura (1977). Minerais que se formam durante a cristalização
A Figura 6-3 mostra que a composição dos minerais também varia com a temperatura. A fase máfica recebe mais Ferro do que o Plagioclásio, embora de alguma maneira irregular, tendo menos componentes cálcicos e mais componentes sódicos (concordando com a Série de Bowen). Embora, não mostrado na Figura 6-3, a composição vítrea também muda progressivamente durante a cristalização com a permanência do vidro que se torna preferencialmente esgotada em Mg, Fe e Ca.
Figura 6-3 Modelo de composição de exemplos do Lago de Lava de Makaopuhi. After Wright e Okamura (1977).
Exemplos, nos quais podemos observar o comportamento da cristalização em fusões naturais são raras. Nós podemos observar a cristalização indiretamente, embora, pelo uso da textura da seqüência (Seção 3.1.4) ou pela
110 criação da fusão em laboratório. A partir de tais texturas e de critérios experimentais, temos confirmado que o mesmo precisa acima de um alcance da temperatura de cristalização, a seqüência da forma dos minerais para acima deste alcance e a maioria da composição varia nestes alcances consideravelmente, mas ocorrem algumas variações nestas texturas. Claramente, os minerais que se formam no basalto têm descoberto é que o alcance da temperatura excessiva na cristalização tem o mesmo lugar. Ocorrem mais fusões da cristalização da sílica em temperaturas baixas do que nos basaltos, e a seqüência de minerais em magma silicoso podem começar com uma biotita ou anfibólio e terminarem com feldspatos alcalinos ou quartzos. A seqüência atual dos minerais que se cristalizam varia de composição e de pressão. Algumas partes desta seqüência podem até mesmo se reverter de algum tipo de rocha para outra. A partir de uma textura acumulada e de dados experimentais nós podemos fazer as seguintes observações gerais sobre o comportamento das complexas cristalizações a partir de uma fusão natural (segundo Best, 1982): 1. O resfriamento fundido se cristaliza a partir de um líquido para um sólido no alcance da temperatura excessiva (e em pressões comum);
2. Algumas fases de minerais que se cristalizam acima deste alcance de temperatura possuem um número de minerais que tendem a aumentar quando a temperatura diminui;
3. Os minerais normalmente se cristalizam numa seqüência, geralmente com um considerável revestimento;
4. Minerais que envolvem soluções sólidas mudam a composição com o resfriamento progressivo;
5. A composição da fusão também muda durante a cristalização;
6. Os minerais que se cristalizam tão bem quanto na seqüência nas quais eles são formados, dependem da temperatura e da fusão;
7. A pressão pode atingir o alcance da temperatura no qual a fusão começa a cristalizar. Podendo atingir também os minerais que nela se cristalizam;
8. A natureza e a pressão de qualquer composição dos voláteis (tais como H 2O ou CO2) podem também atingir o alcance da temperatura de cristalização e a seqüência de minerais. Neste ponto, pode parecer que os magmas são simplesmente bastante complexos para se entender. A complexidade química de fusões naturais pode dificultar o foco na variedade de fatores que controlam o comportamento descrito acima. A fusão nos basaltos não se comporta da mesma maneira que nos granitos, mas por quê? Qualquer variedade química é responsável pelo aspecto da diferença? As sucessivas aproximações são para simplificar os sistemas que nós estudamos. Fazendo isso, reduzimos a complexidade do sistema e fazemos o possível para tachar os efeitos dos constituintes químicos individuais e os minerais durante a cristalização e fusão. É claro que existe um preço para este beneficio e este preço é que para sistemas simplificados não correspondem aos sistemas naturais que são os que nos interessam. Podemos entender melhor este simples “modelo”, mas os resultados podem não ser aplicados diretamente para o mais natural e complexo fenômeno. Entretanto, nós devemos ver que esta aproximação tem sido de grandes benefícios para os petrológos. Com um pouco de teoria e com alguns resultados experimentais a partir de sistemas simplificados, nós podemos entender as
111 bases para o comportamento listado acima. Finalizando os próximos dois capítulos, você deve estar capaz de retornar a lista e entender como todas estas oito propriedades de fusão são controladas. Aplicação de um sistema modelo para as rochas reais é possivelmente preciso e devemos fazê-lo efetivamente.
6.2 Equilíbrio de Fase e a Regra de Fase Se nós estamos entendo os sistemas simplificados que segue, precisamos também de um pouco de preparação na teoria. Nós queremos estar capazes de analisar sistemas de modo que nos permita compreender a dinâmica de cada um e responder por cada contribuição de cada constituinte químico para as variações naquela dinâmica. Se nós entendermos como a introdução ou adição de constituintes atingem um sistema, nós podemos entender cada novo sistema melhor, mas nós estaremos preparados a aplicar os sistemas que nós estudamos para os mais complexos sistemas na natureza. A regra de fase (phase rule) é simples, ainda que rigoroso e elegante tratamento teórico para esta aproximação. Para desenvolver a regra de fase devemos primeiro definir alguns termos. Como mencionado na Seção 5.1, um sistema (system) é qualquer porção do universo que você deseja estudar. No laboratório nós temos que escolher o sistema, mas o campo do sistema pode ser forçado sobre nós. A vizinhança (surroundings) pode ser considerada um pouco do universo apenas quando estiver fora do sistema. Um sistema pode ser aberto (open) (se ele puder transferir energia e matéria para o fim a partir de sua vizinhança), um sistema é fechado (closed) (somente no que se refere à energia, assim como o aquecimento que pode ser trocado com a vizinhança) e isolado (isolated) (nem a energia e nem a matéria podem ser transferidas). Embora nós comumente nos referíssemos para o estado de um sistema como simplesmente tanto para o líquido, sólido ou gás, os físico-químicos tem uma distante e mais especifica definição para o termo. Para eles, especificar o estado (state) de um sistema é prover uma completa descrição das propriedades macroscópicas daquele sistema. Por exemplo, considerando um sistema composto por água pura. Pode estar contido num vidro, mas ainda sim podemos definir o sistema como somente água e considerar o vidro parte da vizinhança. Nós podemos medir a temperatura (T), a pressão (P), o volume (V), a massa (m), a densidade (ρ), a composição (X) ou qualquer um dos possíveis números de parâmetros da água e assim determinar cada um. Todas estas variáveis devem ser conhecidas se o estado do sistema esta para ser completamente descrito. Embora, uma vez que o número crítico destas variáveis é conhecido, as outras se tornam fixas como um resultado, pois algumas destas propriedades são interdependentes. Por exemplo, se nós conhecemos a massa e o volume da água, nós conhecemos a densidade. Mas apenas como algumas destas variáveis nós devemos especificar antes das outras serem determinadas? A regra de fase foi formulada para dirigir estas questões. Uma fase (phase) é definida com um tipo de material distinto num sistema que é mecanicamente separável a partir do resto. A fase pode ser o mineral, o líquido, o gás ou um sólido amorfo como um vidro. Um pedaço de gelo representa uma única fase, enquanto que o gelo consiste em duas fases (o gelo e a água são separáveis). Dois pedaços de gelo são mecanicamente separáveis, mas porque eles são equivalentes e são considerados diferentes pedaços da mesma fase, não de duas fases. Uma fase pode ser quimicamente complexa, mas ao longo você não pode separá-los também através da mecânica, o que significa uma única fase. Um componente (component) é um constituinte químico tais como Si, H2O, SiO2 ou NaAlSi3O8. Não podemos definir componentes individuais conforme nos agrada, mas para a proposta do tratamento da regra de fase, nós devemos definir o número de componentes (number of components) como o número mínimo de espécies químicas requeridas para definir completamente o sistema e todas as fases. Por exemplo, novamente o gel, embora em duas fases possui apenas um componente (H2O). Podemos defini-la como H e O, mas porque H2O descrita em ambos no gelo e na água como um único componente, não dois, sendo preferido para a proposta da regra de fase. Um mineral puro, como a albita, tem apenas um único componente (NaAlSi 3O8). Minerais que exibem solução sólida, embora, sejam comumente tratados como um sistema de multicomponentes. O plagioclásio possui comumente uma única fase que comprime dois componentes: NaAlSi3O8 e CaAl2Si2O8. Por quê? Porque nós precisamos variar a proporção destes dois componentes para determinar o estado do plagioclásio da variação de composição.
112 A escolha apropriada dos números de componentes para a aplicação da regra de fase nem sempre é fácil. A escolha comumente depende do comportamento do sistema e do alcance das condições excessivas no qual foi estudado. Por exemplo, a calcita pode ser considerada um sistema de um único componente (CaCO3). Embora isto seja verdade para temperaturas relativamente baixas se aquecermos até certo ponto que decomponha para o sólido CaO e o gás (CO2) para descrever a composição do sólido e do gás nas duas fases. Compare este exemplo com o exemplo do gelo usado anteriormente. Um único componente é suficiente para descrever a composição química de cada fase. Mas para a calcita, CaO e o CO2 são requeridos dois componentes separadamente ou em combinação para descrevê-las todas. Este conceito será mais bem esclarecido na prática. As variáveis (variable) que devem ser determinadas completamente para definir o estado de um sistema podem ser tanto extensivas ou intensivas por natureza. Variáveis extensivas (extensive variable) dependem da quantidade de material (extensão) no sistema. A massa, o volume, o número de moles, etc., são variáveis extensivas. Tais variáveis não são propriedades intricítas da substância no sistema. Em outras palavras é possível ter 10g de água ou 100g. De qualquer maneira ainda é a mesma água. Embora seja bom ter mais algumas coisas (dinheiro, influência...) e menos outras (débitos, contas...), tais variáveis extensivas são pequenas preocupações para nós agora, como elas não afetam a propriedade macroscópica (o estado) da matéria no sistema. Variáveis intensivas (intensive variable) não dependem da excessividade do sistema e são propriedades da substância que compõe o sistema. Variáveis intensivas incluem pressão, temperatura, densidade, etc. Se nós dividimos qualquer variável extensiva por outra, por exemplo, o volume de uma massa dividido pelo número de moles representa o volume molar, que é uma variável intensiva. A densidade (massa dividido pelo volume) é outro exemplo. Estas duas variáveis intensivas mais recentes são certamente propriedades que podem mudar para a substância num sistema fechado e tais sistemas, devem ser especificados, se nós estamos determinando o estado do sistema. O volume molar e a densidade da água são diferentes em 15ºC do que em 50ºC e também diferente do que os valores correspondentes para o CO2 na mesma temperatura. Pois materiais expandidos com o aumento do calor em contraste com o aumento da pressão e temperatura que podem também ser especificados quando descrito o estado do sistema. Outra importante variável intensiva é a composição da fase presente. Embora o número de moles de Fe e Mg na Olivina sejam variáveis extensivas, a proporção de Fe/Mg é intensivo e afeta tais propriedades como o volume molar e a densidade, etc. Existe um grande número possível de variáveis intensivas e nós temos visto que algumas são interdependentes. Nós agora retornaremos para a questão citada acima: quando nós deveremos especificar antes dos outros que são completamente encontrados e o estado do sistema é conhecido? A regra de fase de Gibbs (1928) é designada para isto. Se nós definirmos F, o número de grau de liberdade (number degrees of freedom) ou variança (variance) do sistema, com o número mínimo de variáveis intensivas que precisam ser especificados para definir completamente o estado do sistema em equilíbrio (at equilibrium) a regra de fase pode ser expressa como:
F = C – Ø + 2 (a regra de fase de Gibbs)
(6-1)
Onde Ø é o número de fase do sistema no sistema e C o número de componentes. Uma derivação rigorosa da regra de fase (Gibbs, 1928) é baseada no número de variáveis (uma para cada componente, mais P e T) menos o número de equações relativas àquelas variáveis (uma para cada fase, cada uma similar a Equação 5-3). Portanto, F = C – Ø + 2. A equação matemática (6-1) é simplesmente suficiente e nos diz que cada componente que nós adicionamos ao sistema, nós devemos especificá-lo em adição as variáveis intensivas para contrair completamente o estado do sistema. Para cada fase adicional existem poucas variáveis que precisam ser especificadas. Uma vez que nós tenhamos especificado o número crítico de variáveis intensivas independentes, todas as outras variáveis são contraídas completamente (invariáveis). A regra de fase somente é aplicada para sistemas em equilíbrio químico. Não podendo considerar as assembléias em desequilíbrio assim como para a reposição incompleta da biotita por clorita nas rochas graníticas resfriadas (Figura 3-20b), como uma fase superada pela maioria as aplicações da regra de fase. A reação da biotita para clorita é tipicamente arrastada, pois a rocha é resfriada rapidamente para a reação que aconteça por completo.
113 Como um exemplo extremo, considere o grande número de minerais de fase que podem coexistir em sedimentos clásticos assim como no graywacke. Os minerais são colecionados juntos e depositados pelos processos clásticos próximos à superfície do sistema que seriam desconsiderados.
6.3 Aplicação da Regra de Fase para um Sistema com H 2O Vamos ver como a regra de fase trabalha quando aplicada num sistema muito simples: o aquecimento do gelo numa placa quente. O sistema é definido por um único componente, H 2O, então C=1. Se nós começarmos com o gelo em equilíbrio com o gelo em equilíbrio em alguma temperatura abaixo 0ºC, então nosso sistema está completamente sólido Ø = 1. A regra de fase (Equação 6-1) neste ponto nos diria que: F = 1 – 1 + 2 = 2 significa que nós devemos especificar somente duas variáveis intensivas para definir completamente o sistema. Num mundo natural a pressão e a temperatura são as mais comuns variáveis independentes, então se nós especificarmos P e T, o estado do sistema e 0,1 MPa (pressão atmosférica), todos os outros parâmetros intensivos do gelo seriam também necessariamente fixados (a densidade, o volume molar, a capacidade de calor..., tudo). Fixando-os, significa que eles são parâmetros contáveis e que são propriedades constantes do gelo sobre as condições especificadas. Podemos pensar em F como o número de variáveis que nós devemos especificar ou podemos pensar como um número de variáveis que nós temos liberdade de mudar independentemente. O fato da variável F poder variar independentemente explica porque nós precisamos especificar cada uma. No presente caso, somos livres para mudar as duas variáveis intensivas ao longo do valor de outros parâmetros na regra de fase (C e Ø) permanecendo o mesmo. Para o gelo nós temos F = 2 e tendo escolhido P e T como únicos que nós especificaremos. Alternativamente, podemos dizer que nós podemos mudar P e T independentemente na nossa placa de metal com gelo (também ou em ambos) e ainda teremos somente gelo. Vamos aquecer o sistema numa pressão constante (ligando a placa quente diante do nosso gelo). Nós podemos aquecê-lo inicialmente com nenhuma mudança no parâmetro da regra de fase (F permanece igual para as duas assim como Ø e C, e ambas são iguais para cada um). A cada nova temperatura pode especificar T e outros parâmetros intensivos que também tem novos valores (a expansão do gelo, por exemplo, logo a densidade muda). A regra de fase ainda abrange, contudo, nos dizendo que precisamos especificar mais duas variáveis intensivas se quisermos fixar os outros. Eventualmente aquecendo o gelo até uma nova fase acontecer: o gelo começa a fundir e o gelo + água coexiste estavelmente em equilíbrio na panela. Agora Ø = 2 e F = 1 – 2 + 2 = 1. Precisamos especificar somente uma variável intensiva para definir completamente o estado do sistema. Qual a variável nós devemos escolher? Pressão ou temperatura? A regra de fase não pode fazer esta escolha por nós. Informar-nos-á sobre a variância, mas não escolherá as variáveis por nós. Em outras palavras, a regra de fase é uma ferramenta para análise do sistema como deverá se comportar. A responsabilidade é nossa em aplicar a regra de fase apropriadamente e interpretar os resultados. Se olharmos o diagrama de fase (phase diagram) da pressão e temperatura para o sistema H2O na Figura 64, podemos, interpretar a regra de fase claramente. Começamos no ponto A do campo rotulado “gelo” e movendo ao longo do caminho precipitado para o ponto de fusão (ponto nos limite da água-gelo). Inicialmente o campo de gelo nos pode variar a pressão e temperatura independentemente e ainda teremos uma única fase. Assim teremos especificado ambas variáveis para definir o estado. Quando aquecemos o gelo no ponto B, nós encontramos a linha de separação de campo entre o gelo e a água, significando que ambas as fases podem coexistir em equilíbrio (“água gelo”) sobre as condições P-T em qualquer lugar ao longo desta linha. Pois Ø = 2, logo F = 1, significando que nós devemos especificar somente uma variável agora (pressão ou temperatura) e todas as outras variáveis intensivas para o princípio intuitivo, pois nós agora temos duas variáveis com alguma fase, cada uma com a sua densidade, volume molar e etc., para serem determinados, mas a regra de fase nos diz que para cada fase o número de variáveis independente está atualmente decaindo. Por exemplo, se especificarmos que o gelo e a água estão em equilíbrio na pressão de 0,1 MPa (pressão
114 atmosférica), representada pela nossa linha arremetida na Figura 6-4 então a temperatura deve ser 0ºC (ponto B). Nós sabemos que ambos T e P e a densidade, volume molar entre outras propriedades de cada fase que está, portanto, fixado.
Figura 6-4 Diagrama de fase esquemático da pressão e temperatura de uma porção do sistema H 2O.
Alternadamente, F = 1 significa que nós não podemos variar a pressão e a temperatura independentemente sem mudar os parâmetros da regra de fase (i.e., perdendo a fase). Considere o ponto B na Figura 6-4 novamente. Se nós formos variar a pressão independentemente na vertical para uma, nós devemos deixar limites do equilíbrio da curva água/gelo e entrar no campo da água, perdendo o gelo, mudando o parâmetro da regra de fase para um. Se nós formos elevar a pressão e elevar a temperatura num modelo para então permanecer na linha de equilíbrio gelo-água. Então se Ø = 2, P e T não são independentes. Mais geralmente, podemos dizer que em equilíbrio numa única componente, dois sistemas de fase (assim como a água gelada), devem existir uma relação entre a pressão e temperatura. Esta relação é expressa como uma inclinação do equilíbrio da curva que separa o campo do gelo e da água no diagrama de pressão e temperatura (Figura 6-4). Se mudarmos ao longo outras curvas que mantém as duas fases coexistindo, como mencionado acima, a regra de fase nos diz que há variação, mas não escolhemos que variáveis são determinativas. Se nós percorremos nosso experimento no laboratório numa placa aquecida sob uma pressão atmosférica à regra de fase não é tida como com uma pressão que não é possível de variar. Podemos simplesmente lembrar que uma de nossas variáveis está fixada ou podemos modificar a regra de fase para contagem assim que em condições de operações registritivas. Se todos os nossos experimentos são conduzidos numa pressão constante, temos que forçar o grau de remoção de liberdade a partir da análise. Sobre estas condições da regra de fase (Equação 6-1) será reduzida para: F = - Ø + 1 (isobárico)
(6-2)
Nós podemos usar uma redução similar à regra de fase para qualquer sistema com uma variável fixa (temperatura ou volume constante etc.). No nosso sistema de pressão constante 0,1 MPa, tendo a água gelada em equilíbrio na nossa placa aquecida no laboratório, a Equação 6-2 nos descreve que F = 1 – 2 + 1 = 0. Assim o sistema é completamente fixado: a temperatura deve ser 0ºC e todas as variáveis intensivas de ambas as fases são determinadas. Sob uma pressão constante, nós não podemos mudar a temperatura da nossa água gelada assim como nós temos duas fases. Nós podemos adicionar calor, mas isso não irá mudar a temperatura. A placa aquecida é suficientemente servida de calor para dentro do sistema, mas a regra de fase nos diz que a temperatura deve permanecer constante assim como o gelo e a água se encontram na panela. Veremos agora aqui um exemplo da diferença entre o calor e a temperatura. Na termodinâmica, o calor tem símbolo q. O calor suprido para a água gelada e tem o efeito da fusão do gelo numa temperatura constante até que todo o gelo seja consumido. Este calor que conduz a transição a partir do sólido para a forma de líquido, e é chamado de fusão do calor latente (latent heat of fusion). Uma vez que nós temos fundido todo o gelo nós temos novamente uma fase (água). Retornando para o nosso sistema geral com a variação da pressão na Equação 6-1 nos diz que F = 1 – 1 + 2 e nós devemos especificar a temperatura e pressão independentemente, apenas como foi mencionado no caso para uma única fase do gelo. Isto é verdade até que nós atingimos o ponto de ebulição, então Ø se torna 2 novamente e F retorna para 1 e temos uma situação similar de que a água + gelo discutido previamente. Pois F = 1 existe uma relação entre a temperatura e
115 pressão, expressado pela inclinação da curva limite água/vapor na Figura 6-4. Não existe água/gelo. A inclinação de cada um é determinada não pela regra de fase, mas pelo volume molar e a entropia das fases coexistentes, como expressadas pela equação de Clapeyron (Equação 5-15). Se a pressão é fixada, como no laboratório, a regra de fase é modificada (Equação 6-2) para Ø = 2 reduzindo F a zero, significa que nós podemos somente ter água fervendo (coexistindo água e vapor em equilíbrio) sob uma única e específica temperatura (100ºC em 0,1 MPa). O calor suprido nesta temperatura constante converte a água para vapor e agora é chamada de vaporização de calor latente (latent heat of vaporization). Alguns cozinheiros acham diretamente que a água fervida é mais aquecida do que a água que é fervida gradualmente. Isto é nitidamente impossível ao longo da água no estado líquido e de água no estado em vapor coexistirem (um pré-requerimento para a fervura). A energia adicional (utilizada) é usada diretamente para uma simples fervura suprindo o calor latente para fazer mais vapor. Se seu ponto de cozimento é para reduzir a quantidade de líquido seguindo em frente e a fervura diretamente. Um prático exemplo é quando os cozinheiros utilizam seu conhecimento pra ferver a água em 100ºC. Eles usam a panela de pressão, que deixa livre a partir da pressão atmosférica restrita. Pois a água e o vapor coexistem na panela de pressão, a temperatura e pressão devem mudar ao longo da curva limite água/vapor na Figura 6-4. Pois para o calor adicionado, a pressão deve aumentar a partir disto com uma inclinação positiva. A situação pode ser perigosa, pois a pressão pode explodir acima da força da panela. Isto porque a válvula com o peso é colocada no topo da panela de pressão. Uma vez que a pressão atinge um vapor especifico, o vapor deixado pela válvula instantaneamente decai e a pressão atmosférica, enquanto somente cozinha levemente no campo de vapor de uma fase na Figura 6-4. O vapor é liberado é muito quente e pode causar severas queimaduras. A maioria dos cozinheiros conhece outra maneira de elevar a temperatura de fervura da água um pouco: eles adicionam sal. Mas este volátil é a nossa componente (composição constante) e será tratado mais tarde.
Figura 6-5 Seção transversal através de uma típica fornalha para estudos experimentais de rochas naturais e sintéticas em minerais com pressões equivalentes em profundidade não mais que 150 km. Diagonalmente portal de áreas que são de metais e as áreas pontilhadas são de cerâmicas. After Boyd e Englad (1960)
116 Vamos agora aplicar a regra de fase para alguns modelos de sistemas simples com um significado geológico. Nós devemos usar o diagrama de fase como um derivado empírico (pelo experimento num sistema de minerais simples). Assim como você está começando a reconhecer a regra de fase para um tratamento teórico que nos ajuda a entender a dinâmica dos sistemas representados por este diagrama. Lembre-se que a regra de fase é F = C – Ø + 2 para os casos mais gerais (não artificialmente, fixando a pressão ou temperatura) e que o termo final é decaído por cada uma das variáveis que nós fixamos externamente. Devemos olhar para um número sintético e natural nos sistemas das rochas. Experimentos nos sistemas de silicatos requerem a capacidade das fornalhas de fusões das rochas (ou quimicamente simplificado em rochas análogas) em pressões elevadas. A Figura 6-5 é uma seção esquemática através da típica fornalha de elevadas pressões. Note que o tamanho do exemplo cilíndrico na Figura 6-5 é menos do que em centímetros do que diâmetros. Em fornalhas que são combinadas em pressões hidráulicas, pequenas amostras podem ser aquecidas para temperaturas suficientemente para fusões completa em pressões equivalentes para aquelas colocadas acima do manto. A amostra é preparada e inserida dentro de uma fornalha e esta é então fechada e gradualmente aquecida com o aumento da pressão devida. A pressão é preenchida verticalmente na Figura 6-5, mas a fornalha é confinada radialmente então a pressão horizontal rapidamente atingida par este preenchimento vertical. Uma cápsula inserida apenas da amostra acima grava a temperatura atingida e permite um controle da temperatura externa. O resultado é que nós podemos expor uma amostra para uma variedade de pressão e temperatura. Na discussão resultante nós devemos, com um simples sistema experimental de um componente, gradualmente explorar os efeitos da complexidade química adicionada.
6.4 Sistema de Uma Componente A Figura 6-6 é o diagrama de fase da pressão – temperatura para o sistema SiO2. Os limites estão acima de 10 GPa e 1900ºC e refletem os limites gerais da pressão e temperatura para uma fase pura de SiO 2 que são tipicamente subinjetadas na natureza (lembre-se que 1 GPa representa a pressão aproximada na base de 35 km da crosta continental e os minerais SiO2 não são comuns no manto ou no núcleo). Existem um número de polimorfos de sólido de sílica e uma fase líquida na qual cada campo de estabilidade mostrado no diagrama.
Figura 6-6 Diagrama de fase da pressão e temperatura para o SiO2. Segundo Swamy e Saxena (1994), J. Geophys. Res., 99, 11,787-11,794. AGU
Para a condição na qual a queda dentro de qualquer um dos campos na Figura 6-6, somente uma fase é estável, portanto Ø = 1 e F = 1 – 1 + 2 = 2. Estas áreas são chamadas de campo divariantes (divariant), pois a variação nelas ocorre em dois, tanto à pressão quanto a temperatura são variáveis para esta situação de uma única fase e ambas devem ser especificadas para determinar o estado de qualquer sistema de uma única fase. As curvas separam os campos representando as condições sobre a qual as duas fases coexistem em equilíbrio.
117 Pois Ø = 2, F = 1 – 2 + 2 = 1, as curvas são chamadas de curvas univariantes (univariant curves). Ao longo desta curva duas fases coexistem, onde uma precisa somente especificar a pressão e temperatura. Quando especificado um destes nos é permitido determinar o outro a partir da localização na curva e o estado do sistema inteiro (ambas as fases) é definido. Isto é verdade para qualquer uma das duas fases em equilíbrio estável, tais como água/gelo na Figura 6-4, cristobalita + líquido na Figura 6-6 ou quaisquer outros dois polimorfos de sílica coexistente. Por exemplo, se fosse perguntado em qual temperatura α e β o quartzo coexiste em 1 GPa, olharíamos ao longo da curva separando os campos baixos do quartzo dos campos elevados do quartzo numa pressão específica e temperatura determinada (aproximadamente 810ºC). Note a inclinação positiva para qualquer curva de equilíbrio sólido/líquido, como previsto nos capítulos anteriores. Observe que existem pontos importantes onde às linhas univariantes se interceptam. Neste ponto, três fases coexistem. Quando Ø = 3, F = 1 – 3 + 2 = 0. Sempre que três fases coexistem em equilíbrio em um sistema de uma componente, o sistema está completamente determinado e estes pontos são chamados de pontos invariantes (invariant points). Tais pontos são obviamente possíveis somente em especificas temperaturas e pressões. Tente você mesmo resolver esta questão, sob quais condições estão os baixos quartzos, os elevados quartzos e a coesita juntos? O que dizer a respeito dos elevados quartzos, cristobalitas e do líquido? A regra de fase e o diagrama de fase estão muito proximamente relacionados. Provavelmente você tem notado que a variância de um sistema correspondente está diretamente relacionada às dimensões das assembléias apropriadas no diagrama. Assembleias divariantes (F = 2) existem como campo bidimensional (área) do diagrama de fase. Assembleias invariantes (F = 1) são representadas pelas curvas de uma dimensão que atua nos limites entre os campos divariantes e as assembléias invariantes são representadas pelos pontos de dimensão zero onde os campos dos três pontos se encontram. A Figura 6-6 é uma representação preenchida do diagrama de fase P e T de uma componente para os minerais, mostrando que em elevadas T (temperatura) em campos do líquido e um campo de sólido que devem ser subdivididos dentro dos campos em variáveis polimórficas. Para substâncias com pontos baixos de fusão e altas pressões de vapor (líquido natural, gases e alguns minerais) podem existir também um campo da fase do vapor. O diagrama de fase para o H2O mostrado na Figura 6-4 é apenas figurativo, simplesmente ilustrativo para a nossa discussão do aquecimento do gelo em laboratório. O diagrama de fase experimentalmente determinado é amostrado na Figura 6-7. Assim como a sílica existem alguns sólidos polimórficos do gelo, cada um com o seu próprio alcance de estabilidade. A inclinação negativa da curva do gelo I/líquido é muito rara. O gelo I possui um grande volume do que o líquido. A irregularidade, embora, não se estenda para os outros polimorfos do gelo. Perceba que o campo de vapor e o limite para a transição a partir do gelo para o vapor em pressões muito baixas. O processo por onde um sólido passa diretamente para o estado de vapor é chamado de sublimação (sublimation). A regra de fase tratada para a sublimação é a mesma para qualquer situação de uma ou duas fases de componentes. Em geral existem pontos invariantes no sistema H2O, por exemplo, onde se tem gelo, água e vapor todos coexistindo. Perceba também que a curva líquido/vapor termina num ponto crítico (critical point) em 374ºC e 21,8 MPa. Você pode perceber que a partir do diagrama que é possível começar com água em estado líquido em 0,1MPa, aumentando a pressão acima da pressão crítica, então o calor fica acima da temperatura crítica e por fim a pressão decaí novamente para produzir vapor. O efeito é para produzir vapor a partir da água, mas não no ponto do processo de duas fases, água e vapor, coexistem. Quando aumentada à pressão esta é aplicada para a coexistência da água e do vapor ao longo da curva de equilíbrio na Figura 6-7, o vapor se comprime mais do que o líquido e a suas propriedades (como a densidade) gradualmente convergem. Neste ponto crítico eles se tornam idênticos. Em pressões e temperaturas acima do ponto critico chamada de região supercrítica (supercritical region) não existe distinção entre as fases do líquido e do vapor. As condições requeridas para criar um fluido supercrítico em sistemas aquosos são rapidamente atingidas em processos ígneos e metamórficos. O termo “líquido” e “vapor” pedem seu significado sobre estas condições e chamamos tais fases de fluído supercrítico (supercritical fluids) ou simplesmente fluido (fluids).
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Figura 6-7 Diagrama de fase da pressão e temperatura para H2O (after Bridgnam, 1911, 1936 e 1997). O gelo IV foi criado usando D2O e não é estável para o H2O.
6.5 Sistema Binário de Duas Componentes Quando um segundo componente é adicionado, pode interagir com o primeiro em número de diferentes e interessantes maneiras. Devemos investigar os quatro tipos comuns de sistema binário geológico. Pois C = 2, a variância pode ser tanto elevada quanto para C = 3 num sistema de uma fase, requerendo um diagrama tridimensional para ilustrar apropriadamente. Um pouco do que esta tentativa nós simplificaríamos a maioria dos sistemas de dois componentes ígneos e ilustraremos seu comportamento de resfriamento e fusão no diagrama de fase, fixando a pressão e discutindo as interações da temperatura e da composição de variáveis. Se restringirmos a pressão na regra de fase esta se torna nas seguintes discussões: F=C–Ø+1
(Equação 6-2)
Pois o diagrama temperatura-componente (T-X) deprecia a importância da pressão no sistema natural, iremos ocasionalmente discutir o efeito da pressão no sistema em questão neste capítulo e mais detalhadamente no Capítulo 7.
6.5.1 Sistemas Binários com Completas Soluções Sólidas Primeiro, olharemos para um sistema que apresente uma completa solução sólida (complete solid solution) no qual, ambos os componentes se misturam completamente um com o outro. O sistema do plagioclásio, composto por dois componentes NaAlSi3O8 e CaAl2Si2O8 é um exemplo comum. Perceba que estes dois componentes estão equivalentes para a fase albita e anortita, respectivamente. Deve existir uma tendência em confundir aqui os componentes com a fase. Lembre-se que C (o número de componentes na região de fase) é o mínimo dos constituintes químicos requeridos para construir o sistema e toda a sua fase. Deve ser conveniente tratar este sistema como de dois componentes, CaAl2Si2O8 - NaAlSi3O8 correspondendo à composição para duas fases. Isto não é nenhuma coincidência, pois esta escolha de C é a mais fácil que se pode fazer para representar as fases no sistema. Usando óxidos simples, CaO-Na2O-Al2O3-SiO2 pode parecer à escolha mais lógica para componentes químicos, mas o resultado em grande número de componentes do que o necessário (violando a definição para C). Para os Capítulos eu deverei utilizar mais as abreviações nos minerais para indicar apropriadamente os componentes e os nomes dos minerais para se repetirem às fases no sistema. Estas abreviações “Ab” devem ser usadas para indicar os componentes NaAlSi3O8 e “An” irá indicar Al2Si2O8.
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Figura 6-8 Diagrama de fase isobárico T-X para sistema da albita e anortita em 0,1MPa pressão atmosférica. After Bowen (1913).
A partir do seu curso de mineralogia você pode lembrar que as soluções sólidas para estes sistemas envolvem uma substituição dupla de (Na1+ - Si4+) por (Ca2+ + Al3+) uma constante referência ao arcabouço AlSi2O8. A Figura 6-8 é o diagrama de fase isobárico da temperatura–composição (T-X) e, 0,1MPa (pressão atmosférica). Antes de procedermos para analisar o comportamento do sistema, devo enfatizar que todos os diagramas de fase que nós devemos cobrir estão empiricamente determinados pela real fusão das amostras de minerais e de resultados analisados. O problema 3 encontrado no final deste capitulo envolve uma simulação baseada em computador de procedimentos experimentais em um sistema de dois componentes com o intuito de lhe mostrar como isto é feito. No final de cada eixo horizontal na Figura 6-8, temos um sistema de uma componente que representa um “membro-final” puro da série de solução sólida, albita pura na esquerda e anortita pura na direita. Cada um destes sistemas puro se comporta como um típico sistema isobárico de um componente, no qual sólido se funde numa única temperatura fixa, onde o sólido e o líquido coexistem em equilíbrio (Ø = 2) apenas em nosso exemplo gelo– água. Aplicando a regra de fase isobárica (Equação 6-2) com C = 1 e Ø = 2; F = 1 – 2 +1 = 0. A albita se funde em 1118ºC e a anortita se funde em 1553ºC. Agora procederemos para o efeito da adição de componente em também sistemas puros. Primeiro, a adição do componente Ab para a pura anortita diminui o ponto de fusão (apenas adicionando sal diminui o ponto de fusão do gelo num congelado pavimento) adicionando An numa pura albita aumenta o ponto de fusão, mas este não é o único efeito, a cristalização de multicomponentes se torna muito mais interessante do que para apenas únicocomponente fundido. Para entendermos isso, vamos usar a regra de fase para analisar o comportamento da fusão de composição intermediária. Considerando o resfriamento de uma composição fundida a na Figura 6-8. Nós referimos a composição do sistema como uma massa de composição (bulk composition) (Xbulk). A composição em questão está com 60% de anortita e com 40% de albita, pelo peso. Esta composição pode ser referida como An 60 e é usualmente uma referência para a porcentagem em moles (moles%) de Na. A notação não é usada para impedir a porcentagem em peso (peso%) e devido a Figura 6-8 ter sido criada com base no peso% iremos usar este tamanho. No ponto a na Figura 6-8, em aproximadamente 1600ºC, nós temos um único líquido de composição An60. Neste caso, a composição do líquido é igual à composição da massa, pois o sistema é inteiramente líquido. Devido C = 2 e Ø = 1, Equação 6-2 temos o rendimento de F = 2 – 1 + 1 = 2. Existem dois graus de liberdade para as únicas duas componentes do líquido em pressão constante. O que são eles? Normalmente, qualquer das duas variáveis intensivas irão fundir, mas eles devem ser geologicamente realísticos. Pois o diagrama encontra-se num diagrama de temperatura–composição, e parece apropriado escolher um destes dois. Quais são as possíveis variáveis composicionais? Elas devem ser intensivas, logo as escolhas são a fração do peso (ou moles) de qualquer componente An na fase líquida: XAnliq = ηAn / (ηAn + ηAb)
(6-3)
120 onde η representa o número em gramas de qualquer componente. Se o sistema pesa 100g e η An = 60g então XAbliq = 60/(60+40) ou 0,60. A regra nos diz que se nós temos um líquido no sistema Ab-An numa pressão fixa, devemos especificar T e uma única variável composicional para determinar completamente o sistema. Se escolhermos uma T especifica como 1600ºC e XAbliq = 0,60, todas as outras variáveis tais como a densidade entre outras variáveis composicionais serão fixadas. Sobre esta presente circunstância a única variável composicional intensiva permanece e XAnliq. Pois o sistema é definido como binário e segue que X Abliq = 1 – ou XAnliq = 0,40. Se resfriarmos o sistema para o ponto b na Figura 6-8, para aproximadamente 1475ºC, o plagioclásio começa a se cristalizar a partir da fusão. Contudo, os primeiros plagioclásios que se formam tem uma composição em c (An87), uma diferente composição daquela da fusão. Como pode a regra de fase nos ajudar a entender o que acontece neste ponto? Pois, C = 2 e Ø = 2, F = 2 – 2 + 1 = 1. Agora devemos especificar somente uma única variável intensiva para determinar o sistema. Se especificarmos qualquer uma das seguintes: T, XAnliq, XAbliq, XAnplag e o XAbplag as outras devem ser especificadas. A partir da Figura 6-8 podemos afirmar que isto é verdade. Considerando que o sistema de um único componente tem uma única curva separando os campos do líquido e do sólido, existem agora sólidos e líquidos em função da temperatura. A parte superior da curva é chamada de liquidus. Onde especifica a composição de qualquer líquido que coexista com o sólido numa temperatura em particular. A parte inferior da curva é o solidus, no qual especifica a composição de qualquer sólido que coexista com a fase líquida em qualquer temperatura em particular. Lembre-se que estes diagramas são determinados empiricamente. Não existe um modo teórico de prever a atual composição e a regra de fase meramente nos informa sobre as variáveis, no qual os valores eles devam ter. Podemos especificar uma variável, por exemplo, T = 1475ºC. Se o plagioclásio e o líquido coexistem, Ø = 2, então especificamos a linha horizontal em 1475ºC que intercepta o líquido no ponto b e o sólido no ponto c. Os pontos b e c representam a composição do líquido e do sólido respectivamente, o qual determinaremos a partir da abscissa, determinando assim o sistema. A linha que é lançada e conectada com b e c é chamada de linhas amarradas (tie line) e se conectam com a composição das fases coexistentes a partir da definição de temperatura em particular. Tentando escolher outra temperatura e determinar as composições de fases que existem naquela T (temperatura). A próxima escolha de qualquer outra variável a partir da lista acima. Se você escolher uma temperatura de encontro que exija que Ø = 2 como na Figura 6-8, você pode determinar todas as variáveis permanecentes. Se Ø = 2 para um sistema numa pressão fixa, nós precisamos somente especificar uma variável intensiva para determinar o completo estado do sistema. Num sentido prático, a temperatura se comporta como uma variável determinativa mais naturalmente possível. O que diz então a regra de fase para esta situação é que: Para um sistema de suas componentes duas fases em uma pressão fixa, a composição de ambas as fases (no caso do líquido e do sólido) depende somente da temperatura. Isto segue diretamente a partir da curva líquido–sólido na Figura 6-8. O diagrama de fase, o qual é determinado pelo experimento, é uma manifestação das relações prevista pela regra de fase. Imagine esta situação numa câmara magmática numa profundidade em particular na crosta (pressão). A composição do plagioclásio que se cristaliza a partir da fusão esta em função da temperatura do que fusão e deve mudar assim que a temperatura muda. Se continuarmos a resfriar a nossa mistura original com massa de 60% de An abaixo de 1475ºC (ponto na Figura 6-8), a composição de ambas as fases coexiste (sólido e líquido) variando. A composição do líquido muda ao longo do liquidus a partir de b para g, portanto o plagioclásio muda a partir de c em direção de h. Este processo é aquele no qual o sólido reage com o líquido via a troca de componentes entre eles e resulta na mudança composicional de fase. Tais reações que tem pelo menos um grau de liberdade e ocorrem pela troca acima do alcance da temperatura (e/ou pressão) são chamadas de reações contínuas (contínuos reaction). Neste caso, a reação generalizada pode ser representada por:
Líquido1 Plagioclásio1 = Líquido2 + Plagioclásio2
(6-4)
Pelo resfriamento o novo Líquido2 se torna incrementalmente mais rico em Na do que o antigo Líquido1 e o novo Plagioclásio1 se torna mais rico em Na do que o Plagioclásio1.
121 Podemos usar o comprimento das linhas amarradas para qualquer temperatura específica para calcular a quantidade relativa das fases. Em 1445ºC e uma composição de massa de An60, por exemplo temos uma linha amarada d-f conectada a fase sólida e líquida na Figura 6-8. A composição de massa = е, portanto a composição do líquido = d (An49) e o plagioclásio tem composição f (An82). A quantidade relativa do líquido x sólido é calculada geometricamente pela referência à Figura 6-9, na qual a quantidade de cada fase deve ser balanceada na massa composicional do ponto de apoio. Usando os comprimentos dos segmentos das linhas amarradas temos: amtliq/ amtplg = ef/de
(6-5)
Onde ef representa o comprimento do segmento da linha e – f e de representa o comprimento do segmento da linha d-c na Figura 6-8 e 6-9. Esta aproximação é chamada de princípio da alavanca (lever principle), e trabalha como um ponto de apoio, com a quantidade de fase balanceada no ponto pela composição de massa na Figura 6-9. De acordo com a Equação (6-4) a quantidade dada para um certa fase é proporcional ao comprimento do segmento no lado oposto no ponto de apoio. A fase próxima está para o ponto de apoio (composição de massa), o mais dominante. Em 1445ºC ef = An82 – An60 = 22 e de = An60 – An48 = 12. A proporção de líquido e sólido está 22/12, 1,85 ou 65 de líquido pelo peso.
Figura 6-9 Uso do princípio da alavanca para determinar a quantidade relativa de duas fases coexistentes ao longo de uma linha amarrada isotermal com uma conhecida composição de peso.
Em 1475ºC a composição do líquido estava essencialmente igual à composição de massa, correspondendo para a primeira aparição dos primeiros cristais de plagioclásio de composição. Assim que continuamos resfriando o sistema, com uma composição de massa constante, ef passa progressivamente a se expandir enquanto de se torna pequeno, correspondendo a um decaimento da proporção do líquido para sólido, apenas como esperaríamos que ocorresse acima do resfriamento. Note que assim como o resfriamento do sistema de duas fases contínua na Figura 6-8, a composição de ambos sólido e líquido se torna rico nacomponente Ab (baixo ponto de fusão). Assim que a temperatura se aproxima de 1340ºC, a composição de plagioclásio atinge h, o qual é igual para a composição de massa (An60). Obviamente podem existir somente uma pequeníssima quantidade de líquido presente neste ponto. Este líquido último tem composição g (An22) na Figura 6-8. Continuando com o resfriamento, que consome este imediatamente. Perdemos então uma fase e ganhamos um grau de liberdade. Nós temos somente uma única fase sólida abaixo de 1340ºC (plagioclásio de composição An60) que se resfria ao longo da linha h – i. Com uma única fase, F = 2 – 1 + 1 = 2, então devemos especificar tanto aT quanto a variável de composição do plagioclásio especificado no sistema completamente. Cristalização de qualquer líquido de composição intermediária entre puros Ab e Na se comportam de maneira análoga. Fusão em equilíbrio é simplesmente um processo oposto. O sistema sólido divariante de uma fase de composição i na Figura 6-8 se aquece até que a fusão comece. O sistema de fusão parcial é univariante e o primeiro líquido a se formar tem composição g. o primeiro líquido que se forma não é o mesmo para o sólido que se funde. Como o aquecimento continua, a composição do sólido e líquido é contraída a seguir do solidus e liquidus, respectivamente (via uma reação continua). O líquido se move para a composição b assim que o plagioclásio se muda para a composição c (composição do último plagioclásio a se fundir). Tanto o processo de cristalização quanto
122 de fusão, o sólido é sempre rico nos componentes Na (Ca e Al) do que o líquido coexistente. O Ca está mais refratário (refractory) do que o Na, indicando que nele são encontrados resíduos sólidos durante a fusão. Perceba como a adição de um segundo componente atinge a relação da cristalização de um sistema de uma simples componentes: 1. Existe agora um alcance da temperatura acima da qual um líquido se cristaliza (ou que um sólido se funde) em um determinada pressão; 2. Acima deste alcance de temperatura, a composição de ambos o líquido fundido e a fase sólida do mineral mudam. Compare isto com a lista das oito observações no comportamento da cristalização de fusões naturais na Seção 6.1. Mesmo embora nós tínhamos estudado somente um simples modelo de sistema, o processo responsável por estas observações 1, 4 e 5 devem ser esclarecidas. A discussão acima considera somente a cristalização em equilíbrio (equilibrium crystalization) e fusão em equilíbrio (fusion at equilibrium), na qual o plagioclásio que se cristaliza ou que se funde permanece em equilíbrio químico com a fusão. É possível também ter uma cristalização ou fusão fracional. A cristalização fracional (fractional crystalization) envolve puramente a separação física de sólidos a partir da fusão assim que se forma. Se removermos os cristais de plagioclásio assim que eles se formam (talvez pelo fato deles estarem afundando ou boiando), a fusão pode não reagir de longe com os cristais. A composição da fusão continua a variar ao longo do liquidus assim como o novo plagioclásio se cristaliza ao longo do solidus. Pois os cristais são removidos a partir do sistema, embora a composição da fusão continuamente se torna à nova composição da massa, mudanças inexoráveis na direção da albita. Como resultado, a composição de ambos, do líquido final e do sólido que se forma a partir será mais albitico do que a cristalização em equilíbrio e a aproximação da pura albita no sistema efetivamente fracionário. A cristalização fracional implica que o alcance dos tipos de magmas seriam criados a partir de um único tipo parental pela remoção de quantidades de cristais variante que tinham se formados na câmara magmática. Fusão fracional (fractional fusion) é outro importante processo geológico. A pura fusão fracional se refere para uma muito próxima e continua extração dos incrementos fundidos assim que eles são formados. Se começarmos a fundir um plagioclásio do tipo An60 como na Figura 6-8, a primeira fusão tem composição g (An20). Se removermos a fusão, os resíduos sólidos se tornam progressivamente enriquecidos em componentes de elevadas temperaturas de fusão e se torna continuamente uma nova composição de massa do sistema sólido permanente. O sólido final e o liquido que podem ser derivados a partir dele, mudando em direção das anortitas. Os mais naturais ,magmas, uma vez que formados, são extraídos a partir da rocha fonte fundida em qualquer ponto antes da fusão ser completada. Isto é chamado de fusão parcial (partial fusion) no qual pode ser fusão fracional ou pode envolver uma fusão em equilíbrio até que uma quantidade suficiente do líquido se acumule tornando-se móvel. Por exemplo, supondo que começamos com An 60 na Figura 6-8, uma fusão em equilíbrio para 1445ºC, no qual o ponto de fusão existe em 65% (de acordo com o princípio da alavanca) com uma composição d (An49). Se a fusão em d ascende até a parte mais superficial da câmara magmática se resfriando em seguida, a composição de massa na câmara agora é An49, como o plagioclásio final que se cristaliza a partir da fusão (assumindo uma cristalização em equilíbrio). Fusão parcial, então, aumenta a concentração de componentes de baixo ponto de fusão no sistema de fusão resultante (An49 do que An60). Também, aumentando a concentração de componentes de elevados pontos de fusão nos sólidos residuais (ponto f, An82, no momento da extração da fusão). Processo de fusão parcial tem alguma importante implicação para a fonte das fusões. Suponhamos que a fusão parcial do manto produza um líquido basáltico. Somente em pequenas quantidades de fusão são produzidas, o manto sólida permanecente deve ser mais refratário (enriquecido em componentes de elevados temperaturas) do que a fusão produzida. A fonte do manto irá também ser progressivamente esgotada em componentes de baixo ponto de fusão e gradualmente irá se tornar mais refratária do que a fusão parcial que continua se prolongando acima do tempo, requerendo sucessivas elevadas temperaturas no sentido da fusão. Ao menos que a fonte das rochas fundidas
123 sejam reabastecidas pela mistura do manto não fundido eles podem se tornar suficientemente refratório do que a favorecida fusão inibida. Assim que o sistema permite que as porções do sólido e do líquido tenham diferentes composições, separar estas fases pode ter um efeito profundo na composição dos sistemas derivados. A habilidade em mudar a composição do magma e as rochas resultantes pelo processo fracional de fusão e cristalização são métodos primordiais para a produção do alcance de produção das rochas ígneas encontradas na superfície da Terra. Mesmo que estes processos fracionais sejam provavelmente mais comum na natureza das contrapartes em equilíbrio. Devemos encontrar numerosos exemplos deste fenômeno tanto experimentais quanto naturais, assim que prosseguimos com o nosso estudo em processos ígneos. Zoneamento Composicional (compositional zoning) (Seção 3.3.3)é outro processo de desequilíbrio que pode ocorrer em sistemas de soluções–sólidas. Em preferências as reações de fusão e re-equilibradas, um mineral pode simplesmente adicionar a borda com uma composição igual a do solidus. O plagioclásio, por exemplo, pode adicionar uma borda ao nosso crescimento de preferência do que reagir para manter uma única composição completamente. Isto resulta em um núcleo mais cálcico e numa borda progressivamente mais sódica. O plagioclásio (Figura 3-5b) é percebido por estas características, pois a troca do re-equilíbrio não é simplesmente Na para Ca, mas requer Al para Si também e isto envolve um rompimento da fonte de interação Si-O e Al-O, o qual inibe o reequilíbrio. A Figura 6-8 implica que um resfriamento uniforme produziria sucessivos limites de composição progressivamente mais albiticos.
Figura 6-10 Diagrama de fase isobárico de T-X do sistema da olivina em pressão atmosférica. After Bowen e Sharier (1932)
Soluções sólidas são comuns em minerais naturais. A substituição mais comum em minerais máficos ocorre entre o Fe e o Mg. Isto ocorre em todos os minerais máficos e tem um efeito nas relações de fusões similar para os plagioclásios. O sistema da olivina, Mg2SiO4 (Fo, forsterita) Fe2SiO4 (Fa, fayalita), é ilustrada na Figura 6-10. O Mg e o Fe possuem a mesma valência e tamanho similares. O Mg é levemente menor e forma uma forte interação na fase do mineral. Como resultado o membro final tipicamente rico em Mg tem um elevado ponto de fusão na olivina e outros minerais máficos e o Mg é enriquecido nos sólidos quando comparado com os líquidos com os componentes intermediários. Uma fusão de composição a (Fo56), por exemplo, irá produzir primeiro um sólido c (Fo84) em aproximados 1700ºC e se cristalizará completamente em 1480ºC quando o líquido final (ponto d, Fo23) é consumido. O comportamento do sistema da olivina é inteiramente análogo para o plagioclásio.
6.5.2 Sistema Binário Eutético Adicionando um segundo componente certamente tem um efeito profundo no sistema de uma componente, mas estes efeitos não são limitados para o comportamento das soluções sólidas. Num grande número de sistemas binários, as componentes adicionais não entram na solução sólida, mas muda a relação da fusão. Como exemplo de um sistema binário com nenhuma solução sólida, vamos retornar para um sistema com uma aplicabilidade considerável. O sistema CaMgSi2O6 (Di, diopsídio) – CaAl2Si2O8 (Na, anortita) é interessante naquilo que ele provem num simplificado basalto análogo, clinopiroxênio e plagioclásio. O sistema é ilustrado na Figura 6-11 como
124 um outro isobárico (em pressão atmosférica) T–X no diagrama de fase. Neste tipo de sistema existe um baixo ponto no liquidus, ponto d, chamado de ponto eutético (eutetic point). Tais sistemas são chamados de sistema binário eutético (binary system eutetic). Pois não existem soluções sólidas, não existe solidus (embora alguns petrológos se refiram para a linha g – h como um tipo de solidus). Vamos discutir o equilíbrio do resfriamento e da cristalização de um líquido com uma composição de massa com o peso igual a 70. A porcentagem de An a partir do ponto a na Figura 6-11. Este diagrama de fase T–X é também isobárico, então a Equação (6-2) com um único rendimento de líquido torna-se: F = 2 – 1 + 1 = 2. Podemos especificar T, XAnliq ou XDiliq para determinar completamente o sistema. O resfriamento em 1450ºC (ponto b) resulta numa cristalização inicial de um sólido que está puro em An (ponto c). F = 2 – 2 + 1 = 1, apenas como no sistema do plagioclásio. Se fixarmos uma variável, como T, todas as outras propriedades do sistema são fixadas (a composição do líquido pode ser determinada pela posição do líquido numa temperatura específica).
Figura 6-11 Diagrama de fase isobárico (0,1 MPa) de T-X do sistema do diopsídio anortita. After Bowen (1915b).
Assim que continuamos resfriando o sistema, a composição do líquido muda ao longo do liquidus a partir de b em direção de d assim que a composição do sólido produzido permanece em pura anortita. Naturalmente, se a anortita se cristaliza originariamente de uma fusão, a composição da fusão permanecente deve ser mover diretamente para uma An (para a esquerda na Figura 6-11). A cristalização da anortita partindo de um líquido resfriado é outra reação continua (continuous reaction) que assume a posição de alcance da temperatura. Esta reação pode ser representada por: Líquido1 = Sólido1 + Líquido2
(6-6)
Ainda podemos aplicar o principio da alavanca (Equação 6-5) em qualquer temperatura para determinar a quantidade relativa de dos sólidos e líquidos, com um ponto de apoio de 70% de An. Se fizermos num determinado valor de temperatura, deveremos ver que a proporção do sólido e liquido aumentam com o resfriamento assim como esperávamos. Em 1274ºC, temos uma nova situação: o diopsídio começa a se cristalizar ao com junto com a anortita. Agora que temos três fases coexistindo, dois sólidos e um líquido em equilíbrio. Nossa linha amarrada na horizontal (isotermal) se conecta com o puro diopsídio em g, com pura anortita em h e em líquido em d, o mínimo ponto eutético no liquidus. Ø = 3, então F = 2 – 3 + 1 = 0. Este é um novo tipo de situação invariante, não representado por qualquer ponto invariante específico no diagrama de fase. Pois este é invariante, T e as variáveis composicionais para todas as três fases são fixadas (pontos g,d, e h). O sistema é completamente determinado e esta temperatura permanece assim que o calor é perdido e a cristalização se processa (apenas como a nossa água gelada e a água fervida, como discutido anteriormente). A quantidade de líquido decai e ambos, tanto o diopsídio e a anortita são produzidos. Porque a quantidade (variáveis extensivas) de todas as três fases mudam quando em temperatura constante, é possível determinar a quantidade relativa deles geometricamente usando o principio da alavanca. O principio da alavanca pode ser aplicado, contudo, para determinar a proporção do diopsídio para anortita que está começando a se cristalizar em qualquer instante partindo do líquido eutético. Se a composição do líquido esta num ponto de apoio (aproximadamente 42% An) e os sólidos estão puros (0% de An e 100% An), a proporção do diopsídio para a anortita cristalizada em qualquer momento deve ser 58/42. Removendo esta proporção mantêm-se a composição do liquido partindo de uma mudança para o eutético assim que a cristalização começa.
125 O fato de que a composição do diopsídio, anortita e o líquido são colineares é um exemplo de uma importante relação que nós devemos encontrar normalmente na Petrologia. É um tipo de relação geométrica que implica numa reação possível. Quando os três pontos são colineares, o ponto central pode ser criado pela combinação de duas composições externas (na proporção determinada pelo princípio da alavanca). No caso presente a reação deve ser: Líquido = Diopsídio + Anortita
(6-7)
Este tipo de reação é uma reação descontínua (descontínuos reaction), pois atinge a posição de uma temperatura fixa ate que uma fase (líquido no caso) resulta num aumento de F partindo do zero para 1 e a temperatura pode novamente ser reduzida, com duas fases de diopsídio e anortita coexistindo em baixas temperaturas. Pois a composição de dois sólidos que estão fixados, tem uma única oportunidade em determinar exatamente qual das nossas variáveis intensivas está livre para variar: temperatura e a única variável disponível. Uma reação descontínua envolve mais uma fase que corresponde a uma reação contínua no mesmo sistema devido a este decaimento na variação, a composição da fase reagente não varia com a reação em progresso. Somente a porção da mudança de fase (usualmente até a fase ser consumida). Tais reações são descontínuas no sentido de que a assembléia de fase em uma única temperatura causada para a reação. No caso do diopsídio + líquido se transformam em diopsídio + anortita assim que o sistema é resfriado através da reação da temperatura (1247ºC). Vamos ver o que acontece no lado esquerdo do ponto eutético. Resfriando um líquido com uma composição de 20% de peso de An resulta primeiro na cristalização de puro diopsídio em 1350ºC assim que o liquidus é encontrado no ponto e na Figura 6-11. O diopsídio contínua a se cristalizar assim que a composição do líquido prossegue diretamente no sentido do ponto d (1274ºC novamente), a anortita se junta ao diopsídio e o líquido eutético na mesma situação invariante como acima. O sistema permanece em 1274ºC como na reação descontínua, líquido = Di + An percorre para um acabamento e o líquido é consumido. Nestes sistemas eutéticos perceba que para qualquer composição binária de peso (não para membros finais puros) o líquido final para se cristalizar deve ter uma composição eutética e uma temperatura. O resfriamento final do produto de um líquido binário com uma solução não sólida deve conter ambas, anortita e diopsídio. Para se chegar até lá nós devemos tê-los, ambos coexistindo com uma fusão no mesmo ponto e que a fusão tem que estar num ponto eutético. Lembre-se que sistema de soluções sólidas não tem que se comportar desta maneira. Nos sólidos, a cristalização é completa quando a composição do sólido se tornar igual à composição do peso, então o líquido final e a temperatura dependem da composição do peso. Fusão em equilíbrio (equilibrium melting) é o oposto da cristalização em equilíbrio. Qualquer mistura de diopsídio e anortita começam a se fundir em 1274ºC e a composição da primeira fusão está sempre igual à composição eutético do ponto d. Uma vez que a fusão começa, o sistema está invariante e irá permanecer em 1274ºC até um dos dois componentes sólidos ser consumido. Qual sólido é consumido primeiro? Depende da composição de peso. Se Xpeso está entre Di e d, a anortita é consumida primeira seguida pelo líquido com o aumento da temperatura na direção de Di até que a composição do líquido atinja o X peso, na qual o ponto do último cristal de diopsídio permanente irá se fundir. Se Xpeso está entre An e d, o diopsídio é consumido primeiro e o líquido irá prosseguir para liquidus em direção de An. Perceba também a descontinuidade entre o membro final de uma componente e a mistura binária. Por exemplo, uma anortita pura se funde em uma única temperatura a 1553ºC, ocorre que em 1274ºC e tem uma composição igual a d. É claro que não existirão mais este tipo de fusão (usar o princípio da alavanca se você não vê o porque). Assim que a temperatura aumenta nesta mistura An99, a quantidade de fusões aumenta gradualmente e se torna mais rapidamente anortítico. A fusão é completa e extensiva apenas quando abaixo de 1553ºC. Cristalização fracional (fractional crystalization) não tem efeito no caminho seguido pelo líquido no sistema sem solução sólida. Diferente do sistema dos plagioclásios e das olivinas, removendo o sólido de uma composição constante não tem efeito na composição, tanto do sólido final ou do último líquido. As composições do
126 sólido são fixadas e o líquido deve atingir a composição eutética ou então os sólidos não serão removidos. Somente a composição final da rocha é atingida. Seguindo a cristalização em equilíbrio a composição final da rocha é a mesma que a composição de peso. Se a cristalização fracional for eficiente, a composição final da rocha é igual à composição eutética, pois os cristais recentes são perdidos e o último líquido é sempre o líquido eutético. Fusão parcial (partial melting), contudo não atinge o caminho que o líquido percorre. Perfeitas fusões parciais (remoção de qualquer incremento da fusão logo que se forma) não deve ocorrer na natureza. Como devemos ver mais tarde, uma quantidade crítica de fusão (talvez 1 à 10%) devem se formar antes que possa ser fisicamente removida a partir do sólido. Uma pequena quantidade irá meramente molhar os limites / bordas dos minerais e permanecer adsorvida para a superfície dos cristais. Não obstante se uma pequena percentagem da fusão parcial é quase continuamente removida para uma amostra de sólido de diopsídio + amostra, as primeiras fusões a se formarem devem ter uma composição eutética d e o incremento da fusão começa a ser removido e continuaria a ser de composição d até que uma das fases sólidas fosse finalmente consumida pela fusão. Então o sólido remanescente seria um sistema de uma componente. Embora não ocorreria fusão entre 1274ºC e o ponto de uma fase pura remanescente, então a composição e a temperatura da fusão começa a ser extraída pulando descontinuamente a partir de d em 1274ºC para tanto diopsídio puro em 1239ºC ou anortita pura em 1553ºC, dependendo da composição inicial na qual a fase é consumida primeira. Também uma fusão parcial do manto da fonte, se ele for esgotado numa única fase mineral, pode requerer um significante aumento da temperatura no sentido de criar também fusões. Se somente um aquecimento suficiente fosse disponibilizado para iniciar a fusão em uma temperatura eutética, consumido por tais minerais pode aumentar o ponto de fusão dos sólidos residuais pelas várias centenas de grau, deste modo parando o fluxo de suprimento do magma que alimenta uma área vulcânica. Mais ainda, supondo que nós temos uma fusão em equilíbrio parcial (partial melting) e uma fusão intermediária se separam a partir dos sólidos como um único evento em qualquer ponto durante o processo de fusão em equilíbrio. Então a fusão tem uma composição de peso diferente daquela do sistema do sistema original. Extraindo tanto a fusão e a cristalização em qualquer câmara magmática superficial irá produzir uma rocha com diferentes proporções de anortita / diopsídio que seriam resultados a partir de uma composição de peso. Em outras palavras, fusões parciais não devem ter a mesma composição como a das fontes e elas devem ser enriquecidas em baixas temperaturas de fusão dos componentes (elevados Fe/Mg, Na/Ca, etc.). Usando este simplificado sistema pode ser mais útil, pois eles nos permitem evitar uma complexidade química (Ca-Na no plagioclásio, Fe-Mg no clinopiroxênio) e nos deixar focar num qualquer propriedade particular sem considerar as outras variáveis complicadas. Uma vez que nós isolamos qualquer propriedade e as entendedo-as, nós podemos adicionar outros componentes para uma aproximação mais realística do sistema basáltico. O que este sistema simplificado basáltico Di-An nos diz? Primeiro ele nos explica novamente como os líquidos de mais de uma componente se cristalizam acima do alcance da temperatura, mesmo sem solução sólida (observação 1 concentrada no comportamento de fusões naturais na Seção 6.1). Segundo ele nos explica como nós podemos ter uma seqüência de cristalização de minerais como o basalto resfriado e que a seqüência varia em composição (observações 2,3 e 7). Se a composição esta à direita do ponto eutético, a anortita irá se formar seguido pelo diopsídio. A Figura 3-8 ilustra uma textura ofítica no basalto no qual recentes cristais de plagioclásio euhedral para subeuhedral são rodeados posteriormente por uma augita intersticial. Se a composição de peso está para o lado esquerdo do eutético, cristais de augita se formam primeiro. A Figura 3-7 ilustra um gabroíco cumulado no qual recentes cristais subeuhedrais de augita são embebidos nos últimos plagioclásios poikilítico. Também perceba que o sistema Di-An sugere uma composição inicial de fusões parciais, mesmo a mais complexa e natural rocha de plagioclásio-clinopiroxênio, deve estar concentrada ao redor de uma composição específica (eutético). A Figura 6-11 ilustra a mais comum tendência para um componente adicionado a diminuir o ponto de fusão de sistemas complementares de um composto. Adicionando uma componente de diopsídio para uma pura anortita ou adicionando uma componente de anortita para um diopsídio resulta num baixo ponto de fusão da mistura do que em sistemas puros próximos. Em contraste ao sistema de plagioclásio e olivinas, a segunda componente aqui resulta num segundo mineral, não um único mineral com composição variável. Nós podemos também distinguir dois diferentes tipos de componentes adicionais: aqueles que se misturam dentro de uma fase com o(s) componente(s) original(is) e aqueles que não irão e também requerer uma nova fase.
127 6.5.3 Sistema Binário Peritético Como um terceiro exemplo de sistemas binários, nós olharemos no sistema forsterita – sílica (Mg2SiO4SiO2) e outro diagramam de fase isobárico T-X, mostrado na Figura 6-12. Em adição para o mínimo eutético nos liquidus (ponto c), existe outro ponto de inflexão neste sistema (ponto i), chamado de ponto peritético (peritectic point). Tais sistemas são também chamados de sistemas peritéticos (peritectics system). Existem ainda somente suas componentes nos sistemas binários peritéticos, mas uma fase intermediária, neste caso a enstatita (En), está localizada entre os membros finais das fases (forsterita, Fo, e uma sílica polimórfica, S). A fase atual SiO 2 presente nos sistemas varia com a temperatura (ver Figura 6-6). O campo dos dois líquidos no lado direito da Figura 6-12 é outra característica incomum, mas esta não é uma característica essencial dos sistemas peritéticos. Nós iremos discutir ainda mais adiante.
Figura 6-12 Diagrama de fase isobárico de T-X do sistema Fo – sílica em 0,1 MPa. Segundo Bowen e Anderson (1914) e Grieg (1927). Amer. J. Sci.
Como aprendemos anteriormente, devido à colocação da composição da enstatita entre a forsterita e a cristobalita, é possível combinar a forsterita e cristobalita em proporções que produza enstatita. Em outras palavras, a reação é possível. Neste caso a reação é: MgSiO4 + SiO2 = 2MgSiO3 Forsterita Crist. Enstatita
(6-8)
Se fossemos usar a termodinâmica para calcular as condições sobre as quais a reação assume uma posição, nós encontraríamos todas abaixo das condições realísticas, a reação corre a direita, como escrita. Em outras palavras, Mg rico em olivina e quartzo nunca pode coexistir em equilíbrio em rochas ígneas! Se juntos, eles reagiriam para formar ortopiroxênio até que um ou todos fossem consumidos. Como resultado, não há campo rotulado “forsterita + quartzo” em qualquer lugar na Figura 6-12. Somente num extremo rico no final em Fe das séries das olivinas podem coexistir a fayalita com o quartzo em qualquer granito alcalino / riolitos e rochas metálicas incomuns. No lado direito do ponto eutético na Figura 6-12 (ponto c), o comportamento do sistema Fo-Silica é similar para aqueles sistemas eutéticos tais como Di-An (se nós evitarmos, por instante, o campo dos dois líquidos). Suponha que resfriamos uma fusão de composição a. Acima do liquidus a Equação 6-2 nos diz que F = 2 – 1 + 1 = 2, então nós podemos variar a temperatura e a composição do liquido independentemente e devemos especificar T e também XAnliq ou XFoliq para determinar o estado do sistema. Se nós desenharmos uma linha pra baixo a partir do ponto a, simulando um decaimento da temperatura, interceptaria o liquidus em aproximadamente 1660ºC, no qual o ponto da cristobalita começa a se cristalizar (ponto b). Pois Ø = 2, F = 2 – 2 + 1 = 1, a composição do líquido é dependente da temperatura e está contraído a seguir a liquidus com um resfriamento contínuo e uma cristalização
128 com mais cristobalita via uma reação continua até que se atinja o ponto c, o eutético, em 1543ºC. Nesta temperatura, a enstatita (ponto d) se junta a cristobalita (ponto e) e o liquido em matéria análoga para uma situação com o diopsídio anortítico eutético. Agora, devido C = 2 e Ø = 3, F = 2 – 3 + 1 = 0, então a temperatura permanece constante assim que o líquido é consumido por uma reação descontínua para formar a enstatita e a cristobalita. Mais uma vez nós temos de usar a relação geométrica para ver isto, pois a composição do líquido cai entre aqueles da enstatita e quartzo, a reação deve ser: Líquido →Enstatita + Cristobalita
(6-9)
Uma vez que o líquido é consumido, o sistema em somente duas fases sólidas (enstatita e cristobalita) e F = 1, então nós podemos continuar para baixas temperaturas. Em 1470ºC existe uma fase de transição no sistema SiO 2 e a cristobalita se inverte para tridimita (vê Figura 6-6). Transições similares pra baixos e elevados quartzos ocorrem em temperaturas abaixo da Figura 6-12. A nossa próxima exploração será do lado esquerdo do eutético na Figura 6-12 com um líquido de composição f. Em elevadas temperaturas, nós começamos apenas com líquido e F = 2. Em 1800ºC a forsterita começa a se cristalizar (ponto h). Com duas fases coexistindo, F = 2 – 2 + 1 = 1, então a composição do líquido depende da temperatura acima. Com um posterior resfriamento a composição do líquido decai. Em 1557ºC, a enstatita (ponto k) se junta a forsterita (ponto j) e liquido (ponto i). Pois Ø = 3 e a Equação 6-2 para o rendimento do sistema isobárico F = 2 – 3 + 1 = 0. Este peritético é um novo tipo de situação univariante para nós. Pois F = 0 todas as intensivas variáveis estão fixadas, incluindo T e a composição de todas as fases. Apenas como em situações eutéticas (Di + An + liquido), o sistema de resfriamento deve permanecer constante em T assim que o calor é perdido. Eventualmente uma fase perdida, o sistema requer um grau de liberdade e a temperatura pode novamente mudar. Novamente percebemos que existem três fases no sistema de duas componentes e as três fases são colineares, implicando que a reação deve assumir uma posição e que nós podemos determinar a reação geometricamente. Perceba que a composição da enstatita (ponto k) percorre entre aquelas composições do líquido (ponto i) e da forsterita (ponto j). Isto é diferente em relação à situação eutética, onde o líquido cai no centro. Esta geometria nos diz que a reação deve ser: Forsterita + Líquido → Enstatita
(6-10)
Isto é de alguma forma nova: Nós temos líquidos reagindo com um sólido para produzir outro sólido assim que resfria. Como as reações (6-7) e (6-9), esta reação é descontinua (F = 0), então ela corre para uma temperatura constante. A reação (6-10) envolve dois reagentes assim como foi escrito. Irá também continuar (com o resfriamento) até que um dos reagentes esteja consumido. Este é um importante ponto, no qual frequentemente são negligenciados. Nós tenderemos a olhar nas reações tais como a reação acima e achar que ambos os reagentes são completamente consumidos assim como seu produto é produzido. Isto irá somente acontecer em raras circunstâncias em que os reagentes existem em exatas proporções corretas para que eles sejam exauridos simultaneamente. Um irá comumente ser exaurido primeiro. O outro, com uma não permanência do co-conspirador no qual reagirá, permanecendo perfeitamente estável no sistema com o produto(s). Na situação presente, qual reagente é consumido primeiro pela ração? Nós podemos responder está questão geometricamente através da Figura 6-12 pela aplicação do princípio da alavanca de maneira sutilmente diferente. A figura 6-13a ilustra a geometria da linha amarrada peritética. Eu tenho substituído às posições das fases a partir da Figura 6-12a para evitar pequenas visualizações e usado abreviações dos minerais para economizar espaço. A reação (6-10) envolve duas linhas terminais de fase (Fo + Liq) se combinando para formar as fases entre eles (En). O princípio da alavanca nos diz que Fo e Liq devem se combinar (reagir) em proporções Fo: Liq = ki: jk no sentido de produzir En. Isto é razoável, pois a En está plotando perto do Liq do que do Fo, então ela deve conter menos Fo do que os componentes do líquido. Se a composição de peso da nossa fusão foi exaurida no mesmo instante. Se a composição de peso estivesse plotada entre a Fo e a En, contudo (ponto cinza na Figura 6-13b), existirá um excesso de Fo e o líquido seria consumido primeiro, deixando a forsterita e enstatita. Alternadamente, se a composição de peso estivesse plotada entre a En e o Liq (ponto cinza na Figura 6-13c), existiria um excesso de líquido e a forsterita seria consumida primeira.
129
Figura 6-13 Enlargamento esquemático das linhas amarradas peritéticas a partir da Figura 6-12, mostrando fases coexistentes de Fo, En e Líquido. Os pontos cinza indicam uma possível composição de peso.
Na situação presente a composição de peso (ƒ) cai entre a enstatita e a forsterita, então o líquido deve ser consumido primeiro. Uma vez que o líquido é usado, a forsterita permanecente coexistirá com a enstatita, Ø → 2, F → 1 e a temperatura cai para dentro do campo nomeado “forsterita + enstatita”. Pois a composição da forsterita e da enstatita está fixada, somente T pode mudar através deste campo. Olhando de volta a este caminho, nós percebemos que uma característica incomum. Os cristais de olivina começam a se formar em 1800ºC, eles continuam a crescer com o resfriamento e então começam a ser consumido de volta dentro da fusão como um novo mineral, a enstatita se forma. Este fenômeno é observado em alguns basaltos no quais os fenocristais da olivina estão destroçados e retidos, sugerindo que eles foram parcialmente consumidos (reabsorvidos) depois da fusão em que eles tinham se formado inicialmente. Isto é exatamente o que nós observamos nos dados do Lago de lava de Makaopuhi na Figura 6-2. A enstatita produzida pode ocorrer (mas não tem que necessariamente) como uma reação nos limites (reaction rim), ou manto, na olivina, produzida onde os dois reagentes estavam em contato (Figura 3-10). Você pode reconhecer a transição desta olivina → piroxênio como o primeiro passo no lado esquerdo, “descontínuo”, da Série de Reação de Bowen (Figura 7-14). O sistema Ab-An está, é claro, no lado direito, “contínuo”.
Figura 6-14 Enlargamento de áreas peritéticas da Figura 6-12.
Até um cenário mais interessante acontece para composição tais como l (como mostrado estendido na Figura 6-14). Aqui nós temos uma similar primeira aparência da olivina quando o líquido vem de encontro ao liquidus, então a enstatita (k) + líquido (i) + olivina (fora do lado esquerdo) coexistem como uma assembléia univariante numa temperatura peritética. Pois nossa composição de peso (l) está agora entre o líquido e a enstatita, como na Figura 6-13c, forsterita é consumida antes do líquido pela reação (6-10). Aqui a primeira formação dos cristais de olivina é completamente reabsorvida de volta para dentro da fusão, e a composição do líquido permanece então se movendo posteriormente ao longo do liquidus, coexistindo com a enstatita com F = 1 até eventualmente atingir a composição eutética (c). Nós agora temos uma situação eutética invariante e o sistema permanece em 1543ºC até que o líquido seja consumido pela reação (6-9). A rocha final contém enstatita e um polimorfo se sílica. As composições que ocorrem entre o peritético e a enstatita também se comportam de modo incomum. A olivina e a primeira na fase do fenocristal e se junta ao piroxênio em baixas temperaturas. A olivina então desaparece e o quartzo aparece mais tarde como um substituto. Tais fenômenos são observados em algumas composições basálticas de sílica saturada.
130 Cristalização fracional (fractional crystallization) a esquerda do peritético na Figura 6-12 envolve o isolamento da cristalização da olivina e a composição de peso e troca (sendo igual para a composição de líquido). Se o fracionamento da olivina é efetivo, o líquido final irá sempre atingir o eutético, mesmo se a composição original estiver à esquerda da composição da enstatita. Vamos retornar ao campo de dois líquidos na porção rica em sílica da Figura 6-12. Se nós resfriarmos uma fusão de composição n, ele intercepta um laço para o liquidus. Este laço é chamado de solvus e representa um processo exsolução (exsolution process) (a separação das fases uma vez que misturadas). Neste caso nós temos exsolução do líquido, mas nós devemos ver alguns pequeníssimos exemplos de exsolução do sólido. O líquido inicial (Ø = 1 e F = 1) se resfria em aproximadamente 1980ºC e se separa dentro de dois líquidos imiscíveis, um segundo líquido de composição p se forma. A separação assemelha-se em comparação ao óleo e ao vinagre usado na salada. Agora Ø = 2 então F = 2 – 2 + 1, então a composição de ambos os líquidos estão em temperaturas dependentes e seguem para dois membros da curva de solvus com um resfriamento contínuo. Um líquido também fica rico em sílica enquanto os outros se tornam enriquecidos em Mg. Em 1695ºC o líquido rico em sílica atinge o eutético e a cristobalita se cristaliza. O sistema agora contém dois líquidos mais um sólido e a invariante (F = 2 – 3 + 1 = 0). A temperatura permanece constante com uma reação descontinua que envolve estas três fases colineares. Pois o líquido rico em sílica esta plotado entre o líquido rico em Mg e a cristobalita, então a reação deve ser:
Líquido rico em sílica → Líquido rico em Mg + Cristobalita
(6-11)
O qual procede com o resfriamento até o líquido rico em sílica ser todo consumido. Resfriamento posterior irá ser idêntico ao caso do líquido a, discutido anteriormente. A localização exata do solvus no sistema é pobremente contraída. Vamos considerar relações de fusões (melting relations) por um momento. Se nós começarmos com enstatita pura e esta fundir-se, nós produziremos um líquido de composição i (composição peritética), e a reação via forsterita (6-10) em reverso (com o aumento de T). O processo pelo qual um sólido se funde para um liquido e em outro sólido, ambos de composições diferentes do que o original é chamado de fusão incongruente (incongruent melting). A enstatita é um dos diversos minerais que se funde incongruentemente. Todos os sistemas peritéticos desta maneira e o diagrama de fase peritética podem também ser chamados de “diagrama de fusão incongruente”. O sistema leucita – sílica é similar a forsterita e exibe uma fusão incongruente de componentes intermediários, sandinita. Outro processo interessante começa com a mistura de olivina e enstatita sólidas. Se nós fundirmos isto, nós temos uma composição de fusão inicial i, no qual é mais rica em sílica do que também os outros sólidos. Se nós removermos a fusão (fusão parcial novamente) e cristalizarmos esta fusão em outra parte, o resultado é uma mistura de enstatita + quartzo. Então nós começamos com o piroxênio e olivina e terminamos com o piroxênio e quartzo. Mais uma vez, observando estes exemplos de sistemas simples, nós temos importantes dicas para uma fusão de comportamento complexo. Pela extração de uma fusão parcial a partir de uma assembléia de um mineral sólido, o novo sistema de fusão ira ter diferentes composições, o qual, quando se cristaliza, pode produzir uma variedade de rochas diferentes. No caso do diagrama peritético, a passagem do liquidus acima e através da composição da enstatita permite que a composição do líquido atravesse acima a partir de uma olivina rica para uma olivina de composição esgotada. Removendo tais líquidos podemos produzir sistemas de composições muito diferentes do que o original. Nós iremos discutir os efeitos da pressão (pressure effects) com mais detalhes no capítulo seguinte, depois nós discutiremos o sistema de três componentes. Por agora, contudo, perceba o seguinte ponto. Mudando a pressão pode causar mudanças nestes diagramas de fases. Assim como você lembrar a partir do Capítulo 5 e do diagrama de uma componente, aumentando a pressão causa a fusão do ponto da maioria das fases aumentadas. Partindo disto, nós podemos prever que o efeito do aumento da pressão neste diagrama de dois componentes seria aumentar a temperatura do líquido. Mas nem todas as fases respondem para a mesma extensão com o aumento da pressão. Nos sistemas eutéticos, por exemplo, o ponto de fusão de um mineral pode aumentar do que um outro.
131 Como resultado o ponto eutético geralmente troca para lateralmente partindo de uma fase na qual o ponto de fusão aumenta a maioria. Para o sistema Fo-En-Sílica, o peritético troca em direção da Fo com o aumento da pressão. Ele eventualmente se torna coincidente com a composição da enstatita (numa pressão específica) e então se desloca posteriormente na direção da forsterita. O diagrama então se assemelha para aqueles acima da Figura 6-15, no qual essencialmente dois diagramas eutéticos conectam-se com a enstatita. Nestas elevadas pressões, a enstatita se funde congruentemente para um líquido de mesma composição. A temperatura máxima nas enstatitas forma uma barreira termal (thermal barrier) para os líquidos no sistema. Uma vez que a enstatita se forma, qualquer liquido a esquerda da enstatita irá se resfriar em direção a forsterita, enquanto que o líquido a direita ira se resfriar na direção do quartzo. Não existem modelos elegantes de troca através da composição da enstatita como no sistema peritético. Nestas pressões elevadas se torna impossível extrair fusão rica em sílica partindo na qual a cristobalita pode se cristalizar e formar uma mistura original de olivina e enstatita. Também em elevadas pressões devem existir nenhuma reação peritética acima do resfriamento entre a olivina e o líquido para a produção de enstatita, então dentro dos cristais de olivina, ou limites do ortoclásio em olivinas devem estar ausentes.
Figura 6-15 Sistema Fo-SiO2 a pressão atmosférica e com pressão 1.2 GPa. Segundo Bowen e Schairer (1935), Am. J. Sci., Chen e e Presnall (1975) Am. Min.
6.5.4 O Sistema dos Feldspatos Alcalinos Como um exemplo final do sistema binário nós endereçaremos o sistema NaAlSi 3O8-KAlSi3O8 (Ab-Kfs ou sistema de feldspato alcalino). Um tanto simplificada diagrama de fase T-X (para a H2O numa pressão de 0,2GPa) é ilustrada na Figura 6-16. O sistema está em baixa pressão é como uma travessia entre o sistema de solução sólida do plagioclásio e o sistema eutético do Di-An. Solução de sólidos completa é possível na Figura 6-16, para isto existe um entrelaçado par de liquidus-solidus (como no sistema dos plagioclásios e das olivinas). O laço, contudo, mostra uma temperatura mínima, assim formando dois laços em ambos os lados do ponto mínimo eutético f. o comportamento do resfriamento é similar aquele para aquele do sistema dos plagioclásios. Resfriando uma fusão de composição a na Figura 6-16 para o liquidus resulta na cristalização de potássio rico em feldspato alcalino (ortoclásio) de composição b em aproximados 1100ºC. Os feldspatos coexistem com uma fusão rica em sódio (ponto c), pois F = 2 – 2 + 1 = 1, a composição de ambas as fusões e dos feldspatos estão em temperaturas dependentes, seguindo as curvas do liquidus e do solidus, respectivamente, com um resfriamento continuo. O resfriamento é acompanhado por uma reação contínua (similar à reação na Figura 6-4), e a quantidade relativa do líquido decai e a do sólido aumenta como pode ser determinado em qualquer temperatura pelo princípio da alavanca. Diferente do sistema eutético Di-An, o líquido não irá atingir a via de cristalização em equilíbrio. Quando a composição do feldspato atinge d, a composição do sólido se torna igual à composição de peso, então existe somente uma pequeníssima quantidade de líquido (de composição e) permanecente. A queda final do líquido é, por conseguinte usada para este ponto e existe um único feldspato em baixas temperaturas como Ø → 1 e F → 2
132 em um campo derivante rotulado de “único feldspato” na Figura 6-16. Com um único feldspato nós podemos definir T e XAbfeld ou XOrfeld para determinar o sistema. Resfriando uma fusão i na Figura 6-16 resultaria numa cristalização de feldspatos rico em Na de composição j em aproximados 1000ºC, coexistindo com uma fusão mais rica em K. O resfriamento iria causar a ambos o líquido e o feldspato para o solidus, respectivamente. O líquido final teria a composição k e um único feldspato de composição i existiria abaixo disto.
Figura 6-16 Diagrama de fase T-X do sistema albita-orthoclasio a 0.2 GPa de pressão de H2O. Segundo Bowen and Tuttle (1950). J. Geology.
Pois existiria uma solução sólida, a cristalização fracional (crystallization fractional) atingiria este sistema, trocando o ultimo líquido (e o sólido) as composições próximas do ponto eutético, de qualquer maneira um dos lados do eutético cairia na composição de peso. Existe também um solvus neste sistema, um que envolve a separação de duas fases sólidas para uma solução sólida homogênea. O solvus é causado pela diferença no tamanho dos íons de K + (radio iônico = 1.59 Ǻ). Nos membros terminais puros, esta diferença de tamanho é acomodada pelo leve enlargamento da unidade da célula no ortoclásio do que na albita. Ambas as estruturas são estáveis, mas quando algum dos íons do largo K + é introduzido dentro de pequenas unidades de célula da albita, e vice versa, resulta em alguma distorção. Se a distorção é suficientemente grande, cada membro terminal estará somente capaz de aceitar uma quantidade limitada de íons estrangeiros antes da criação da distorção criada pela mistura de tamanho por causa das estruturas rejeitariam qualquer adição posterior. Isto colocaria um limite na quantidade de Na + que o ortoclásio poderia aceitar e o K+ que a albita poderia aceitar. Em elevadas temperaturas, a energia vibracional na estrutura dos cristais permite que o mineral aceite mais de um íon estrangeiro. No caso dos feldspatos alcalinos na Figura 6-16, o completo alcance das substituições possíveis (“solução sólida completa”). Assim que a temperatura cai, contudo, se torne mais rígido e aceite menos íons complementares. Este processo é incremental, então a quantidade de impureza tolerada decai com a queda da temperatura progressivamente. Portanto o solvus está convexo para fora. Como a composição a se resfria até que intercepte o solvus em aproximadamente 780ºC, um único e homogêneo feldspato separa-se dentro de dois feldspatos; um mais rico em K (composição g na Figura 6-16) enquanto que o outro é mais rico em Na (composição h). A mobilidade dos íons dentro das estruturas é comumente um tanto limitada e como resultado, a separação de espécies é raramente formador de cristais. Um tanto menos fases abundantes irão comumente formar bandas planares cristalograficamente orientadas ou exsolução de laminação (exsolution lamelae) (Seção 3.2.3) em menos abundantes anfitriões. Estas laminações são comuns em feldspatos alcalinos. Quando a composição é rica em K (como na composição a na Figura 6-16) laminações de feldspatos ricos em Na se formam anfitriões ricos em K, e a textura é chamada de pertita (perthite) (Figura 3-18a). Você tem provavelmente visto esta textura nas espécies de mão do ortoclásio. Estes são finos, lineamento frágil visto em clivagens.
133 Quando a composição de peso é rica em Na (como a composição i na Figura 6-16)m laminações de feldspatos ricos em K se formam em anfitriões ricos em Na e a textura é chamada de antipertita (antiperthite). Exsolução é menos comum em plagioclásios (provavelmente devido aos componentes Ca-Al serem trocados por Na-Si). Existem três conhecidos solvi que ocorrem em baixas temperaturas no sistema de plagioclásios, mas raramente desenvolvem laminações e tem sido deixado de fora da Figura 6-8. Quando dois feldspatos coexistem na Figura 6-16, Ø = 2, então F = 1. Isto significa que a composição de ambos os feldspatos está em função da temperatura. Como a temperatura decai, a composição de ambos os feldspatos seguem o membro solvi com um feldspato sódico se tornando mais potássico. Isto é um exemplo de uma técnica da “geotermometria”, pela qual nós podemos calcular a temperatura de equilíbrio partindo da composição de minerais analisados e coexistentes. Nós iremos discutir esta técnica no Capítulo 27. Os sistemas de feldspatos alcalinos nos provem outro importante exemplo dos efeitos da pressão no sistema dos minerais. O efeito do aumento da pressão do H 2O irá aumentar no equilíbrio sólido–líquido do que para o solvus, pois o líquido está em ambos mais compressíveis do que para o sólido e é a única fase que pode aceitar algum H2O. A adição de H2O entraria no líquido, portanto estabilizando num sólido especo (Princípio de Le Chatêlier). Aumentando a pressão do H2O; embora, baixos pontos de fusões, mas irão ter um pequeno efeito no solvus.
Figura 6-17 O sistema Albite-K-feldspato a at varias pressão de H2O. (a) e (b) segundo Bowen and Tuttle (1950), J. Geol, (c) after Morse (1970) J. Petrol. Aumento PH2O progressivamente mais baixo pt fusão (liquidus) com pouco efeito no solvus (LeChatelier). A 500 MPa (cerca de 15 km prof.) o solidus intersepta o solvus, e solução sólida torna-se limitada
A Figura 6-17 mostra que, como a pressão do H20 aumenta, o liquidus e solidus se movem para baixas temperaturas, enquanto que o solvus não é atingido grandemente. O solidus e o liquidus eventualmente interceptam o solvus numa pressão de água menos do que 500MPa (Figura 6-17c). A área de uma única fase homogênea, tanto líquida quanto sólida, tem sido mascarada em todos os três diagramas. Perceba que a área de uma única solução sólida de feldspato tem progressivamente diminuído com o aumento da pressão da água e acima de 500MPa o alcance da solução sólida não é de longe completada. Sistemas como na Figura 6-17 são chamados de solução sólida limitada (limited solid solution). Se nós resfriarmos o líquido com a composição para a esquerda do ponto eutético na Figura 6-17c, o primeiro sólido a se formar no feldspato sódico. A composição do líquido segue o liquidus na direção do ponto eutético a, enquanto que a composição do sólido se move em direção de b. Em próximos 600ºC, nós temos uma terceira fase, um rico potássico feldspato de composição c, se juntando ao líquido e ao feldspato potássico. F é agora zero, então nós temos determinado completamente o sistema e a temperatura não pode ser diminuída posteriormente até que a fase seja consumida. Acima do resfriamento, esta fase seria a fusão e a reação deve ser: Líquido →Na-feldspato + K-feldspato pois a fusão de composição cai entre aqueles dois sólidos.
(6-12)
134 Em sistemas naturais Ca-Na-K, o solvus separa um rico feldspato alcalino (usualmente ortoclásio) e Na-Carico em feldspato. O comportamento deste sistema é familiar para nós, no qual resulta em dois feldspatos coexistentes, um plagioclásio e uma anortita, tais como nós achamos em algumas rochas graníticas. A Figura 6-17c é chamada de sistema subsolvus de feldspato, pois o solvus está truncado e nenhum feldspato de meio alcance pode se formar acima. Em adição à expansão do cálcico solvus, resultando num comportamento numa mesma pressão baixa de H2O do que na Figura 6-17. As Figuras 6-16, 6-17a e 6-17b são chamadas de hipersolvus (hypersolvus) para os sistemas de feldspatos, devido à fusão se cristalizarem completamente para um único feldspato alcalino acima do solvus, seguido pelo estado de exsolução do sólido. Rochas graníticas formadas superficialmente nas câmaras magmáticas (baixa pressão de H2O) podem exibir feldspatos intermediários um pouco menos do que cristais separados de ortoclásios e plagioclásio. Uma vez que a fusão é completamente cristalizada, posteriormente o resfriamento causa dois sólidos para mudarem de composição via uma reação contínua ao longo dos membros solvus e posteriormente expelir alguns de seus componentes estrangeiros. Reações de sub-solidus, tais como solvi, são muito lentos devido a eles terem ocorrido em estruturas de cristais sólidos em baixas temperaturas. Se o sistema se resfria claramente e rapidamente o equilíbrio não irá ser colocado e os sólidos irão se exsolver. Feldspatos vulcânicos e alguns daqueles feldspatos intrusivos superficiais e pequenos se resfriam suficientemente rápido para suprir as estruturas pertíticas.
135 PROBLEMAS: 1. Ilustre cada uma das observações listadas na pagina inicial usando um exemplo a partir de um dos diagramas de fases.
2.Escolha uma composição em cada lado do nível mínimo eutético da Figura 6-17 e discuta a historia do resfriamento da fusão nos termos da regra de fase das variáveis intensivas envolvidas.
3. O problema 6-3.doc está no site www.prenhall.com/winter e irá lhe prover com um diagrama de fase binário hipotético e lhe pedirá pra você discutir a relação da cristalização e fusão associada com a variação da composição de peso.
136 Capítulo 7
Fase Ternária - Sistema com Mais de Duas Componentes
7.1 Sistemas de Três Componentes (Ternário) A adição sucessiva de cada componente aumenta consideravelmente a dificuldade em visualizar as variáveis no sistema. Nós devemos idealizar uma dimensão para cada variável F, mas estamos limitados com gráficos em duas dimensões representativas. Os diagramas da pressão-temperatura eram fáceis de serem descritas para os sistemas de uma componente. Para os sistemas de duas componentes, nós tínhamos que confiar no diagrama isobárico T-X, no qual são as mesmas seções isobáricas através do diagrama tridimensional T-P-X. Assim que nós movemos para um sistema tridimensional, nós temos que escolher um diagrama isobárico tridimensional T-X-X ou também nós devemos através de outras maneiras simplificar, portanto em duas dimensões. Nós devemos ver quais as soluções efetivamente resultam. Entre os três componentes, a dificuldade comum envolvida é na visualização dos grãos usando modelos como o sistema ígneo análogo simplificado. Nós devemos analisar os três relativamente em um simples sistema de três componentes que nos provem de uma suficiente variedade para que ilustremos os processos físicos e técnicas analíticas.
7.1.1 Sistema Ternário Eutético O mais simples sistema de três componentes são os sistemas eutéticos sem solução sólida. Nós devemos também retornar para o sistema eutético Di-An (Figura 6-11) e adicionar uma terceira componente: Mg2SiO4 (Fo, forsterita). Pois a olivina pode ocorrer em alguns basaltos, o sistema Di-An-Fo é um modelo basáltico mais compreendido do que o sistema Di-An ou Fo-SiO2 (Figura 6-12) separadamente. É claro que existem soluções sólidas no sistema basáltico natural, em particular na troca Fe-Mg, mas devemos ignorar isso por agora, pois nós somente desejamos investigar o sistema de três componentes. O principal efeito na adição de Fe está em induzir a solução sólida no diopsídio e na forsterita e diminuir a temperatura de cristalização de minerais máficos (ver Figura 6-10).
Figura 7-1: Representação tridimensional do sistema diopsídio-forsterita-anortita vs temperatura em pressão atmosférica. M é o ponto ternário eutético.
A variação composicional no sistema Di-An-Fo pode ser representada por um triângulo, com cada uma das componentes no canto do triangulo (ver Figura 2-1) para uma revisão da plotagem no diagrama triangular. Se nós adicionarmos a temperatura como uma variável, o sistema é então composto de três eutéticos binários fazendo os lados de um prisma triangular tridimensional com temperatura-composição (Figura 7-1). O familiar sistema Di-An (Figura 6-11) está na face esquerda suspensa na Figura 7-1. O binário eutético Di-Fo (a frente da face esquerda na Figura 7-1) foi explorado por Bowen (1914) e o ponto eutético foi colocado em Di88Fo12 em 1387ºC. O sistema AnFo foi estudado por Kushiro e Schairer (1963) e é complicado de qualquer modo devido à precipitação spinel. Eu tenho escolhido ignorar os campos spineis no sistema Di-An-Fo e tratar o An-Fo como um outro binário eutético
137 simples (face à direita suspensa da Figura 7-1). Os estudantes interessados no verdadeiro diagrama Di-Fo usam Morse (1994) como uma referência. Quando o número de componentes aumenta em uma, a regra de fase nos diz que a variação também aumenta. Assim, a curva do líquido de uma dimensão no diagrama binário isobárico T-X, como na Figura 6-11, se torna uma superfície de líquido bidimensional na Figura 7-1. Assim o topo da superfície do diagrama é representado pela complexa e curvada superfície do liquidus, similar a três montes com pontos elevados em Di, An e Fo, respectivamente. A inclinação abaixo do vale dos montes no meio, no qual são extensões ternárias de uma dimensão de pontos binários eutéticos invariantes. Estes topos de vales são similares ao córrego no sentido topográfico. Os córregos convergem para um ponto ternário eutético M (análogo a uma área afundada, sinkhole) em baixos pontos na superfície do liquidus no diagrama. A analogia topográfica está apta para os estudos de sistemas ternários e nós podemos simplificar a nossa percepção do sistema da mesma maneira que nós simplificamos topograficamente: através da plotação da variação composicional em duas dimensões, similar a áreas dos mapas e contornando a superfície do liquidus com linhas em temperaturas constantes apenas com as elevações dos contornos topográficos. O diagrama resultante é mostrado no diagrama do sistema Di-An-Fo na Figura 7-2. Esta figura mostra um plano composicional do sistema através do observador que está olhando para baixo do ângulo da temperatura. A superfície do líquido é mostrada e está contornada com as linhas de temperatura constante (isotermas). As extensões dos binários eutéticos são chamadas de curvas cotéticas (cotetic curve), são amostradas com as setas indicando uma baixa inclinação na direção para um mínimo ternário eutético (baixas temperaturas) do ponto M. As curvas cotéticas separam a superfície do liquidus dentro de três áreas, apenas como um ponto binário eutético separa o liquidus na Figura 6-11 dentro de duas seções, com cada inclinação baixa de temperatura em sua direção. No sistema binário, ca da seção do liquidus corresponde ao líquido coexistente com um sólido diferente. O mesmo é verdade para um sistema ternário e as áreas são rotuladas com o nome da fase sólida do mineral que coexiste com o líquido naquela porção particular do liquidus. Estas três áreas estão assim rotuladas como Forsterita + Liq. Diopsídio + Liq. e Anortita + Liq. Agora podemos usar a regra de fase para analisar o comportamento da cristalização de algumas fusões do sistema ternário.
Figura 7-2: Diagrama isobárico ilustrando a temperatura do liquidus no sistema Di-An-Fo em pressão atmosférica (0,1 MPa). A partir de linhas traçadas do cotético Fo-An que está num pequeno campo Spinel + Líquido (inserido) que será ignorado aqui.
Com um líquido de composição a na Figura 7-2 (aproximadamente Di36An10Fo54, pelo peso%). Quando uma fusão desta composição está acima de 1700ºC, existe somente uma única fase fundida presente. Pois C = 3 e
138 Ø = 1, a regra de fase isobárica (Equação 6-2) é F = C – Ø + 1, então F = 3 – 1 + 1 = 3. Nós devemos assim especificar três das possíveis variáveis intensivas, no qual num sistema são provavelmente: T, XDiLiq, XFoLiq e XAnLiq (onde P é constante). Somente duas das três variáveis composicionais estão independentes, pois as três somam em 100%. A variação das três correspondentes para o volume tridimensional ocupado pelo campo do líquido acima do liquidus (ver Figura 7-1). Para um resfriamento de 1700ºC, o sistema encontra o liquidus no campo da forsterita + líquido na Figura 7-2 e a forsterita começa a se cristalizar. Agora Ø = 2 e F = 3 – 2 + 1 = 2. Pois a composição da forsterita pura está fixada, nós ainda temos as mesmas variáveis para escolher a partir de como nós fizemos para uma situação de apenas um líquido. Mas agora nós devemos especificar somente duas variáveis intensivas para determinar o estado do sistema. Como a temperatura está baixa, a forsterita continua a se cristalizar, a partir do líquido, esgotando o componente Fo. Assim a composição do líquido muda em direção diretamente no sentido a partir do canto da Fo do triângulo a partir do ponto a em direção ao ponto b na Figura 7-2. Isto envolve uma reação continua do tipo:
Liquido1 = Forsterita + Líquido2
(7-1)
Por um resfriamento, um novo líquido 2 se torna incrementalmente mais rico em Ca-Al do que o antigo líquido1 pela perda de Mg2SiO4. Em qualquer temperatura, a quantidade relativa do líquido e do sólido, pode ser calculada usando o princípio da alavanca e os três pontos colineares representando a composição do líquido, da forsterita e a como a composição do peso e o ponto de apoio (ver a discussão acompanhando a Figura 6-9). Perceba que a natureza divariante do sistema com duas fases concorda com a natureza bidimensional da superfície do líquido no diagrama tridimensional, Figura 7-1. Assim que o líquido se resfria para o ponto b na Figura 7-2 (em aproximadamente 1350ºC), o diopsídio se junta a forsterita e o líquido no sistema. Agora existem três e F = 3 – 3 + 1 = 1. Especificando uma intensiva variável agora completamente determinada pelo sistema. Teoricamente esta poderia ser qualquer variável, mas porque os sólidos nos sistemas estão com as composições fixadas, sugere que a composição do líquido (coexistindo com dois sólidos) é agora determinada pela temperatura e contrai em seguida a curva cotética de uma dimensão entre o binário eutético Di-Fo e o ternário eutético (M) com um resfriamento continuo. Isto será acompanhado, é claro, por uma cristalização contínua da forsterita e diopsídio via uma reação contínua,
Líquido1→Líquido2 + Diopsídio + Forsterita
(7-2)
Determinado a quantidade relativa de Di, Fo e o líquido em qualquer temperatura é também possível, porém mais complicado do que para duas fases. Imagine que o sistema tenha se resfriado e a composição do líquido se deslocado para partes abaixo do cotético através do ponto b em direção ao ponto M na Figura 7-2, enquanto ainda coexistem com o Di e a Fo. Em qualquer temperatura, nós podemos construir um triângulo isotermal planar com vértices na composição de três fases coexistentes nas fases (Figura 7-3). Se nós colocássemos uma massa em cada canto que é proporcional ao peso da fase naquele canto (pois o diagrama está em peso%) a fase triangular deve ser balanceada no ponto a (composição de peso) como um apoio. A maneira mais simples para determinar a quantidade das três fases é construir uma linha de trabalho a partir de uma das fases através da composição de peso, para o lado oposto do triângulo. Isto tem sido feito para a linha Liq-a-m na Figura 7-3. Neste caso, o ponto m representa o conteúdo total do sólido na temperatura em questão (diopsídio + forsterita). A proporção total do sólido para o líquido é idêntica à regra da alavanca linear na Figura 6-9, então a proporção do peso m/Liq é igual à proporção do comprimento das linhas Liq-a/a-m. Então a proporção do diopsídio/forsterita dentro de m é igual Fo-m/Di-m.
139
Figura 7-3: Diagrama para ilustrar a derivação da quantidade relativa das três fases coexistentes para uma dada composição de peso (a).
Nós podemos prontamente ver que o triângulo Fo-Di-b na Figura 7-2 é um triângulo apropriado para a primeira aparição do diopsídio com a forsterita com o líquido b. Pois o ponto a cai entre a Fo e b ao longo do limite do triângulo, um aplicação qualitativa para a nossa analogia de balanceamento do peso no triângulo, nos informando que deve ser uma quantidade infinitesimal de diopsídio no quanto distante o qual consiste na primeira aparição da fase. Em qualquer ponto durante o resfriamento do líquido ao longo do cotético, nós podemos desenhar uma reta tangente para o ponto cotético (ponto de composição líquida) retornando para a base Di-Fo do triângulo Di-An-Fo na Figura 7-2. O princípio da alavanca pode ser então usado para determinar a proporção de diopsídio e forsterita que estão se cristalizando a partir do líquido naquele instante (se referindo em como extrair o peso do mineral, bulk mineral extract). Por exemplo, suponha que o diopsídio tenha apenas se juntado a forsterita assim que o líquido atinge o ponto b na Figura 7-2. A composição do líquido começa então a seguir o cotético em direção ao ponto M. Neste instante o líquido se move a partir do ponto b. Uma curva tangente para o cotético em b é desenhada e intercepta a base Di-Fo no ponto c (na Figura 7-2). Para a composição do líquido se mover ao longo do cotético a partir de b, com uma massa de um sólido correspondente para a composição c que deve ser removida a partir dele (apenas assim o líquido é removido do ponto a para o ponto b pela perda da forsterita). O ponto c deve ser comprenssado pela forsterita e diopsídio. A proporção de diopsídio/forsterita estando cristalizados neste instante é então igual à proporção da distância Fo-c/Di-c na Figura 7-2. Assim que o resfriamento segue a curva cotética na direção de M, a reta tangente extrapola de volta para o lado do Di-Fo em um ponto progressivamente perto de Di, significando a proporção de diopsídio para a cristalização da forsterita em qualquer instante decai lentamente com o resfriamento. Esta proporção instantânea que esta se cristalizando e qualquer tempo não são para ser confundidos com a quantidade cumulativa de qualquer fase que tenha se cristalizado desde ocorrência da cristalização. As cristalizações posteriores envolvem uma quantidade de fases que balanceiam no triângulo, como na Figura 7-3. Devido à forsterita ter sido cristalizada a partir de 1700ºC e a quantidade total de forsterita cristalizada é muito maior do que a proporção instantânea de diopsídio para forsterita estando adicionado para sólidos acumulados num dado tempo qualquer. Quando um líquido atinge o ponto M, em 1270ºC, a anortita se junta a forsterita, o diopsídio e ao líquido. Agora F = 3 – 4 + 1 = 0 e nós temos uma invariante, situação completamente determinada a partir de temperaturas e pressões fixas, e composição de todas as fases, incluindo o líquido. Continuando o resfriamento resulta em uma reação descontínua que envolve cristalização de todos os três sólidos numa temperatura constante:
Líquido → Diopsídio + Anortita + Forsterita
(7-3)
Até que uma fase seja consumida (que no caso será o líquido). Somente então nós ganharemos um grão de liberdade e a temperatura predominante cairá. Abaixo de 1270ºC, as fases de três sólidos coexistem com um único grau de liberdade, pois a composição das três fases está fixada e nós precisamos especificar somente a temperatura para determinar o estado do sistema. O caminho a→b→M é chamado de curva de evolução do líquido (liquido evolution curve) ou a linha do líquido de descida (liquid line descent) e descreve a maneira que a composição do líquido muda assim que a
140 cristalização procede. Os caminhos dos tipos descritos acima apenas se aplicam para a composição de qualquer outro campo liquidus na Figura 7-2. Por exemplo, se resfriarmos a composição d para 1400ºC, a anortita se cristaliza primeiro. A composição do líquido se move diretamente a partir do ponto mais elevado da An no triângulo continuando a se resfriar (via reação similar e contínua a reação 7-1, porem produzindo anortita) até que atinja o ponto c no cotético, no qual o ponto da forsterita se junta a anortita e ao líquido cotético. O líquido segue então o cotético, cristalizando ambos, a forsterita e a anortita (numa proporção que pode ser deduzida em qualquer ponto a partir de uma reta tangente para o cotético e extrapolando de volta para o lado do triângulo da Fo-An). No ternário eutético, no ponto M, o diopsídio se junta ao sistema e a cristalização continua via reação descontínua (7-3) numa temperatura constante de 1270ºC até que o líquido seja consumido. Como exercício tente achar diferentes pontos de composições de peso na Figura 7-2 que resulte em todas as possíveis seqüências de cristalização das três fases. Como no sistema binários eutético, o último líquido a se cristalizar por qualquer composição de peso que plote dentro do triângulo Fo-An-Di deve ocorrer no ponto M, a composição ternária eutética (aproximadamente Di50An43Fo7). Pois não existe solução sólida e o caminho da evolução do líquido por uma cristalização fracional (fractional crystallization) será a mesma para uma cristalização em equilíbrio. As fases recentes removidas, contudo, podem atingir a composição final do basalto cristalino. Se em uma das fases recentes são removidos pelo fracionamento do cristal (estabelecendo ou flutuando) e o líquido é então separado a partir dos sólidos cristalizados em qualquer ponto ao longo da curva de evolução do líquido, a rocha que se forma pela cristalização em equilíbrio a partir de derivados do líquido terá uma composição igual para aquelas que envolvem o líquido sem separação, se tornando uma nova composição de peso. A rocha pode então ter uma composição de peso alcançando a partir da fusão original da composição de peso do ponto M (43% plagioclásio, 50% de clinopiroxênio e 7% de olivina, por peso). A cristalização fracional pode também ser um importante mecanismo pelo quais as rochas ígneas se diversificam, pois o alcance dos tipos de rocha pode derivar a partir de um único magma parente. Fusão em equilíbrio (equilibrium melting) é simplesmente o inverso da cristalização em equilíbrio. Fundindo qualquer uma das misturas do diopsídio, da anortita e da forsterita de qualquer maneira em proporção, produzindo uma primeira fusão de composição M. O líquido permanece em M como uma reação descontínua (7-3) procedendo (de maneira inversa) até que uma das fases seja consumida. A primeira fase a ser consumida depende da composição de peso é determinará qual a curva cotética o líquido seguirá a partir de M. Se a forsterita for consumido primeiro, por exemplo, o líquido segue a curva cotética diopsídio-anortita, caminhando ao longo por uma reação contínua similar para a reação (7-2), somente em inverso e envolvendo o diopsídio e a anortita. Em qual ponto irá o líquido deixar o cotético? Depende novamente da composição de peso. O caminho da evolução que o líquido deixa na curva quando uma das fases permanecente é consumida pela reação de fusão contínua. Isto ocorre quando a composição do líquido atinge um ponto que é uma extrapolação linear de uma linha desenhada a partir de uma fase permanecente através da composição de peso do cotético. Retornando para o nosso exemplo original (composição de peso a) o líquido deixa o cotético no ponto b, que é o ponto no cotético onde a linha da forsterita extrapola pra a curva cotética. Neste ponto, o diopsídio deve ser eliminado, pois b-a-Fo são colineares implicando que a composição de peso (a) consiste de líquido (b) e Fo somente. Então a composição do líquido se move diretamente a partir da curva eutética na direção da composição de peso, conduzida pela reação (7-1), de maneira inversa. Quando a composição do líquido atinge o ponto a, toda a forsterita deve ser consumida e somente uma fase permanece, o líquido. Fusão parcial (partial melting) no sistema ternário eutético também se comporta como um binário eutético. A primeira fusão da mistura do Di+An+Fo, em qualquer porção é produzido pelo ponto eutético M. Supostas fusões desta composição eutética são produzidas via reação invariante (7-3), inversa, e extraído pequenos incrementos (fusão fracional) até que uma fase seja consumida. Se nós começarmos com uma composição de peso em a na Figura 7-2, por exemplo, a anortita deve ser consumida primeira. O sistema sólido permanece então binário (Fo + Di) e, portanto nenhuma fusão pode ocorrer ate que temperatura seja elevada partindo de 1270ºC para 1387ºC (a temperatura do binário eutético Fo-Di). A fusão fracional invariante binária então produz fusões na composição do eutético numa temperatura constante de 1387ºC até que o diopsídio seja consumido. O sólido permanecente é a forsterita, um componente e, portanto nenhuma fusão é possível ata a temperatura atingir 1890ºC, quando a forsterita pura se funde. Assim a fusão parcial ocorre em três episódios discretos.
141
Figura 7-4: Diagrama Isobárico ilustrando as curves coteticas e periteticas no sistema forsterita-anortita-silica at 0.1 MPa. Segundo Anderson (1915) A. J. Sci., e Irvine (1975) CIW Yearb. 74.
A fusão parcial pode também ocorrer como um único evento envolvendo uma fusão em equilíbrio até a fusão a partir dos cristais residuais em qualquer ponto ao longo da passagem do líquido contínuo. A extração resulta numa nova composição de peso igual aquela da composição do líquido. Assim com a fusão fraccional estamos, capazes de variar a composição de magmas derivados (as rochas) acima do espectro claramente aberto de composição líquida por uma variação na porcentagem de fusão de uma única rocha fonte.
7.1.2 Sistemas Ternários Peritéticos Como um exemplo de sistema ternário com um peritético, considere o sistema Fo-An-sílica (Figura 7-4), no qual é uma familiar combinação de sistemas binários eutéticos (Figura 6-11) e do sistema binário peritético (Figura 6-12) o qual forma os dois lados do triângulo T-X na Figura 7-4. O terceiro binário, An-sílica é um sistema eutético com liquidus mínimo em 52% de peso da An em 1368ºC. Os contornos isotermais têm sido omitidos na Figura 7-4 para evitar desordem. O comportamento nos campos da sílica + líquido e da anortita + líquido na Figura 7-4 são similares para aqueles nos sistemas eutéticos, tais como na Figura 7-2. O tempo será mais bem aproveitado se focalizarmos na caracterização do comportamento do ternário peritético, que é mais evidente nos campos da forsterita e enstatita. Por exemplo, um líquido de composição de peso a na Figura 7-4, acima do resfriamento para a superfície do liquidus, produzindo primeiro a forsterita. Num sistema isobárico de três componentes com duas fases, F = 3 – 2 + 1 = 2 e a composição do líquido se move diretamente a partir do triângulo no vértice Fo, via reação contínua (7-1). Quando a composição do líquido atinge os limites da curva forsterita-enstatita no ponto b, formando a enstatita devido a F = 3 – 3 + 1 = 1, o líquido é confinado nos limites da curva em direção ao ponto c. Note que a reta tangente projetada de volta a divisão a partir de qualquer ponto do líquido ao longo desta curva peritética para os limites Fo-SiO2 do triângulo, para uma determinação proposta à medida que ocorre a cristalização instantânea de sólidos caindo para fora do segmento forsterita-enstatita. Em outras palavras, a composição de peso do sólido estando removido a partir da fusão não pode ser uma combinação de forsterita + enstatita no qual estão disponíveis os sólidos. Isto se reflete na reação de cristalização, o qual não é Líquido 1→Líquido2 + Forsterita + Enstatita, como poderia ser se a linha projetada não caísse entre a Fo e En, mas preferencialmente: Líquido1 + Forsterita → Líquido2 + Enstatita
(7-4)
O qual é uma reação do tipo peritética. Assim as curvas limites entre os campos Forsterita + Líquido e Enstatita + Líquido na Figura 7-4 é uma curva peritética. Para a nossa composição original de peso a existe
142 forsterita suficientemente que não é consumida inteiramente pela reação (7-5) no momento em que o líquido atinge o ponto c e a anortita se junta a forsterita, enstatita e o líquido numa situação univariante (F = 3 – 4 + 1 = 0). Nesta invariante a reação descontinua assume uma posição. Pois a composição do líquido não cai para dentro do triângulo Fo-En-An então a reação passa a ser: Líquido + Forsterita → Enstatita + Anortita
(7-5)
Nós podemos dizer sempre que a assembléia final do mineral sólido no qual eventualmente a fusão se solidifica via cristalização em equilíbrio pela percepção do subtriângulo no qual a composição de peso é plotada. O ponto a está no sistema do subtriângulo forsterita-enstatita-anortita, onde estes três minerais devem ser confinados na rocha final. É desta forma que nós sabemos que a forsterita não foi consumida antes que o líquido atingisse o ponto c. Podemos também deduzir que as quatro fases, forsterita + enstatita + anortita + líquido, coexistem no ponto c e o líquido deve ser consumido primeiro neste ponto ternário peritético invariante. De maneira análoga para a composição de peso entre Fo e En em temperaturas peritéticas no sistema binário Fo-Sílica (Figuras 6-12 e 6-13). O sistema assim permanece em 1270ºC até que o líquido seja consumido pela reação (7-5). A assembléia final de minerais é então forsterita + enstatita + anortita em proporções relativas que podem ser determinadas pela composição de peso e pelo princípio da alavanca no triângulo Fo-An-En- (como na Figura 7-3). Tendo a composição de peso sido deslocada à direita da En-An junto à Figura 7-4, sendo requerido um mineral de sílica na assembléia final e a linha do líquido descido estava a esquerda do ponto c (pois a forsterita seria primeira a ser consumida neste ponto via outra reação descontínua invariante): Líquido → Enstatita + Anortita + Tridimita
(7-6)
Uma variação interessante acontece em bandas para a qual a composição de peso e é representativo. A forsterita se forma primeiro e a composição do líquido se move diretamente a partir da Fo para a curva peritética, onde se forma a enstatita. Com uma composição a, o líquido segue uma curva peritética invariante como a da reação (7-4) progride. No ponto f, contudo a composição de peso plota num ponto e numa linha intermediário entre a enstatita e o líquido (traçado na Figura 7-4), significando que o sistema pode ficar confinado somente nestas duas fases e assim a forsterita deve ser consumida pela reação peritética (7-4) quando o Xliq atinge o ponto f, não o ponto c, e deve deixar a curva peritética, movendo diretamente agora a partir da enstatita, como a enstatita se forma pela reação contínua e similar para a reação (7-1), o Xliq procede ao longo da linha f-g para o ponto g, onde a anortita de cristaliza e o líquido continua ao longo do ponto cotético d, onde a reação (7-6) assume uma posição até que o líquido seja consumido. É incomum para o líquido deixar a curva desta maneira, mas a curva em questão é peritética, não cotética (“topo do monte”) e assim possível mover para fora da curva com o decaimento da temperatura. Cristalização fracional (fracional crystallization) associada com o peso Xpeso = a, envolvendo cristais de forsterita removidos, causando uma migração da composição de peso com a composição do líquido fora a partir da Fo. Não existirão forsterita participando da reação peritética (7-4) quando o líquido atingir o peritético. Assim todos os líquidos produzem enstatita diretamente e deixam à curva peritética assim que a atingem, movendo-se diretamente a partir da enstatita tanto na direção da curvas cotéticas da enstatita-anortita ou da enstatita-sílica, dependendo da geometria (conteúdo de An do líquido).
7.1.3 Sistema Ternário com Solução Sólida Como no exemplo para o comportamento da solução sólida no sistema de três componentes, novamente com uma aplicabilidade para os basaltos, nós podemos usar o sistema Di-An-Ab. No sistema existe uma completa miscibilidade entre os dois componentes (Ab e An), onde a terceira componente (Di) é insolúvel tanto nos outros. O sistema em pressão atmosférica é ilustrado na Figura 7-5, mais uma vez projetado novamente abaixo da linha central da temperatura com a superfície do liquidus contornando num incremento isotermal. Nós já estamos familiarizados com dois dos lados do diagrama T-X: o diopsídio-anortita eutético (Figura 6-11) e a solução sólida albita-anortita
143 (figura 6-8). O sistema diopsídio-albita, como o diopsídio-anortita, não é também verdadeiramente binário, no qual o diopsídio incorpora algum Al a partir da albita e a albita também recolhe alguns Ca a partir do diopsídio.
Figura 7-5: Diagrama isobarico ilustrando a temperatura do liquido no sistema diopsidio-anortita-albita a pressão atmosferica (0.1 MPa). Segundo Morse (1994), Basalts and Phase Diagrams. Krieger Publishers.
Nós devemos ignorar estes pequenos efeitos e tratar o sistema como um binário eutético, com o mínimo em Al91Di9 em 1133ºC (Schairer e Yoda, 1960). Pois não existem eutéticos no sistema albita-anortita, sem o cotético descendo a partir deste lado do triângulo na Figura 7-5. Portanto, o cotético percorre a partir do binário eutético no lado do diopsídio-anortita. Neste caso, a inclinação continua para um limite mínimo de albita-anortita, refletindo a inclinação da albita-anortita. Esta continua inclinação não é um requerimento para a solução sólida, é claro, que os outros sistemas podem ter um mínimo termal dentro do triângulo de três componentes. Infelizmente nós temos somente o contorno liquidus no diagrama e quando a solução sólida e envolvida, nós precisamos conhecer o solidus no sentido de saber a composição do plagioclásio que se encontra em equilíbrio com um líquido em particular. Somente quando nós conhecemos qual o sólida está interagindo com líquido é que nos podemos analisar quantativamente a evolução do líquido durante a cristalização ou fusão. Alguém pode acreditar que podemos simplesmente usar o solidus binário na Figura 6-8, pois o plagioclásio que coexiste com o líquido ternário no sistema Di-An-Ab é uma mistura binária que plota ao longo do limite do triângulo albita-anortita. Felizmente, este não é o caso e a composição do plagioclásio que coexiste com qualquer líquido ternário numa dada temperatura se difere a partir dos valores binários e devem ser empiricamente determinados no sistema completo por três componentes. Podemos aproximar informações a partir de dados experimentais ternários, mas não é compreensivo suficientemente para nos prover de uma boa aproximação confinada por qualquer líquido. Algumas poucas linhas amarradas mostram que a composição de plagioclásio que coexiste somente com o liquido cotético tendo sido adicionado à Figura 7-5 (linhas traçadas) com um auxílio parcial. Vamos começar no lado cotético que é mais fácil de analisar: “o lado diopsídio”. Se nós resfriarmos uma fusão de composição a em 1300ºC, o diopsídio começa a se cristalizar na primeira fase sólida. Quando o diopsídio puro se cristaliza a partir do liquid via reação contínua:
Líquido1 = Diopsídio + Líquido2
(7-7)
144 E a composição do liquido se move diretamente a partir do ponto mais elevado do diopsídio do triângulo em direção da curva cotética. Xliq atinge o cotético no ponto b em 1230ºC no qual o ponto do plagioclásio de composição An80 começa a cristalizar com o diopsídio. Perceba que nós podemos usar as linhas-amarradas no nosso diagrama para determinar a composição do plagioclásio, pois nós estamos somente considerando o plagioclásio que coexiste com o líquido cotético e o diopsídio. Agora com a cristalização continua do diopsídio e plagioclásio a composição do líquido se move para baixo do solidus como ambos se tornam progressivamente mais albítico, pois Ø = 3 e C = 3, logo F = 3 – 3 + 1, a composição de ambos, plagioclásio e diopsídio são dependentes da temperatura acima via uma reação contínua:
Líquido1 + Plagioclásio1 → Líquido2 + Diopsídio + Plagioclásio2
(7-8)
Pois existe uma solução sólida, o líquido não atinge o mínimo cotético, assim como nos sistemas eutéticos. Ao contrário, a composição de peso determina quando a cristalização é completada, como acontece nos sistemas binários do plagioclásio. Quando o líquido atinge o ponto c, em aproximados 1200ºC, a composição do plagioclásio atinge An50 e a composição de peso cai no ponto intermediário numa linha entre a coexistência do plagioclásio e o diopsídio. Pois estes três pontos são colineares, a composição do plagioclásio mais o diopsídio podem se combinar para produzir Xpeso, então a quantidade deve estar próxima do zero. O último líquido está assim consumido em aproximadamente 1200ºC e a cristalização é completa. Novamente, a seqüência de composição associada com os líquidos cotéticos e as linhas-amarradas na Figura 7-5 não são a mesma como no sólido binário no sistema albitaanortita (plagioclásio) a Figura 7-6 ilustra esta diferença. O plagioclásio (An80) que coexiste com o líquido b no sistema ternário em 1230ºC pode ser colocado abaixo da curva na Figura 7-6 (ponto x). No sistema binário An80 coexiste com o líquido em 1440ºC (ponto y). O efeito da adição do diopsídio para o sistema do plagioclásio esta para aplainamento da curva e diminui a temperatura do liquidus e solidus. Para qualquer composição de líquido não cotético na superfície do liquidus ternário entre os sistemas binários Ab-An e o cotético, pode ser aplicado uma curva intermediária, assim a Figura 7-6 nos supre com limitados valores, mas não com todas as composições do plagioclásio requeridas se nós quisermos determinar rigorosamente a cristalização do líquido e o caminho da fusão na Figura 7-5. Nós precisamos de dados experimentais apropriados para uma análise mais acurada. Assim como o sistema binário, o líquido ternário mostrar encontrar os dados experimentais que são suficientemente confinados em posições aproximadas do liquidus e solidus que desenhamos pela extrapolação entre os pontos conhecidos, como no Problema 2-2.
Figura 7-6: Curvatura de dois dos liquidus-solidus pertencentes ao sistema diopsídio-anortita-albita. A curvatura do sólida é a curva binária An-Ab liquidus-solidus a partir da Figura 6-8 e curvas baixas traçadas representando o solidus que coexiste o liquidus num ternário cotético (a curva a partir 1274ºC para 1133ºC na Figura 7-5) ambas projetas em cima do lado da albitaanortita.
145 Vamos tentar exemplificar o comportamento da cristalização de um líquido no lado do plagioclásio cotético com um líquido de composição d, o qual é An55Ab30 (a composição final do plagioclásio é 55/(55+30) = An65). Neste caso o líquido é encontrado em aproximadamente 1440ºC e a composição do plagioclásio aproximadamente An87 se cristalizando. Perceba que esta composição não esta prevista a partir da Figura 7-6, pois ela não é um sistema binário nem líquido cotético, logo não é uma linha-amarrada na Figura 7-5. Podemos somente estimar a composição do plagioclásio, pois Ø = 2 e F = 3 – 2 + 1 = 2 e a cristalização procede via reação continua ao longo da superfície do liquidus divariante:
Líquido1 + Plagioclásio1 → Liquido2 + Plagioclásio2
(7-9)
Que é uma reação ternária equivalente (6-4). A composição do líquido deve envolver diretamente a partir desta composição sólida sendo removida a partir dele, mas a composição do plagioclásio também troca na direção da albita com o resfriamento e o progresso da reação (7-9). Assim o líquido se move a partir desta troca de ponto, criando uma passagem na curva da Figura 7-5. Esta passagem é ilustrada mais claramente na Figura 7-7, onde algumas linhas-amarradas têm sido mostradas com uma conecção na composição do líquido para plagioclásio coexistente com todas passando pelo ponto d (composição de peso) que deve sempre cair entre as fases e ser confinada. Em tais condições a composição do líquido deve estar se movendo diretamente a partir de um sólido coexistente. A curva de passagem de evolução do líquido em sido levemente exagerada nas figuras. O líquido atinge o cotético no ponto c, em aproximadamente 1220ºC, o qual coexiste com um plagioclásio de composição An 75 (o qual é previsto a partir das Figuras 7-7 e 7-6, pois este é agora um líquido cotético) Neste caso o diopsídio se junta ao plagioclásio como uma fase de cristalização e a passagem do líquido se torna abrupta para seguir o líquido via reação (7-8), pois a situação é isobaricamente univariante, as composições de plagioclásios são somente dependentes da temperatura acima. Em outras palavras, num sistema isobárico de três componentes, somente uma composição de plagioclásio pode existir com o líquido e o diopsídio em uma dada temperatura. A cristalização continua até que a composição do plagioclásio migre para um ponto de composição de peso que esteja numa linha conectando o diopsídio e o plagioclásio, que para Xpeso = d é An66. O último líquido neste caso é o ponto f na Figura 7-7.
Figura 7-7: Passagem da evolução de composição de peso d (Di30An55Ab5) no sistema diopsídio-anortita-albita em 0,1 MPa. A curvatura da passagem d-c foi exagerada.
Em qualquer temperatura dada, a composição de todas as fases pode ser mostrada numa seção isotermal (isothermal section). Quando uma seção é derivada a mesma é ilustrada em 1250ºC na Figura 7-8 e a seção por si mesma é mostrada na Figura 7-9. Uma seção isotermal mostra como uma assembléia de fase coexistente presente, em equilíbrio, varia com a composição de peso na temperatura em questão. Qualquer composição de peso que é plotada na região traçada na Figura 7-9 e esta acima do liquidus como pode ser vista na Figura 7-9. Embora, a composição desta única fase líquida está igual a composição de peso escolhida. O ponto x é a interseção do plano da isotermal e a curva cotética, contudo, representa a composição somente do líquido que pode coexistir com ambos, plagioclásio e diopsídio em 1275ºC. A regra de fase nos diz que F = C – Ø + 0 = 3 - + 0 = 0 em pressão e temperatura fixadas. A composição do plagioclásio coexistente é o ponto y ou An89 na Figura 7-9 e o diopsídio é
146 puro. Qualquer composição de peso que cai dentro do triângulo Di-x-y confina estas três fases em 1250ºC num modelo familiar à Figura 7-3. O triângulo é concordantemente rotulado com estas fases na Figura 7-9.
Figura 7-8: Visào Obliqua ilustrando uma seção isotermal através do sistema diopsidio-albita-anorthita..
Figura 7-9: Seção isotermal a 1250oC (e 0.1 MPa) no sistema Di-An-Ab. Ambos de Morse (1994), Basaltos e Diagramas de Fase. Krieger Publishers.
Qualquer composição de peso no campo rotulado Diopsídio + Liq irá conter somente estas duas fases em 1250ºC, de maneira similar ao ponto a na Figura 7-5. Em 125ºC na Figura 7-5 a composição de peso a consiste de diopsídio puro e um líquido igual a composição no ponto onde a linha Di-a-b intercepta as Figuras 7-5 e 7-9. Perceba que o limite das curvas de uma porção traçada na Figura 7-9 representa o liquidus, o qual, por definição é o lócus de todas as composições líquidas que coexistem com o sólido. Assim para qualquer composição de peso plotada no campo Diopsídio + Liq na Figura 7-9, a composição do líquido que coexiste com o diopsídio em 1250ºC pode ser determinada como um ponto onde a linha desenhada a partir do diopsídio através de uma composição de peso em particular intercepta a curva liquidus. Algumas como linhas-amarradas são incluídas na Figura 7-9. O mesmo argumento abrange o campo rotulado Plagioclásio + Liq na Figura 7-9. Se nós começarmos com a composição d na Figura 7-5, a composição do liquid coexiste somente com o plagioclásio que pode ser colocado num ponto onde a passagem da curva do liquidus atravessa a isoterma 1250ºC. Algumas outras linhas-amarradas para o plagioclásio coexistente plagioclásio + líquido em 1250ºC são incluídos na Figura 7-9. Perceba que as linhasamarradas são somente apropriadas para uma temperatura correspondente para a seção isotermal neste caso 1250ºC. Somente a linha-amarrada x-y é a do mesmo tipo como aquelas na Figura 7-5, pois o plagioclásio y coexiste com o diopsídio e um líquido cotético. As outras linhas-amarradas do plagioclásio-líquido relacionadas a plagioclásio para um líquido não cotético (sem diopsídio) em 1250ºC. A orientação das linhas-amarradas do plagioclásio-líquido troca com a temperatura, como deve estar claro com as linhas-amarradas trocadas que passam pelo ponto d em algumas temperaturas na Figura 7-6. Também perceba a Figura 7-5 que a linha amarrada An87-d (em 1420ºC) atravessa a linha amarrada An80-d (em 1230ºC).
147 Finalmente em qualquer composição e peso do triângulo rotulado Di+Plag plota para direita do limite de qualquer sólido que coexista com o líquido em 1250ºC (a linha-amarrada Di-y). Estas composições assim estão associadas com uma assembléia de minerais completamente solidificados, diopsídio + anortita e a composição do plagioclásio apropriado podem ser determinadas pela extrapolação das linhas-amarradas ligadas na composição de peso para o diopsídio. Estas seções isotermais são úteis para a determinação rápida e facilmente como as fases presentes nos mostram como variam a composição de peso numa temperatura e pressão em particular. Diagramas deste tipo são usados comumente por petrológos metamórficos, como deveremos ver na seção metamórfica neste texto. Novamente, fusão em equilíbrio (equilibrium melting) é o oposto da cristalização em equilíbrio. Cristalização fracional (fractional crystallization) envolve solução sólida, atinge a composição final do liquido para se cristalizar. No caso da composição d na Figura 7-7. Por exemplo, remove perfeitamente e eficientemente o plagioclásio cristalizado, significando que a composição de peso do sistema de fusões residuais será sempre igual a composição do líquido ao longo da passagem de evolução. A composição irá, contudo, não ser completa no ponto f, mas irá continuar em baixas temperaturas e produzir mais plagioclásio albítico. Fusão parcial (melting partial), como sempre criará uma nova fusão de composição que diferenciará da composição de peso, se extraídas em qualquer ponto ao longo da curva de evolução do líquido. Para um sistema com mais do que uma série de solução sólida (system with more than one solidsolution series) é muito mais difícil de descrever a passagem de evolução, pois a superfície do solidus e liquidus é mais complexa e ambos não podem ser contornados como na Figura 7-2 e 7-5. A Figura 7-10 é de qualquer modo uma esquemática visão oblíqua do sistema ternário do feldspato, pois devido a complexidade óbvia é apropriado somente uma descrição quantitativa do sistema, um tanto quanto da análise quantitativa do comportamento da fusão ou da cristalização. Na frente da esquerda do plano o sistema é binário Ab-Or em baixas pressões de H2O (Figura 616) e um plano elevado é agora um familiar sistema Ab-An (Figura 6-8). O lado binário permanecente An-Or do sistema tem um largo solvus que limita a solução sólida, como na Figura 6-17c. Este solvus continua através do espaço ternário para o lado Ab-Or, mas não para o lado Ab-An. A curva cotética percorre a partir do eutético An-Or (ponto c na Figura 7-10) em direção ao lado An-Or, mas para o ponto c antes atingindo este lado, devido à completa solução sólida Ab-Or. Em elevadas pressões de H2O, contudo a completa solução sólida Ab-Or não forma um eutético (Figura 6-17c) e o ternário cotético continua através deste lado.
Figura 7-10: Esquemática visão oblíqua do sistema ternário feldspato vs temperatura. A superfície do liquidus ternário é solvus tem um padrão definido e o solidus é traçado. As linhas b-c são os traços dos sólidos que coexistem com o líquido cotético.
148 Algumas facetas da cristalização e fusão do feldspato podem ser deduzidas a partir da Figura 7-10, mas é admissível uma figura complexa e eu a trouxe para dentro da discussão aqui somente para focar na cristalização coexistente de feldspato alcalino e plagioclásio, comum em rochas félsicas. O resfriamento da maioria da composição da fusão resulta na cristalização de um feldspato assim que o liquidus é encontrado. Se a composição está para o lado Or do cotético c-e, os feldspatos alcalinos irão se formar primeiro. Se a composição da fusão esta do outro lado, os plagioclásios irão se formar primeiro. De qualquer modo, o líquido e o sólido coexistentes, ambos de passagem curva ao longo de linhas finas do liquidus até que o líquido atinja a curva cotética c-e e um segundo feldspato irá se formar. A linha curvada mais escura correndo a partir do ponto a através de y e x num sistema ternário de volta ao redor para o ponto b troca o lócus de composição sólida que consiste com um outro sólido e um líquido cotético (assim como as linhasamarradas a-c-b no sistema An-Or à direita da face da Figura 7-10). No sistema ternário um feldspato é um plagioclásio e os outros são feldspatos alcalinos (ver a Figura 7-11 que mostra algumas seções isotermais através do sistema). Pois a curva cotética na Figura 7-10, inclinando em direção a albita com o decaimento da temperatura, o líquido se torna mais albítico do que os feldspatos coexistentes (exceto em algumas variedades de magmas pobre em Ca). Isto é ilustrado num único triângulo de diagramas de três fases isotermais x-y-z na Figura 7-10 e 7-11 onde x representa o plagioclásio, y representa o feldspato alcalino e z representa o líquido cotético. A maioria das composições nos sistemas ternários desenvolve dois tipos de feldspatos distintos entre si. Somente fora desta curvatura, em posições traçadas da Figura 7-11, uma rocha desenvolveria somente um único feldspato. O tamanho e a forma da região de um único feldspato variam com a temperatura (como mostrado) e com a pressão.
Figura 7-11: Traços do solvus e feldspatos ternários de 600 a 750ºC. O solvi separa áreas no qual dois feldspatos formam (blank) a partir do qual um único feldspato se forma traçado. Estão incluídas as curvas cotéticas e os traços da curva politermal a-y-x-b a partir Figura 7-10.
No sistema ternário que nós temos visto, o comportamento das duas componentes é geralmente mantido quando uma terceira componente é adicionada. Sistemas binários eutéticos retêm o comportamento eutético das curvas ternárias cotéticas; soluções sólidas, tais como Ab-An, continuam quando o diopsídio e o ortoclásio são adicionados e o comportamento peritético também continua dentro do sistema de três componentes (Fo-An-SiO2). Um pode prevê que as relações fundamentais serão mantidas com a continua diversidade composicional, embora com algumas modificações devido à variação adicionada. Assim as lições que nós aprendemos a partir destes sistemas devem ser amplamente aplicados para situações naturais, como nós observamos para padrões de fusões parciais, cristalizações fracionais etc.
149 7.2 Sistemas com Mais de Três Componentes Cada componente adicional impõe um potencial grau de liberdade ao sistema e também uma fase adicional ou um componente de solução sólida nas fases existentes. A adição de uma terceira componente, por exemplo, muda as três fases (piroxênio + plagioclásio + líquido) no ponto invariante eutético num sistema de duas componentes DiAn (ponto d da Figura 6-11) durante três fases cotéticas de curvas invariantes num sistema de três componentes DiAn-Fo (Figura 7-2). A situação ternária retorna para uma variante quando uma quarta fase (forsterita) a uma outra terceira fase no ponto M na Figura 7-2. Cada componente adicional pode tornar sucessivamente um ponto eutético de três componentes dentro de uma curva univariante de quatro componentes com uma superfície divariante de cinco componentes e volume de seis componentes, etc. Existindo assim uma limitação para as temperaturas não fixas para uma assembléia de quatro fases como um piroxênio, olivina, plagioclásio e líquido em sistemas naturais, como existe para sistemas análogos de três componentes como mostrado na Figura 7-2. Visualizando o espaço composicional de um sistema de quatro componentes requer um tetraedro, o qual pode somente ser ilustrado bidimensionalmente em visão de perspectiva. O sistema de uma fase e quatro componentes tem cinco graus de liberdade (F = 4 – 1 + 2), qual é quadrivariantes em seções isobáricas. A variação de tais sistemas é impossível de se elevar em papel. Sistemas isotermais-isobáricos com duas ou mais fases são bidimensionais ou menos e são de fácil visualização, mas menos informativo devido a estas restrições. A mais simples e mais comum aproximação para este problema é pegar um sistema isobárico e restringir a análise das assembléias com pelo menos três fases presentes. Um exemplo desta aproximação é ilustrado na Figura 7-12 para o sistema diopsídio-albita-forsterita.
Figura 7-12: O sistema de quatro componentes diopsídio-anortita-albita-forsterita.
Os sistemas diopsídio-anortita-albita e diopsídio-anortita-forsterita são familiares (Figura 7-5 e 7-2, respectivamente). As curvas cotéticas das três fases destes sistemas ganham um grau de liberdade com a adição de componentes e tornando a superfície dentro sistema quaternário. Naturalmente tais curvas e superfícies não podem ser isotermais, então a figura representa uma projeção politermal na qual é impossível elevar a temperatura, exceto para poucos pontos invariantes. Um adicional problema é que nós não podemos determinar facilmente a profundidade no diagrama.
150 O ponto y cai na face Di-Fo-An na face do Di-Ab ou de alguma maneira entre eles? Como conseqüência destas limitações não qual podem ser elevadas, é muito difícil, se não impossível, quantificar os traços da curva de evolução e assim se formam se formam a seqüência de minerais. Um mau exemplo de modelos mais compreensivos de basaltos desde o sistema de quatro componentes (ou mais) nos permite um recurso (em que eles podem ser usados efetivamente com alguma prática), temos agora passado num ponto a dificuldade de analise e visualização tem ultrapassado os benefícios a serem derivado a partir deste modelo de sistema, pelo menos para a nossa presente proposta. Para sistemas com um grande número de componentes é mais provável e certamente mais aplicável performar experimento de fusões diretamente em substâncias naturais. Para estes sistemas mais complexos, mais do que esforço com o espaço de composições multidimensionais, as relações de fusões são projetadas de volta para o diagrama da pressão e temperatura. Por exemplo, experimento de fusão em basaltos toleíticos a partir de um plano para o Snake River feito por Thompson (1972) são mostardas na Figura 7-13. Recorremos a algumas simplicidades neste diagrama tendo todas as informações do diagrama de fase P-T. Por instante, teremos mais clareza nas idéias dos intervalos de temperatura pelo intervalo traçado solidus-liquidus.
Figura 7-13: Diagrama de fase P-T para a fusão do basalto toleítico de Snake River (Idaho, USA) sob condições anidras. Segundo Thompson (1972). Carnegie Inst. Wash Yb. 71
Dentro destes intervalos, as curvas representando o final do desaparecimento de uma fase em particular com o aumento da temperatura podem ser adicionadas para que possamos determinar a seqüência de minerais que se fundem. No nosso modelo de sistema de três componentes, estas curvas envolvem uma perda de fase e o movimento do líquido a partir da curva invariante para uma superfície divariante ou de transição a partir de uma superfície divariante para um campo trivariante e assim sucessivamente. Nós precisamos somente comparar campos adjacentes para determinar a fase pedida (com o aquecimento) ou ganha (com o resfriamento) que cada curva representa. Por exemplo, para pressões abaixo de 0,5 GPa (traços transversos) a fusão começa no solidus e nós progredimos através do campo via reação continua não especificada que consome o sólido e produz o liquido.
151 A ilmenita é o primeiro sólido a ser consumido pela reação e é perdido para este basalto em particular na primeira curva do liquidus. No próximo campo, olivina + plagioclásio + clinopiroxênio + líquido são as fases permanecente e uma reação continua através deste campo consomem alguns destes sólidos permanecente produzindo mais líquido. O clinopiroxênio é perdido em seguida, seguido do plagioclásio e finalmente pela olivina no liquidus e a fusão está completa. Nó podemos também elevar os efeito da pressão nas relações fusão/cristalização diretamente a partir deste diagrama. Embora este diagrama pressão-temperatura seja bastante informativo e simples de se entender, eles não nos fornecem informações importantes como a quantidade relativa de cada fase ou das suas composições como o progresso da cristalização ou fusão. Assim nós tratamos a habilidade de entender a evolução composicional do líquido (ou sólido) para entendermos a dependência da pressão e temperatura da fusão de rochas reais. Todas estas informações são validas e nos podemos desenhar a sabedoria e conhecimento a partir dos estudos de sistemas naturais e simplificados.
7.3 Série de Reações Na análise de sistemas experimentais temos encontrado alguns exemplos de reação entre o líquido e cristais, formados previamente. A importância de tais reações foram claramente reconhecidas por N.L Bowen, uma pessoa importante no desenvolvimento de experimentos na aplicação da petrologia. Ele considerou os aspectos da reação da cristalização de magmas a serem de tal significância na evolução de líquidos magmáticos que ele chamou de princípio da reação (reaction principle) (Bowen, 1922). Ele reconheceu que existiram dois tipos de reações que podem ocorrer sobre condições de equilíbrio entre uma fusão e os minerais que se cristalizam em condições de equilíbrio entre uma fusão e os minerais cristalizados a partir daí. Nós já tínhamos discutido previamente as bases deste tipo. O primeiro tipo chamado de série de reação contínua (continous reaction series) envolve reações contínuas do tipo: Mineral (composição A) + Fusão (composição X) = Mineral (composição B) + Fusão (composição Y)
(7-10)
ou Fusão (composição X) = Mineral + Fusão (composição Y)
(7-11)
Qualquer um destas pode envolver mais de um mineral quando C>2. Exemplos deste tipo de reação na qual a composição de fusão, o mineral ou ambos variam através do alcance da temperatura, preenchendo a série de reação na solução sólida. Estes exemplos incluem reações (6-4, 6-6, 6-11, 7-1, 7-2, 7-7, 7-8 e 7-9). Por estas reações o plagioclásio, o feldspato e fusões coexistentes em ambos se tornam mais sódico; e os minerais máfico, tais como as olivinas ou os piroxênios e suas fusões coexistentes se tornam mais rico em ferro (ver Figura 6-8 e 6-9). Tais reações são continuas no sentido de que a composição de algumas fases, se o equilíbrio é mantido, ajustado lisamente, num modelo contínuo acima do intervalo da completa temperatura de cristalização do mineral. O segundo tipo de reação é a reação descontinua (discontinous reaction) tais como: Fusão = Mineral1 + Mineral2
(7-12)
Ou tipos peritéticos de reação Mineral1 + Fusão = Mineral2
(7-13)
Exemplo de reações descontinua do primeiro tipo incluem reações (6-7, 6-9, 6-12, 7-3, 7-5 e 7-6). Uma clássica reação peritética é a do tipo forsterita + líquido = enstatita (reação 6-10, Figura 6-13 e 6-14). Embora a reação (6-10) seja descontínua no sistema binário Fo-SiO2, se torna continua num sistema de três componentes FoAn-SiO2 (Figura 7-4, reação 7-4). Uma similar reação peritética ocorre no sistema Fo-Di-SiO2 no qual um piroxênio pobre em Ca reage com o líquido para formar um clinopiroxênio rico em Ca. (Osborn, 1979).
152 Estas relações entre as reações são comuns em magmas cristalizados e mais de uma reação ou série contínua podem pegar um lugar simultaneamente (ou sequencialmente) na fusão de muitos componentes. Uma destas séries, a agora conhecida série de reação contínua proposta por Bowen (1928) tem sua forma ilustrada na Figura 7-14.
Figura 7-14:Série de Reação de Bowen (Bowen, 1928)
Provavelmente nenhum outro conceito na petrologia e tão bem conhecido em geral, mas o não conhecimento e o seu não entendimento nos detalhes, por estudantes de petrologia (em todos os níveis) da Série de Reação de Bowen causa enormes dificuldades. O lado direito (contínuo) está claro para nós (reação 6-4), como é a reação descontínua da olivina para o piroxênio Mg da esquerda (reação 6-10). Mas nós devemos considerar este clássico exemplo mais próximo antes de prosseguirmos. Significa que o lado direito de uma anortita reage gradualmente para formar pura albita? Quais as composições que estão envolvidas? A Figura 6-8 nos diz que a composição do primeiro e do último plagioclásio se cristalizam dependem da composição do peso do sistema. Também depende do grau de desequilíbrio e do zoneamento que ocorre. A Série de Bowen nos dá uma tendência própria, mas não nos atende a suprir em detalhes ou limites. No lado esquerdo da Figura 7-14, as questões e os processos são muito mais complexos. Todas as fusões começam a cristalização na olivina? Irão todos então proceder para o piroxênio e anfibólio, etc.? Quanto longe a série irá nos dar um sistema procedente? Devem todos os eles eventualmente produzir quartzos? Irá as fases recentes serem consumidas por reações descontinuas ou irão elas permanecer e coexistir com as fases posteriores no final das rochas solidificadas? As respostas para estas questões também dependem da composição de peso e do grau ao qual o desequilíbrio é mantido e pode ser encontrado pela referência do diagrama de fases apropriado deste tipo previamente ilustrados. Incidentalmente, séries continuas simultâneas Mg-Fe assumem posição nas fases máficas (Figura 6-10). Temos discutidos cenários envolvendo cristalização em equilíbrio associado as Figuras 6-12 e 7-4 no qual a olivina é também completamente consumida ou permanece em coexistência com a enstatita e depois que o líquido é consumido durante a reação peritética. A Figura 6-13 explica como a composição de peso controla qual cenário ocorre. Não é um requisito, contudo, que a fase abaixo da série descontínua. Também, para a composição de peso entre os pontos i e c na Figura 6-12, a enstatita se forma diretamente a partir do líquido sem envolver a olivina. Nem todas as fases na série descontinua precisam assim serem formadas por reações descontinuas. Os clinopiroxênios podem se cristalizar comumente por cristalização do tipo cotética do que reações entre fusões de ortopiroxênio. Como a reação anídrica continua para o conteúdo H2O de diminuindo o volume das fusões aumentando para o ponto em que a fase hídrica tais como anfibólio e biotita se tornam estáveis. Estas fases podem se formar com reações de fusões de minerais, mas eles mais comumente se formam como cristais separados diretamente a partir da fusão.
153 O quanto longe abaixo a Série de Bowen irá proceder por uma fusão? A assembléia comum de minerais como olivina + piroxênio + plagioclásio nos basaltos e gabros nos dizem que, para a maioria das composições de peso basáltico, a cristalização está completa com a formação do plagioclásio e piroxênio Ca-Mg, então que eles podem proceder sem adicionar. A cristalização fracional, embora se as condições permitem, pode fazer com que um sistema seja adicionado abaixo da série do que sobre as condições de equilíbrio. Líquidos graníticos, por outro lado, raramente contém componentes máficos suficientes para formar a olivina e então eles não começam a cristalizar abaixo da série e continuam até que o quartzo seja produzido. Claramente, a composição de peso (bulk composition) é o principal fator determinante. Os líquidos máficos se tornam sólidos antes que eles fiquem muito distante abaixo da série e os líquidos graníticos podem não começar a se cristalizar até o plagioclásio sódico e a hornblenda estáveis. Por agora deve ser esclarecido para vocês que a Reação da Série de Bowen não é de aplicação universal para todas as funções de silicatos. Alguns jovens petrológos ajustam isso para melhor se aplicar a esta situação. Outros com um pouco mais de experiência aceitam que nem sempre pode se aplicar à série, mas tendem a ignorar a reação de Bowen por achar ingênuo ao propor isto. Se retornarmos ao trabalho original de Bowen, descobriremos que Bowen nunca teve a intenção da sua reação da série em ser de alguma forma uma bíblia sagrada no comportamento da fusão, a partir disto Bowen estabeleceu que: Uma tentativa foi feita... O arranjo dos minerais das rochas subalcalinas ordinárias (ênfase do autor) como uma série de reação. A matéria é mesmo muito complexa para ser apresentada de forma simples. Apesar disso a simplicidade, apresentada de alguma forma desviada, pode prover de serviços no presente objetivo de forma concreta (Bowen, 1928., p60) E mais adiante Bowen estabeleceu mais ainda: A impressão parece ter sido ganha por algum petrológo que postulou as reações entre os ditos piroxênios e hornblendas carregadas com implicações de que toda hornblenda é secundária depois do piroxênio. Nada é mais distante partindo do fato. Apenas como existem alguns líquidos no sistema anortita-forsterita-sílica que precipita piroxênio como uma fase pré-primária sem qualquer separação prévia da olivina, logo qualquer magma pode precipitar hornblenda diretamente sem qualquer precipitação prévia do piroxênio (Bowen, 1928, p61) Devemos interpretar a aplicar a série de reação de Bowen, em particular a série descontinua. É inteiramente possível para cada um destes minerais a se formarem pela reação descontinua envolvendo fusão e o mineral acima desta série. Mas também pode, e provavelmente até mais comumente, a se formarem a partir do resultado de uma cristalização direta a partir da fusão. Assim como alguns princípios na ciência, a Série de Reação de Bowen deve ser usada como um guia e não como um overlay que restrinja as nossas observações e pensamentos. Algumas destas reações expressas nele são bem documentadas, ambas naturalmente ou em laboratório. O anfibólio, a biotita e o Kfeldspato são menos comuns e confiáveis numa interpretação restrita. Algumas generalidades podem ser deduzidas a partir da Série de Bowen que nos provem um útil guia quando consideramos os processos ígneos. Perceba que os minerais da parte descontinua da serie são progressivamente mais ricos em Mg-Fe e a parte continua tem mais cálcio na direção do termino de elevadas temperaturas. Assim a cristalização inicial envolve uma fase mais máfica e cálcica do que a composição de peso do sistema e o último líquido será mais silicoso e alcalino. Podemos assim esperar uma cristalização fracional que produzirá líquidos envolvidos que serão ricos em SiO 2, Al2O3 alcalinos tão bem quanto os recentes sólidos fracionados enriquecidos em Cão, FeO e em particular MgO convertido, onde a fusão parcial envolve baixos minerais da série e nós podemos esperar que eles sejam mais silicosos e alcalinos do que uma composição afanítica de peso do sistema que esta sendo fundido. Estes aspectos do sistema de funções são comuns. A seqüência de cristalização será mais comumente conformada, em termos muitos gerais, para uma porção da série. Nós ocasionalmente retornaremos a Série de Bowen como um guia para as nossas interpretações do comportamento da fusão, mas nós podemos ver a partir de resultados experimentais acima que a variação composicional resulta numa aberta variedade de fusão e cristalização. Nós não devemos nos surpreender quando um sistema natural parece violar a seqüência na Série de Bowen e nós podemos usualmente explicar o comportamento
154 pela referencia por um apropriado sistema experimental, onde nós podemos observar e analisar os efeitos da composição na passagem da seqüência de cristalização. Mesmo os componentes mais comuns observados podem ter um importante efeito nos minerais que se formam. Por exemplo, o gás livre de CO 2, tipicamente presente em excedentes quantidades (pressão parcial no oxigênio no alcance de 10 -10 para 10-40), pode ter um efeito profundo na fase dos silicatos que se cristalizam. Se for baixa, o Fe permanece como Fe 2+ e se mistura com Mg em silicatos máficos. Se a pressão parcial do oxigênio é elevada o Fe é oxidado para Fe 2+ e assim o total disponível de Mg + Fe para silicatos máficos. Isto e o aumento efetivo da proporção de Mg/Fe inibem a formação de silicatos máficos e mudança na seqüência de minerais que se formam na serie de reações.
7.4 O Efeito da Pressão no Comportamento da Fusão No sentido de simplificar a analise gráfica de sistemas grandes do que uma componente, temos usualmente ignorado a pressão como variável. Nós justificamos isto notando que a pressão geralmente tem efeitos muito pequenos na estabilidade dos minerais do que na temperatura e que a cristalização pode ser um processo isobárico. Os efeitos da pressão não são negligentes, contudo, e nós devemos pegar um momento e explorar estes efeitos. Como discutido no Capítulo 5, devido à mudança da entropia e a mudança do volume associados praticamente com a fusão de qualquer sólido ambos tendo um sinal positivo, a inclinação da curva de fusão é positiva, significando que o ponto de fusão aumenta com o aumento da pressão. A Figura 7-15 esquematicamente ilustra este ponto, mostrando o aumento na temperatura de fusão, a partir de T 1 para T2, que corresponde para um aumento de da pressão a partir de P 1 para P2. A quantidade pelo qual o ponto de fusão é elevado para um dado aumento da pressão depende da inclinação da curva de equilíbrio no diagrama de pressão-temperatura, o qual torna dependentes nos valores relativos de ΔS e ΔV para a reação como expressa pela Equação de Clayperon (Equação 515). Aumentando a pressão litostático se eleva o ponto de fusão virtual de todas as fases sólidas (exceto o gelo), assim o liquidus em geral. Por exemplo, elevando a pressão para 1 GPa correspondendo a uma mudança de profundidade em aproximados 35 Km (a partir de próximas superfícies na base da crosta continental) elevando-se o ponto de fusão do basalto em aproximadamente 100ºC (ver Figura 7-13)
Figura 7-15: Diagrama esquemático ilustrando a elevação da temperatura de fusão causando um aumento na pressão.
Como a Equação de Clayperon indica a magnitude do efeito da pressão não é o mesmo para todos os outros minerais, logo a elevação do ponto de fusão é diferente para cada. Se a superfície do liquidus é elevada diferencialmente no diagrama temperatura-composição assim que a pressão aumenta. Perceba que na Figura 7-16 que o aumento da pressão partindo de 1 atmosférico para 1 GPa eleva o liquidus diopsídio muito mais do que a anortita. Perceba também a mudança na natureza a partir da forsterita-sílica como mostrado na Figura 6-15. Para um peritético, a troca em tais pontos com a pressão a partir de um lado de composição de peso para outro que pode alterar a seqüência de minerais a qual se forma, troca eutéticas similares ocorrem nos ternários e sistemas de ordem elevadas.
155
Figura 7-16: Efeito da pressão litostatica sobre o liquido e composição eutetica no sisitema diopsidio-anortita. 1 GPa data from Presnall et al. (1978). Contr. Min. Pet., 66, 203-220.
Pressões elevadas podem também causar alguma fase mineral a se tornarem instáveis e serem repostos por outros. Por exemplo, o feldspato se torna mais instável em pressões elevadas, onde rompe para piroxênios do tipo Na-Al e/ou garnets do tipo Ca-Al. A pressão também pode influenciar a composição de alguns minerais (por exemplo, os piroxênios são geralmente mais aluminosos em elevadas pressões). Como resultado destas mudanças de pressões pode ter um efeito na fusão e cristalização do que uma simples ascensão da temperatura do liquidus. Ela atinge os mais naturais dos minerais que se cristalizam e, portanto a evolução da curva do líquido. Como nós devemos ver no Capítulo 10. Um exemplo do efeito da pressão na seqüência de minerais que se cristalizam no basalto pode ser visto na Figura 7-13. Em baixas pressões, a seqüência de minerais que se forma no basalto assim que ele resfria é a olivina → plagioclásio → clinopiroxênio → ilminita. Acima de 0,5 GPa muda para plagioclásio → clinopiroxênio → ilminita. Em aproximadamente 1 GPa se torna clinopiroxênio → plagioclásio → granada → ilminita. Em muito elevadas pressões é garnet → clinopiroxênio.
7.5 Os Efeitos dos Fluídos no Comportamento da Fusão O largo volume associado com a liberação de voláteis dissolvidos em solução para uma fase de vapor livre faz com que a solubilidade de espécies voláteis em fusões sucessivas varie a pressão. Os efeitos são grandes para baixas pressões onde o volume livre de gás seria largo. Nós discutimos alguns exemplos da pressão dependente da solubilidade do volátil no Capítulo 4 quando os voláteis foram liberados com a pressão em eventos vulcânicos explosivos. Uma fusão de fluído saturado (fluid satured) é aquele que contem o máximo de quantidade de espécies voláteis dissolvidas sobre as condições existentes P-T-X. Qualquer volátil presente em excesso desta quantidade deve estar presente como uma fase de fluído coexistente separada. O termo pressão de fluído (fluid pressure) (P f) é comumente usada para descrever os efeitos combinados da pressão e do conteúdo do fluido no sistema de rolamento de fluidos. Um sistema de fusão em especificas pressões pode variar a partir do fluido-saturado (Pf = PTotal) para um fluído livre (Pf = 0 também chamado de “seco”), dependendo das quantidades das espécies disponíveis. O P f raramente esconde o PTotal pelo menos não ao longo, pois o resultado seria uma expulsão dos voláteis em excesso que são frequentemente explosivos. No momento em que coletamos as amostras de rochas, os fluidos contidos estão em sua maioria deixando, então nós comumente observamos a sua importância (overlook). Ocasionalmente nos podemos observar e analisar inclusões de fluido (fluid inclusions) (que são os fluidos liberados a partir de solução e presos antes que elas possam escapar Figura 7-17), mas eles são muito pequenos e o processo analítico é complexo. Algumas inclusões de fluido formam durante os estágios pós-magmáticos e assim não representam fluídos magmáticos. Alternadamente, nós podemos coletar e analisar gases vulcânicos assim que eles escapam. A partir destes estudos nós aprendemos
156 que estes componentes voláteis do magma confinam os gases predominantes no sistema C-O-H, H2O E CO2 dominantes com menos quantidades de CO, O2, H2, S, SO2 e H2S. Também podem existir menores quantidades de outros componentes como N, B, Cl e F. Nós devemos limitar nossa discussão dos voláteis para duas espécies principais H2O e CO2. Embora os constituintes voláteis estejam presentes em quantidades relativamente pequenas, nós descobrimos a partir de estudos das fusões com componentes gasosos que eles podem ter um efeito profundo na temperatura de fusão, na seqüência de minerais que se cristalizam e na passagem da evolução do líquido
Figura 7-17: Inclusão de fluído na esmeralda. A inclusão líquido aquoso (liq) mais bolha de vapor (v) e cristais de hialita (h), silvita (s) e outras duas fases cristalinas (x e y).
7.5.1 Os Efeitos do H2O No Capítulo 5 e na Figura 7-15, nós discutimos a inclinação de um idealizado e genérico sólido anídrico → curva do líquido em fusão e equilíbrio no diagrama de fase P-T. Vamos ter momento e localizar a partir de um simples ponto de vista qualitativo dos efeitos que nós podemos esperar se o H 2O é adicionado a este sistema anídrico. Se adicionarmos H2O, a reação por si mesma muda. A maioria dos minerais não aceitam muito o H 2O, O único mineral ígneo comum são as micas e os anfibólios que estão usualmente subordinados. As fusões como nós devemos ver, muito pouco, aceitam mais H2O. Para minerais anídricos (aqueles que não contém água) a reação de fusão de uma componente é: Sólido = Líquido
(7-14)
Torna-se; Sólido + H2O = Líquido(aq)
(7-15)
O subscrito (aq) significa aquoso ou uma fase de rolamento de H2O. O H2O devem estar em ambos os lados da reação (7-15) para balancear. Ela ocorre como uma fase de fluído separada na esquerda e o H 2O está dissolvido no líquido à direita. Devido a(s) fase(s) no lado de elevadas temperaturas limites em equilíbrio acomodado com o H2O, melhor do que aqueles que estão no lado de baixas temperaturas. O Princípio de Le Chatêlier nos diz que adicionado H2O por este novo equilíbrio causa no lado de elevadas temperaturas expansão no lado das baixas temperaturas. Em outras palavras, se começarmos em equilíbrio num sistema anídrico inicial (a curva de equilíbrio na Figura 7-15), adicionando H2O ocorre uma fusão aquosa que se torna mais estável quando próximo do estado sólido. O resultado da adição de H2O para um sistema anídrico então é baixo ponto de fusão em uma dada pressão. Pois mais H2Opodem forçar para dentro da solução em elevadas pressões, a depressão no ponto de fusão se torna progressivamente maior com o aumento da pressão. Agora voltaremos para o efeito com mais detalhes. A solubilidade de H 2O em alguns silicatos em 1100ºC é mostrada na Figura 7-18, como uma função da pressão de H 2O. Como previsto acima a quantidade de H2O que se dissolve no aumento da fusão com a pressão, partindo do zero em pressão atmosférica de 10 para 15% do peso em 0,8 GPa. Também a taxa de solubilidade que aumenta é enorme para baixas pressões, onde ΔV da reação entre o gás livre e o líquido é muito longo e, portanto a maioria esta susceptível a mudanças na pressão. A quantidade do H 2O
157 na fusão é de alguma forma compreensível pelo uso do peso (%) na figura. No caso da curva da albita, nós podemos facilmente converter para moles (%). O peso molecular do H 2O é de 18g/mol e da albita é 262g/mol. Se a nossa fusão tem 10% de peso do H2O e tem 10g do H2O e 90g da albita, isto é, 0,56 mols de H2O e 0,34 mols de albita ou 62% de H2O. Proporções similares são aplicadas para outras fusões.
Figura 7-18: Solubilidade do H2O em 1100ºC em três amostras de rochas naturais e albita.
O mecanismo principal pelo qual o H2O se dissolve em fusões silicáticas é o processo no qual a molécula do H2O está envolvida na reação da hidrolise com as “pontes ou ponteamento” do oxigênio que se conectam (polimerizam) em adjacentes tetraedros de SiO4. Pela reação da hidrolise, o H2O se desassocia para H+ e OH- e interage com a ligação –Si-O-Si para formar –Si-OH e HO-Si (Wassenburg, 1957; Burnham, 1979; Mysen et al 1980). O íon H+ satisfaz a carga negativa na ponte do tetraedro do oxigênio e a despolimerização reduz a viscosidade de elevadas fusões polimerizadas. A extensão pela qual o processo ocorre depende da estrutura da fusão (o qual determina o grau inicial de polimerização). Um modelo para as estruturas das fusões foi proposto por Weyl e Marboe (1958, ver também Burnham, 1979; Mysen, 1988; Mysen et al, 1982) propondo que as estruturas de fusões de silicatos são similares as equivalências mineralógicas, tendo essencialmente certos alcances no sentido das ligações dos silicatos, mas perdendo um longo alcance no sentido necessário para a difração de raios-x (ver também Mysen et al, 1982; Mysen, 1988). Isto implica na mais polimerizada estrutura aluminosilicatas dos minerais mais polimerizados nas fusões correspondentes. As olivinas fundidas não estão polimerizadas, enquanto que os quartzos fundidos ou feldspatos estão extensionalmente polimerizados. Os basaltos são menos polimerizados e os riolitos é mais polimerizados, isto é claro, concordando com a relação entre a viscosidade e o conteúdo de sílica como relatado para as erupções vulcânicas menos explosivas no Capítulo 4. Se esta noção é verdade, nós podemos correlacionar a extensão relativa da solubilidade do H 2O através do mecanismo de fusão de silicatos para um grau de polimerização de minerais correspondentes para a fusão. Tais aproximações têm um provimento produtivo na explicação da grande solubilidade do H2O em fusões de redes silicáticas do que em fusões da olivina e piroxênios (ver Figura 7-18). O atual mecanismo da solução H2O e hidrolise da fusão de silicatos, contudo, deve ser mais complexo do que uma única reação envolvendo pontes de oxigênio. Nos trabalhos acima citados por Burnham e por Mysen (ver também Mysen 1990, 1991) o grupo da hidroxila também parece formar complexos com os alcalinos, as alcalinas terras e alguns elementos de transição. O efeito do H2O na diminuição do ponto de fusão nos sistemas silicáticos tem substanciado inúmeros experimentos sob condições hídricas. Devemos olhar primeiro no sistema albita- H2O, pois ele é relativamente simples e bastante documentado. A Figura 7-19 mostra o efeito do H2O na fusão da albita. As curvas elevadas do H2O (PH2O = 0). Este tipo de fusão que temos focalizado em modelos de sistemas para este ponto. A outra curva apresenta condições saturadas do H2O (PH2O = PTotal). A depressão no ponto é drasticamente diminuída pela adição do H2O.
158
Figura 7-19: O efeito da saturação de H2O sobre a fusão da albita. Através experimentos de Burnham e Davis (1974). A J Sci 274, 902-940. A curva de fusão seca “dry” é de Boyd e England (1963). JGR 68, 311-323.
A taxa de decaimento é rápida em baixas pressões e decai pra uma relação linear acima de ~0,6 GPa. Isto reflete numa larga reação negativa de ΔV do tipo: H2O(vapor) + Albita = Líquido(aq)
(7-16)
Pois o largo volume da fase vapor em baixas pressões, assim um leve aumento na pressão conduz a reação à direita e estabiliza o líquido em sua expansão de sólido + vapor, contudo diminuindo o ponto de fusão. Nós também podemos usar a Equação de Clayperon para ter a mesma conclusão, lembrando a Equação 5-15: dP/dT = ΔS/ ΔV
(5-15)
Como descrito no Capítulo 5, ΔS e ΔV são ambos positivos para uma fusão “seca” de um sólido com albita, então a inclinação (dP/dT), de acordo com a Equação 5-15 é positiva. Isto é verdade para a fusão “seca” da albita na Figura 7-19. Para o sistema H2O saturado, o ΔS da fusão é positivo (devido a entropia ser muito baixa para uma fase sólida comparada com o líquido e com o vapor), mas ΔV é negativo ( devido ao volume ser muito longo do vapor comparado com o líquido e com o sólido). Assim a inclinação é negativa e de baixa magnitude, pois o denominador da Equação de Clayperon, ΔV, é muito maior que o numerador, ΔS. Em pressões elevadas, contudo, ΔV cai drasticamente (pois a fase vapor é muito compressiva) enquanto que ΔS muda muito menos. A inclinação assim avança um passo. Em pressões muito elevadas (aquela entre a Figura 7-19) a fase vapor ocupa um pequeno volume e ΔV se torna positivo novamente (o volume aumenta associado com a fusão que se torna maior do que o volume perdido com a fase vapor dissolvido). A inclinação assim retorna para um valor positivo, e existe uma temperatura mínima na curva de fusão. Em pressões próximas a zero, é impossível manter a fase vapor dissolvida, pois ela imediatamente escapa para dentro das vizinhanças. As curvas condições de vapores saturados e “seco”, contudo, se encontram em um único ponto, próximo a 1118ºC no ponto de fusão da pressão atmosférica. As duas condições das curvas limites na Figura 7-19 são típicas para fusões de silicatos sobre condições “secas” e H 2O saturado. A quantidade de H2O que pode ser dissolvido numa fusão aumenta com a pressão e a depressão no ponto de fusão aumenta também (embora a taxa de redução decaia). Qualquer H2O presente em excesso do requerido para saturação existe como uma fase de vapor e tem assim efeito na fusão. A saturação da curva é o limite, portanto para a redução do ponto de fusão. Os efeitos do H2O na fusão de sistemas silicáticos naturais são ilustrados na Figura 7-20, o qual mostra o intervalo da fusão (ou cristalização) para ambos H2O livre (“seco”) e condições H2O saturadas para composições basálticas. O sistema seco é similar ao da Figura 7-13 (a diferença de probabilidade reflete a composição variável resultante a partir da escolha da amostra do material). A curva de fusão individual do mineral é omitida para simplificar o diagrama. O sistema saturado se comporta como um sistema da albita, com ambas as depressões do solidus e liquidus. Acima aproximadamente 1,5 GPa, o solidus está localizado na depressão comparado com o
159 liquidus, resultando num enorme intervalo de temperatura de fusão. Acima de 1,5 GPa , nós vemos o inverso da inclinação do solidus. A inclinação inversa do liquidus está em aproximados 3,5 para 4,0 GPa.
Figura 7-20: Experimento determinando o intervalo de fusões do gabro sobre a linha H 2O (“seco”) e condições saturadas de H2O.
A curva do solidus na Figura 7-20 representa o começo da fusão com o aumento da temperatura. A Figura 7-21 ilustra esta mesma curva do solidus para três tipos comuns de rochas ígneas cobrindo o alcance da composição partindo de ultramáfico para silicático. Em todos os casos, o efeito da adição do H 2O é para diminuir enormemente o ponto de fusão das rochas silicáticas. Assim o H2O pode ter um importante papel na geração da fusão, em particular da crosta, onde o H2O é mais abundante. Mesmo com pequenas quantidades de H 2O disponíveis, o ponto de fusão das rochas graníticas em crostas rasas é apenas de 600ºC, uma temperatura prontamente alcançada durante o metamorfismo.
Figura 7-21: H2O saturado (sólido) e livre H2O (traçado) sólido começando a se fundir para granodiorito.
Teoricamente, a magnitude da depressão do ponto de fusão em uma pressão em particular correlacionada com a extensão da solubilidade do H2O, no qual muda, deveria se correlacionar com o grau de polimerização da fusão. A enorme depressão no ponto de fusão nos granodioritos e gabros estão assim atribuídos a estrutura da rede dos feldspatos, mas o fato da depressão dos basaltos se aproximar dos granodioritos é uma anomalia, devido a porcentagem da rede de silicatos que é muito maior na rede. Mysen (1990) tem sugerido que o H 2O se dissolve para formar o complexo OH- com todos os cátions nas fusões aluminosilicáticas. Ca2+ é alto nos basaltos e pode ser então particularmente efetiva no consumo dos íons da hidroxila por uma par para formar complexos Ca(OH) 2. A quantidade de fusões que podem ser produzidas abaixo do solidus “seco” depende apenas da quantidade disponível de H2O. Isto é devido a duas situações: H2O saturado e seco, representando as condições limites para o conteúdo da fusão/rocha e H2O. Sistemas naturais tipicamente contem alguma quantidade intermediária de H 2O. A quantidade pode ser fixada, tanto em porcentagens fixas de rochas ou fusões ou em proporções fixas de fase de fluído coexistente (controlado por qualquer reservatório externo). A quantidade de H 2O nas rochas em crosta profundas ou no manto podem ser pequenas, provavelmente menos do que 2 para 3% do peso, e a primeira fusão a
160 se formar pode absorver toda a quantidade de H 2O disponível. O sólido permanecente deve então fundir sobre condições de H2O insaturado, requerendo significantes temperaturas elevadas.
Figura 7-22: Projeção da pressão atmosférica das relações de fusão no sistema albita- H2O. A partir de Burnham e Davis (1974)
Para ilustra o último ponto, vamos retornar para o nosso simples e bem confinado sistema albita- H2O. A Figura 7-22 é uma projeção do sistema no espaço pressão-temperatura-Xáguafusão para a face pressão-temperatura. Pense nisto como um bloco tridimensional com x = temperatura, y = pressão e z (em sua direção) = composição de albita pura próximo ao fim do bloco e H2O puro distante do fim. A figura tem sido calculada usando um modelo de solução para Ab- H2O de Burnham e Davis (1974). As curvas secas e de H 2O saturado assemelham com os dados experimentais a partir da Figura 7-18. A curva subhorizontal representa os contornos (similar para os contornos da temperatura na Figura 7-2) do conteúdo de H2O (Xáguafusão em fração molar) de H2O saturada e albita derretida (a qual pode somente conter uma quantidade de H2O em pressões e temperaturas especificas). Qualquer H2O presente em excesso nestes valores existe como uma livre fase de fluído coexistindo com a fusão do H 2O saturado. As outras linhas espaçadas são contornos para Xáguafusão na superfície de fusão da albita, representando as condições sobre qual a albita de funde com proporções fixas de H 2O disponível. Onde estas duas superfícies se encontram com o mesmo valor de Xáguafusão (as condições para a fusão do H2O saturado e condições para fusão com o mesmo conteúdo de H2O) determinam a curva de fusão do H2O saturado. Por exemplo, imagine um caso no qual a proporção molar da albita é fixada em 1:1 (Xáguafusão = 0,5), as duas superfícies se encontram em aproximadamente 0,2 GPa e 830ºC (a interseção das duas curvas Xwm = 0,5). Naturalmente esta deve ser a curva de fusão do H2O saturado, logo todas as três curvas interceptam este ponto. Se a limitação do conteúdo H 2O é apropriado para o caso em particular, a curva de fusão do H2O saturado é somente válida em pressões menores que este ponto. Em pressões mais elevadas do que o H2O são necessárias tachar uma saturação na fusão e induzir o a fusão de saturação. Se o H 2O não é valido, a fusão não pode proceder até que elevadas temperaturas sejam colocadas. Eu percebi que estas curvas e o conceito estabelecido acima podem ser confusos. O processo envolve e suas importantes ramificações para o verdadeiro comportamento da fusão são melhores ilustrados usando alguns exemplos. Primeiro vamos tentar um simples cenário envolvendo aquecimento isobárico da albita e uma quantidade fixada de H2O. Nós vamos assumir que o sistema contém 10% de mol de H2O
161 (talvez uma generosa estimativa para rochas de crostas rasas) e aquece-la a partir do ponto a em 0,6 GPa e 670ºC. Em a o sistema é composto de albita sólida coexistindo com uma fase de fluido. Quando aquecido para aproximadamente 770ºC (ponto b) o sistema atinge a curva de fusão do H2O saturado e começa a se fundir. Neste ponto uma fusão de H 2O saturado contém aproximadamente 64% de mol de H2O. Existe somente H2O disponível, embora, para uma fusão com 10% de H2O (se toda a albita fosse fundida). Assim somente 10/64 ou 16% da albita reverte para a fusão do H 2O saturado (64% de H2O) neste ponto. Assim que a temperatura é aumentada, a quantidade de H2O na fusão que coexiste com a albita e a fase de fluido decai, então um pouco mais de albita irá se fundir. No ponto c (~950ºC) o sistema estaria completamente derretido se ele contivesse 50% de H2O, mas contem somente 10%, então essencialmente 10/50 ou 20% irão ser fundidos. No ponto d (~1120ºC), seria completamente fundido se contivesse 20% de H2O mas é somente 10/20 ou 50% fundido. Somente no ponto e (~1180ºC), está a albita com 10% de H2O completamente fundido. A proporção de fusão para o sólido assim decai lentamente com a temperatura. Em qualquer ponto ao longo da passagem da fusão, a proporção de fusão para o sólido é aproximadamente x/y, onde x é a fração molar do H 2O no sistema e y = Xáguafusão para o contorno da albita liquidus. Esta proporção decai lentamente em primeiro, até que os valores de y se aproximem do x (Figura 7-23). Assim o ponto d, acima de 400ºC do ponto inicial da fusão com o contorno do X águafusão = 0,2 e atravessado a albita é fundida pela metade. Os 50% finais do sólido é fundido entre X águafusão = 0,2 e 0,1 (ponto e) um intervalo de menos de 15ºC que esta perto do liquidus seco. Nós podemos concluir que, não obstante da habilidade do H2O em diminuir drasticamente o ponto de fusão das fases dos silicatos, a quantidade de fusão gerada em baixas temperaturas é limitada pela disponibilidade do que do H2O.
Figura 7-23: Porcentagem da fusão da albita com 10% de mol de H2O em 0,6 GPa como uma função da temperatura ao longo da transversal e na Figura 7-22.
Para ilustrar as implicações do diagrama, considere ainda outro simples cenário. Nós começamos com um sistema contendo Xáguafusão = 0,5 em 1 GPa (ponto f, em aproximadamente 925ºC). As condições iniciais estão acima da curva de fusão do H2O saturado, então o H2O disponível tem causado a albita alguma fusão, mas o sistema não é H2O saturado. Ele requer Xáguafusão = 0,52 (52% mol) para ser saturado em P e T, o qual resultaria numa completa fusão. O sistema esta assim somente parcialmente derretido, mas quase completamente então (50/50 ou 96% fundido). Suponha um diapiro de mistura de cristais fundidos fosse ascendido rapidamente o suficiente para permanecer essencialmente numa isotermal. No ponto g a curva de fusão para Xáguafusão = 0,5 é atingida e a última albita se fundi. Abaixo desta pressão o sistema está em uma temperatura acima do liquidus pra Xáguafusão = 0,5. Como o liquido diapirico continuar a ascender, ele assim começa progressivamente a superaquecido (superheated) (portanto acima do liquidus) com nenhuma outra mudança significante até o ponto h. Neste ponto, a fusão atinge as condições para a qual uma fusão com Xáguafusão = 0,5 está numa fusão com H 2O saturado. Agora uma fase separada fluido/vapor começa a se formar. Esta fase é o fluído H2O que este novamente saturado na albita dissolvida. Com, portanto ascensão, da quantidade de H2O que a fusão pode conter um decaimento, como as curvas Xáguafusão = 0,4 e 0,3 são atravessadas, resultando na geração e liberação de mais de uma fase de fluído. Finalmente, atingindo o ponto i, onde a fusão contém aproximadamente 25% de H 2O (metade entre as curvas Xáguafusão = 0,2 e Xáguafusão = 0,3) em 0,3 GPa, cristalizando a albita, o qual é anídrica e o permanecente H 2O é liberado. Assim nós podemos esperar fusões ascendentes contendo H 2O para atingir H2O saturado e expelir uma fase de fluido logo que ascende e expelir muito mais mesmo depois de cristalizados. Nós veremos no Capítulo 11
162 que estes fluidos podem criar sistemas separados como os pegmatitos e os ores hidrotermais e eles podem ter um papel fundamental no metamorfismo das rochas matrizes. Uma implicação posterior deste cenário é que fusões hídricas serão interceptadas no solidus do H2O saturado e cristalizar prioritariamente em profundidades relativamente superficiais para atingir a superfície. Fusões graníticas, as quais são geralmente hídricas, tende assim a formar plutons visto que fusões máficas secas, os quais não estão aproximadamente interceptando o seu solidus anídrico na inclinação positiva, estão inclinados para atingir a superfície com o fluxo de lava basáltico. Mais processos naturais realísticos não são nem isotermais nem isobáricos, mas o calor e o resfriamento ao longo da curva, usualmente com uma inclinação positiva, refletindo a difusão do calor, tais como o gradiente geotermal ou queda da temperatura na ascensão da fusão do diapiro. Tais processos, contudo, diferem mais em detalhes do que em princípios a partir da suas isotermas e isobáricas curvas como descritas. Sistemas químicos naturais mais complexos também têm diferentes curvas de saturação e fusão do que aquelas mostradas para a albita, mas elas devem ser de formas similares, e os princípios desenvolvidos para a albita em conteúdo intermediário para o H2O são aplicáveis. Na situação descrita acima, o H2O foi considerado estar presente em quantidade fixadas. Em elevadas pressões, o H2O era o único constituinte dissolvido na porção de fluido da fusão, mas o fluido estava presente só que em menor quantidades do que para uma saturação requerida (PH2O = PFluído < PTotal). Uma maneira alternativa que o PH2O pode ser menos do que PTotal está para o sistema para ser um fluído saturado, mas H 2O comprime somente uma porção do fluido (PH2O = PFluído < PTotal). Isto ocorre quando o fluido contem uma mistura de H 2O na fusão (aH2Ofusão, ver Seção 27.3). neste casos, as curvas de fusões não serão acompanhadas pela curva saturada e então mudam em direção da curva seca quando o H2O é consumido, como acontece na Figura 7-22. Preferencialmente ela terá uma forma intermediária entre as curvas saturadas e secas. As curvas de fusões calculadas para o sistema albita- H2O são mostradas na Figura 7-24. As linhas constantes aH2Ofusão são calculadas usando um modelo de solução ideal baseado no mecanismo de solução de Burnham (1979). Estas curvas representam a iniciação da variação das curvas para as várias atividades do H2O. Neste caso, a magnitude do efeito da depressão da temperatura para a primeira fusão é relata para a atividade.
Figura 7-24: Projeção da pressão-temperatura das relações de fusões nos sistema albita- H2O com as curvas representando atividade constante do H2O.
Devido a solubilidade do H2O na fusão esta varia para diferentes minerais que estão sendo fundidos, a adição de H2O para o sistema de rochas diminuirá o liquidus diferencialmente e ainda atingirá a composição dos
163 líquidos que coexistem com os minerais numa temperatura e pressão em particular. A Figura 7-25 ilustra este efeito de PH2O no ponto eutético para o sistema diopsídio-anortita (ver também a Figura 7-27). Note que, comparados com os efeitos da pressão litostática, a pressão do H2O força a temperatura do liquidus e esta depressão é maior para a anortita do que para o diopsídio, assim como nós previmos a partir de mais pontes de oxigênios abundantes na forma. Isto causa uma mudança no eutético em direção a composições mais anortíticas. Mysen et al (1980) apontou que a adição de H2O para o sistema de fusões contendo piroxênio mais feldspatos ou minerais de sílica não somente favorece a fusão da rede de minerais, mas também aumenta a corrente dos componente de sílica das fusões. Este efeito deveria mudar a fusão mínima de composições significante na direção de composições mais rica em sílica. Quando aplicada ao manto, a adição de H2O deve produzir mais fusões silicáticas do que deveria ser derivada sobre condições anídricas, como tinha sido confirmado por Kushiro (1972) e Mysen e Boettcher (1975).
Figura 7-25: O efeito da H2O sobre o liquidus diopside-anorthite. Dry and 1 atm from Figure 7-16, PH2O = Ptotal curve for 1 GPa from Yoder (1965). CIW Yb 64.
7.5.2 Os Efeitos do CO2 Os efeitos do CO2 nas fusões silicáticas contrasta significantemente com aquela do H2O. O CO2 não desassocia ou ataca as ponte de oxigênio, devido ao íon C4+ se comporta muito mais diferente do que o íon H-. O íon do C4+ é pequeno e altamente carregado, logo não irá estabilizar as ligações para os oxigênios adjacentes para o cátion Si4+. Consequentemente, o CO2 não se dissolve apreciavelmente nas fusões, particularmente em fusões silicosas altamente polimerizadas.
Figura 7-26: Experimento determinando a fusão da albita: seca, H2O saturado e na presença de fluído comprimido 50% de H2O e 50% de CO2.
164 Algumas investigações em experimentos tem encontrado que a adição de CO 2 nos sistemas tem resultado em pequenas soluções e pequenas mudanças no ponto de fusão (Holloway e Burnham, 1972; Eggler, 1972). Algumas investigações tem concordado que quando o CO2 é tratado como um componente inerte de uma fase de fluído e tem usado como diluente do H2O para reduzir aH2Ofusão no fluído (como na Figura 7-24). A Figura 7-26 mostra um resultado de alguns experimentos de mistura de voláteis em fusões de albitas, a adição de CO 2 aparece mitigar os efeitos do H2O, embora ele fosse diluente do H2O e reduzindo a capacidade em dissolver na fusão (compare a curva do meio na Figura 7-26 com a curva aH2O = 0,5 na Figura 7-24). Pela redução de aH2O na fase de fluido, o Princípio de Le Chatêlier nos diz que a reação: sólido + H 2O = Fusão(aq) deve trocar o equilíbrio em direção dos reagentes, estabilizando eles mais do que a fusão aquosa e trocando a curva de fusão do H 2O saturado em direção de elevadas temperaturas. O CO2 dissolve para algumas extensa fusões, embora, particularmente em pressões elevados do que 1 GPa, Eggler (1973) encontrado que o CO2 dissolve em extensão de aproximadamente 4 para 5% nas fusões diopsídio, enstatita e albita em pressões elevadas. Ele estabeleceu que a solubilidade do CO 2 depende fortemente da composição da fusão, dissolvendo mais extensivamente em máficos, menos fusões polimerizadas (contraste marcado para o comportamento H2O). Ele encontrou que um pouco de H2O aumenta drasticamente a solubilidade de CO2 para muito mais com 35% de diopsídio em 2 GPa e 18% em enstatita mas somente de 5 a 6% de albita. Mysen e Virgo (1980) sugeriram que o CO2 dissolve para formar complexos carbonáticos (CO2) em fusões silicáticas, em particular com o cálcio para formar complexos de CaCO 3. No sentido de formar CO2-, CO2 reage com duas não pontes de oxigênio para pegar um e fazer uma ponte de oxigênio com o outro: CO 2 + -Si-O-O-Si- = CO2- + -Si-OSi- (Eggler e Rosenhauer, 1978).
Figura 7-27: Efeitos dos voláteis nos ternários eutéticos (composição mínima de fusão) no sistema Fo-Ne-SiO2 (base do “tetraedro basáltico”) em 2 GPa. Curva dos voláteis livre a partir de Kushiro (1968), curva de H 2O saturado a partir de Kushiro (1972), curva do CO2 saturado a partir de Eggler (1974).
Devido ao CO2 se dissolver na fusão para alguma extensão, irá diminuir o ponto de fusão do sistema dos silicatos, embora consideravelmente menos do que H2O. Entre aquela, o CO2 tem efeitos que são diferentes do aqueles do H2O. O CO2 tende a fazer mais fusões polimerizadas enquanto que H2O quebra as ligações das pontes. O CO2 deve assim dissolver para grandes extensões em mais máficos, menos polimerizadas fusões e ascender a viscosidade daquelas fusões assim que dissolvidas. Isto também explica o porquê o CO 2 dissolve para grandes extensões se o H2O estiver presente, devido ao H2O criar menos fusões polimerizadas, as quais, voltam, atraindo CO2. A adição de CO2 deve assim mudar o eutético do diopsídio-anortita (Figura 7-25) para baixas temperaturas e em direção diopsídio. No sistema de fusões máficas, então, o CO 2 deve favorecer a composição menos silicosa, em contraste direto para o efeito do H2O. Esta predicação é claramente ilustrada na Figura 7-27, baseado nos
165 experimentos no sistemas basaltos em 2 GPa. O Eseco é a posição do ternário eutético sobre condições voláteis, enquanto que ECO2 e EH2O são as CO2 e H2O das posições eutéticas saturadas . Devido a solução CO2 está maior em elevadas pressões e em mais composições máficas, o efeito do CO 2 deve ser enorme no manto. Mesmo, CO2 pode influenciar no diminuição do sólido das rochas do manto e causando uma fusão incipiente do basalto alcalino. É claro, que a quantidade de fusões alcalinas criadas pelo processo depende da quantidade de CO2 disponível no manto. Nós retornaremos para a criação da fusão do manto e as variáveis que controlam no Capítulo 10. O CO2 é influenciável na fusões de perídotos e na formação de carbonatos, como discutidos na Seção 19.2.
166 PROBLEMAS:
1. Problema 7-1 doc em www.prenhall.com/winter provem você com um sistema ternário peritético hipotético e pede a você para discutir a relação cristalização e fusão associadas a várias composições de peso. spinel - um mineral vítreo duro que consiste em um óxido do magnésio e do alumínio; ocorre nas várias cores que são usadas como gemstones.
167 Capítulo 8
Petrologia Química 1 - Elementos Maiores e Menores
Os geólogos têm tomado emprestados a partir de outras disciplinas, aplicando os princípios e as técnicas dos físicos, dos químicos, e materiais cientifico entre outros para os problemas geológicos. A maioria dos petrológos tem também tomado emprestado a partir do campo da química, onde à aplicação da geoquímica (geochesmistry) para os problemas petrológicos onde tem sido proveitosa para a Petrologia moderna e simples não poder propriamente estar desvinculada. Neste e no capítulo seguinte, devo enunciar um trabalho de base para um entendimento dos princípios da química que nós aplicamos para as rochas ígneas e metamórficas. O Capítulo 08 começa com as aplicações da química que localizam usualmente presente em grandes com a porcentagem do peso em rochas ígneas. Os elementos e isotópicos serão tratados no Capítulo 09. O material nestes dois capítulos é bastante severo no que se refere a nossa habilidade em interpretar e entender os processos de geração e evolução do magma em um variado conjunto tectônico-ígneo que deverão ser investigados nos Capítulos 13 a 20. Por uma conveniência que se seguem, os elementos são considerados tanto maiores, menores ou elementos traços baseados em sua concentração nas rochas. Os limites nos grupos são arbitrários, mas um guia comum mais usado freqüentemente é: Elementos maiores = >1,0 peso% Elementos menores = 0,1 – 1,0 peso% Elementos traço = <0,1 peso% Os elementos maiores – major elements, devido a eles estarem presentes em elevados concentrações, controlam um enorme e longo comportamento da mineralogia e cristalização/fusão nos sistemas ígneos. Eles também controlam tais propriedades como a viscosidade, densidade, difusividade, etc. dos magmas nas rochas. Os elementos menores – minor elements são substituídos comumente por um elemento no mineral principal (o Mn, por exemplo, é substituído pelo Fe ou Mg na maioria dos minerais máficos). Se eles atingirem uma suficiente concentração, contudo, eles poderão formar uma fase separada do mineral, presente em menores quantidades (chamados de mineral acessório – acessory mineral). Por exemplo, se uma quantidade suficiente de Zr está presente, ocorrerá à formação do mineral, se a pressão (P) for suficiente ira gerar a apatita e o Ti pode formar a titanita, rutilo ou um óxido Fe-Ti, como a ilmenita. Os elementos traço – trace elements é bastante diluído para poder formar uma fase separada, portanto eles agem estritamente como substitutos dos elementos maiores ou menores e os elementos traço são classificados de acordo com o “guia” ou roteiro acima, sendo que a maioria dos petrológos consideram TiO 2, MnO e o P2O5 como sendo elementos menores, mesmo sob instâncias incomuns quando presentes em grandes concentrações de 0,1 peso%. Da mesma forma, o K2O, o qual pode estar presente em concentrações abaixo de 0,1 peso% em algumas rochas máficas, e é mais abundante do que na maioria das rochas e considerado por alguns como sendo elementos maiores não levando em consideração a concentração. Como resultado dos papeis diferentes “trocado” entre os elementos maiores e os elementos traço, eles provém uma distinta percepção dentro do variado processo ígneo. Os grupos são comumente tratados diferentemente no sentido de aplicá-los mais efetivamente. Os elementos maiores podem ser usados para classificar as rochas ígneas e no estudo do controle químico das propriedades físicas do sistema fusão-cristal. Eles também são usados para estudar a evolução química da fusão (e minerais) durante o processo de cristalização e fusão. A concentração e distribuição dos elementos traço podem ser usados para estudar a evolução do magma. Eles têm provado serem efetivamente particulares como traços que ajuda a construir/contrair as fontes magmáticas ou para discriminar entre alguns processos magmáticos.
168 8.1 Métodos Analíticos As técnicas químicas foram primeiras aplicadas às rochas da Europa no século 16 no sentido de entender e explorar os veios de minérios. Foi somente no século 18 e 19, contudo, que a maioria dos elementos forma reconhecidos nas bases das propriedades similares, (dando uma ascensão na tabela periódica dos elementos em 1869). Somente nos últimos 150 anos é que as técnicas fora precisas nas analises das rochas, dos minerais, dos gases vulcânicos e de solução aquosa desenvolvida. O único método principal e disponível em meados dos anos 1920 e 1930 foram à clássica análise volumétrica e gravimétrica (comumente chamada de análise química úmida – wet chemical analysis). A preparação dos líquidos e gases pela análise química úmida foi relativamente fácil comparada com a as rochas e os minerais, o qual têm sido desenvolvido e diluída antes do líquido resultante poder ser analisado. A análise mineral era particularmente formidável, devido à quantidade razoável de minerais puros (livre de inclusões ou de outros minerais fragmentados) terem sido separados fisicamente antes que o mineral possa ser dissolvido e analisado precisamente. A analise química úmida envolve adição química pelo processo de tempo de consumo de trituração ou adição química com combinam com o íon em particular nas soluções para formar um precipitado insolúvel. A concentração do íon em questão poderia então ser calculada tanto a partir de um determinado preciso triturado ou através do processo de precipitação. Quando isto for feito para cada um dos elementos principais na amostra a análise estaria completada. Apenas uma única analise poderia requerer mais de um dia, ou até mesmo anos de experiência era necessário antes que uma das técnicas controladoras produzisse resultados em altas qualidades. Não é necessário dizer que a análise química das rochas e dos minerais não era comum quando estas técnicas eram as únicas disponíveis. Mesmo assim, as analises poderiam ser somente feitas em apenas alguns elementos maiores e menores. Com o avanço da tecnologia, a análise química úmida foi aumentando gradualmente em eventual resposta as analises de técnicas instrumentais – instrumental technique. As técnicas úteis para a análise das rochas e minerais são baseadas na habilidade tanto de emitir quanto de absorver a radiação com freqüências características dos elementos responsáveis, e elas são chamadas de técnicas de espectrometria – spectrometry techniques. Elas permitem uma análise mais rápida do material geologia, e elas podem determinar as concentrações de uma variedade de elementos, os elementos traço também. A Figura 8-1 ilustra um modelo simplista dos princípios gerais da emissão e absorção no quais estes instrumentos são baseados. Todos estes requerem uma fonte de energia que bombardeia a amostra a ser analisada com a energia (também tida como até o momento “desconhecido”) e um detector capaz de distinguir a energia dos fótons emitidos e transmitidos uma determinada intensidade da radiação correspondente para uma energia em particular. O detector emite um sinal que é a quantidade de radiação emitida e reabsorvida a partir da amostra.
Figura 8-1: Diagrama ilustrando a geometria de um típico instrumento espectrométrico. “Processo de dados” representa um possível sinal eletrônico amplificado, filtro e analise de dados eletrônicos. O emissor é ilustrado como uma marca da intensidade de radiação emitida ou absorvida (eixo-y) vs. Energia (eixo-x).
A emissão-emission requer que os átomos na amostra sejam analisados como no estado de “excitados” ou que estejam ascendendo como num estado instável devido à absorção de alguma forma de energia. O estado
169 excitado usualmente envolve a transferência de elétrons a partir de um baixo orbital de energia do núcleo para elevados energias. O átomo excitado então retorna espontaneamente para o estado de não-excitado (“região”). Pois a energia deve ser conservada, o retorno é acompanhado pela emissão de uma foto da luz, a energia (ou comprimento de onda) o qual está relacionado diretamente com a energia de transferência dos elétrons (diferença entre os níveis de energia de dois orbitais). Devido à energia dos orbitais dos elétrons serem quantizadas, a energia radiada é característica do elemento. Nem tosos os átomos da amostra irá emitir continuamente fotos características, mas o numero de fotos com uma energia particular emitida num dado período do tempo é proporcional ao numero de átomos do elemento presente na amostra (i.e. a concentração de elemento). Os dados rude-grosseiros são as taxas de emissão a partir da amostra (usualmente na “contagem por segundo” ou “cps”). Para igualar o cps para a concentração é necessária uma comparação da emissão da taxa do “desconhecido” para emissão da taxa de um conjunto de padrões de concentrações conhecidas. Estes padrões podem ser amostras naturais de composição conhecida (previamente analisadas pela técnica química úmida) ou preparada pela dissolução ou diluição pura dos reagentes analíticos paras a concentrações específicas. O instrumento mais simples (e também o primeiro) para a detecção espectral e de análise foi o espectrômetro óptico – optical spectrometer. Usando um simples prisma ou uma rede de difração para poder dispersar o espectro de luz visível emitido por uma substância excitada e um filme fotográfico para gravar a luz de uma dada cor (freqüência). A intensidade da mancha ou linha de uma cor em particular no filme desenvolvido era proporcional à concentração de certos elementos. Posteriormente, os detectores eletrônicos com multiplicadores de foto foram adicionados para determinar a intensidade permitir a detecção da radiação emitida entre a porção visível do espectro. Um detector pode excitar uma amostra no espectrômetro óptico pelo calor intenso ou simplesmente pontuar sobre o detector numa fonte por si mesma excitada, assim côo o sol e as estrelas. As técnicas de absorção-absortion techniques trabalham num modelo similar a emissão, mas determinam à quantidade de energia absorvida pela amostra. A energia absorvida pelos átomos, na amostra no sentido de atingir o estado de excitação, então este elemento particular pode absorver a energia em também freqüências características (igual à diferença de energia entre as regiões e o estado de excitação). Nos instrumentos de absorção de radiação eletromagnética, (normalmente a luz), é passado através da amostra dentro do detector que mede a intensidade final (Figura 8-1). A extensão da absorção comparada com os padrões no sentido de computar a concentração dos elementos (ou compensação) num desconhecido. É claro que a fonte de luz tem que ter uma variável freqüência no sentido de promover a energia que se correlaciona com os elétrons deslocados para uma variedade de elementos. Um número de técnicas instrumentais, tanto da emissão quanto da absorção, tem sido desenvolvido ao longo dos anos, algumas das quais são mais eficientes para certos elementos, concentrações ou materiais do que outras técnicas. A primeira técnica instrumental completa a ser desenvolvida foi a fotometria de chama, espectrometria de emissão e colorimetria, nenhuma delas quase é usada mais nos dias atuais. Este tratado com a porção do espectro ultravioleta-visivel-proximo-infratado. Eles também podem ser aplicados para elementos com baixas e distantes concentrações que podem ser analisadas por uma análise química úmida. A fotometria de chama – flama photometer envolve uma aspiração da solução dentro da chama (fonte de energia). A chama pode somente promover energia para excitar os elétrons externos (valência) dos elementos facilmente ionizados, primariamente os metais alcalinos. Por exemplo, a luz de cor amarelada absorvida quando você bate em um ponto é de 589nm de emissão de sódio no ponto principal quando excitado pelo calor da chama. O fotômetro é simplesmente capaz de dispersar a emissão do espectro, focalizando na linha de emissão do sódio e quantificando a emissão. A espectrometria de emissão – emission spectrometry é similar à fotometria de chama, mas a energia é suprida por um eletrodo de grafite. O brilho de luz branca é emitido pelo espectrômetro de emissão testificando para uma fonte energética muito mais distante e que pode excitar um grande numero de elementos do que a fotometria de chama pode. A colorimetria – colorimetrty é baseada na absorção da luz visível associada com uma cor transmitida para uma solução aquosa pela adição da química que forma uma coloração complexa com o elemento a ser analisado. Posteriormente, a absorção atômica - atomic absorption (AA) e a fluorescência de raio-x – x-ray fluorescence (XRF) foram desenvolvidos. Em AA, uma solução é aspirada para dentro da chama ou para uma fornalha de grafite e um feixe de luz (de um determinado comprimento de onda) é também passado através da chama ou da fornalha. A absorção (redução nos padrões), a XRF irradia uma amostra sólida com o raio-x que é
170 suficientemente energético para poder excitar os elétrons de transição no interior da capa do elétron (não apenas entre a valência dos elétrons) para uma variedade de elementos na amostra. O retorno seguinte para uma região resulta numa emissão na fluorescência – fluorescencee de raio-x. A emissão de raio-x no espectro não pode ser disperso ao longo por um prisma ou difração de luz rangendo para isolar numa freqüência em particular, mas requerendo uma rede orientada de cristal para dispará-lo (de acordo com a Leis de Bragg). Uma vez que o espectro é disperso, o detector de raio-x pode ser sintonizado numa freqüência particular (baseado no ângulo com referencia com o cristal difratado) e medir taxa de emissão correspondente à energia de um elemento em particular. As modernas unidades de XRF possuem exemplo de câmaras que envolvem a amostra e são automatizadas a elevar o numero de cada elemento na amostra num certo período de tempo. O processo é controlado por computador que também peformar os dados de redução e computa as concentrações. A AA e XRF são proporcionalmente acurados e precisos e podem confiavelmente detectar alguns elementos de baixas concentrações para algumas partes por milhão – ppm (ver abaixo). As baixíssimas concentrações que podem ser determinadas acuradamente para um dado elemento por uma técnica em particular é chamada de limite de detecção – detection limit. Em 1970, a técnica da inductividade emparelhada do plasma – inductively coupled plasma (ICP) se tornou largamente disponível. Para usá-la, as amostras são dissolvidas e então misturadas com gás argônio assim que eles são expirados dentro de um gerador numa sintonia freqüência de rádio, onde um plasma (similar a um tubo de luz fluorescente) é criado. Esta efetiva particularidade significa uma excitação dos átomos. A linha de emissão relacionada para cada elemento é isolada por uma rede de difração e detectado por uma série de múltiplas fotos. Todos os canais são simultaneamente contados e preenchidos para um bordo do computador (conexão), onde os dados são reduzidos e a concentração de cada elemento é calculada. Uma boa e moderna técnica de ICP pode produzir uma análise química de mais de 60 elementos em questão por minuto (uma vez que a amostra já esteja preparada). Em adição aos métodos espectrométricos acima que contam sob as interações dos elétrons, existem métodos que contam também sob as interações nucleares. Como nos devemos ver no Capítulo 09, as configurações das partículas excitadas ou instáveis dentro do núcleo de um átomo podem liberar tanto uma foto ou uma partícula quando elas decaem ou revertem para um estado de massa. Nós comumente referimos a estas liberações como “radioatividade”, onde nós podemos detectar e medir a radioatividade natural das rochas e minerais usando o Geiger ou container de escintilação. Claro que estes trabalhos para os isótopos dos elementos que estão naturalmente instáveis. Técnicas nucleares possuem a vantagem de determinar a concentração de isótopos e não apenas os elementos. Numa técnica chamada análise instrumental de ativação do nêutron – instrumental nêutron activision analysis (INAA), o nucleio de outros nucleotídeos estáveis são excitados pelo bombardeamento da amostra através de um intenso fluxo de nêutrons no reator nuclear. A amostra que é “removida” é aquecida no sentido radioativo e as partículas emitidas assim com os átomos dentro, retornando para uma configuração estável que pode ser analisada espectroscopicamente em um similar modelo ao XRF. Este método é bastante acurado, com baixos limites de detecção para qualquer elemento. Na técnica chamada espectrometria de massa – mass espectrometry, uma amostra é aquecida e ionizada e os íons são introduzidos dentro de uma câmara sem vácuo com um forte campo magnético. A corrente de íons carregados segue um caminho curvo no campo magnético. Devido ao grande momento deles, os íons mais pesados seguem um caminho com um extenso raio de curvatura. Os íons de cada massa são contados assim que eles passam através de uma fenda no detector carregado. Este instrumento não é como os outros naquilo que ele conta na emissão ou absorção, mas ele desassocia fisicamente a amostra e conta fisicamente às partículas de uma massa em particular. Este método é caro, mas é a única maneira razoável para se determinar os raios isotópicos para a petrologia e a geocronologia. Para a Petrologia, maioria dos métodos mencionados assim o quanto distante requerem uma quantidade representativa de uma amostra batida, dissolvia ou fundida. Claro que a amostra deve ser recente e inalterada (ao menos que você planeje estudar a alteração). Os tamanhos dos grãos e a heterogeneidade da amostra afetam o procedimento da amostragem e preparação. Para muitas rochas de grãos grosseiros, tais como os pegmatitos, alguns quilogramas podem ser requeridos e uma amostra colocada em um splintter (que é um separador de saída de
171 componente eletrônico dividindo uma entrada em várias saídas) um dispositivo que produz uma porção imparcial, pode ser empregado. O resultado é uma análise de uma rocha total (uma análise da rocha total – whole rock). Como mencionado acima, a análise mineral era a tempos atrás muito difíceis, pois requeria a separação de amostras limpas e monominerálicas. Um advento da microsonda de elétron – eletron microprobe conseguiu mudar tudo isso e fornecer um eficiente, acurado rápido método de análise mineral. Com este instrumento, uma fina seção polida da amostra é bombardeada com um feixe de luz do eletron somente em aproximadamente 2µm em diâmetro. Os elétrons excitam o átomo e pequeníssimas manchas na amostra, (provavelmente 10µm em diâmetro) o qual emite um raio-x fluorescente muito mais que os XRF. Em ambas, o XRF e a microsonda, o raio-x pode ser disperso tanto nas bases do comprimento de onda usando um cristal orientado e a Lei de Bragg (espectrômetro dispersivo de comprimento de onda – wavelengh dispersive spectrometers ou WDS) ou na base da energia usando uma fatia do semicondutor de silício (espectrômetro de energia dispersa – energy dispersive spectrometers ou EDS). O WDS possui uma melhor resolução dos elementos, mas requerem cristais separados e um canal detector para cada elemento a ser analisado. A maioria das sondas “WDS” possui 4 ou 5 canais, cada qual, após finalizar a contagem para cada elemento é re-sintonizados pelo computador para outro comprimento de onda e começa a coleção novamente para diferentes elementos. Depois de ter passado por 3 ou 4, a mancha da amostra excitada é analisada para 08 a 14 elementos principais encontrados na maioria dos minerais. O sistema EDS é menos acurado, mas estão somente compactados e requerem somente um detector de pequeno porte. Eles podem ser montados no escaneamento da microsonda de eletron (SEM) e adicionar dispositivos de imagens existentes – habilidade em fazer analise química. A principal vantagem da microsonda de elétron é que ela pode promover boa analises dos minerais. Deste modo, ele pode analisar transversalmente um mineral, partindo do centro para a borda e determinar natureza de qualquer zoneamento químico, se presente. Computadores avançados conduzem feixe de luz de elétrons, onde é possível criar um “mapa” da distribuição de elétrons que portam uma concentração relativa de vários elementos é de interesse nas pequenas áreas das secções finas (dois mapas coloridos para a granada são amostrados no final do livro). A microsonda tem a vantagem que é não ser destrutiva, para esta seção fina, e não é perigoso (um pouco menor que 20µm de profundidade se a intensidade do feixe de luz for elevada). A desvantagem são que estes não são apropriados para as rochas totais e os limites de detecção são suficientemente elevados que não é bom para qualquer elemento traço. Uma variação da idéia de microsonda de eletron é a microsonda de íon – íon microprobe. Esta sonda bombardeia a superfície da amostra com um feixe de íons do oxigênio, literalmente explodindo como uma cratera e ionizando a área alvo. Os íons são liberados dentro do espectrômetro de massa e analisados pela massa. Isto produz tanto uma analise elementar quanto isotópica. As sondas de íons são muito caras e existem somente poucos deles em operação usualmente em grandes laboratórios mantido pelo governo. Hoje em dia, as analises das rochas totais são feitas rapidamente e rotinamente, normalmente através da combinação das técnicas de ICP e XRF. Alguns elementos são mais analisados razoavelmente pelo XRF e outros pelo ICO. A absorção atômica (AA) e a calorimetria são também usadas em alguns laboratórios. Para uma lista d elementos e de técnicas apropriadas para cada um deles, ver Rollinson (1993, pág. 11-12). A analise dos minerais são feitas na microsonda de eletron e análise isotópica requer um espectrômetro de massa. O estado de oxidação não pode ser determinado por técnicas espectrométricas, logo Fe3+/Fe2+, quando desejado deve ser feito por trituração.
8.2 Resultados Analíticos Dados grosseiros a partir da técnica instrumental são contados como uma segunda linha espectral emitida (ou decaimento na emissão associada com absorção) e existindo sempre alguma variação estatística no emissor. Qualquer um dos dois intervalos de contagem consecutiva produz uma sutil diferença na contagem total, ambos para um desconhecido e para um padrão. Quando combinados com uma flutuação eletrônica nos instrumentos, um certo nível de incerteza estatística está invariavelmente associada com uma determinada concentração para cada elemento. Pois os elementos são analisados separadamente, então a analise resultante não seria esperada com uma exatidão total de 100.000%. Em adição, nem todos os elementos são rotinamente determinados. Por exemplo, a microsonda de elétron, requer que as amostras sejam cobertas com um material de condutividade elétrica (tipicamente o
172 carbono) para dispersar a construção de elétrons resultantes a partir do feixe de luz, não sendo possível analisa-la pelo carbono ao menos que outro revestimento seja usado).Também as janelas nos detectores, requeridas para manterem o vácuo, absorvem o raio-x produzido pela luz dos elementos (usualmente entre o numero atômico 9), então estes elementos não são determinados usando o XRF e a microsonda. A concentração de oxigênio não é tipicamente determinada diretamente também, pois ele tem um numero atômico de 08 e esta presente na atmosfera e na água, ao qual as outras são dissolvidas pela AA e ICP. Assim o oxigeno é calculado com base na carga balanceada e adicionado para analise na proporção requerida para balancear os cátions. Se uma analise está com menos d e100%, ela pode se devido a uma incerteza analítica, constituintes não analisados ou ambos. Mesmo assim concentrações elementais são determinadas por técnicas instrumentais, os elementos maiores e menores para as rochas silicatadas e minerais são rotinamente reportados como óxido de porcentagem de peso (peso%), (gramas de óxido por 100g gramas da amostra). Esta prática é uma transferência a partir dos dias de analise química úmida e foram pesadas, certamente a maioria dos cátions do oxigênio rodeado na atmosfera são garantidos para o oxigênio e isto é verdadeiro para os cátions nos minerais silicáticos, estão reportando para as analises como óxidos fazendo certo grau de sentido. Por outro lado, aderindo na porcentagem de peso é uma ingenuidade, em minha opinião, e nós devemos reverter para a porcentagem molecular. Eu irei defender que isto deve ser feito nos elementos de base também, e não expresso como óxidos. Nosso interesse na rocha e no mineral focado no fluxo, troca e distribuição dos átomos (ou íons) e esta informação está diretamente relacionada à proporção atômica (ou molecular), o qual fica obscuro pela diferença na massa dos átomos quando reportados como porcentagem de peso. De fato, o primeiro passo na maioria dos cálculos químicos é converter a porcentagem em peso para proporções atômicas. O uso dos óxidos em porcentagem de peso está ficado ao longo dos séculos das literaturas, embora, não aparentando estar preso a ele. Se nós fossemos mudar agora, seria muito difícil comparar nossos dados com os dados enriquecidos e com os diagramas já existentes. De maneira interessante, a concentração de elementos traço são comumente reportados em partes por milhão (ppm) de um elemento, não de um óxido.Isto ainda nas bases de peso, embora, o ppm iguala as gramas do elemento da amostra. A conversão conveniente para lembrar é: 1% do peso é equivalente a 10.000ppm. (Mid-Atlantic Ridge)
Tabela 8-1: Análise Química do Basalto
173 A primeira coluna numérica da Tabela 8-1 representa uma típica analise tirada diretamente a partir da literatura, neste caso, de um basalto. Os óxidos dos elementos maiores e menores estão usualmente combinados e listados na ordem do decaimento de valência. Os erros estimados são frequentemente reportados, mas a maioria das analises são boas para as três figuras significantes com um erro de alcance da porcentagem relativa entre 1 e 5. A porcentagem relativa – relative percent significa a porcentagem relativa para o total reportado para aquele elemento. Poe exemplo, um erro relativo de 3% nos valores de MgO na Tabela 8-1 é igual a 3% de 6.44 ou a 0,19 da porcentagem absoluta – absolute percent. Assim a analise pode ser expressa como MgO = 6,44 ±0,19 peso%. A maioria dos autores reporta as análises em duas casas decimais, então os valores de sílica (SiO 2), Alumínio (Al2O3) e lime (CaO) são dadas para quatro figuras significantes, o qual é mais precisa do que pode ser justificada pelos erros analíticos. Você pode ver que isto tem sido feito para o Al2O3 e CaO na Tabelo 8-1. O H2O é o mais comum constituinte volátil na maioria das rochas e minerais e expresso como H 2O+ e H2O-. O H2O representa a água estrutural – strutural water, presente como garantido OH- nos minerais hídricos tais como o anfibólio e mica. O H2O- é absorvido ou preso ao longo das bordas dos grãos dos minerais. Ambos são claros para serem detectados pela espectrografia que significa que o H 2O- pode ser conduzido para através do aquecimento de uma amostra coberta em aproximadamente 100ºC e determinado pela perda de peso acompanhado no processo. Perda na ignição – loss on ignition (LOI) é a perda do peso que ocorre quando uma mostra coberta é aquecida em aproximadamente 800ºC na qual todos os pontos dos voláteis permanecentes incluindo as estruturais voláteis (H2O, CO2, etc.), são liberados. Se a LOI é determinado sem a primeira pesagem da amostra colocada em 100ºC, a LOI irá incluir H2O- tão bem quanto às bordas dos elementos voláteis, embora, o aquecimento é usualmente realizado em dois passos. +
O total de 99,92 na Tabela 8-1 sugere que a análise é boa. se todos os elementos maiores e menores são determinados, uma análise é geralmente considerada aceitável se o total cai entre 99,8 e 100,2%. O total de 100%, por outro lado, não significa que a analise esteja livre de erro, mas que a estatística de erros para todos os elementos acontece equiparados de tal forma que produz coincidentemente este total. Por outro lado, um total de 94% pode não ser significante nos erros também, se os maiores constituintes são analisados. Por exemplo, devido ao CO2 ser raramente analisado nas rochas e nos minerais, uma boa analisa para a limonita pode ser o total de 56% (a porcentagem em peso do CaO em CaCO3). Devido a microsonda nos anfibólios ser hídrica, eles tem comumente um total próximo de 98% e as micas podem não ter um total que ultrapasse 96%. Os elementos traço, quando determinados são listados em ppm depois os elementos maiores/menores. Mesmo quando considerados acumulativos, eles não estão comumente compondo em proporções significantes da amostra, logos eles não são geralmente incluídos no total. Levaria muito tempo para que fosse consumido e seria muito caro determinar todos os elementos traço presente nas rochas e nos minerais,então se deve escolher aqueles elementos a serem analisados baseados no propósito pela qual a analise(s) é dirigida. Os elementos traço são determinados somente quando necessário e qualquer análise publicada de rochas totais não os incluem. Devido as análises em XRF e ICP terem se tornado comum, o número de análises que incluem os elementos traço está aumentando, pois ele requer um pequeno tempo extra pra produzi-los. A analise isotópica é ainda lenta e cara, logo ela é realizada para especifica as aplicações. Devido a microsonda de eletron não fazer análise do elemento traço esparso ou isótopos, o número de minerais analisados incluídos também é raro. Eu tenho adicionado a permanecia de duas colunas na Tabela 8-1 para ilustrar a conversão a partir da porcentagem do peso dos óxidos para a porcentagem atômica. A Coluna 2 contem o peso molecular dos óxidos (ou os elementos traço). A Coluna 3 proporção atômica é calculada a partir da divisão da Coluna 2 pela Coluna 1 (peso por moles) e multiplicando cada um pelo número de cátions na fórmula dos óxidos na fórmula. Para o Si este número é 49,2/60,09, para o Al ele é 2(16,09/101,96), etc. O oxigênio é totalizado de modo similar para cada óxido (2 para cada átomo de Si + 3/2 para cada Al, etc.). Estas proporções de átomo são então adicionadas somente para os elementos maiores e menores (assumindo que os elementos traço tem um efeito negligente). Cada valor grosseiro na Coluna 4 é o valor da Coluna 3 multiplicado por 100, o qual converte a proporção de átomos para porcentagem de átomo. Convertendo para uma base atômica, mas revertendo a expressão como oxido é fácil. Precisa apenas somente dividir cada porcentagem do peso pelo peso molecular e então normalizar cada um para 100.
174 8.3 Elementos Maiores e Menores na Crosta Baseados nas compilações de analises de rochas publicadas e estimativa de proporções relativas das rochas representativas, inúmeros trabalhos tem sido uma tentativa para produzir uma analise representativa da crosta continental. A Tabela 8-2 é um típico exemplo. A Coluna 2 é a medida das estimativas (expressa como óxidos) a partir de Poldervart (1955) e Renov e Yaroshevsky (1976). Eu conclui a porcentagem atômica aproximada a partir destes valores de maneira discutida acima. Note que os 08 elementos constituem 99% do total da crosta, então não deve ser surpreendente achar que estes elementos estão nos elementos maiores da maioria das rochas e minerais que nós devemos encontrar. Certamente o O e o Si dominam, como reflexo as porcentagens elevadas de minerais silicáticos na crosta. Quando expresso como óxidos, os 07 maiores óxidos deveriam ser esperado para compor a maioria do material crustal (Coluna 2 na Tabela 8-2). Maiores Elementos da Crosta Continental
Tabela 8-2: Estimativa relativa da abundância dos elementos maiores na Crosta Continental
Tabela 8-3: Análise Química De Algumas Rochas Ígneas Representativas.
A Tabela 8-3 mostra alguns exemplos da composição sendo elementos maiores e menores do espectro de rochas ígneas comum, revestindo de ultramáficos para granito e alcalino. Estes exemplos são tirados a partir de um estudo feito por Lê Maitre (1976) no qual ele determinou a medida das composições baseada acima de 26.000 análises publicadas. Note que os 07 óxidos dos elementos maiores na Tabela 8-2 fazem essencialmente toda as rochas listadas. Se o perídoto é representante do manto, estes óxidos, são os constituintes dominantes tão bem quanto o TiO2, H2O, MnO, e P2O5 são os outros óxidos presentes comumente em menores concentrações na maioria das rochas ígneas. O Cr2O3 pode ser um elemento menor nos ultramáficos, mas ele é tipicamente um elemento traço na maioria dos elementos da rocha. O Fe é somente o elemento de estado de valência. O raio Fe 3+/Fe2+ aumenta com a fugacidade do oxigênio – oxygen fugacity (Equação 27-7) nas rochas ou fusão em equilíbrio. Devido ao Fe3+ está concentrado nos óxidos de Fe-Ti, as rochas com relativas e elevadas fugacidade de oxigênio possui menos Fe disponível para os silicatos, o qual irá reduzir o conteúdo máfico silicático de uma rocha. Quando a trituração requerida para determinar o estado de oxidação tem sido realizado, o Fe é reportado como Fe 2O3 (Fe3+ ou ferro férrico) e FeO (Fe2+ ou ferro ferroso). Quando ele não está presente a maioria dos autores calculam todo o Fe como FeO*, o asterisco significa que todo O Fe tem sido convertido matematicamente para FeO. O Fe 2O3 pode também
175 ser usado e significa que todo o Fe convertido e reportado como férrico. Se nós queremos comparar o conteúdo de Fe das análises usando diferentes convenções, o Fe2O3 pode ser convertido para FeO pela multiplicação por 0,8998. O FeO pode ser convertido para Fe2O3 pela multiplicação por 1,1113. por exemplo, nós queremos converter Fe 2O3 para FeO para um perídoto na Tabela 8-3 e adicionar para o permanecente FeO: FeO* = FeO + 0,8998 x Fe2O3 = 6,58 + 0,8998 x 3,61 = 9,83. Aquecendo área determinar a LOI, oxida alguns do Fe, logo os raio de Fe+/Fe3+ devem também ser determinados antes da LOI ou o Fe deve ser reportado como Fe total. Perceba na Tabela 8-3 que o MnO e o FeO* decai como a sílica e os alcalinos aumentam partindo de um perídoto para um riolito. Este é um comum trend de máfico para sílica nas rochas ígneas. Claro que esta variação é refletida na mineralogia das rochas também. As rochas mais silicáticas geralmente contém mais feldspatos alcalinos, mais quartzo e poucos minerais máficos. A relação entre a composição da rocha e a composição dos seus constituintes minerais deve ser óbvia: Se nós fossemos analisar todos os minerais que estão na rocha em particular, nós poderíamos calcular a composição da rocha pela combinação da análise mineral plotada pela porcentagem deles na rocha. Claro que é muito mais fácil (e acurado) simplesmente obter uma análise da rocha total No vulcanismo, o qual possui consideravelmente componentes vítreos ou amorfos, uma análise química pode ser requerida se nós estamos discernindo o tipo de rocha. Este problema foi discutido na Seção 2-4. Alguns dos dados do vulcanismo usados em medidas apresentadas na Tabela 8-3 não eram inteiramente cristalinas. A maioria dos riolito eram também tufos e rochas vítreas com alguns poucos minerais. Eles podem ser melhor identificados como riolito baseado na sua composição química. Por exemplo, se você pegar o conteúdo de sílica do riolito na Tabela 8-3 (72,22%) e o total dos alcalinos (Na2O + K2O = 7,85%), e plotarmos estes valores na Figura 2-4, eles plotam no campo do riolito. A composição química da rocha permite uma comparação das rochas ígneas com seus equivalentes alterados e metamorfisados. Embora a composição mineral possa variar com as mudanças de pressão e temperatura, a composição de volume da química da rocha deve permanecer longamente inalterada (pelo menos a respeito para alguns elementos críticos e imóveis). Isto nos permite identificar o percurso original ígneo para um número de rochas metamórficas e talvez correlacionar modernas e antigas províncias (Seção 9-6). Em alguns casos nós podemos estar capazes de documentar as mudanças químicas que acompanham a alteração e o processo metamórfico.
8.4 Minerais Normativos Devido a algumas rochas vulcânicas serem constituídas por grãos muito finos para que nós possamos reconhecer seus minerais constituintes, mesmo que microscopicamente, e poder ter um componente vítreo significante, um método foi planejado para calcular uma mineralogia idealizada para tais rochas, eles podem ser comparados com grãos grosseiros das rochas. A mineralogia das rochas de grãos grosseiros também varia com a pressão e temperatura, tornando diretamente a comparação difícil. A norma é uma tentativa de reconciliar estas diferenças para um consistente conjunto limitado de minerais que refletem somente a variação composicional, facilitando uma feita comparação de um amplo espectro das rochas. As normas também podem ser usadas para calcular uma aproximada mineralogia a partir de publicações das análises das rochas totais quando a mineralogia não é reportada. Pois a norma é calculada na base dos anídricos, e ela pode ser usada para comparar as rochas com diferentes conteúdo de H2O, pois eles refletem a composição química da rocha, a norma tem sido usada em inúmeros esquemas de classificação. A norma foi desenvolvida primeiro por três petrológos (Cross, Iddings e Pirsson) e um geoquímico (Washington), no começo do século 20, e a norma era conhecida como CIPW ou norma CIPW. Eles basearam a normativa dos minerais em minerais típicos que podiam ser esperados ao se cristalizar a partir de uma fusão anídrica em baixas pressões. Desde dessa época, inúmeras variações de normas alternativas foram propostas, algumas por circunstância especiais (tais como elevadas pressões). A norma original CIPW ainda a única usada nos padrões dos Estados Unidos. A norma – norm não é para ser confundida com a moda – mode. A moda é a atual composição mineral da rocha baseado na porcentagem de volume observado (ver Seção 2.3.1) para uma descrição. A norma é a mineralogia
176 idealizada e calculada a partir da composição química da rocha. Devido a composição química ser dada em porcentagem de óxidos, a norma CIPW é expressa em porcentagem do peso dos minerais normativos. A moda e a norma podem diferir por inúmeras razões, mas o volume vs. a proporção do peso é uma consistente diferença que distorce a relação entre a moda e a norma. A norma exagera a comparação de minerais denso para a moda. Nós podemos converter a partir do peso para a porcentagem em volume pelo uso da densidade dos minerais, mas isto é raramente feito. Uma norma alternativa é a norma de cátion – cátion norm ou norma de Barth-Niggli – BarthNiggli norm, expressa a normativa dos minerais nas bases atômicas. Este método é mais conhecido na Europa. A norma CIPW é calculada pelo seguimento de um rígido conjunto prescrito de regras que alocam vários óxidos para um conjunto de membros terminais e solução sólida dos minerais. Para complementar isto, a norma combina processos estequiométricos e de contagem de minerais estremecidos a técnica é descrita passo a passo em detalhes nos Apêndice, então você pode calcular a norma a mão (estendendo). Tal metodologia rígida e formal é uma aplicação ideal para os programas de computadores e inúmeros programas de normas que estão disponíveis. A fugacidade do oxigênio e o estado de oxidação do Fe são geralmente desconhecidos e a estimativa deve ser usualmente suprida por uma normativa razoável de conteúdo de minerais máficos. Irvine e Baragar (1971) discutiram um método para estimar o raio do Fe2+/Fe3+ para uma norma. Uma vez que computadorizada, a conversão do CIPW e as normas de cátion devem ser facilmente processadas, assim como as densidades dos minerais está disponível para uma comparação com a moda. A norma simplifica e organiza a composição química da rocha de maneira que enfatiza certas características químicas, particularmente na saturação de sílica – silica saturation (mas não limitando). Uma rocha supersaturada em sílica é aquela que contem quartzo (ou um outro polimorfo qualquer de sílica) na moda como uma fase estável. As rochas subsaturadas em sílica contêm uma mineral que é incompatível com o quartzo, tais como olivina ou um feldspatoíde. Uma rocha que é apenas saturada em sílica contém traços de quartzo mas sem a fase saturada. Se você olhar nas análises da tabela 8-3 qual sílica está saturada? Certamente o grau de saturação de sílica na análise, mas não existe uma simples concentração de sílica que irá determinar isto. A forma do quartzo (ou de um outro polimorfo) depende ou não do conteúdo de sílica, mas também no que os outros elementos estão compondo junto a sílica para formar uma variedade de minerais silicáticos. Por exemplo, uma rocha com 100% de sílica terá quartzo puro. Se nós estão adicionarmos 20% de MgO, este se combina com a sílica para formar a enstatita. Nós podemos então determinar se o quartzo livre irá permanecer no calculo da quantidade da sílica, se algum está presente depois da molécula de SiO2 ser particionada para cada molécula de MgO para formar MgSiO 3. Se a rocha contém MgO e SiO2, então haverá uma critica concentração de sílica que pode ser relacionada com a saturação de sílica. Qualquer rocha que contenha uma porcentagem do peso acima de 60% de sílica (a fração da silica na enstatita) teria um quartzo nele. Mas se nós adicionarmos Na2O e Al2O3, eles se combinariam com a silica para formar a albita (NaAlSi3O8). Agora a relação entre a concentração de sílica e saturação se torna complicada e dependem do raio do Si:Mg:Na:Al. Durante os cálculos da saturação, a sílica é sequencialmente particionada em vários minerais silicáticos em um modelo similar aquele discutido para a enstatita. O último mineral a ser formado é o quartzo, o qual representa qualquer excesso de sílica deixado após os outros óxidos terem sido alocados por eles. Assim a norma pode ser usada para uma variedade de composições de rochas para estimar a saturação de sílica. Se o quartzo aparecesse na norma, a rocha é considerada supersaturada. Outros minerais normativos também são usados para indicar a subsaturação da sílica, elevadas alcalinidades, conteúdo excessivo de alumínio etc, qualquer outro aspecto da composição química da rocha pode ser indicada pelos vários minerais normativos. A norma é baseada no nível de variação da estimativa dos petrólogos. Alguns valores são elevados e usados em ambos para comparar e classificar as rochas ígneas. Outros petrólogos acham que os dados são extrapolados e adicionam muito pouco para a discussão das características químicas. Gostando ou não da norma, ela é comumente usada na literatura. Você também deve observar que ocorre o uso da norma neste capítulo. Todos nós petrólogos da “antiga” aprendemos a calcular a norma na mão e alguns de nós requeremos o mesmo para os nossos estudantes também. Baseado na filosofia que diz que você só aprende se você praticar bastante. Você pode calcular a norma a partir de análises tais como na Tabela 8-3 seguindo o procedimento no Apêndice. Fazendo isto você estará familiarizado ao processo e assim terá um melhor entendimento de como interpretar os resultados. O problema 02 no final deste capítulo é uma formar alternativa de entender como funciona a norma sem ter que fazer qualquer calculo complicado.
177 8.5 Diagrama de Fase Supondo que você esteja engajado num projeto de pesquisa de mapeamento e contagem de uma seqüência de rocha vulcânica que compõe um terreno vulcânico constituído de algumas pequenas saídas (vents), cones e pequenos fluxos. Você poderia suspeitar que eles estivessem geneticamente relacionados a algum processo vulcânico local ou a algum evento de duração limitada. Você cuidadosamente mapearia os fluxos e coletaria uma suíte – suit das rochas (uma coleção que é tanto geneticamente relacionada ou representativa da área) com amostra a partir de cada fluxo e camada do cone. Agora que é possível gerar dados químicos (ou mineralógicos, geofísicos, estruturais, etc.) rapidamente e quantifica-los, é possível que estes se tornem “inundados” pelos seus próprios dados. Digamos que você analise toda a sua rocha e termine com centenas de amostras analisadas. Uma tabela de analises químicas para uma suíte da rocha, similar a Tabela 8-3, é uma excelente maneira de organizar os dados, mas é frequentemente difícil ver os importantes trends, se você tiver uma analise em particular. Quando os dados para uma série de vulcanismo cogenéticos ou rochas plutônicas são analisados, eles usualmente apresentam uma variação química significante. Ele assim se torna criticamente importante para ser capaz de exibir os dados, de maneira que permita que você reconheça os trends na variação, podendo assim descreve-los e interpreta-los. Não existe apenas uma única melhor maneira para exibir os dados e mesmo assim ele é algo de uma certa arte. O objetivo é encontrar os parâmetros que mostra uma variação sistemática, podendo deste modo investigar as causas do fundamento. Os diagramas que permitem isto são chamados de diagrama de variação – variation diagrams. Existem dois formatos comuns para o diagrama de variação de dados químicos na petrologia. No primeiro, a plotagem bivariante – bivariate (cartesiano ou x-y) dois parâmetros são plotados, um verticalmente (chamado de ordenada ou eixo-y) e um horizontalmente (abscissa ou eixo-x). No segundo, o diagrama triangular, nós podemos representar três parâmetros um para cada canto, mas eles somente podem apresentar proporções relativas, mas quantidades absolutas, pois os três parâmetros devem ser normalizados para aqueles que somem 100% no sentido de plotar como um único ponto (como explicado na Figura 2-1). Para qualquer tipo de diagrama, qualquer relação ou trends apresentam um padrão de pontos plotados (se escolhêssemos os parâmetros sabiamente). Mais dimensões podem serem representadas pelo contorno (como foi feito para a temperatura no diagrama de fase de três componentes, tais como na Figura 7-2) ou projetando (como nós devemos ver na seção metamórfica), mas os diagramas podem rapidamente se tornarem complexos e os benefícios adquiridos pelo adicionamento de dados significantes são rapidamente superados pela perda da simplicidade e na habilidade em visualizar as correlações. Dados químicos adicionais podem também ser representados pela combinação dos constituintes químicos que se comportam de maneira similar (tais FeO + MgO + MnO como um único componente). É claro que o compromisso está relacionado quando fazemos isto bem. Nós podemos ter alguns dados adicionais, mas não perdemos a habilidade de focalizar nos efeitos atribuídos para os constituintes individuais. Não existe um único modo para mostrar os dados e os pesquisadores estão continuamente reinventando maneiras para fazê-lo. Os computadores são úteis neste processo, nos permitindo rapidamente selecionar e mostrar os dados na variedade de formatos procurando por correlações ou padrões. O diagrama de variação não somente nos ajuda a reconhecer os trends dos dados geoquímicos, mas eles também nos ajudam a interpretar e reconhecer os trends e avaliar os processo ou processos responsáveis.
8.5.1 Plotagem Bivariante Qualquer constituinte químico, tais como elementos maiores, menores, traço, ou até mesmo combinações de elementos e dos raios podem ser comparados no diagrama bivariante. Provavelmente o primeiro tal como o diagrama aplicado nos dados da petrologia química foi o diagrama de Harker – Harker diagram, recebendo este nome em virtude de ter sido desenvolvido pelo petrólogo britânico Alfred Harker (1909). Este simples diagrama x-y, o qual plota a silica na abscissa contra os outros óxidos maiores, é ainda um dos mais completos diagramas de variação usados nos dias de hoje. A Figura 8-2 é um exemplo do diagrama de Harker para as rochas vulcânicas do Crater Lake / Mt Mozama.
178 A primeira coisa que alguém pode perceber na Figura 8-2 é que as rochas do Crater Lake amarram um importante significado no limite composicional (a partir dos basaltos para os riolitos) e existe um trend analisado para a variação de cada um dos óxidos maiores. Certamente seria necessário um estudo considerável da tabela dos resultados analíticos antes que alguém pudesse reconhecer estes trends. O diagrama torna isto obvio. É claro que existe alguma dispersão, devido a uma combinação de erros analíticos e o tipo de variação que é encontrada geralmente na natureza. Raramente na geologia os dados caem exatamente numa perfeita linha ou curva. Apesar disso, os trends na Figura 8-2 são claramente marcados. As curvas têm sido desenhadas para os trends de cada óxido para um melhor encaixe para os dados.
Figura 8-2: Diagrama de variação de Harker para 310 rochas vulcânicas analisadas no Crater Lake (Monte Mozama), Oregon Cascades. Dados copilados por Rick Conry.
Os trends aplainados fortemente sugerem que as lavas do Crater Lake estão geneticamente relacionadas de algum modo a algum processo que está trabalhando, talvez na câmara magmática superficial, causando uma variação contínua. Os magmas primários – primary magmas são aqueles derivados diretamente a partir da fusão parcial de alguma fonte, e não tem característica que refletem os efeitos de uma diferenciação subseqüente. Estes magmas têm experimentado alguma forma de diferenciação química ao longo dos trends, na Figura 8-2 são referidos como magma envolvido – involved magma ou magma derivado – derivate magma, onde o magma primitivo é o mais encontrado nesta área e assim supomos que os outros magmas são derivados. Harker (1909) propôs que o SiO2 aumenta constantemente com a evolução magmática e usado como abscissa para indicar a extensão da evolução. O magma com um baixo conteúdo de sílica na Figura 8-2 é aceito como o magma parental. É comumente impossível, embora, demonstrar conclusivamente que se trata do magma primário, porque ele também pode ter envolvido durante a ascensão (ver Secção 10.4). Embora nós não possamos observar diretamente a dinâmica da câmara magmática, nós podemos obter uma considerável visão para dentro do processo através do estudo das características químicas de vários produtos do sistema ígneo natural, tais como o Crater Lake ou a Série Intrusiva de Tuolumme discutida no Capítulo 04, etc. Um
179 teste é feito para determinar se os trends químicos e/ou mineralógicos são constituídos por algum processo, tais como fixação do cristal, mistura de magmas, assimilação da parede da rocha, etc. Nos Capítulos 06 e 07, nós tivemos a oportunidade de observar a maneira na qual o líquido varia em composição assim que os minerais são formados durante o resfriamento de qualquer sistema experimental simples. Se os cristais são removidos a partir de uma fusão, o processo é chamado de cristalização fracional – fractional crystallization (ou fracionamento do cristal – crystal fractionation), e a composição do sistema do líquido permanecente segue a linha de descida do líquido – liquid line of descent usualmente ao longo das curvas cotéticas em direção a composição do líquido de temperatura – mínima, como explicado e traçado em alguns dos diagramas de fase experimentais no capítulo anterior. Para muitos neste século, em grande parte devido a influência de N. L. Bowen, os petrólogos tem considerado a cristalização fracional a ser um método predominante pelo qual o magma diferencia – differentiate magma, ou muda de campos ou de composição na natureza. Se tal processo fosse aplicado para as rochas do Crater Lake, nós poderíamos imaginar uma câmara magmática numa profundeza diante da área, no qual minerais recém formados foram separados do magma (provavelmente por afundamento) e o líquido envolvido escapa periodicamente para a superfície, formando cones, fluxos e os piroclásticos na área. Vamos assumir por enquanto que a cristalização fracional é responsável pelos trends apresentados na Figura 8-2. Nós podemos relacionar os trends observados a uma seqüência razoável dos minerais extraídos? O decaimento em MnO, FeO* e CaO e o aumento em SiO 2 é consistente com a remoção dos recentes formando plagioclásio mais olivina e/ou piroxênio a partir do resfriamento do líquido. O MnO e o FeO* são incorporados para dentro dos minerais máficos tipicamente recém formados. O CaO pode ter sido removido tanto por um plagioclásio cálcico, um clinopiroxênio ou ambos. O aparente aumento em Na2O e K2O são artefatos da necessidade que a análise deve ter um total de 100%. Como os outros são removidos quaisquer elementos que não sejam incorporados dentro da fase de cristalização estão conservados ou concentrados no líquido posterior. Estes elementos não necessariamente aumentam em qualquer sentido absoluto, eles apenas compõe uma enorme proporção do líquido permanente. Por exemplo, imagine que você possui um pacote contendo um numero igual de doces vermelhos e verdes. se você prefere os doces vermelhos e comer um por um dos doces vermelhos a proporção de doces verde aumenta em comparação aos doces vermelhos com o tempo. Se você não adicionar mais doces vermelhos ocorre um aumento gradual na proporção de 50% até 95%. Na base da porcentagem, parece que os doces verdes têm aumentado, enquanto que eles atualmente têm decaído na base absoluta (porque você comeu 01 dos 10 doces vermelhos). O fato de que a analise deve ser 100% e o efeito que isto tem na aparência dos trends no diagrama de variação é referido como um problema de fechamento – closure problem, e ele têm sido discutidos em detalhes por Chayes (1964). O aumento nos trends de Na2O e K2O na Figura 8-2 sugere que o componente albita em qualquer plagioclásio que tenha se formado e arranjado estava baixo e aquele feldspato potássico também não se forma ou estava muito pouco. Embora o problema de fechamento nos diga que os alcalinos e os outros componentes que aumentam com a indução magnética progressiva não precisam ser adicionados para aumentar a porcentagem, ele não os impede de serem adicionados através de um processo de assimilação ou mistura. A curva Al2O3 apresenta um interessante trend. Primeiro ele aumenta, e então decai. Devido a este aumento continuo do CaO, nós podemos reconhecer estes trends pela especulação de que o clinopiroxênio foi removido recentemente, retirando o Ca mas não o Al, e então o plagioclásio começou a se cristalizar posteriormente, removendo ambos o Ca e o Al. Alguns geólogos acreditam que o diagrama de Harker demonstra amplamente um processo de fracionamento do cristal. Quando fazemos as analises dos processos ígneos baseados no diagrama de variação, embora, nós devemos ser cautelosos na distinção das observações e interpretações. Somente então nós podemos estar esclarecidos do que seja interpretativo e então, provavelmente, explorar as suposições no quais as interpretações estão baseadas. A interpretação que relaciona os trends para um processo de fracionamento do cristal assume que esta analise representam um tipo de lava consangüínea (lava que possui um antecessor comum) de uma erupção da câmara diante do vulcão em vários estágios da evolução progressiva. Esta suposição é aceita, mas não provada, pela região próxima e associação temporal das rochas. Nossas interpretações avançadas assumem que o
180 conteúdo de sílica esta relacionado com o processo evolucionário de tal maneira que a porcentagem em peso do SiO2 aumenta assim que o magma é envolvido. Reconhecendo estas suposições, você pode retornar para os dados químicos, ou até mesmo para a petrografia ou o campo e avaliar com clareza as suposições e interpretações. Por exemplo, se um processo de fracionamento do cristal for o mesmo responsável pelos trends, se deve ter cuidado se o porfirítico ou grãos grosseiros das rochas estão incluídos, devido a estas rochas poderem ainda incluir minerais que devem ter sido recentemente removidos pelo fracionamento. No caso das rochas porfiríticas, eles podem incluir alguns minerais recém formados e não outros, se talvez, a densidade do mineral controlar o processo de separação dos fenocristais (afundamento). Algumas rochas firíticas altamente podem conter fenocristais acumulados, assim que eles são arrumados a partir de níveis elevados. Tais rochas seriam plotadas fora da linha de descida do liquido verdadeiro e o encaixe no diagrama de Harker pode aprimorar se estas rochas são excluídas. Os fenocristais dos minerais que são inferidos a serem fracionados devem também ser encontrados em algumas lavas ou serem mostrado por experimentos que estão na fase estava no sistema magmático em questão. Os trends no diagrama de variação devem também estar consistentes com a linha de descida do liquido cotético experimental. Assim, as rochas mais envolvidas devem ser mais novas do que as menos envolvidas. Pode isto ser substanciado no campo? Se não, como o modelo deve ser amenizado? Da mesma forma, os trends devem estar amenizados para uma situação quantitativa baseado na extração em proporções especificas de minerais que são naturalmente, experimentalmente, como nós devemos pouco discutir. Em qualquer sistema, incluindo camadas de intrusões máficas (onde se pode documentar o processo de fracionamento na Figura 12-12) e algumas séries vulcânicas, o conteúdo de sílica não aumenta durante a maioria do processo de diferenciação. Em tais casos índice diferente deve ser usado, para um processo particular nos mais sensíveis. A Tabela 8-4 lista alguns parâmetros químicos que tem sido aplicado por vários trabalhos como uma medida de diferenciação progressiva para algumas províncias ígneas. A maioria dos índices é baseada nos elementos maiores, mas o numero de elemento traço não estão também incorporados dentro da fase de cristalização recente e assim concentrados nas fusões recentes. A elevada precisão das técnicas analíticas modernas tem conduzido alguns trabalhos a optarem alguns destes elementos traço, tais como Zr, Th ou Ce, como índices de diferenciação.
Tabela 8-4: Alguns Índices de Diferenciação Proposto na Literatura.
Qualquer um dos índices na Tabela 8-4 pode ser usado na abscissa no diagrama bivariante se o objetivo é documentar a evolução magmática na série ígnea. Devido a diferentes sistemas envolvidos de maneira diferente, um não pode ser esperado como um único parâmetro, tais como as porcentagens de peso do SiO 2, para trabalhar igualmente também em todos eles. Alguns podem trabalhar melhor do que outros através de uma área em particular, ou alguns podem ser mais sensíveis num particular estagio de evolução. Por exemplo, os índices baseados no raio do Mg/Fe são mais efetivos nas recentes evoluções dos sistemas máficos (onde o SiO2 pouco varia), enquanto que os parâmetros mais alcalinos geralmente trabalham melhor nos últimos estagio s da evolução ígneas.
181 O diagrama de variação é extremamente útil, tanto na descrição como na base das interpretações, mas ele deve ser usado como apenas o primeiro passo no sentido de uma interpretação rigorosa. Como devemos ver no Capítulo 11, o fracionamento do cristal não é o único método pelo qual o magma se diferencia. A riqueza dos recentes dados geoquímicos, de fato, sugere que a cristalização fracional pode não ser o principal processo pela subducção relativa a evolução do magma, tais como no Crater Lake. Conrey (1999), em sua revisão dos dados químicos extensivos, concluiu que, embora a cristalização fracional possa ser importante no final do espectro primitivo, a mistura do magma máfico (fusão do manto) e magma silicático (fusão da crosta) são os processos dominantes na evolução da subducção relativa da série do magma. Nós devemos discutir a evolução da subducção relativa do magma mais completamente nos capítulos 16 e 17. Adicionalmente, o processo de diferenciação pode não ser restrito para uma única câmara magmática superficial, o qual é meramente o último local de residência do magma ascendente. Novos refluxos do magma parental máfico a partir de uma fonte profunda podem alterar ou até mesmo reverter, alguns dos trends. Avaliando os vários processos que podemos ser responsáveis pelo aparente trend evolucionário numa província ígnea particular é um importante e difícil trabalho e os trends químicos são os métodos principais pelo qual tentamos distinguir e os documenta-los. O diagrama de variação funciona melhor quando designado cuidadosamente para testar um especifica hipótese. Devido alguns processos poder estar contribuindo para a evolução da série magmática, alguns tipos de diagrama de variação podem ser empregados para analisar o mesmo dado. Cuidadosas observações do diagrama de variação pode assim prover benefícios que nós focamos em detalhes nos dados. Por exemplo, a curva aguçada do Al2O3 na Figura 8-2 pode simplesmente ser um resultado de um encaixe matemático da curva para dados que estão abertamente espalhados no final do conteúdo de baixa sílica. Podemos querer analisar rochas com mais baixo conteúdo de sílica e observar cuidadosamente o rolamento de minerais de Al para promover uma melhor construção na curva. O intervalo entre 62% a 66% de SiO2 é também provocativo. Isto é um simples acidente na amostragem ou é real? Se citado, por quê? Estava simplesmente num período quiescente durante este estágio da evolução magmática, resultando na erupção de colunas de lavas existe alguma razão para o desenvolvimento mineralógico e porque as rochas não representativas existem a partir deste intervalo? Baseado em mais de 350 análises do Crater Lake, Bacon e Druitt (1988) encontraram um similar intervalo nas analises rochas completas, mas perceberam que a composição do vidro preenchia este intervalo e mostrava um espectro mais continuo. Assim o intervalo das rochas totais pode estar numa descontinuidade no conteúdo de cristal (os minerais máficos são mais ricos em cristais do que os minerais félsicos) o qual, Bacon e Druitt (1988) propuseram, refletindo um período de recarga na câmara magmática, durante as raras erupções. Por outro lado, os vulcões com um conteúdo de SiO 2 entre as porcentagens de 48% e 58% são menos comuns do que os basaltos (<48%) e os traquitos riolitos (>58%) em algumas áreas de subducção vulcânica relativa, não apenas no Crater Lake. Estes intervalos composicionais na série vulcânica é comumente chamado de intervalo Daly (Reginald Daly). O intervalo pode ser mais aparente do que real, refletindo a dinâmica da cristalização fracional e as fases envolvidas. A aparência abrupta nos minerais de oxido, por exemplo, pode causar na linha de descida do líquido através do intervalo Daly em termos de conteúdo de SiO 2 com somente uma quantidade menor de fracionamento. Quando o índice de fracionamento ou outro do que o SiO 2 é usado, o intervalo é comumente desnecessário. Se a mistura do magma é responsável pelos trends nos mais envolvidos no final do espectro da série de magmas de subducção relativa, o intervalo Daly pode ser facilmente explicado pela simples noção de que os magmas mais próximos para a mistura dos membros finais estão aparentando serem mais comuns do que a misturas intermediárias. No sentido de ter um significado interpretativo, o diagrama de variação são os melhores restringidos por uma localidade ígnea ou de alguma maneira o conjunto de bordas dos centros ígneos que ainda estão aparentemente relacionados ao mesmo processo. O termo província petrogenetica – province petrogenetic (ou província petrográfica) é comumente usado para se referir s uma região geográfica na quais as rochas ígneas são relacionadas ao tempo e espaço e são presumidos a terem uma gênese comum. O alvo deste termo é propositadamente deixado de maneira vaga: um único vulcão é considerado geralmente como um conjunto restrito, mas ele pode atingir a partir de fenômenos específicos como o Crater Lake para os arcos vulcânicos High Cascade, o Oregon High Lava Plateu para o arco vulcânico jurássico a oeste dos EUA.
182 8.5.2 Plotagem Triangular: O Diagrama AFM Um dos mais comuns diagramas de variação triangular usado pelos petrólogos ígneos é o diagrama AFM (Figura 8-3), onde A (alcalinos: Na2O + K2O). F (FeO + Fe2O3) e M (MgO) plotam nos cantos do triângulo. O diagrama AFM usado pelo petrólogos ígneos não devem ser confundidos com o diferente diagrama AFM usado pelos petrólogos metamórficos (Capítulo 24). Os diagramas ígneos AFM são geralmente colocados na base da porcentagem de peso, mas eles também podem ser criados nas bases catiônicas. Note que o diagrama AFM conta atualmente os quatro elementos de cátion, e que as relativas proporções de Na e K estão obscuras devido às convicções (ou expectativa) de que o total conteúdo alcalino é mais informativo do que também para aqueles separados. A Figura 8-3 inclui dados de ambas as intrusões máficas do Crater Lake e Skaergard a oeste da Groenlândia (Seção 12.2.3). Também aqui, os trends são considerados, e os trends da Groenlândia e Skaergard são claramente distinguidos. Lembre-se que a partir do diagrama de fase do sistema da olivina (Figura 6-10) para os minerais mais máficos Mg/Fe está elevado na fase sólida do que na fusão coexistente. A remoção do sólido pela cristalização fracional esvaziam assim preferencialmente o MgO a partir da fusão e o enriquece em FeO, um trend evidente nos dados de Skaergard. Os alcalinos são enriquecidos tipicamente em líquido, e somente entram para uma fase sólida no ultimo estagio de cristalização. Nós podemos assim reconhecer a curva de evolução no diagrama AFM. O magma parental, se presente, está mais próximo do canto MgO. Note que, embora os trends de Skaergard mostrem um pronunciado enriquecimento de Fe nos estágios recentes da evolução magmática, o trend de Crater Lake não apresenta. Nós iremos discutir a diferença no Capitulo 16.
Figura 8-3: Diagrama AFM para os vulcões de Crater Lake (dados da Figura 8-2) e a intrusão de Skaergard, E. Groenlândia.
8.6 O Uso do Diagrama de Variação para Modelar a Evolução Magmática Tão distantes das nossas interpretações do diagrama de variação tenham sido inferidas e qualitativas. Nós temos visto minerais capazes de extrair certos componentes que podem produzir o aumento ou decaimento nos trends evolucionários no diagrama de evolução. Uma valorização mais satisfatória seria quantificar o processo evolucionário e testar os minerais propostos para ver se eles mesmos produzem os padrões observados. Os dois métodos são comumente empregados para avaliar o efeito do fracionamento mineral usando o diagrama de variação para as suítes magmáticas. O primeiro método, chamado de raio dos elementos de Pearce – Pearce elements ratios (PER), usa a inclinação da variação dos trends baseados no fracionamento estequiométrico dos minerais. O segundo método é de longe o mais rigoroso e de aproximação variada: um modelado direto da massa-balança que pode ser feita graficamente ou por um computador. Esta última aproximação é distante do mais simples uso do diagrama de variação e de modelos sofisticados tem sido desenvolvido. 8.6.1 Raios dos Elementos de Pearce (PER) Um método para o uso dos dados químicos para indicar fases extraídas foi proposto por Pearce (1968). Este método é inteiramente empírico e usa os raios dos elementos para testar as hipóteses do fracionamento mineral no conjunto das analises cogeneticas. As técnicas envolvidas na plotagem do diagrama bivariante do raio de certos elementos, designados para testar a cristalização fracional de um mineral em particular ou dos minerais. O
183 denominador do raio é o mesmo para ambos os eixos e é usualmente o único elemento (mas podendo ser mais) não contido no fracionamento dos minerais, conservando assim um na fusão permanente. Isto minimiza o problema de fechamento discutido acima. Os numerados são combinações lineares dos elementos que refletem a estequiometria do proposto fracionamento de um ou mais minerais. Devido à maioria dos minerais terem claramente uma simples estequiometria, a separação de um mineral em especifico ira remover certos elementos a partir da fusão permanecente na proporção que eles estão contidos no mineral, deixando assim, uma impressão da estequiometria na variação química nas séries das fusões permanentes que eventualmente comprimem a suíte das rochas. Os trends num apropriado diagrama dos elementos de Pearce tem uma inclinação que dá uma indicação imediata e quantitativa do mineral ou minerais que podem tem fracionado e assim controlado a variação química no conjunto. Por exemplo, a olivina (Fe/Mg)2/Si no raio atômico 2/1, logo o fracionamento da olivina remove (Fe + Mg)/Si a partir da fusão permanecente naquela proporção, definindo um trend com inclinação de +2 na plotagem do (Fe + Mg)/K como ordenada vs. Si/K como abscissa (nas bases atômicas) de líquidos derivados. Tanto os elementos quanto os óxidos podem ser usados no diagrama de elementos de Pearce, assim como na proporção molecular usada e não nas porcentagens de peso. A Figura 8-4 é uma plotagem de 0,5 (Fe + Mg)/K para um conjunto de magmas basálticos do Hawaii. Devido ao componente máfico estar divido em dois na Figura 8-4, a inclinação de 1,0 não de 2,0, estaria concordando com o fracionamento da olivina. Note que os dois conjuntos possui uma original distinção dos raios (Fe + Mg)/Si, logos eles plotam com um inclinação de 1,0, suportando a noção de fracionamento da olivina dentro de cada conjunto.
Figura 8-4: Diagrama dos Elementos de Pearce de 0,5 (Fe + Mg)/K vs. Si/K para duas suítes de magmas picritico do Hawaii.
O raio dos elementos de Pearce não prova que um mineral em particular é fracionado ou mesmo que a cristalização fracional esta em andamento. Eles meramente indicam o estado da não composição química das suítes das lavas é consistente com tais processos. O raio dos elementos de Pearce é estritamente empírico e pode melhor estar na exclusão minerais na extração no que durante o seu provimento. Quando o padrão dos pontos não conforma na inclinação que se espera a partir do fracionamento de um mineral provem uma convincente evidencia negativa de que a suíte magmática não é resultado do fracionamento daquele mineral. Se os dados plotados num premeditado trend, então os dados são compatíveis com a hipótese do fracionamento do mineral, mas de novo, não provam nada. Como um exemplo mais complexo da aplicação do raio dos elementos de Pearce, nós voltamos para um ouro conjunto de basaltos eruptivos no Hawaii originados do Kilauea de 1967 a 1968 (Nicholas, 1990). Neste conjunto o Ti, K e P parecem estarem conservados, tais estes como Ti/k e P/k permanecem essencialmente constante para os conjuntos de analises. Isto sugere que o conjunto de rochas é geneticamente correlacionado, devido a eles terem estes raios consistentes. A Figura 8-5 é um conjunto do diagrama de quatro elementos de Pearce para as rochas vulcânicas do Kilauea. A figura 8-5ª é uma similar plotagem da Figura 8-4 (com exceção dos máficos que estão envolvidos). A inclinação 02 está assim compatível com o fracionamento da olivina. Mesmo nos picritos, (círculos claros) caem em tais linhas, mas os basaltos podem cair na linha com uma inclinação mais superficial. Isto sugere que o outro mineral está fracionado ao longo ao invés da olivina.
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Figura 8-5: Diagrama dos Elementos de Pearce para os basaltos (círculos escuros) e picritos (círculos claros) durante a erupção do Kilauea, Hawaii, ente Novembro de 1967 e Agosto de 1968.
A Figura 8-5b é um diagrama dos elementos de Pearce designados para testar a partir do fracionamento do plagioclásio. Na anortita, o raio do Ca para o Si é 1:2. Na albita o raio do Na para o Si é 1:3. Se plotassemos Ca/K vs. Si/K, uma inclinação de 0,5 estaria compatível com o fracionamento da anortita. Pela plotagem 2ca/k vs. Si/K, uma inclinação de 01 estaria então compatível. Devido a composição do plagioclásio também variar com o processo de fracionamento, logo seria o raio Ca/Si do plagioclásio, a linearidade num diagrama de 2Ca/K vs. Si/K estaria perdida e resultaria numa curva. Se nós plotarmos 3Na/K vs. Si/K uma inclinação de 1 também resultante se a albita fosse fracionada, então se nós plotarmos agora (2Ca + 3Na)/K vs. Si/K a inclinação de 1 seria resultante se qualquer composição de plagioclásio entre anortita pura e albita pura estivessem sidos fracionadas. Isto tem sido feito na Figura 8-5b. As linhas pontilhadas com uma inclinação de 1 se encaixam aproximadamente nos dados do basalto, significa que eles são compatíveis com o fracionamento do plagioclásio. Os dados atuais uma leve inclinação superficial do que a linha, sugerindo que algumas outras fases também são fracionadas. Os picritos têm uma inclinação de zero, sugerindo que não há fracionamento de plagioclásio neles. A figura 8-5c é uma combinação da Figura 8-5a e da Figura 8-5b. Uma linha vertical é compatível somente com o fracionamento do plagioclásio (sem mudança no Fe e Mg) e uma linha horizontal com somente o fracionamento máfico (sem mudança no Ca ou Na). A inclinação não vertical nos basaltos sugere que uma fase máfica está fracionada com o plagioclásio nos basaltos, devido as Fe e Mg estarem extintos. Isto se repete no processo Ca-Na descrito acima para uma variação estequiométrica do plagioclásio, mas inclui a estequiometria da olivina (Fe + Mg)/Si para criar um combinado parâmetro (0,5(Fe + MgO) + 2Ca + 3Na)/K que deve variar no raio de 1:1 com Si/K se alguma combinação da anortita, albita e olvina forem removidas. A Figura 8-5d é compatível com tais processos para ambos os dados do basalto e picrito. Isto sugere que a olivina fracionada com o plagioclásio nos basaltos, pois o piroxênio removeria 0,5(Fe + Mg) vs. Si no raio de 2;1 do que no raio de 1:1.
185 Os raios dos elementos de Pearce e o diagrama resultante é uma maneira de criticamente valorizar os minerais que podem ser fracionados para relacionar com o conjunto de lavas cogeneticas. Os raios que podem ser plotados são limitados somente pela estequiometria dos minerais e pela ingenuidade do pesquisador. O leitor deve estar atento, contudo, que algumas técnicas envolvendo a correlação do raio podem ser mal interpretadas. Como apontado por Chaynes (1971), Butler (1982, 1986) e Rollinson (1993), mesmo quando um conjunto de variáveis apresenta nenhuma correlação (os raios daquelas variáveis com os componentes em comum tendem a serem correlacionados, às vezes altamente correlacionados) em ouras palavras, devido ao denominador ser o mesmo em ambos, abscissa e ordenada do diagrama de PER, eles podem indicar um correlação onde nenhum mesmo existe. A aproximação da PER é uma boa maneira de testar esta hipótese e pode servir para eliminar hipóteses ruins, mas ele somente pode servir de suporte, não de prova, uma boa hipótese. Quando os dados estão disperso no diagrama do tipo Harker repentinamente se tornam linear no diagrama PER, e o não se deve pular para a conclusão que esta correlação necessariamente demonstra que um mineral em particular está fracionado. Ao contrário se deve tratar como uma sugestão a ser valorizada pelo uso de outros critérios texturais e químicos.
8.6.2 Modelos Gráficos e Matemáticos da Evolução Magmática Se alguns processos da evolução magmática são responsáveis pelos trends no diagrama de variação, nós devemos ser capazes de quantificar um modelo do processo pela subtração de alguns componentes que causam a fusão resultante a seguir o caminho dado. Os diagramas de variação, em particular os diagramas bivariantes, provem uma excelente base para estes modelos. Nesta seção eu devo apresentar a metodologia, com ênfase na analise gráfica do fracionamento do cristal. O método básico pelo qual um particular modelo da evolução do magma, tais como cristalização fracional é testado, é uma extensão do simples principio da alavanca, introduzido nos Capítulos 06 e 07 para determinar a proporção relativa das fases envolvidas no diagrama de fase experimental. Os princípios envolvidos são ilustrados na Figura 8-6, o qual apresenta cinco tipos diferentes de plotagem no diagrama de variação do tipo Harker, usando componentes hipotéticas X e Y (como também a porcentagem de peso ou de mol). Em todos os diagramas, P representa uma amostra parental, D é a amostra derivada. O S representa uma composição de peso do sólido removido a partir de um parente para produzir um líquido derivado (a “extração” do peso do mineral da Seção 7.1.1). A, B e C representam a composição dos minerais individuais que podem estar na extração. Na Figura 8-6a somente um único é formado (S) e é removido a partir do magma parente (P). Como discutido nos Capítulos 06 e 07, a composição da fusão sob menos S, deve mover-se diretamente a partir de S, assim S-P-D devem definir uma linha permanente. Uma fusão derivada da composição D pode ser formada quando S é suficientemente extraído da partir de P. O raio de D:S é prontamente calculado pelo principio da alavanca. D = SP S PD
(8-1)
onde SP é o comprimento da linha SP, etc. Desta forma a porcentagem de D e S são derivadas por: %D = 100SP/SD
(8-2)
e %S = PD/SD = 100 - %D
A Linha S-P-D é comumente chamada de linha de controle – control line para o mineral S. Na Figura 8-6b, os minerais (A e B) são removidos a partir de P para criar D. O peso do mineral extraído, S, deve cair em algum lugar na linha que conecta os dois minerais que os compõe. O S pode ser determinado pela extrapolação da linha D-P retornando para onde a linha atravessa A-B. Nós podemos determinar o raio A/B em S usando:
186
A = BS B AS
(8-3)
Uma Equação similar a 8-2 pode ser usada para representar os raios como porcentagens. Note que a Equação 8-1 e a Equação 8-3 (ou suas contrapartes em %) podem ser usadas em conjunto para determinar a quantidade relativa de todas as três fases D, A e B.
Figura 8-6: Diagramas de variação de componentes hipotéticos X e Y (ambos em % weight ou mol). P = pai, D = filho, S = solido extraido, A, B, C = possíveis fases sólidas extraídas. Para uma melhor explicação ver texto. (Ragland, 1989).
Na Figura 8-6c, três minerais (A, B e C) são extraídos. A extração do peso mineral, S, neste caso não pode ser unicamente determinada, pois a extrapolação da linha D-P que intercepta o triângulo ABC numa linha (a linha sólida na Figura 8-6c) deve cair nesta linha, mas nós não podemos determinar os raios A:B:C, tão pouco o raio S/D sem qualquer informação adicional. A Figura 8-6d representa uma seqüência – sequence de dois minerais extraídos a partir de P. Isto é uma analogia a situação do tipo eutético binário. O primeiro extrato do peso do mineral S 1 (mineral B) se cristaliza e é removido, conduzindo a fusão parental a partir do ponto P 1 diretamente para longe a partir de B na direção de P 2. Em P2, o mineral A se junta a B de tal maneira que o raio A/B na extração é igual à S 2. Agora a fusão naquele momento (P2) se move para fora diretamente para fora a partir de S 2 na direção da fusão derivada final D. A linha de descida do liquido resultante no diagrama de variação mostra um sutil dobramento em P 2 e não se trata de uma linha reta como nos casos anteriores que envolvem somente uma única extração do peso do mineral. Em qualquer ponto ao longo também do caminho, as proporções relativas das fases coexistentes podem ser determinadas usando a Equação 8-1 a 8-3. A Figura 8-6e ilustra o efeito da extração de uma solução sólida ou dois minerais nos qual o raio varia continuamente (tais como ocorreria com as curvas cotéticas). Neste caso, a extração do peso do mineral se move ao longo da linha a partir de B na direção de A. Como isto ocorre, a composição da fusão se move diretamente para fora a partir de uma transferência do ponto de extração do peso similar aqueles para o Al 2O, MgO e Na2O na Figura 8-6.
187
Tabela 8-5: Extração do Peso do Mineral requerida para a Evolução a partir de B para BA na Tabela 8-5.
Estes exemplos gráficos são as bases para as soluções rigorosas. Combinações complexas de seqüências minerais e soluções sólidas podem ser especificamente e matematicamente modeladas usando o computador pela extensão do tratamento. Nós podemos analisar os simples processos gráficos ou matemáticos na Figura 8-7. Se um número de fase fica entre três, o método matemático é de longe superior.
Figura 8-7: Conjunto de diagramas de Harker para a serie vulcânica calcio-alcalina da Tabela 8-5 (pontos pretos). de Ragland (1989).
A técnica descrita pode ser igualmente usada para modelar a acumulação de cristais – crystal acummulation. Neste caso D, na Figura 8-6 seria o magma parental inicial e P as rochas acumulativas formada pela adição de cristais acumulados S = A, B etc. A única maneira de dizer a diferença entre cristalização fracional – fractional melting poderia ser modelado com P parente, D a fusão extraída e S, A, B, etc. as assembléias dos sólidos deixados para trás. A assimilação das paredes das rochas e da mistura do magma pode também ser modelada, ou qualquer combinação dos processos. Modelos sotisficado de computadores têm sido desenvolvidos nos termos de únicos processos ou combinados. Como um exemplo de tratamento gráfico para a cristalização fracional o autor apresenta um tratamento gráfico desenvolvido por Ragland (1989) o qual, ao longo com Cox et. al (1979) deve ser consultado para promover uma assimilação dos métodos. O exemplo começa com uma suíte de rochas cogeneticas, perturbando, a partir do basalto para o riolito, partindo de uma típica subducção relacionada com o vulcanismo. As analises (selecionadas a partir de amostras <5% de fenocristais) são dados na Tabela 8-5.
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Estes dados são então plotados no conjunto do diagrama de Harker 8-7. As curvas aplainadas são instaladas nos trends para cada óxido. Note que as três curvas são lineares, três são curvados e duas mostram um máximo. Agora nos podemos proceder a analise destas rochas baseadas nas três suposições seguintes: 1. As rochas na Figura 8-7 são relacionadas umas com as outras através do processo de fracionamento do cristal; 2. Os trends na Figura 8-7 representam as linhas de descida do liquido; 3. O basalto é o magma parental a partir do qual os outros são derivados. Existem dois métodos para avaliar a hipótese de que a cristalização fracional é responsável pelos trends na Figura 8-7. Ambos envolvem analises de passos amplos a parti de cada tipo de rocha para a próxima que está mais envolvida. Isto evita a complexidade envolvida com a curva da linha descida do líquido e continuamente deslocando acima da linha de descida do líquido e continuamente deslocando a composição extraída que é requerida para produzi-los. Eles são encontrados especialmente com uma série de linhas retas que estão conectando as análises. Nós devemos fazer, isso apenas para os basaltos (o B na Tabela 8-5 e a Figura 8-7) para o incremento do andesito basáltico (BA) o qual deve bastar a ilustração proposta. O primeiro método é o mais geral. Ele assume que a porção representando B (aparente) deve cair nas linhas retas entre BA (a fusão derivada) e S (extração do peso do mineral), como amostrado na Figuras 8-6. Se quisermos achar S, então ela deve cair numa baixa extrapolação de SiO 2 da linha desenhada a partir de BA através de B. de todas as analises na Figura 8-7, três possuem correlação positiva com SiO2 no limite B-BA: Al2O3, Na2O e K2O. Se extrapolarmos as linhas a partir de trás de BA através de B para as composições mais primitivas, todos os três, eventualmente, estenderiam para zero. O K2O prova ser o valor limite neste exemplo, pois a linha BA + B extrapola pra zero do potássio na Figura 8-7, primeiro em 46,5 de SiO2 (linhas tracejadas), o elevado valor de sílica dos três. baixos valores de sílica a concentração de K2O no estrato seria negativa, o qual é claramente impossível para qualquer análise. Se assumirmos da próxima vez que não existe potássio na extração do peso do mineral (uma razoável suposição para o basalto), isto indica que 46,5% é a concentração de sílica para o nosso estrato. Usando uma linha vertical na Figura 8-7 em 46,5% de SiO2, nos podemos graficamente determinar as concentrações das curvas deles com estas linhas (círculos vazios na Figura 8-7). Uma aproximação mais acurada para este método é a matemática usada na Tabela 8-5 e a equação linear aplicada às variáveis químicas X e Y e as rochas 0,1 e 0,2:
(X2 – X1)/(Y2 – Y1) = (X1 – X0)/(Y1 – Y0)
(8-4)
Se nós fizermos os cálculos para 1 = B, 2 = BA e 0 = extração do peso do mineral (no qual a porcentagem do peso de K2O = 0) é substituído o X por SiO2 e o K2O por Y, nós podemos calcular X 0, o valor de SiO2 quando K2O = Y0 = 0 a partir da Tabela 8-5 nos temos:
(54,3 – 50,2)/((50,2 – X0)/(1,0 – 0), para o qual X0 = 46,5 peso% de SiO2 Se nós pegamos este valor para X0 nós podemos usar a Equação 8-4 para ter qualquer outro óxido com o Y0. Por exemplo, MgO (54,3 – 50,2) / (3,7 – 7,4) = (50,2 – 46,5) / (7,4 – Y0) para o qual Y0 = 10,8 peso% de MgO. Usando também a aproximação (gráfica ou matemática) para todos os óxidos maiores, nós temos a composição química para a extração do peso mineral reportado na Tabela 8-6. Note que todos os óxidos são positivos, exceto o K2O = 0, (com foi nosso objetivo). Neste ponto o calculo da norma se torna manual (coluna 02
189 da Tabela 8-6), então podemos expressar a composição química com uma mineralogia aproximada (nós podemos preferir entre o esquema da norma, tais como os de normas em elevadas pressões, se suspeitarmos de um profundo processo de fracionamento). Note que a olivina, o diopsídio e o plagioclásio dominam na extração de peso do mineral, o qual esta razoavelmente para a assembléia doa basaltos fenocristais. Pois esta é uma norma de cátion, a composição de plagioclásio = 100An/(an + ab) – An62, provavelmente um pouco mais baixo para o basalto (pelo qual o plagioclásio está usualmente no alcance de An70 para An85), mas está próximo. O componente hy pode não requer o clinopiroxênio (especialmente se ele é um pigeonito). Um método mais preciso pode ser empregado se existir uma assembléia de fenocristais associada ao basalto. Se a composição dos fenocristais tiver sido analisada pelo uso de microsonda, eles podem ser plotados no mesmo diagrama de variação como B e BA e usados para solucionar a linha de descida do líquido, tanto graficamente (como na Figura 8-6) ou matematicamente. Como estabelecido anteriormente, os trends na Figura 8-7 são somente considerados confiáveis exemplos de líquidos envolvidos se a rocha contiver poucos fenocristais. Assim somente exemplos com fenocristais <5% foram usados. Contudo, estes fenocristais agora são úteis. Digamos que nós tenhamos fenocristais de olivina, augita e plagioclásio no basalto B e somente poucos fenocristais de augita e plagioclásio no andesitico basáltico BA. A Figura 8-8 é um diagrama de variação criado por Ragland para este exemplo. Nele, B e BA são plotados ao longo com três composições de fenocristais. Para uma variedade, a composição tem sido recomposta por porcentagem molecular, mas isto não é necessário não. Usando peso% dos óxidos se trabalharia da mesma forma. Ragland combinou Fe + Mg para minimizar os erros associados com o estado de oxidação do Fe. O Na + K também foi combinado, pois eles são susceptíveis a alterações do subsolidus e os combinados podem servir para minimizar estes efeitos. É possível fazer isto somente com amos elementos que se comportem de maneira similar. No caso para ambas, K e Na, aumentam. Se fossemos modelar a passagem RD para R ao invés de B para BA, o Na decairia enquanto que o K aumentaria (Figura 8-7), deve-se evitar que eles sejam combinados.
Figura 8-8: Diagrama de variação na base do cátion para uma cristalização fracional da olivina, augita e plagioclásio para formar BA a partir B (Tabela 8-6). Ragland (1989)
Se você comparar as Figuras 6-6c e 8-8, você perceberá similaridades. A Figura 8-8 produz quatro triângulos (para o Al, Fe + Mg, Na + K e Ca) com quatro linhas no quais os valores possíveis para S, a extração do peso do mineral pode cair. Devido ao triângulo serem de tamanho e forma diferentes, eles não podem ser diretamente comparados. Se os quatro triângulos são convertidos para um triangulo eqüilátero no mesmo tamanho que o anterior.
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Figura 8-9: Triângulo eqüilátero mostra a solução para a extração do peso do mineral (área escura) melhor preenchida segundo o critério do diagrama de variação na Figura 8-8. Ragland (1989).
As quatro linhas de extração do sólido podem ser adicionadas a uma composição eqüilateral (Figura 8-9) pela notação da interseção de cada linha nos dois lados do triângulo que são os pedaços na Figura 8-8. por exemplo, na seção Al2O3 da Figura 8-8 os raios de comprimento da linha Py/PC e PX/PO definem a linha x-y sem qualquer forma no triângulo DOC. Idealmente, quando adicionamos no triângulo, as quatro linhas interceptam em pontos iguais para S, a extração do peso do mineral. Se eles não interceptarem no ponto, a área rodeada pela intersecção das linhas define a zona que contem S, o qual deve ser relativamente pequeno (escurecido na Figura 8-9). O raio da olivina, plagioclásio e augita podem ser então determinados a partir de S, usando o método descrito em associação com as Figuras 7-3 ou Figura 2-1. Este exemplo gráfico ilustra por qual processo de fracionamento pode ser modelado. O método gráfico é mais instrutivo, mas o processo matemático é mais eficiente para que eles se estendam para algumas fases e componentes em comum, e possa ser endereçada ao processo de combinação, tais como cristalização fracional, mistura de magmas ou por assimilação da parede da rocha (Bryan et al, 1969, Wright e Doherty, 1970; De Paolo, 1981; Nielsen 1990). Os métodos envolvem um melhor encaixe no nível mínimo dos minerais analisados para uma linha de regressão de analises sucessivas de lava. Deve-se tomar cuidado quando muitos processos simultâneos são considerados para mais de uma solução pode ser possível. Como os raios de elementos de Pearce, os modelos gráficos e numéricos provem um teste para as hipóteses, eliminando os efetivamente, mas eles não podem provar que um processo em particular estava operando. Quantidades posteriores aproximadas têm tentado modelar o equilíbrio da fusão do mineral baseada nos dados termodinâmicos extraídos a partir de dados de fusão experimental (ver Ghiorso, 198; Nielsen, 1990). Uma aproximação direcionada pode também ser empregada, usando o modelo para prever a linha de descida do líquido, o qual é então comparado com uma suíte natural.
8.7 Séries Magmáticas Nos já tínhamos visto no Capítulo 02 como a composição química pode ser usada para classificar e nomear as rochas ígneas individuais, um método em particular é útil para as rochas vulcânicas que podem ter minerais identificados. Os diferentes trends na Figura 8-3 para os dois conjuntos de amostra, Crater lake e Skaergard, cada um mostra uma clara continuidade, já distinta, a variação química que implica fortemente uma relação genética ou processo evolucionário. Isto é um convite para a tentativa de diferentes tipos de classificação química, uma que distingue famílias inteiras de magmas. (e rochas resultantes). Um grupo de rochas que dividem as mesmas características químicas (e provavelmente a mineralogia) e apresenta um padrão consistente no diagrama de variação, sugerindo uma relação genética pode ser referida na série de magma – magma série. Termos sinônimos incluem associação, linhagem, tipo de magma e clã. O conceito de que rochas ígneas caem dentro do de grupos distintos e que cada grupo tem alguma passagem nas características evolucionárias a partir de um único tipo de magma parental através das séries de tipos envolvidos de derivados mais silicáticos, foi proposto primeiro por Iddings (1892). Ele reconheceu a natureza química desta distinção e propôs que todas as rochas ígneas caíam tanto da série alcalina – alkaline quanto da série
191 subalcalina – subalkaline. A distinção inicial da maioria do grupo foi feita no campo da base do modo de ocorrência e características mineralógicas. Harker (1909) dividiu os limites do vulcanismo oceânico no Cenozóico em seções como a do “Atlântico” (Alcalinos) e Pacifico (subalcalinos). A partir de um memorável texto biográfico publicado em Isle Mull na Escócia em 1924 (por Bailey et. al., 1924) reconheceu varias intrusões do Eoceno e lavar originadas do centro Hebrides caiam dentro de dois grupos, o “Planalto das Séries de Magmas – Plateau Magma Series” (alcalinos e a “Principal Série de Magma – Main Magma Serie” (subalcalinas). Kennedy (1993) considerou estes dois tipos com sendo mundialmente o alvo e propôs os tipos de magma “toleítico – tholeiitic” (Planalto ou subalcalina) e “olivina basáltica” (Principal ou alcalina). Os basaltos, com sua elevada temperatura de líquido, são considerados a serem o magma parental a partir do qual os mais envolvidos tipos nas séries são derivados. Bowen (1928) reforçou bastante este conceito dando uma enorme ajuda na sua divulgação e sob enormes influencias dele, o processo de fracionamento de cristais foi aceito como processo dominante pelo qual várias series se envolviam. Como mencionado acima, existe razão para duvidar que a cristalização fracional é o único processo da evolução magmática e pode até mesmo não ser dominante, deixando a mistura ou assimilação em alguns tipos de magmatismo. Embora alguma série fosse distinguida no campo e nas características mineralógicas, as características químicas e a influencia foram igualmente obvias particularmente o conteúdo silicáticos e a da alcalinidade, pois estas características eram distintas durante a serie. A influencia do conteúdo de sílica e dos alcalinos são refletidos nos nomes das duas originais maiores series. Rochas alcalinas são ricas em alkalis e são comumente saturada em sílica para sub-saturada, enquanto que as rochas subalcalinas as saturadas em sílicas para supersaturadas.
Figura 8-10: (a) Plotagem do CaO (círculos sólidos) e Na2O + K2O) (círculos abertos) Vs. SiO2 para os dados Crater Lake usados nas Figuras 8-2 e 8-3. Peacock (1931) usou o valor de SiO2 no qual as duas curvas atravessam como seu “índice de alcalina-lime” (linhas tracejadas). (b) Índice de saturação de alumina (Shand, 1972) com analises de rochas para graníticas aluminosas em Achala Batholith, Argentina (Lira e Kirschbaum).
Se as séries são mesmo única, elas devem ser distinguidas pelos seus padrões evolucionários no diagrama de variação, o qual também pode permitir dessa maneira uma analise dos processos evolucionários. Peacock (1931) usou a plotagem do CaO e (Na2O + K2O) vs. SiO2 (Figura 8-10a) para de alguma forma arbitrária distinguir as
192 quatro classes químicas, baseadas num único parâmetro, o “índice de alkalis-lime” (o peso% SiO2 no qual o aumento da curva alcalina encontra o decaimento da curva do CaO no diagrama de Harker). Ele chamou as classes: Alcalinas (índice de alcalinas - lime <51), alcalinas-calcicas (51-56), cálcio-alcalino (56-61) e calcico (>61). Note que os dados Crater Lake na Figura 8-10a produz com um índice de alcalina - lime de ~58, indicando que a série e calcico-alcalina. Shand (1927) grupou as rochas ígneas baseado no seu molar total dos alcalinos vs. o conteúdo de alumínio para também as per alcalinas – peralkaline [Al2O3 <(Na2O + K2O)], per aluminosas – peraluminous [Al2O3 >(CaO + Na2O + K2O)] e meta aluminosas – metaluminous [Al2O3 <(CaO + Na2O + K2O) mas Al2O3 > (Na2O + K2O)], uma classificação que é muito útil para a maioria das muitas rochas felsicas (Figura 8-10b). O raio molar da alcalina-alumina (Na2O + K2O)/Al2O3, é chamado de índice de per alcalinidade – peralkalinity index. O termo agpaitico – agpaitic tem sido usado como sinônimo para os per alcalinos (e o índice agpaitico ou coeficiente, foi inicialmente proposto, indicando a mesma coisa como índice de per alcalinidade). Mais recentemente, contudo, a característica agpaitico das rochas alcalinas é considerada parâmetros mineralógicos e químicos, tais com Ca, Ba, Sr, Rb e Cs, o qual pode ser substituído por NA e K em alguns minerais alcalinos silicáticos e a IUGS agora recomenda que as rochas agpaiticas sejam restritamente para uma classe especifica de sienitos nefelinos per alcalinos caracterizados pela complexidade dos minerais de Zr e Ti (ver Sorensen, 1974, 1997). Desde desse trabalho pioneiro, inúmeros trabalhos tem tentado identificar e classificar a serie de magmas baseados nas características químicas. Outras séries forma proposta, baseadas, entre outras coisas, no tipo alcalino dominante. Alguns destes termos foram consideradas verdadeiras series de magma, enquanto que outros serviam mas como descrição das características químicas das rochas ígneas ou província. Tais diferentes aplicações do mesmo termo conduziam a uma confusão. A maioria dos trabalhos continua reconhecendo Iddings (1892) das duas séries originais, alcalinas e subalcalinas e aceitar que as subalcalinas podem desta maneira ser subdivididas dentro das séries toleítica – tholeiitic e cálcio-alcalinas – calç-alcaline. Diante disto, existe menos concordância no que constituem a serie ou como elas são distinguidas.
Figura 8-11: Diagrama mostrando o total de alcalinos vs sílica pára as rochas alcalinas (círculos Hawaii. MacDonald (1968).
abertos) e subalcalinas no
Em 1971, Irvine e Baragar tentaram sistematizar o crescimento da diversidade da nomenclatura das rochas magmáticas e das series e recomendaram uma classificação o Conselho Nacional de Pesquisa no Canadá. Usando uma composição com elementos maiores e as normas de Barth-Niggli (cátion), eles tentaram provar uma classificação razoável da serie de magma e dos métodos pelos quais eles poderiam ser distinguidos. Eles aceitaram a serie alcalina e subalcalina original e a subdivisão da serie subalcalina dentro da serie toleítica e cálcio-alcalina. Eles também reconheceram a série per alcalina – peralkaline serie baseado no conteúdo de alumínio, com definido
193 acima, embora seja menos comum. Eles também provaram uma definição química para os nomes das rochas convencionais (como parte da serie), mas devido aos envoltórios com a classificação química pela IUGS apresentada no Capítulo 02, nos devemos desconsiderar este aspecto do trabalho. As series alcalinas e subalcalinas são distinguidas no seu total em alcalina vs. sílica no diagrama na Figura 8-11. Neste diagrama, as rochas alcalinas plotam distintamente acima e as rochas subalcalinas abaixo da linha que dividem escolhidas por MacDonald (1968) e Irvine e Baragar (1971). A Figura 8-12a é o tetraedro Ne-Di-Fo-Qtz, chamado de tetraedro do basalto – basalt tetrahedron, pois ele é baste útil na caracterização dos basaltos. O plano Di-Ab-Em é chamado de plano de saturação de sílica – plane of sílica saturation, pois para a sua direita, o polimorfo da sílica está estável (indicando uma supersaturação), enquanto que a esquerda da fase da olivina de sílica subsaturada é estável sem o polimorfo da sílica (ver Figuras 612 e 7-4).
Figura 8-12: À esquerda: tetraedro do basalto (após Yoder e Tilley, 1962). À direita: a base do tetraedro do basalto usando o cátion de minerais normativos, com composições de rochas subalcalinas (preto) a partir da Figura 8-11, projetado do Cpx. Irvine e Baragar (1971).
O plano Di-Ab-Fo é chamado de plano crítico de supersaturação de sílica – critical plane of sílica e para a esquerda do plano muita sílica supersaturada nos feldspatoides no mineral nefelina está estável. A Figura 8-12b é à base do tetraedro Ne-Fo-Qtz (compare com a Figura 7-14, qual possui anortita ao invés da albita). As rochas alcalinas e subalcalinas quando plotados neste diagrama usando os minerais normativos (cátion) ne, ol e q são distinguidos pela divisão da linha amostrada (proposto por Irvine e Baragar, 1971). Esta linha está próxima do plano da sílica subsaturada. Rochas alcalinas plotam à esquerda do plano e são as sílica subsaturadas. Estas duas são distintas, pelo menos em baixas pressões, devido à divisão térmica – thermal divide ao longo da linha Ab-Ol (ver a Figura 8-13) que os líquidos impedem assim estes atravessam a linha de resfriamento. Especialmente liquido que estão no flanco desta divisão de descida a partir do resfriamento envolvendo tanto na direção a sílica saturada quanto dos alcalinos e da sílica subsaturada eutética. Rochas subalcalinas pode ser o rolamento da olivina e o rolamento do quartzo, dependendo de qual lado do plano da saturação em sílica ocupe. A seqüência evolucionária mais comum nas series basálticas começa como os basaltos da olivinas alcalinas e procede através dos traquibasaltos e traquiandesitos pra tracritos ou fonolitos (ver Figura 2-4). A seqüência mais comum para a série subalcalina é a mais conhecida família do basalto → andesito → dacito → riolito.
194
Figura 8-13: Divisão térmica com composição de albita no sistema Ne-Q.
As séries subalcalinas formam em seguida subdivisões dentro das séries toleíticas e cálcio-alcalinas por Tilley (1950). Embora estas duas subdivisões não possam ser distinguidas tanto no diagrama alcalino-silica ou no ne-ol-q (para contrariar a tentativa de Peacock), eles fizerem plotagem em pontos distintos no diagrama AFM (Figura 8-14 e na plotagem do Al2O3 vs a normativa composicional do plagioclásio (cátion) (Figura 8-15).
Figura 8-14: O diagrama AFM mostrando uma distinção entre as tochas toleíticas selecionadas a partir de Iceland, a Cadeia Meso-Oceânica, Columbia River Basalts, e Hawaii (círculos sólidos) mais as rochas cálcio-alcalinas do vulcão Cascade (círculos abertos). Irvine e Baragar (1971)
Se você comparar as Figuras 8-13 e 8-14, nós veremos que o trend Sakaergard é claramente toleítico e o trend do Crater Lake e cálcio-alcalino. Ambas as séries progridem ao longo do trend basáltico-andesitico-daciticoriolitico, mas existem diferenças mineralógicas e químicas entre as duas séries que estão mais evidentes para as composições intermediárias. Irvine e Baragar (1971) acharam impossível distinguir consistentemente os membros mais silicosos das duas séries, pois eles convergem depois da passagem diferente de enriquecimento em metal que caracteriza o estagio intermediário. Nós iremos investigar estes trends mais precisamente nos Capítulos 14 e 16.
Figura 8-15: Plotagem de peso% Al2O3 vs conteúdo anortita de plagioclásio normativos. Mostrando distinção entre a serie toleítica e cálcio-alcalinos. Irvine e Baragar (1971).
195 Irvine e Baragar (1971) dividiram as series alcalina dentro de uma série sódica – sodic e potássica – potassic, e Middlesmost (1975) recomendou o adicionamento da série em elevados K também (Figura 8-16). O termo permanece, tais como peraluminosa, metaluminosa, etc., embora eles possam ser ainda mostrados para caracterizar algumas séries distintas de magmas, são úteis como termos descritivos quando alguma característica química é enfatizada para uma rocha ígnea ou província em particular (como na Seção 18.1).
Figura 8-16: Diagrama do peso% K2O vs. Na2O subdividindo as séries de magmas alcalinos dentro de Elevados –K-, K- e da série sub-Na. Middlemost (1975).
Embora as séries de magma alcalinas, toleíticas e calcio-alcalinas dominem a historia dos processos ígneos da Terra, os tipos transicionais podem ser encontrados. Diagramas como das Figuras 8-11 a 8-17 sugerem uma clara separação dos tipos de séries, mas quando dados adicionais são colocados, a distinção se torna mesmo clara. A Figura 8-17 é uma plotagem de mais de 41.000 analises das rochas ígneas copiladas a partir da literatura no digrama alcalino vs. sílica, tais como usados na Figura 8-11 para distinguir a série de magma principal alcalina e subalcalina. Alem de perceber as rochas subalcalinas são mais comuns do que as alcalinas, nós vemos que o intervalo proposto separa estas duas séries dominantes. De fato, uma concentração modesta das analises cai na porção limite de Irvine e Baragar (1971).
Figura 8-17: Plotagem de mais de 41.000 analises de rochas ígneas no diagrama de alcalinos vs. sílica. A linha que divide os alcalinos/subalcalinos divide a linha de Irvine e Baragar é incluída. Lêmaitre (1976)
196 Em adição, as séries mais comumente aceitas são definidas quando todo o magma é acomodado ou até mesmo toda a série do magma, particularmente entre elevadas rochas alcalinas variadas do interior da crosta continental (Capítulo 19). Assim, toda a classificação dentro da série de magma pode ser útil, e está longe de ser perfeita. As classificações, com seus convenientes “pigeon-holes”, são comumente difíceis de aplicar na natureza. A classificação também focaliza nossa atenção para as similaridades, quando indivíduos diferentes podem ser igualmente importantes, se não mais tão. Embora os basaltos de Mauna Kea, o Columbia River Plateau e o MidAtlantic Ridge são todos toleíticos, isto não significa que eles tenham uma origem idêntica, uma química ou mesmo passagem evolucionária. Com isto em mente, ainda é conveniente usar as três séries principais do magma (pelo menos). No sentido de alguma forma distinguir gradualmente em tempos, um numero significante de magmas caem dentro de umas destas séries. Cada série é caracterizada por um basalto parental e mostra uma seqüência de magmas derivados que seguem a linha de descida do liquido a partir do parental. Isto no conduz a conclusão de que deve existir uma importante física e química que controlam o desenvolvimento de um numero primário e derivado de magmas. A procura por padrões e correlações, contudo geral, é uma aproximação cientifica fundamental e os padrões são representados pelas séries de magmas são reais, ou até mesmo se eles não são universais. Estes padrões devem refletir algum processo básico da Terra que não nos permitir ter uma vista panorâmica. Se você olhar o conjunto tectônico de varias séries na Tabela 8-7, nós acharemos algumas outras correlações.
Tabela 8-7: Série de Magma num Especifico Conjunto Tectônico de Placa
Primeiro, os magmas cálcio-alcalinos são essencialmente restritos a subducção relativa ao processo de placa tectônica. Isto deve carregar algum significado cogenético e irá certamente ser o fator de qualquer modelo para a gênese de subducção da zona do magma (Capítulos 16 e 17). Reconhecendo as características na composição da antiga rocha vulcânica pode ajudar a determinar a armação tectônica e auxiliar na interpretação histórica da área. Segundo, magmas toleíticos é praticamente um tipo exclusivo de magma associado com os limites divergentes. Embora, algumas rochas alcalinas são encontradas, elas têm um papel subordinado, usualmente no estagio inicia do rifting continental.: isto também, deve prover alguma dica útil da gênese do magma de cadeias meso-oceânicas (Capítulo 13). Séries de magmas são importantes para o nosso entendimento da petrogenes ígnea. Mais cedo eu perguntei uma questão básica como nos primeiro observaríamos o espectro de uma rocha ígnea que ocorre na Terra. Dada à diversidade que nós observamos, eles todos derivam a partir de um único primitivo parente por uma variedade de métodos diversificados ou existem alguns parentes cada qual na sua própria linhagem de diversificação do produto? Pareceria que o segunda caso citado e que pelo menos existem três séries magmas principais e provavelmente alguns outros menores. Continuaremos investigar a desenvolver este tema no Capítulo 12 a 20 como veremos as maiores provincias de tipos ígneos.
197 Capítulo 9
Petrologia Química 2 - Elementos Traço e Isótopos
Os elementos traço e os isótopos têm inúmeras utilidades nas geociências. No capítulo anterior, nós discutimos maneiras em que os elementos maiores poderiam ser usados para classificar as rochas e testar as hipóteses com o foco na origem e evolução dos sistemas magmáticos. Pois diferentes fases selecionadamente incorporam e exclui elementos traço com uma maior seletividade do que ele faz os elementos maiores, os elementos traço são muito mais sensíveis ao processo de fracionamento ígneo. Como resultado, o sistema original de fusão e seus processos evolucionários podem normalmente ser mais bem compelidos usando elementos traço. Seria uma forma proibidamente cansativa e cara analisar para todos os elementos traço nas rochas ou nas amostras de mineral. Experimentos têm mostrado que alguns são em particular úteis na petrologia, embora novas aplicações estejam sendo continuamente encontradas. Os elementos traço são classificados com base no seu comportamento geoquímico. Entre os elementos traços mais úteis estão os metais de transição – transition metals (Sc, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu e Zn), os lantanídeos (mais comumente chamado de elementos terra raras – rare earth elements, ou REE), e Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Hf, Ta, Pb, Th e U. Ao contrário dos elementos traço, no qual se fraciona com base na afinidade química para várias, os isótopos de qualquer elemento particular pode somente fracionar com base nas diferentes massas. A distribuição pode também resultar a partir do decaimento radioativo a partir de elementos que quimicamente são fracionados em qualquer tempo em particular. Os isótopos podem promover colocando obstáculos, incluindo alguns temporários, na historia dos sistemas das rochas.
9.1 Distribuição de Elementos Como discutido no Capítulo 1, diferentes elementos têm diferentes afinidades para específicos sítios cristalográficos ou outros ambientes físico-químicos no qual residem. Por exemplo, como nós temos visto nos últimos três capítulos, o potássio tende a estar concentrado nas ultimas fusões, enquanto o magnésio é usualmente concentrado nos minerais recém-firmados durante a cristalização de fusão. Embora a maioria de nós esteja familiarizada com os elementos maiores, os elementos traço são tipicamente estranhos. Como nós podemos entender e prever seu comportamento? Em adição para as sua classificação dos elementos dentro dos tipos de siderofilo (preferindo um nativo estado metálico), calcofilito (preferindo uma fase sulfidica), e litofilito (preferindo uma fase silicatica), apresentados no Capítulo 1, Goldschmidt (1937) também avançam para algumas regras simples para uma predição qualitativa das afinidades dos elementos traço baseados somente no raio iônico e na valência: 1. Dois íons com o mesmo raio e mesma Valencia devem entrar na solução sólida em quantidades proporcionais a suas concentrações. Em outras palavras, eles devem se comportar do mesmo modo. Usando esta regra, um pode prever a afinidade geral para alguns elementos traço por analogia com o elemento maior com similaridades na carga e no raio. Este tipo de substituição é freqüentemente chamado de camuflagem – camouflage. Por exemplo, o Rb pode ser esperado se comportar assim como o K, e concentrar em feldspatos K, micas e fusões desenvolvidas. O Ni, por outro lado, deve se comportar como o Mg e se concentrar em olivina, e outros minerais máficos recém formados. 2. Se dois íons têm um raio similar e a mesma valência, o íon menor é preferencialmente incorporado dentro do sólido sobre o líquido. Pois, o Mg é menor do que o Fe que deve ser preferido nos sólidos, como comparados com os líquidos. Isto é claramente demonstrado pela notação do raio do Mg/Fe em olivinas vs. Liquido no sistema Fo-Fa.
198 3. Se dois íons têm raios similares, mas diferente valência, o íon com elevadas cargas é mais preferencialmente incorporados dentro do sólido sobre o líquido. Assim Cr+3 e o Ti+4 estão quase sempre preferidos nos sólidos quando comparados aos líquidos. A aproximação de Goldschmidt é preferencialmente simplista, e tem algumas exceções. A substituição dos elementos traço para os elementos maiores requer não somente similaridade nos raios e nas valências, mas eletronegatividade também, um fator que afeta as características de ligamento dos íons do mineral, e foram supervisionados por Goldschmidt (ver Ahrens, 1953; Ringwood, 1955; e Whittaker, 1967). A afinidade real do íon tem muita a ver com os efeitos do campo do cristal com a configuração da casca de valência do elétron assim como eles se relacionam com a eletricidade e a geometria energética da prospectiva dos sítios mineralógicos. Tais aproximações têm sido bastante proveitosas, mas está além do escopo deste texto (para discussão, ver Hernderson, 1982). A aproximação de Goldschmidt, contudo falha, tem a atração da simplicidade, e ela supri nossa proposta presente. Praticamente todos os elementos distribuídos por eles mesmos de forma desigual entre qualquer uma das duas fases. Este efeito é conhecido como fracionamento químico – chemical fractionation. Por exemplo, note que o Ca/Na é sempre maior nos plagioclásio do que em fusões coexistentes na Figura 6-8, e o Mg/Fe é sempre maior nas olivinas do que nas fusões coexistentes na Figura 6-10. No Capítulo 27, quando nós aplicamos a termodinâmica para o equilíbrio mineral de maneira quantitativa, nós devemos ver que a distribuição de um elemento entre qualquer uma das duas fases em equilíbrio numa temperatura em particular, pressão e limites de composição, está fixada, e pode ser expressa usando uma “constante de equilíbrio”, K. Se a reação entre duas fases tais como sólido e líquido, é uma reação de troca de qualquer componente i: i(líquido) ↔ i(sólido)
(9-1)
Nós podemos definir uma constante de distribuição empírica e simples – distribution Constant, KD como: KD = Xisólido / Xilíquido
(9-2)
Onde Xi é a fração molar do componente i (o equivalente molar da Equação 6-3) no sólido ou na fase líquida. Logo que as concentrações dos componentes estão relativamente diluídas, KD = C S / C L
(9-3)
Onde CS e CL são as concentrações dos elementos traço no sólido e no liquido, respectivamente (em ppm ou por peso%). KD, embora qualitativamente previsível, é determinado empiricamente, e as Equações 9-2 e 9-3 simplesmente atestam que um componente tema tendência de ser distribuído em fases coexistentes em equilíbrio de maneira consistente e reprodutiva. Quando referido aos elementos traço, KD é normalmente recolocado pelo D, e é chamado de coeficiente de distribuição – distribution coefficient, ou coeficiente de partição – partition coefficient. Os coeficientes de distribuição podem ser compilados pela medida da concentração dos elementos traço nos vidros e nos constituintes dos minerais coexistentes a partir da execução dos experimentos (ou a partir do equilíbrio dos pares da matriz/fenocristais nas rochas vulcânicas naturais), como tem sido feito na Tabela 9-1 para um número de elementos traço útil, como eles devem particionar eles mesmos entre os minerais mais comuns e uma fusão basáltica para andesítica. Os coeficientes de distribuição na Tabela 9-1 devem ser considerados somente aproximações, devido a eles variarem junto à temperatura, pressão (somente um pouco), e composição da fusão (freqüentemente considerada).
199 Alguns coeficientes de distribuição variam na ordem de um a dois da magnitude entre as composições basálticas e rioliticas. Note que os elementos maiores não se fracionam extremamente, então os valores dos elementos maiores KD entre fases comuns são usualmente dentro da ordem de magnitude de 1.0 K D valores para os elementos traço, por outro lado, pode o limite acima de algumas ordens de magnitude (note, por exemplo, o limite dos valores de D na coluna da granada da tabela 9-1). Como resultado, os elementos traço podem variar sensivelmente para os processos de distribuição e fracionamento. Por convenção, elementos traço incompatíveis – incompatible trace elements estão mais concentrados nas fusões do que nos sólidos, e KD (ou D), como definido pela Equação (9-3), é consideravelmente menor do que os outros. Elementos traço compatíveis – compatible trace elements estão concentrados nos sólidos e KD (ou D) >>1. Isto é claro, depende dos minerais envolvidos, como nós podemos ver a partir da Tabela 9-1, mas nós comumente padronizamos para minerais do manto (ou minerais mantélicos, olivina, piroxênio, e talvez granadas). Dos elementos maiores, então, Mg e Fe são referidos geralmente como compatíveis, enquanto que K e Na são incompatíveis. Elementos incompatíveis são comumente subdivididos dentre de dois subgrupos baseados no raio de valência pata o raio iônico. Os menores, de cargas elevadas campo de força alto – high field strength (HFS) elementos incluem o REE, Th, U, Ce, Pb +4, Zr, Hf, Ti, Nb, e Ta. O campo de força baixo litofilo de íon largo – large ion lithophile (LIL) elementos (K, Rb, Cs, Ba, Pb+2, Sr, Eu+2) são geralmente considerados a serem mais móveis, em particular se a fase de fluido está envolvida. Pequenos elementos de baixa valência são usualmente compatíveis, incluindo os elementos traço Ni, Cr, Cu, W, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, e Au. Para uma rocha, nós podemos determinar os coeficientes de distribuição para qualquer elemento i pelo calculo da distribuição de cada mineral que comprime a rocha. O resultado é chamado de coeficiente d edistribuição do peso – bulk distribution coefficient, Di é definido pela equação: Di = ∑WADAi
(9-4)
Onde WA é a fração peso do mineral A na rocha, e DAi é a distribuição do coeficiente para o elemento i no mineral A. Por exemplo, se nós pegarmos hipoteticamente uma granada lhezorlita, contendo 60% de olivina, 25% de ortopiroxênio, 10%clinopiroxênio, e 5% de granada (todos pelo peso, não pelo volume como na moda), o coeficiente de distribuição do peso para o érbio, usando os dados na Tabela 9-1, é: DEr = (0,6 x 0,026) + (0,25 x 0,23) + (0,10 x 0,583) + (0,05 x 4,7) = 0,366
Perceba como o coeficiente de distribuição para o mineral que esta muito diferente partindo dos outros (especialmente se ele estiver muito elevado) pode significativamente afetar o coeficiente de distribuição do peso para um elemento. Neste caso, a granada, englobando somente 5% de peridotito, causando o coeficiente de distribuição do peso a ser maior do que 0 3, quando 60% da rocha contêm olivina, com o coeficiente de distribuição de somente 0,013. Em seguida considere a fusão parcial deste peridotito. Apenas conforme na Tabela 9-1, nós podemos prontamente ver que o Rb (calculado DRb = 0,016), Sr (DSr = 0,025), Ba (DBa = 0,008), e o REE são elementos incompatíveis para os típicos minerais do manto ou minerais mantélicos, e estão concentrados na fusão, enquanto Ni (DNi = 10,4) e Cr (DCr = 6,39) são compatíveis, e permanecem principalmente nos sólidos residuais de peridotitos. Da mesma forma, o fracionamento do cristal de um magma basáltico aumenta com o enriquecimento do Rb e de outros incompatíveis nos líquidos posteriores, enquanto o Ni e os compatíveis serão seletivamente removidos dentro dos cristais de olivina ou piroxênio. Mais uma vez, como resultado dos valores mais extremos de D para alguns elementos traço como comparados com os elementos maiores, os efeitos do fracionamento e da concentração serão muito maiores para os elementos traço, assim eles promoverão uma melhor medida dos processos fusão parcial e cristalização. Além disso, os elementos traços que estão fortemente particionados dentro de um único mineral podem prover uma sensível medida da quantidade de minerais que têm se cristalizado de modo fracional,
200 provendo que as análises estão disponíveis para uma suíte cogenética das rochas (representando um limite de composições do líquido desenvolvido via cristalização fracional). Por exemplo, a Figura 9-1a é um típico diagrama de Harker de Ni vs. SiO2 para a suíte vulcânica do Crater Lake. A queda abrupta de Ni abaixo de 55% de SiO2 indica que o fracionamento do cristal de olivina ocorreu acima deste intervalo (note que o elevado valor de D para o Ni na olivina na Tabela 9-1). A perda em MgO acima de 55% de SiO2 na Figura 8-2 deve ter sido causado pela remoção de alguns outros minerais ou por algum outro processo do que a cristalização fracional. Note também que a variação dos limites de Ni a partir de 250ppm para essencialmente zero, ou duas ordens de magnitude.
Tabela 9-1: Coeficientes de Partição (CS/CL) para alguns Elementos Traços usados comumente em Rochas Andesíticas e Basálticas.
Figura 9-1: Diagramas de Harker de (a) Ni vs. SiO2 e (b) Zr vs. SiO2 para as suítes das rochas vulcânicas do Crater Lake na Figura 8-2.
De maneira oposta, os elementos traços com um muito pequeno valor de Di são preferencialmente concentrados no líquido e irá refletir a proporção do líquido num dado estado de cristalização ou fusão, devido à variedade de concentrações inversas com a quantidade de líquido diluído. A plotagem de Zr vs. SiO 2 na Figura 9-1b é uma ilustração. Alguns relativamente simples, mas úteis, modelos quantitativos têm sido desenvolvido no qual se
201 pode tratar múltiplas fases de fracionamento e várias cristalizações ou esquemas de fusões usando uma variedade de elementos traços. Nós devemos discutir alguns deste em seguida.
9.2 Modelos para os Processos de Fusão-Sólida 9.2.1 Fusão em Grupos – Batch Melting O modelo mais simples para um processo em equilíbrio envolvendo um sólido e um líquido é o modelo de fusão em grupo – batch melting. Neste modelo, a fusão permanece em equilíbrio com o sólido, até certo ponto, talvez quando ele atinge alguma quantidade critica, ele é liberado e se move numa direção acima como num sistema independente. Shaw (1970) derivado da seguinte equação para modelar a fusão de grupo: CL ----C0
1 = ------------------Di + F * (1 – D)
Fusão de Grupo
(9-5)
Figura 9-2: Variação na concentração relativa dos elementos traço no liquido vs. rocha fonte como uma função de D e a função fundida, usando a Equação (9-5) para o equilíbrio da fusão de grupo.
Onde CO é a concentração dos elementos traço na assembléia original antes que a fusão comece, e F é a fração do peso na fusão produzida [ = fusão / (fusão + rocha)]. A Figura 9-2 mostra uma variação em CL/ CO com F para os vários valores de Di usando a Equação (9-5). Alguns petrológos consideram valores de F maior do que 0,4 a ser um valor não razoável para a fusão de grupo no manto, devido a tais grandes quantidades de fusões poderem separar e ascender antes que os elevados valores sejam atingidos. Quando Di = 1 existe (por definição) nenhum fracionamento, e a concentração dos elementos traços em questão é a mesma para ambos líquido e fonte (então a linha horizontal em D i = 1 na Figura 9-2). As concentrações dos elementos traços variam mais à medida que Di deriva progressivamente a partir de 1. Isto é particularmente verdadeiro para pequenos valores de F (baixo grau de fusão parcial) e para elementos de elevada incompatibilidade (Di <<1). Tais elementos incompatíveis se tornam grandemente concentrados numa pequena fração inicial de uma fusão produzida a partir de uma fusão parcial, e subseqüentemente se tornando mais diluída assim que F decai. Naturalmente, assim que F se aproxima de 1, a concentração de todos os elementos traço no líquido deve ser idêntica aquela da rocha fonte, devido a ela estar essencialmente toda fundida. Isto pode ser mostrado na Equação (9-5), para, com a aproximação de F para 1, a Equação (9-5) se torna:
202 CL = 1 com F→1 CO
(9-6a)
Por outro lado, com F se aproximando de zero, a Equação (9-5) se reduz para: CL = 1 com F→0 CO Di
(9-6b)
Assim se nós sabemos a concentração de elementos traço no magma (C L) derivado por um pequeno grau de fusão do grupo, e nós conhecemos Di nós podemos usar a Equação (9-6b) para estimar a concentração daquele elemento na região da fonte (CO). Isto pode prover uma informação valiosa na deformação e caracterização da região da fonte de magma natural. A aproximação para um único valor de D i em largos limites de F para qual esta técnica pode ser aplicada. Note também que na Figura 9-2 aquele limite na concentração para elementos traços altamente incompatíveis pode ser considerada. A Equação (9-6) nos mostra que este limite não deve exceder 1/ Di. Por exemplo, em referencia a curva para Di = 0,1 na Figura 9-2 CL/CO para os nossos elementos traços hipotéticos variarem a partir de 1 para 10 (um na ordem de magnitude), o qual é 1/ D i. No diagrama de variação de Harker, logo, a variação em alguns elementos traços pode variar em muito por 1/ Di, o qual pode estar em três ordens de magnitude se Di = 0,001. Como pode ser visto na Figura 8-1, os elementos maiores tendem a variar por uma única ordem de magnitude ou menos. Isto implica que se nós conhecemos a concentração de elementos muito incompatíveis tanto no magma quanto na rocha fonte, nós podemos determinar a fração da fusão parcial produzida. Isto é outra maneira útil no qual os elementos traços podem ser usados para avaliar os processos de fusões em profundidade. _______________________________________________________________________________________ Exemplo Resolvido 1: Fusão de Grupo Suponha uma rocha fonte gabroica com uma moda de 51% de plagioclásio, 33% de clinopiroxênio, e 18% de olivina passando por uma fusão de grupo. Nós podemos usar a Equação (9-6) da fusão de grupo para calcular CL/CO para o Rb e Sr com valores de F = 0,05, 0,1, 0,15, 0,2, 0,3, 0,4, 0,5, 0,6, 0,7, 0,8, e 0,9. Em seguida nós plotarmos CL/CO vs. F para cada um (no mesmo gráfico), conectando os ponto de cada um com uma linha. O primeiro passo é calcular DRb e DSr, mas primeiro nós devemos converter a moda (%volume) para a fração peso. Para fazer isto, nós devemos multiplicar cada porcentagem do volume pela densidade, para termos uma base do peso, e então normalizar para 1,0. Baseado em algumas densidades estimadas (g/cm 3), isto pode ser feito como mostrado na tabela 9-2. A moda está em cm3, então multiplicando cada um pela densidade nos dá a proporção do peso. Se nós tivermos o somatório das porcentagens de peso (=303,9) nós podemos normalizar as proporções do peso para frações do peso multiplicando cada um (1,0/303,9).
Tabela 9-2: Conversão a partir da Moda para a Porcentagem em Peso.
Usando os dados na tabela 9-1, nós usamos a equação (9-5) para resolver os coeficientes de distribuição do peso tanto para o Rb e o Sr: DRb = (0,45 x 0,071) + (0,37 x 0,031) + (0,18 x 0,010) = 0,045 DSr = (0,45 x 1,830) + (0,37 x 0,060) + (0,18 x 0,014) = 0,838
203 A partir dos valores para D acima, está claro que o Rb incompatível e o Sr, por causa do plagioclásio, está somente levemente tão (mas não próximo da unidade). Em seguida nós podemos usar a equação da fusão de grupo na planilha para calcular CL/CO para vários valores de F dados acima. A planilha que realiza isto está presente na Tabela 9-3. Os números em negritos são os dados coletados, as outras colunas foram calculadas usando a equação de fusão de grupo (Equação 9-5). Em seguida eu destaquei as três primeiras colunas de dados numéricos (F e CL/CO para ambos os elementos), e assim o gráfico é facilmente plotado e facilmente reproduzido na Figura 9-3.
Tabela 9-3: Modelo de Fracionamento Batch
A partir da Figura 9-3 está claro que o elemento incompatível Rb está fortemente concentrado nas pequenas recentes proporções (baixo F). Ele provém uma sensível medida do progresso de cristalização fracional, pelo menos até que metade da rocha seja fundida. Devido a DSr está próximo de 1, o raio, Rb/Sr, vs. F é o mesmo para Rb sozinho (a última coluna na Tabela 9-3). Qualquer raio de elementos incompatíveis para elementos compatíveis deve então estar sensível ao grau de fusão parcial (pelo menos nos últimos estágios). Di para os elementos compatíveis é muito pequeno, os raios variam. Mais uma vez, note que elementos altamente incompatíveis são fortemente particionados a partir da rocha fonte, e estão concentrados nas fusões recentes. Com o progresso das fusões, o fracionamento é menos extremo, devido aos outros elementos estarem gradualmente adicionados às fusões e diluírem os já existentes elementos incompatíveis. Esta fusão com alta variação do raio de Rb/Sr pode sr derivada a partir de uma fonte com os raios fixos de Rb/Sr e é de grande interesse nos estudos isotópicos, e irá será discutido mais detalhadamente na Seção 9.7.2.2.
Nossa experiência com sistemas ternários experimentais no capítulo 7 nos diz que isto não é real esperar que os raios dos minerais nos resíduos sólidos permanecessem constantes através dos processos de fusões. Em particular, nós podemos esperar que o raio mude com o progresso das fusões, e uma seqüência de minerais irão se formar e serão consumidos também, até que a fusão seja completada. Nós podemos aplicar a Equação (9-5) repetidamente para tratar a fusão como incremento de F, com cada incremento com uma mineralogia de diferentes valores de Di. Tais modelos são chamados de fusão incremental de grupo – incremental batch melting. Se os incrementos são poucos, pode ser feito prontamente na mão ou na planilha, mas se os incrementos são mais contínuos, um programa de computador é muito melhor. As Figuras 9-2e 9-3 mostram que um modelo é mais sensível para Di para baixos valores de F, então eles são mais importantes para trabalhar com pequenos incrementos nesta área. Acima de F = 0,4, os incrementos não precisam ser finamente ajustados, com as fusões dos grupos neste limite variam menos, e não são razoáveis de qualquer maneira.
204
Figura 9-3: Mudança na concentração de Rb e Sr nas fusões derivadas pelo processo de fusão do grupo de rochas basálticas constituídas por plagioclásio, augita, e olivina.
9.2.2 Fracionamento Rayleigh Como um segundo modelo, nós retornamos para um modelo idealizado para o fracionamento do cristal. Se todos os cristais que são formados permanecem em equilíbrio com a fusão, a equação da fusão de grupo (Equação 95) seria aplicada, devido ao processo de equilíbrio ser reversível. A única diferença seria que F seria a proporção de líquido permanecente após a extração, não a quantidade formada pela fusão. Tal cristalização em equilíbrio pode não ser provável, exceto talvez em elevadas viscosidade de fusões silicosas onde o conjunto de cristais é impedido. Este modelo para a perfeita cristalização fracional continua em reservatórios fechados (tais como na câmara magmática) é chamado de fracionamento Rayleigh – Rayleigh fractionation após a equação Rayleigh que é usada como modelo. Nesta situação, os cristais formados e acumulados, presumidamente no chão da câmara magmática, e estando essencialmente removidos e isolados a partir do favorecimento da reação com o liquido continuo. Usando tal modelo, a concentração de alguns elementos no líquido residual, CL, é:
CL = F(Di – 1) CO
Fracionamento Rayleigh do Cristal
(9-8)
Onde CO é agora a concentração nos elementos no magma original, e F é a fração da fusão permanecente após a remoção dos cristais que são formados. A equação Rayleigh pode também ser aplicada para os processos de fusões. Um perfeito modelo de fusão fracional, ou fusão fracional de Rayleigh – Rayleigh fractional melting, é:
CL = 1= (1 – F)(1/ Di – 1) CO Di
Fusão Fracional de Rayleigh
(9-9)
Onde F é a fração da fusão produzida. Remoção de todos os pequenos incrementos da fusão, contudo, não é considerado um processo provável, devido ser muito difícil extrair pequenas quantidades de fusões a partir da fonte. Como mencionado no Capítulo 4, as fusões iniciais ocupam um espaço intergranular na rocha e é adsorbido para as superfícies dos grãos. Algumas quantidades críticas de fusões é provavelmente requeridas antes que as fusões possam ser extraídas. Outros modelos são usados para analisar a mistura de magmas, assimilação da parede da rocha, zonas de refinamento, e combinação de alguns processos (ver Cox et al., 1979 para uma revisão). Estes modelos são capazes de uma previsão e analises da distribuição dos elementos traços para uma variedade de processos ígneos. Usando este modelo e coeficientes de partição publicados, nós podemos não somente avaliar a os processos de cristalização e fusão, mas ocasionalmente identificar mineral específico envolvido, e compelindo a área fonte de algumas fusões.
205 9.3 Os Elementos Terras Raras: Um Grupo Especial de Elementos Traço Os elementos Terras Raras REE, as séries a partir dos lantânios para o lutécio (números atômicos 57-71), são membros do Grupo IIIA da tabela periódica. Todos eles têm propriedades químicas e físicas similares, causando a eles a se comportarem como uma série coerente (a “série do lantanídeos”). Todos eles têm um estado de oxidação 3+, como uma regra, e seus raios atômicos decaem prontamente com o crescimento do numero atômico (chamado de concentração de lantanídeos – lanthanide concetraction). O decaimento do raio atômico causa aos pesados REE a serem favorecidos na maioria dos sólidos acima do liquido coexistente (Regra Nº2 de Goldschmidt), logo alguns fracionamento ocorrem dentro da série. Devido ao efeito dos campos dos cristais, o fracionamento para alguns minerais é mais considerável do que para outros. Isto pode estar mais claro a partir dos valores para Di na Tabela 9-1. Note que o plagioclásio, por exemplo, é insensível para os efeitos do raio iônico, enquanto que a granada é fortemente favorável para os elementos pesados Terras Raras (HREE). Este leve fracionamento, comumente em minerais específicos, numa outra série coerente faz com os REE seja uma ferramenta valiosa para os petrológos. Existem duas exceções para a norma de valência 3+ para os REE. Em baixos valores de fugacidade do oxigênio (ƒO2), o Eu pode ter uma valência de 2+, e Eu2+>Eu3+ para um limite comum de ƒO2 nos sistemas ígneos. O Eu2+ é substituído pelo Ca no plagioclásio (mas é muito grande para ocorrer no clinopiroxênio ou a maioria das fases de rolamento do Ca). Assim DEu2+ para o plagioclásio é desordenadamente elevado para as séries REE (Tabela 9-1). Sobre condições de oxidação o Ce pode também ter uma valência de 4+. Os REE são usualmente tratados como um grupo, e o diagrama de REE são plotados na concentração como a ordenada (eixo-y) contra o aumento do numero atômico, logo que o grau de compatibilidade aumenta a partir da esquerda para direita através do diagrama. Todos os 15 REE são raros, se alguma vez, determinados, mas os trends são distintos quando usados entre 9 a 10. Uma direta plotagem da concentração vs. número atômico a partir da irregularidade, ou efeito “dente-de-tubarão” Oddo-Harkins, segundo o qual os átomos com o mesmo número atômico são mais abundantes dos que as suas imediatas vizinhanças com a adição do numero atômico (Figura 1-6). O efeito é eliminado pela normalização, ou divisão da concentração de cada REE pela concentração do mesmo REE no padrão. Pesadamente, não existe nenhum padrão (se você verá), mas o mais comum usado são aqueles que da estimativa do manto primordial ou concentração de meteorito condrito. Como discutido no Capítulo 1, os condritos são considerados por alguns a serem amostras a menos alteradas que descem a partir da nebula solar primordial, então provavelmente se aproximam da composição química da Terra recente. Normalizando um padrão de condritos não somente elimina o efeito de Oddo-Harkins, mas o diagrama REE resultante pode também ser comparado diretamente com os valores da Terra primordial. A tabela 9-4 lista uma média de concentrações de CI nos meteoritos condritos daqueles REE na tabela 9-1. Para uma excelente discussão dos vários esquemas de normalização, ver Rollinson (1993, pp 142-148). Algumas confusões podem resultar quando as concentrações REE ou os raios são reportados, devido a alguns valores poderem ser normalizados enquanto que outros não são. Uma boa prática é usar o subscrito N para valores normalizados, e para expressar uma normalização usada em particular.
Tabela 9-4: Concentração de REE selecionado nos Condritos de Meteoritos de C-1 (em ppm)
Os diagramas REE são comumente usados para analisar a petrogênese ígnea, e nós devemos ver alguns nos capítulos seguintes. Antes de nós fazermos, seria bastante útil saber como interpretá-los. Para nos ajudar a fazer isto, vamos usar os dados das Tabelas 9-1 e 9-4 para criar um diagrama REE para os magmas em alguns modelos que nós já temos considerado.
206 __________________________________________________________________________________________ Exemplo Resolvido 2: Diagrama REE Considere uma granada lherzolita, para a qual nós calculamos o coeficiente de distribuição usando a Equação (9-4), acima. Vamos aplicar o modelo de fusão de grupo (Equação 9-5) para obtermos CL/ CO para cada um dos REE na Tabela 9-1 em F = 0.05, 0.1, 0.2, 0.4 e 0.6 (fundido de 5-60%). Nós devemos assumir CO para o manto presente ser o mesmo para o manto primordial, no qual, um após o outro, podem ser aproximados para o condrito CI. A partir disto nós podemos calcular CL e criar um diagrama para as fusões pela plotagem CL/ condrito como ordenada vs. o número atômico para cada REE na abscissa. Dado um modelo de condrito, a Equação (9-5) se torna CL = Ccondrito/ [DREE(1 – F) + F] para cada REE. Uma planilha nos ajuda para quantidade em excesso do trabalho em criar este diagrama de REE. A planilha apresentada na Tabela 9-5 possui os dados a partir da tabela 9-1 nos limites da célula com contornos fortes a partir de A16 para G25, e dados a partir da Tabela 9-4 nos limites das células com contornos fortes a partir de A3 para C11. A linha 26 tema porcentagem de peso de cada mineral no lherzolito, a qual completa os dados colocados para o problema. Usando a porcentagem mineral mais sos valores individuais D, podemos calcular Di para cada elemento usando Equação (9-4). Estes resultados estão nas colunas H. Em seguida, nós pegamos os valores de F (célula I15), e usamos a Equação (9-5) para calcular o CL (usando C3:C11 como CO) na coluna I. Para facilitar a construção do gráfico, eu copiei a coluna I para D3:D11, e finalmente normalizado para o condrito pela divisão D3/C3, e colocando o resultado no E3, e então colocando na coluna. Finalmente, eu plotei B3:B11 vs. E3:E11 para fazer o diagrama REE. O arquivo REE.XLS no www.prenhall.com.winter é a planilha do Excel que eu usei.
Tabela 9-5: Planilha para o Cálculo do Diagrama REE para o Modelo de Fusão Batch.
O diagrama REE resultante para os valores selecionados de F é reproduzido na Figura 9-4. Se F = 1.0. toda a fonte da rocha seria fundida, e o líquido deve ter a mesma concentração de REE e então ser divido pelos valores do condritos como uma normalização, o resultado é uma linha horizontal em 1.0 no diagrama REE. Isto nos dá uma
207 conveniente referencia mental: uma completa fusão de um manto inalterado deve produzir uma plotagem horizontal de REE em 1.0. Para valores baixos de F, representando sucessivos fracionamentos de fusões menores, o REE será fracionado, mas não igualmente. O aumento nos valores de Di com o número atômico (Z) aumenta na Tabela 9-1 (coluna H) refletindo a concentração de latânideo e o progressivo aumento dos pesados REE (HREE) no sólido, e o leve REE (LREE) nos líquidos, resultando numa inclinação negativa da curva no diagrama REE. Os efeitos são aprimorados para pequenos valores de F, como nós esperávamos, e o aumento na inclinação da curva negativa com o decréscimo de F é claramente ilustrado na Figura 9-4. Vocês são encorajados a experimentar o REE.XLS no computador, e mudar qualquer um dos parâmetros: F, e/ou a proporção de peso de qualquer mineral. Eu tenho uma normalização na linha 26 e 27 para ser claro que a fração do peso total é 1.00 pata Di para ser mais realista. Você pode assim mudar os valores na linha 27 sem ter que se preocupar se o total deles é 100%. O gráfico resultante na planilha será instantaneamente refletido de acordo com as suas escolhas. Você pode ter uma variedade de inclinações nos seus diagramas REE, mas uma inclinação positiva é impossível, não importa o que você tente devido ao LREE ser sempre a favor do liquido comparado com HREE. Note que a granada, esta com uma alta concentração dos coeficientes de distribuição para o HREE, quando adicionados os minerais da fonte da rocha hipotética, resultando em elevadas inclinações de valores negativos para um dado valor de F.
Figura 9-4: Concentração de Terras Raras (normalizadas para o chondrito) para melts produzidos para varios valores de F via fusão de um hypothetico lherzolito a granada usando o modelo batch melting (Equação 9-5).
A inclinação no diagrama REE pode facilmente ser aproximada matematicamente pelo raio das concentrações normalizadas de um elemento à esquerda, tais como La ou Ce, divido por um à direita, tais como Yb, ou La. Este valor obviamente aumenta com a inclinação. Um raio de (La/Lu) N de 1.0 é uma linha horizontal, e o raio abaixo de 1.0 indica uma inclinação positiva. De modo similar (La/Sm) N (La/Eu)N podem ser usados para medir o enriquecimento dentro do LREE, enquanto (Tb/Yb) N serão da mesma forma para o HREE.
Figura 9-5: Diagrama REE para 10% da fusão do grupo de um hipotético lherzolito com 20% de plagioclásio. Devido ao Eu 2+ estar retido no plagioclásio da fonte, a fusão extraída é depletada em Eu, resultando numa pronunciada anomalia de európio.
208 O processo descrito acima pode ser realizado, e os diagramas de REE criados, para qualquer modelo de fusão ou cristalização discutido. Os diagramas REE resultantes são diferentes para cada modelo, mas, dando uma incerteza e variância nos valores de D, é contestável (e certamente debatível) se eles estão suficientemente diferentes para serem usados para distinguir entre os modelos processados quando aplicados para as rochas naturais. Uma interessante mudança você pode fazer na planilha e nos gráficos no nosso exemplo é incluir o plagioclásio na rocha fonte. O coeficiente de distribuição na tabela das planilhas para o európio no plagioclásio é para elevados componentes de Eu2+. Se você determinar 20% de plagioclásio para a rocha fonte, existirão uns pronunciados mergulhos nos padrões de REE no Eu (Figura 9-5). Isto está referido como uma anomalia de európio – europium anomaly, refletindo a substituição de Eu2+ para o Ca no plagioclásio. A anomalia pode ser tanto negativa, como na Figura 9-5, ou positiva, dependendo se o plagioclásio foi removido ou acumulado, respectivamente. A magnitude da anomalia do Eu é comumente expressada como Eu/Eu*, onde o Eu* é o valor hipotético do Eu se nenhum Eu2+ for capturado pelo plagioclásio (o valor na linha reta entre os elementos vizinhos próximos, a Figura 9-5). A anomalia do európio é um bom indicador de que o líquido estava em algum momento em equilíbrio com o agora ausente plagioclásio, mas não pode ser facilmente determinado se as razões para esta área fonte de rolamento do plagioclásio, ou remoção dos fenocristais a partir da fusão em tempos posteriores. Como eu tenho sugerido isto é um problema comum para a maioria dos nossos modelos. Usando eles, nós podemos ser capazes de identificar a participação de um mineral em especifico, mas nós não poderemos necessariamente distinguir o processo exato. Nos Capítulos 10 a 20, nós veremos o papel da importância dos diagramas REE nas interpretações da petrogênese de alguns tipos de rochas ígneas. A completa forma dos diagramas REE nos padrões e nas anomalias dos elementos individuais pode ser usada para compelir a fonte da fusão ou a participação dos minerais em especifico na evolução do magma. Os REEs se tornam consideravelmente mais complicados em muitas rochas silicáticas, tais como os granitos, onde o numero de minerais menores e acessórios, tais como a apatita, zircão, monazita, e alanita têm elevados coeficiente s de distribuição do REE, concentrados-os, e tendo uma influencia desproporcional nos padrões de REE.
9.4 Diagrama Spider O uso desta referencia, tais como a normalização do condrito, nos padrões de REE tem nos guiado para uma expansão das técnicas para as aplicações com um amplo limite dos dados dos elementos traço, chamada diagrama de multi-elementos normalizados, ou, mais coloquialmente, diagrama spider - spider diagrams. A Figura 9-6 é um exemplo do diagrama spider para um basalto alcalino para as Ilhas Gough a sul do Atlântico.
Figura 9-6: Diagrama Spider para um basalto alcalino normalizado mostrando os padrões dos elementos traços. Ilha Gough (Sun e MacDonough, 1989).
209 O diagrama é similar ao típico diagrama REE, mas possuem amplos limites dos elementos traços plotados. No diagrama spider, a abundancia dos números dos mais incompatíveis elementos traços estão normalizados para estimar a suas abundancias em algum reservatório primitivo e uniforme, tais como a primordial Terra. Enquanto as abundancias absolutas destes elementos no volume da Terra possa se aproximar dos valores do condrito, aqueles no manto primordial podem ser maiores devido aos efeitos da concentração das recentes formações dos centros, o qual rejeita estes elementos. Algumas variáveis do diagrama de spider têm sido usadas na literatura com diferentes elementos e diferentes esquemas de normalização (hipotético manto primordial, meteorito condrito, etc). Em adição, as ordens dos elementos ao longo da abscissa podem variar levemente com diferentes autores (Woods et al., 1979; Sun, 1980; Thompsom, 1982, 1984). A ordem é usualmente baseada nas estimativas dos autores do aumento da incompatibilidade dos elementos da direita para esquerda num “típico” manto passando por uma fusão parcial. Os elementos selecionados estão quase que sempre incompatíveis durante a máfica para uma fusão parcial intermediária e o processo de cristalização fracional. As principais exceções estão no Sr, no qual podem ser compatíveis se o plagioclásio estiver envolvido, o Y e o Yb com a granada, e o Ti com os óxidos de Fe-Ti. Os canais nestes elementos são pegos para indicar o envolvimento destes minerais. Em geral, os elementos mais incompatíveis no lado à esquerda do diagrama spider devem ser mais enriquecidos na fusão durante a fusão parcial (particularmente para pequenos graus deles), resultando numa inclinação negativa. Qualquer cristalização fracional subseqüente para uma segregação do magma a partir da fonte deve aumentar a curvatura mesmo assim. As dinâmicas são as mesmas para os diagramas REE, mas o diagrama spider nos permite estender a técnica para amplos limites dos elementos traços. Mais uma vez, nenhum processo conhecido pode produzir um líquido com uma curvatura positiva diretamente a partir de uma não curvatura da fonte. As inclinações nos diagramas spider podem também ser estimadas pelo raio de dois elementos de compatibilidade contrastante, tais como (Rb/Y)N, etc.
Figura 9-7: Basalto da ilha oceânica plotado no basalto das cadeias meso-oceânica (MORB) nos diagramas spider normalizados do tipo usado por Pearce (1983). Dados de Sun e MacDonough (1989).
Os diagramas spiders são flexíveis, e uma variedade de elementos de normalizações podem ter sido usados. Por exemplo, a Figura 9-7 ilustra um tipo de diagrama spider usado por Pearce (1983), normalizado para uma media dos basaltos das cadeias meso-oceânica. Este diagrama compara os elementos traços incompatíveis das amostras com a maioria da abundância das rochas ígneas no planeta. Os elementos LIL estão no lado esquerdo do diagrama, e os elementos HFS estão na direita. Ambos estão arranjados na ordem de aumento de incompatibilidade a partir das margens, então para aqueles elementos mais incompatíveis estão apenas à esquerda do centro do diagrama. Na
210 média de qualquer análise de ilha oceânica basáltica é plotado na Figura 9-7, e tem o conteúdo de Y e Yb aproximadamente igual ao MORB (YN e YBn~1.0), mas as ilhas oceânicas basálticas são enriquecidas em todos os elementos traços no diagrama em proporções para o grau de incompatibilidade, resultando num aproximação nos padrões arqueados que chega ao máximo em Ba-Th. É claro que os diagramas de spider portam muito mais arranjos heterogêneos de elementos traços do que a série dos sistemas dos lantanídeos nos diagramas REE, e eles estão provavelmente para amostrar mais picos e canais refletindo os diferentes comportamentos dos elementos envolvidos. Os elementos LIL (em particular os mais móveis) poder ser mobilizados por uma fase de fluido aquoso, enquanto as variações nos elementos HFS estão mais provavelmente a serem controlados pela região fonte e minerais / processo de fracionamento da fusão durante a evolução do magma. Elevados Ba e Rb (os mais móveis elementos do LIL) podendo assim sugerir metasomatismo, ou contaminação por algum componente crustal, devido aos LIL serem facilmente extraídos a partir do manto e eventualmente se tornarem concentrados na crosta continental. Alguns elementos individuais podem ser fortemente influenciados por alguns minerais em particular, tais como Zr pelo zircão, P pela apatita, Sr pelo plagioclásio, e Ti, Nb, e Ta pela ilmenita, rutilo, ou esfeno. Se as rochas a partir de uma província petrogenética em particular exibem padrões em similares de picos e canais, isto sugere fortemente que eles compartilharam um parente em comum, processo, ou contaminação.
9.5 Aplicação dos Elementos Traços nos Sistemas Ígneos A mais simples aplicação dos elementos traços está em usá-los nos diagramas de variação (Figura 9-1) e da mesma maneira para aqueles elementos maiores que foram usados no último capítulo. Como mencionado recente no capítulo, os elevados coeficientes de distribuição para qualquer elemento traço resultam numa ampla variação como a fusão parcial ou cristalização fracional. Eles podem assim ser usados para avaliar a extensão no qual estes processos têm sido operados, devido as suas concentrações tenderem a variar consideravelmente assim que estes processos continuam. Um avanço no uso na divisão dos elementos traços é na identificação da rocha fonte ou de algum mineral em particular envolvido tanto no processo de fusão parcial quanto no processo de cristalização fracional. Por exemplo, os REE podem ser comumente usados para distinguir entre elevadas pressões e baixas fontes de pressões das fusões do manto derivado. Na crosta continental profunda, em profundezas de até 70Km na manto, a granada e o clinopiroxênio são importantes fases (ver Figura 10-3), e sólidos residuais permanecente durante a geração acima de 15 para 20% de fusões parciais. Como resultado, devido particularmente à presença da granada, o coeficiente de distribuição do peso será elevado para os HREE (Tabela 9-1), e acima de 10% da fusão parcial estarão os HREE elevadamente depletados (com elevadas inclinações negativas nos diagramas REE, como você pode testar usando o REE.XLS). Devido à inclinação no diagrama REE é também uma função de F, o fracionamento da fusão gerada, nós devemos estar atentos à diferença entre a depletação de HREE pela granada e ao enriquecimento LREE devido aos baixos graus das fusões parciais. A extração da granada, contudo, tipicamente transmitem uma inclinação negativa dentro do HREE, enquanto o enriquecimento em baixos F resulta somente numa menor variação HREE. Em profundezas até 40Km, o plagioclásio é uma fase importante (Figura 10-3) e pode ser detectado via a anomalia do európio na fusão. Assim a forma dos padrões de REE de qualquer basalto derivado do manto pode produzir importantes informações nas suas profundezas de origem. Nós devemos usar esta técnica nos capítulos posteriores. A concentração dos elementos maiores numa fase (mineral ou fusão) é usualmente dividida pelo sistema, logo ele varia um pouco nas fases como a composição do sistema muda. Por exemplo, considere o sistema da olivina, Fo-Fa, no diagrama de fase na Figura 6-10. Vamos especificar que duas fases, olivina e liquido, coexistam em 1445ºC. Se o raio do Mg/Fe do sistema aumenta de 20 para 50%, isto não terá nenhum efeito em qualquer que seja a composição da fase, devido à composição de cada fase estar fixada pela temperatura, assim como a regra de fase prevê. Somente o raio do sólido para o líquido muda. Em contrastes marcados para este comportamento, as concentrações de elementos traços estão na Lei de Henry – Henry´s Law na região de concentração (Figura 27-3),
211 e suas atividades variam na relação direta para as suas concentrações nos sistemas. Assim a concentração de Ni em todas as fases será duplicada se a concentração de Ni nos sistemas duplicar. Isto não significa que a concentração de Ni é a mesma em todas as fases, devido aos elementos traços também fracionarem. Especialmente em concentrações dentro de cada fase variar na proporção na concentração do sistema. Se, por exemplo, a concentração de Ni na olivina é de 200 ppm, e 70 ppm em ortopiroxênio, duplicando no sistema resultará em 400 ppm e 140 ppm, respectivamente. Devido a esta proporcionalidade, os raios dos elementos traços são comumente superiores aos da concentração de um único elemento na identificação do papel de um mineral em especifico. Por exemplo, no caso da granada acima, os raio do HREE Yb divido pelo LREE La seria um bom indicador da inclinação do diagrama REE. Os valores absolutos de tanto o La ou Yb variariam com o efeito da granada, mas eles também variariam na concentração total dos REEs na fonte, e nós estaríamos incapazes de distinguir entre estes efeitos numa única amostra da rocha nas bases da concentração de La e Yb sozinhos. Um valor baixo de Yb nas rochas vulcânicas resultaria tanto para uma fonte de rolamento de granadas (o qual assegura Yb na fonte), ou simplesmente uma fonte com baixo conteúdo de REE. Devido a La e Yb se comportarem similarmente, exceto no que diz respeito a granada, com raios baixos de La/Yb é mais provável a refletir a influencia da granada. Da mesma forma que o raio do Eu (európio) para o adjacente Sm indicariam uma anomalia do Eu, e assim a participação do plagioclásio. Embora estes exemplos de REE sirvam para ilustrar o ponto, o completo diagrama REE é usualmente mais informativo. Um exemplo mais prático, o raio do K/Rb tem sido usado para indicar a importância do anfibólio numa fonte de rocha ultramáfica, tais como uma hornblenda peridotita. Nas assembléias máficas o K e o Rb se comportam similarmente, logo os raios deles devem estar constantemente próximos para todas as rochas máficas. A olivina e o piroxênio contem um pouco destes elementos, logo suas contribuições para o coeficiente de distribuição do peso é negligente. Quase todos os K e Rb devem então residir no anfibolito, o qual tem um D de 1.0 para K e 0.3 para Rb. Devido ao anfibolito ter DRb menos do que DK, a fusão de uma assembléia de rolamento da hornblenda (ao longo no qual algumas hornblendas são deixadas para trás) resultando num decréscimo no raio K/Rb na fusão final na qual foi da rocha original. Outros fatores se tornam iguais, o magma produzido pela fusão parcial de um rolamento de anfibólio pela rocha fonte teria um baixo K/Rb do que teria o magma derivado a partir de uma fonte sem anfibólio. Naturalmente, um absoluto conteúdo elevado de K ou Rb também indicaria uma fonte de rolamento do anfibólio, mas poderia resultar a partir de outras causas, tais como flogopita, ou um fluido enriquecido em álcalis. O raio é mais indicativo dos anfibólios devido aos diferentes valores para D em particular para este mineral. A cristalização fracional de um anfibólio também resultaria em baixos raios de K/Rb no líquido envolvido. Um outro exemplo envolve o par incompatível de Sr e Ba. Estes elementos incompatíveis tendem a serem enriquecidos na primeira produção da fusão parcial ou do liquido residual seguido de uma cristalização fracional. O efeito é seletivo, é claro, de acordo com as fases minerais envolvidos no processo. O Sr é excluído a partir dos mais comuns minerais com exceção do plagioclásio (Tabela 9-1), e o Ba é similarmente excluído a partir de todos mais os feldspatos alcalinos. O raio Ba/Sr tende assim a aumentar com a cristalização do plagioclásio, em níveis baixos, ou pode até mesmo decair quando o ortoclásio começa a se cristalizar. Como um exemplo do uso dos raios dos elementos incompatíveis, o Ni é fortemente fracionado dentro da olivina, mas menos dentro do piroxênio. O Ce e o Sc, por outro lado, entram somente na olivina de maneira sutil, mas são fortemente fracionados dentro dos piroxênios. O raio do Ni para o Cr ou Sc então nos proveria uma maneira distinta dos efeitos da olivina e augita ma fusão parcial ou uma suíte das rochas produzidas pela cristalização fracional. Em todos os casos acima o uso dos raios, a idéia é achar o mineral com um único par de elementos pelos quais sozinhos tenham um elevado valor de D para uns elementos e um baixo valor relativo de D para os outros. O raio destes elementos é então sensível somente para o fracionamento liquido/cristal associado com um mineral em particular.
212
Tabela 9-6: Um breve sumário de algumas particularidades úteis dos Elementos Traços na Petrologia Ígnea (Esta Tabela encontra-se ao final do livro).
Existem bastantes aplicações dos elementos traços para a petrologia, incluído alguns que não são minerais específicos. Por exemplo, o raio de dois elementos traços incompatíveis devem ser o mesmo através da série magmática desenvolvida num centro vulcânico pela cristalização fracional, devido à cristalização mineral remover pequenos minerais também. Se o vulcanismo for derivado a partir de parentes distintos ou de fontes distintas, contudo, o raio seria esperado a ser mais variável. Existem mais alguns exemplos do uso de elementos traços específicos. A Tabela 9-6 é um sumário de Green(1980) de alguns importantes elementos traços usados como traços petrogenético na tentativa para identificar os minerais envolvidos na diferenciação ou fusão parcial (ver também Taylor, 1969). Estes elementos podem nos dizer alguma coisa sobre uma única analise de rocha inteira, mas eles são muitos mais confiáveis se usados no diagrama de variação para uma suíte de rochas relacionadas com um significante limite composicional numa única área. Um decaimento nestes elementos para uma série de rochas implica o fracionamento de uma fase no qual eles se concentram. Elevadas concentrações dos elementos traços no magma parental podem refletir elevadas concentrações destes elementos na rocha fonte, ajudando a compelir a mineralogia da área fonte.
9.6 Critérios Geoquímicos para Descriminação entre os Ambientes Tectônicos Alguns dos padrões dos elementos traços que nós reconhecemos agora para as rochas ígneas mostram trends distintos ou raios que se correlacionam empiricamente com algum conjunto tectônico em particular, tais como as cadeias meso-oceânicas, ilhas oceânicas, ou zonas de subdução, etc. Claro que modernos exemplos que estão prontamente caracterizados baseados no campo do critério e locação, mas as características químicas podem ser aplicadas para rochas ígneas mais antigas, o qual pode ser consideravelmente deformável, falhado, deslocado, e isolado a partir de seu conjunto original (Pearce e Cann, 1971, 1973).
213
Figura 9-8: Exemplos de diagrama descriminante usados para inferir o conjunto tectônico de um antigo (meta) vulcanismo. (a) depois de Pearce e Cann (1973), (b) depois Pearce (1982), Coish et al. (1986). Reimpresso com a permissão do Jornal de Ciência da América, (c) depois de Mullen (1983) Copyright © com a permissão do Elsevier Science.
A Figura 9-8 mostra algumas tentativas para usar os raios de alguns menores e elementos traços para indicar a fonte original das rochas máficas vulcânicas que agora ocorrem como xisto verde e anfibólios em terrenos deformados e metamorfisados onde as suas fontes não são ao longo reconhecidas. Se analisarmos as rochas antigas nos terrenos deformados, nós podemos plotá-los em um dos inúmeros diagramas da literatura (ver Rollinson, 1993, Capítulo 5 para uma revisão compreensiva), e inferir no conjunto tectônico / ígneo. Favor notar que estas técnicas são estritamente empíricas, e são usadas para a extensão de que a geoquímica das rochas ígneas do qual as histórias nós podemos inferir em outros solos continuam a dar suporte para estas conclusões. O uso e resultados são em tempos um pouco ambíguo devido a existirem algumas variáveis envolvidas: a rocha fonte, a extensão da fusão parcial, a cristalização fracional, a mistura do magma, e a completa assimilação da rocha; e os efeitos do metamorfismo subseqüente. Os efeitos do metamorfismo, contudo, podem ser minimizados pela escolha dos elementos traços geralmente considerados a serem imóveis durante o metamorfismo (usualmente incluindo Ti, Cr, Zr, Hf, Y). Os efeitos da cristalização fracional, assimilação e mistura podem ser minimizados pela aplicação das técnicas para somente as rochas máficas vulcânicas. As rochas podem plotar em campos contraditórios em diferentes diagramas, conduzindo alguns investigadores para o questionamento da validade das aproximações. Ambientes tectônicos diferentes, contudo, tem alguma assinatura geoquímica distinta. O qual sugere que aplicações cuidadosas destas técnicas podem produzir informações úteis não de outra forma disponíveis. Novamente, a plotagem de suítes de rochas relacionadas é de longe superior a plotagem de uma única amostra. Claro, que um experiente investigador não conta apenas com uma única técnica ou plotagem. Os elementos traços têm se tornado uma importante ferramenta para os petrológos, e têm bastantes aplicações para as rochas ígneas. Nós devemos aplicar e expandir sob os princípios introduzidos acima nos Capítulos 10 a 20, quando nós calcularmos o valor da geração e do desenvolvimento dos vários sistemas magmáticos. O uso de novos elementos traços está sendo continuamente desenvolvido.
214 9.7 Isótopos Os elementos são caracterizados pelos seus números de prótons no núcleo. Todos os átomos com 6 prótons em seu núcleo são os átomos de carbono, aqueles com 7 são os nitrogênios, etc. Devido aos nêutrons não possuírem carga, o núcleo de um elemento pode conter uma quantidade variável deles sem atingir as propriedades químicas dos átomos. Assim o carbono pode ter 6, 7 ou 8 nêutrons, resultando num átomo de carbono com uma massa diferente. Estas variantes todas do mesmo elemento, são chamadas de isótopos – isotopes. Os nêutrons afetam o núcleo, contudo, e somente um alcance limite de nêutrons capacitados é estável para qualquer elemento em particular. A notação geral para o conteúdo de próton e nêutron de nucleotídeo – nuclides (átomos) é convencionalmente escrita como: 126C onde C é o símbolo do elemento (no caso o carbono), o subscrito 6 é u o número atômico (Z, o número de prótons no núcleo) e o superscrito 12 é o número da massa (A, o número de prótons mais os nêutrons no núcleo). Os três isótopos naturais do carbono são então 126C, 136C e 146C. Devido a Z ser característico dos elementos, o subscrito é redundante com o símbolo do elemento, e é comumente omitido. Os isótopos mais comuns usados pelos petrológos são os H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, e Nd, mas, como um elemento traço, um novo e útil sistema isotópico estão continuamente sendo explorados. Os isótopos podem ser classificados como estáveis ou radioativo. Os isótopos estáveis – stable isotopes são aqueles que permanecem indefinidamente. Os isótopos radioativos – radioactive isotopes são instáveis, e passam por um processo de decaimento radioativo para produzir um outro núcleo, mais uma partícula ou raio gama são considerados como uma forma de energia. O isótopo original instável é referido como pai – parent, o isótopo resultante é a filha – daughter, e a partícula pode ser tanto uma partícula alfa (essencialmente um átomo de 42C), ou uma partícula beta (um elétron). Alguns isótopos radioativos decaem pela fissão nuclear – nuclear fission, no qual eles se separam dentro de dois isótopos filhos, alguns nos quais podem ser instáveis e decaírem em seguida. Os isótopos filhos, devido ao fato deles terem sido criados pelo decaimento radioativo, são chamados de isótopos radiogênicos – radiogenic. Os isótopos radiogênicos não decaem instantaneamente, mas o faz como uma taxa que depende das suas estabilidades relativas, logo a taxa de decaimento é especifica para cada nucleotídeo. O 2411Na, por exemplo, é criado a partir de um reator nuclear, e é muito instável, durando somente alguns dias da semana. O 238 238 U teve um decaimento distante. 92U, por outro lado, é mais estável, e somente na metade da Terra original que o Como devemos ver, devido à taxa de decaimento para um isótopo radioativo particular ser constante, estes isótopos podem ser usados para determinar a idade das rochas tão bem quanto temos usado como traços petrogenéticos.
9.7.1 Isótopos Estáveis A maioria dos elementos tem mais de um isótopo. É por isto que o peso atômico de um elemento não é o numero inteiro, devido a ele representar uma média da massa dos isótopos para aquele elemento numa típica amostra natural. Devido aos isótopos estáveis de um elemento em particular serem quimicamente idênticos (todos os isótopos do carbono são ainda carbono), eles não fracionam quimicamente entre duas fases, como seria para dois elementos traços tais como o Rb e Sr, como mostrados na Figura 9-3. Preferencialmente, o processo de fracionamento da massa – mass fractionation é o único que pode separar os isótopos existentes de um único elemento. Em outras palavras, durante algumas reações, tais como fusão, cristalização, ou evaporação, os isótopos do mesmo elemento podem fracionar entre duas fases em função das suas diferenças de massas. Se qualquer fracionamento da massa assume uma posição, os isótopos leves sempre fracionam preferencialmente dentro da sua fase com um enfraquecimento do ligamento, e é geralmente favorecido no vapor acima do líquido e no líquido acima do sólido. Estas diferenças de massas são usualmente pequenas, comparadas com as diferenças químicas, logo a fracionamento da massa é usualmente pequeno, e requer um equipamento de análise química muito sensível para poder documentar. A eficiência do fracionamento da massa é uma função da diferença de massa divida pela massa total. Assim 204Pb e 205Pb não realizam o fracionamento da massa apreciavelmente, pois a diferença de massa está somente me 0.5% do total. O 1H e 3H por outro lado, se fraciona bem, pois 3H tem essencialmente três vezes a massa de 1H.
215 Como um exemplo do uso dos isótopos estáveis, considere os três isótopos estáveis do sistema do oxigênio: 16
O 99.756% do oxigênio natural O 0.039% 18 O 0.205% 17
O fracionamento dos isótopos são usualmente expressados como raios e são referidos para alguns padrões no sentido de fazer com que eles sejam mais facilmente manuseados e compreendidos, assim bem como em calibrar os resultados de vários laboratórios. O padrão internacional mais comum para os isótopos do oxigênio é o padrão para águas meso-oceânicas – standard mean ocean water, “SMOW”. O 18O e o 16O são os isótopos mais comumente usados, e seus raios são expressados como δ:
δ(18O/16O) = (18O/16O)amostra - (18O/16O)SMOW (18O/16O)SMOW
X 100 (9-10)
O fator 1000 produz um resultado que é expresso em milésimos, ou per mil (%), não em centésimos, ou porcentagem (%).δ(18O/16O) para o SMOW para uma amostra seria zero, de acordo com a Equação (9-10). A fase enriquecida em 18O a respeito do SMOW tem um valor positivo para os valores de δ, enquanto que 18O numa fase depletada tem valores negativos. O que seria o δ18O para as águas meteóricas?Lembre-se, que os isótopos leves são favorecidos vapor acima do líquido, logo a evaporação a partir das águas oceânicas seleciona preferencialmente 16O, logo teria um δ negativo. Da condensação para a chuva deve levar a maioria dos vapores com a chuva, logo existe uma pequena reversão no fracionamento da massa quando virtualmente todo o vapor é condensado para o líquido. Nós devemos assim esperar encontrar Ochuva < (18O/16O)SMOW e assim um valor negativo para δ nas águas meteóricas. A Figura mostra que isto é mesmo verdade, mas δ é em função da temperatura climática também. Porque?
Figura 9-9: A relação entre δ(18O/16O) e significam a temperatura para a precipitação meteórica, depois Dansgaard (1964).
Como pode ser visto para o Rb na Figura 9-3, o fracionamento é mais efetivo quando F, da quantidade do material é convertido a partir de um estado para outro é convertido, é pequeno. Na maioria dos climas quentes, muito da umidade do ar permanece úmida, e uma pequena porcentagem do vapor da água condensa de volta para a chuva. Embora o fracionamento da massa do oxigênio durante a vaporização está ainda elevada em climas quentes. O fracionamento de massa reverte durante a condensação e também assume uma posição, devido somente a uma
216 pequena proporção do vapor está condensando. Como resultado, o líquido condensado tende a se concentrar em isótopos pesados, e retornam para valores próximos do SMOW. Onde a temperatura a baixa, uma elevada fração de vapor de nuvens condensam para o líquido, o racionamento de massa durante a condensação é menos eficiente (se toda a água for condensada, nenhum fracionamento no todo não ocorreria). O δ permanece assim baixo para climas frios, próximo aos valores para o vapor. Mais uma vez, o fracionamento de massa do oxigênio é claramente efetivo devido à diferença de massa está aproximada 1/8 da massa total. Nós temos assim encontrado que o fracionamento na água da chuva para o oxigênio, um leve isótopo, está em função da temperatura do clima. Isto é útil de inúmeras maneiras, tais como a estimativa do paleoclima a partir do acumulo da neve e dos centros formados a partir das películas de gelos ou até mesmo a partir do raio de ( 18O/16O) nos carbonatos (o qual, incidentalmente, tem um padrão diferente do que o SMOW). Isótopos estáveis são úteis na determinação dos valores da contribuição relativa de vários reservatórios e cada um com sua assinatura de isótopos estáveis distintos. Por exemplo, os raios isotópicos do oxigênio e hidrogênio da água meteórica e juvenil (magmática) são diferentes, com são aquelas da água do mar. Para o O e o H os isótopos tem sido usados para avaliar as características das águas juvenil/meteórica/salobra (incluindo os sistemas hidrotermais acima das intrusões) e o tipo de água responsável pela alteração da rocha. Como discutido na Seção 4.3, a maioria dos trabalhos indicam que os sistemas hidrotermais acima dos plutons são dominados pelo recalculo da água meteórica. O oxigênio é também um importante constituinte na maioria dos minerais. A composição isotópica do oxigênio das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas exibe uma variação sistemática de δ 18O que contem uma importante informação sobre a sua informação e história. Por exemplo, δ18O da maioria das rochas ígneas está entre +5 e +15%, o qual difere a partir das superfícies sedimentares retrabalhadas, no qual troca os oxigênio e se equilibra coma água meteórica. O δ18O é assim diferente para as rochas e fusões do manto e sedimentos, e podem ser usados para avaliar a extensão no qual o magma derivado do manto são contaminados pelos sedimentos crustais. Outras rochas ígneas mostram baixos valores para o 18O e deutério (2H, ou D), interpretados para resultar a partir da troca entre as rochas e a infiltração das águas meteóricas. O´Neil et al. (1977) usou os valores δ 18O e H/D de alguns granitos na Austrália para subdividir aqueles plutons derivados da fusão de rochas sedimentares ricas em argilas. Os isótopos do oxigênio e do hidrogênio têm também sido usados para o estudo da gênese dos minérios hidrotermais, e a alteração da parede da rocha relacionada, concentrando largamente na fonte associada à água. Os isótopos do carbono dos carbonatos e dos fluidos nas rochas ígneas (ou dos diamantes e na grafita em alguns) produzem importantes informações na concentração da fonte e na alteração das rochas. Os raios do 13C/12C da maioria dos carbonatos das típicas rochas ígneas, por exemplo, indicam que o carbonato não é magmático, e é gerado pela circulação hidrotermal dos fluidos. Os carbonatitos (Seção 19.2) são uma rara exceção. A baixa assinatura do 13C/12C de qualquer minério hidrotermal, por outro lado, indica um profundo assentamento da fonte para a maioria dos carbonos neles. A composição isotópica estável das rochas metamórficas também são bons indicadores de uma rocha pai pré-metamórfica. Ele também pode indicar a natureza dos fluidos presentes durante o metamorfismo, e a extensão da interação do fluido da rocha. A troca isotópica entre os minerais, ou entre os fluidos minerais e intergranulares, é dependente da temperatura. A principio pode usar isótopos estáveis para estimar o equilíbrio da temperatura dos minerais, mas devemos estar atentos ao reequilíbrio e alteração, o qual pode prontamente mudar os valores do equilíbrio original. Devido à eficiência do fracionamento da massa ser em função da diferença de massa divido pela total da massa, os estudos dos isótopos estáveis são usualmente limitados ao sulfúreo e elementos mais leves. Para uma discussão mais detalhada de qualquer aplicação petrológica dos isótopos estáveis, ver a literatura sugerida no final do capítulo.
217 9.7.2 Isótopos Radioativos e Radiogênicos Os raios isotópicos dos elementos com isótopos radioativos (pai) e isótopos radiogênicos (filha) entre seus componentes isotópicos podem ser afetados pelo processo de fracionamento da massa, se eles forem leves o suficiente, mas também tem os raios isotópicos que variam com o tempo. Para elementos pesados os efeitos do fracionamento da massa são significantes, logo nós concentrar nestes, e focalizar na maneira que os raios isotópicos refletem o processo de decaimento dependente do tempo. Os raios isotópicos dos elementos que incluem os isótopos radioativos refletem perda dos isótopos estáveis devido ao decaimento. A variação nos raios isotópicos dos elementos cm isótopos radiogênicos são mais complexos. Seus raios isotópicos refletem adição dos isótopos radiogênicos devido ao decaimento da radioatividade do nucleotídeo do pai, mas o pai é um elemento diferente. No caso dos isótopos radiogênicos, então, o raio isotópico de um elemento depende do raio da pai para o elemento da filha, o qual usualmente resulta no fracionamento químico durante os processos recentes, tais como fusão parcial, cristalização fracional, etc. Por exemplo, assumindo alguns elementos pais (“Pn”) tem um isótopo que decai para um elemento filha (“Dr”), e que o Dr possui 4 isótopos, um dos quais (Dr*) é radiogênico. Supondo que depois de algum tempo em especifico em que a metade dos isótopos instáveis do Pn decai para os isótopos radiogênicos do Dr*. Claramente, o Pn mais inicial na amostra, o mais radiogênico Dr* é produzido, resultando num maior porcentagem de Dr* entre os isótopos de Dr. Também, se existir uma pequena quantidade de Dr na amostra original, a maioria será atingida sob o efeito da adição das quantidades fixadas dos isótopo Dr* no total do raio isotópico Dr. Em outras palavras, a adição de 100 átomos de Dr* terá um menor efeito no raio isotópico dos milhões de átomos pré-existentes do Dr, mas terão um profundo efeito se existir inicialmente somente 10 átomos de Dr. A Figura 9-3 nos provém um exemplo deste efeito. Supondo que nós começamos com uma rocha sólida com uma quantidade igual ou Rb e Sr. Se nós fundimos parcialmente esta rocha com somente 10% da fusão parcial (F = 0.1) o conteúdo de Rb da fusão parcial será algumas vezes o conteúdo do Sr. Isto é um fracionamento químico. Na Seção 9.7.2.2 nós vamos aprender que o decaimento do 87Rb decai para 87Sr com o passar do tempo. Se 10% da fusão parcial se resfria rapidamente para uma rocha vulcânica com uma pequena chance para assim um fracionamento do Rb vs. Sr, os isótopos de 87Sr produzidos pelo decaimento a partir de uma larga quantidade de Rb será posteriormente um constituinte de uma proporção significativa de Sr (o qual estava inicialmente presente em pequenas quantidades). Agora vamos supor que um outro magma foi produzido no mesmo momento que o magma anterior descrito acima de 50% da fusão parcial (F = 0.5 na Figura 9-3); haveria muito menos Rb na rocha vulcânica resultante, e a proporção de 87Sr vs. o outro isótopo Sr no mesmo tempo seria menos do que os 10% da fusão. De acordo com a teoria do decaimento radioativo (Rutherford e Soddy, 1903) a taxa de decaimento de um átomo pai instável na amostra em qualquer tempo (t) é proporcional ao número de átomos pais, existentes naquele momento. Matematicamente, isto significa: - dN ∞ N ou - dN = גּN dt dt
(9-11)
onde N é o número de átomos pais, t é o tempo, e גּé uma constante de proporcionalidade, chamada de constante de decaimento – decay constant, uma constante especifica e empírica para um sistema isotópico em particular (∞ significa “é proporcional a”). dN/dt é a mudança em N em função do tempo, ou a taxa de decaimento, num tempo especifico. Alguns podem se rearranjar e integrar esta equação (ver Faure, 1986, pp. 38-39) para derivar: N/No = ℮–גּt
(9-12)
onde No é o número original dos átomos do nucleotídeo radioativo, e N é o número após algum tempo t (em anos) passado. Se a taxa de decaimento é proporcional ao numero de átomos pais permanecente na amostra em qualquer período, ele segue que uma constante de proporção dos átomos pais permanecente decaem num período fixo. Métade dos átomos na amostra assim decaem durante um especifico intervalo de tempo que está em função de גּ, e metade dos átomos permanecente decaem da próxima vez no intervalo de tempo no mesmo comprimento, etc. Nós podemos definir a meia-vida – half-life (T1/2) como o tempo requerido para quer metade dos átomos instáveis
218 decaírem. Se nós começarmos com No como os átomos instáveis, após uma meia-vida, ½No irá permanecer. 1/4No dos átomos irá permanecer após o período de duas meias-vidas, então 1/8, 1/16, etc. Nós podemos substituir T1/2 dentro da Equação (9-12) como solução para a relação entre T 1/2 e גּ. ½No = No℮–2/1Tגּ ½ = ℮–2/1Tגּ ℓn(½) = –T½גּ
(9-13)
ℓn2 = גּT½ T½ = ℓn2/ = גּ0,693/גּ
Se nós conhecemos N, o numero de átomos radioativo do isótopo pai no presente momento, No, o número original de tais átomos , e גּ, nós podemos usar a Equação (9-12) como solução para o t, a idade da rocha (o número dos anos que se passaram desde do começo do processo de decaimento). É impossível, contudo, medir ambos N e No em rochas atuais. Nós só podemos medir N, a quantidade na amostra em qualquer tempo. Nós podemos, contudo, determinar No pela adição de D*, o isótopo radiogênico filho produzido, para N, no isótopo pai permanecente. Devido: D* = No – N
(9-14)
e então nós podemos substituir (D* + N) por No na Equação (9-12) para termos: D* = N℮גּt – N = N (℮t – גּ1)
(9-15)
assim precisamos saber a quantidade do pai permanecente, a quantidade da filha produzida, e גּna ordem de determinar a idade da rocha. A parte mais difícil é distinguir os isótopos filhos radiogênicos a partir de qualquer um dos mesmos filhos isótopos que não são um produto do decaimento radioativo desde do tempo do evento geológico que nós tentamos datar. A maioria das técnicas de datação radiométricas só são práticas para um certo limite de tempo. A limitação é resultado a partir da combinação exata analítica e a validade estatística. O baixo limite de idade é imposto pela dificuldade na determinação exata de pequenas quantidades de filhos produzidos, e a validade da equação de decaimento para alguns átomos produtos. Como um exemplo de problema estatístico, considere a seguinte: se nós começarmos com 108 átomos pais, e sua meia-vida é de 100 anos, é estatisticamente razoável assumir que, depois de 100 anos, que existirão 5.107 átomos disponíveis (pelo mesmo dentro da nossa medida aproximada). Se, por outro lado, existem somente dois átomos iniciais, exatamente quando cada um irá decair, e como nós podemos estar certos que apenas um será em 100 anos? Nós precisamos de uma amostra estatística valida, e assim de um certo número critico de isótopos filhos. O limite das práticas ao longo dos anos é imposta pelas mesmas razoes de alguns átomos permanecente. Um bom exemplo disto é a técnica de datação 14C. Devido à meia-vida do 14C é somente de 5370 anos, muitos poucos 14C permanecem após 100,000 anos, e o decaimento esporádico. As técnicas ainda sim são limitadas para datação dos eventos do Holoceno e arqueologia. Como resultado da variação da taxa de decaimento, a concentração dos elementos, e a estabilidade das filhas, sistemas isotópicos diferentes são usados dependendo do tipo de rocha e das idades envolvidas. Exemplos dos mais comuns sistemas isotópicos petrológicos serão vistos a seguir.
219 9.7.2.1 O Sistema K-Ar Nós começamos com o sistema potássio-argônio, pois ele é (pelos conceitualmente) o mais direto. O método é baseado no decaimento por derivação do 40K também para 40Ca ou 40Ar. Devido ao 40Ca ser o mais comum, nós corremos para dentro do problema apenas quando mencionado a distinção entre os radiogênicos do 40Ca a partir do não radiogênico 40Ca. O 40Ar, por outro lado, é um gás inerte. Embora o Ar possa ser capturado em algumas fases sólidas, virtualmente todo o Ar escapa quando a rocha está suficientemente aquecida. O escape do Ar efetivamente “reinicia o relógio radiométrico”, pois todas as filhas foram removidas, e o 40K permanecente produz 40 Ar novamente a partir deste novo inicio. Assim quando os magmas são formados e cristalizados, o relógio é reiniciado, e qualquer 40Ar na rocha após este tempo deve ser a filha a partir do decaimento do 40K. A equação de decaimento para o K →Ar é levemente complicada, pois o processo dela é divida em dois passos, envolvendo primeiro a captura do elétron, e então o decaimento do positron. A equação é:
Ar = 40ArO + (גּ℮/)גּ40K(℮t – גּ1)
40
(9-16)
גּ℮ é a constante de decaimento para o processo de captura do elétron (גּ℮ = 0.581 . 10-10a-1). Normalmente 40Aro será zero, devido a todo o Ar escapar durante o evento ígneo, mas um subseqüente 40Ar é produzido por K decaído está armazenado nas rochas ígneas solidificadas. O atrativo desta técnica é que uma única amostra de rocha prover um valor para 40Ar e 40K, e assim uma idade. Por esta razão o K-Ar tem sido uma técnica bem popular, produzindo algumas “datações” relativas a processos simples e diretos (como um serviço datação computadorizada). Recentemente nós temos realizado que algumas complicações afetam os simples sistemas. A liberação do Ar é um processo complexo, e rochas resfriadas lentamente podem não cessar esta liberação de Ar muito bem até o inicio da sua cristalização. A temperatura abaixo pelo qual o mineral em particular não será ao longo não liberará Ar é chamada de temperatura de bloqueio – blocking temperature para aquele mineral. Se todo o 40Ar for removido rapidamente logo após a formação de uma rocha ígnea, e nenhum sofrer nenhuma lixiviação posteriormente, ou for adicionado subseqüentemente, e similarmente nenhum 40K for introduzido ou removido, a idade calculada do K-Ar a partir da Equação (9-16) deve ser uma medida acurada do tempo desde a cristalização da rocha. Contudo, o K e o Ar são ambos os elementos móveis. O metamorfismo subseqüente pode lixiviar ou adicionar o K, ou liberar Ar. As temperaturas de bloqueio variam para diferentes minerais. Para os anfibólios ela está nas vizinhanças de 600ºC, paras as micas próximas aos 300ºC, e para a apatita abaixo dos 100ºC. A rocha mais simples → uma idade relacionada assim se tornam menos do que um simples processo de liberação. Estas considerações não rendem as técnicas menos empregadas no K-Ar. Ao contrário, as datas a partir da Equação (9-16) podem ser confiáveis para alguns tipos de rochas, tais como as rochas vulcânicas não metamorfisadas. Em adição, se a idade “verdadeira” do derrame da rocha de K-Ar pode ser determinada baseada em outro sistema isotópico, a idade K-Ar pode prover informações adicionais, tais como a idade de evento metamórfico posterior que liberou Ar, mas não reiniciou os outros sistemas. Uma extensão das técnicas que constroem uma noção da liberação tardia do Ar é o método 40Ar-39Ar – 40 Ar-39Ar method. Para analisar o comportamento do K no mineral, tais como as micas ou anfibólios, o método é irradiado a partir de uma reação nuclear, no qual o bombardeamento do nêutron converte alguns dos não radioativos 39 K para 39Ar. Então a amostra é aquecida incrementalmente no vácuo, e o raio 40Ar/39Ar é determinado em cada passo com a liberação através de vários minerais do gás Ar. Devido ao conteúdo do 39Ar ser proporcional ao 39K, e o 39 K ser proporcional ao original 40K (pois os isótopos não têm a massa fracionada quando os minerais são formados, e o 39K tem estado no mineral desde daquele tempo), o raio 40Ar/39Ar pode ser usado para calcular o raio 40Ar/40K, e então a idade. Em um ambiente geológico, o Ar escapa mais rapidamente a partir de alguns sítios de cristalográficos do que a partir de outros, e é mais difuso a partir do interior de um cristal do que da superfície antes que ele possa
220 escapar ao longo dos ligamentos intergranulares. A Figura 9-10a ilustra uma evolução teórica do radiogênico 40Ar* numa composição de um mineral K com um grão na rocha que passou por episodio de perda do Ar em algum período intermediário durante a sua historia. Quando a rocha se cristaliza primeira a partir de uma fusão, não existem 40Ar*, mas após passar o tempo o raio do 40Ar*/40K gradualmente aumenta uniformemente através dos grãos. As curvas pontilhadas x na figura representa o uniforme 40Ar*/40K em algum período seguido de cristalização. Durante um evento de aquecimento, o Ar se difunde a partir do grão do mineral para um grão da superfície. O Ar é prontamente perdido a partir do ligamento com a área, mas a difusão dentro do cristal é lenta, e um típico perfil de difusão é desenvolvido (curva y) variando a partir de zero do 40Ar* nos limites do grão para um valor inicial em algum ponto no interior. A curva y tem progressivamente uma diminuição ao longo do tempo, mas em algum ponto o evento térmico termina e a curva y é congelada no local, quando a temperatura cai entre a temperatura de bloqueio e a difusão. Na Figura 9-10a nós assumimos que a curva y não diminui para o ponto me que o Ar estava perdido a partir da área centro do mineral. A curva z representa um perfil em 40Ar*/40K que resultaria em quanto mais 40Ar* adicionado à curva y devido a continuar com 40K decai com o tempo seguido de um evento de liberação do Ar. Se o Ar for reduzido a zero nas bordas de um grão, e nenhum Ar é perdido subseqüentemente, o raio 40Ar*/40K nas borda produzem a idade do evento térmico, enquanto o raio no interior mais profundo dos grãos produz o completo tempo em que se passou desde que a rocha foi formada. A Figura 9-10a mostra uma ilustração da evolução idealizada de um radiogênico de 40Ar* em um grão esférico como experiência de um único evento de perda do Ar difundido. A curva x é o original 40Ar*/40K que algum tempo após a formação inicial dos minerais. A curva y representa uma perda parcial de Ar a partir do grão devido à difusão durante um evento termal. A curva z representa a evolução da curva y pela adição de 40Ar a partir do decaimento 39K após a passagem do tempo sem que ocorra a perda do Ar. Faure (1986) e Turner (1968). Copyright e reimpresso com a permissão de John Wiley & Sons, Inc. e da Ciência Elsevier, respectivamente.
Figura 9-10: As datas dos espectros calculados a partir dos raios do 40Ar/39Ar do gás liberado pelo aquecimento incremental da biotita a partir das Montanhas Marbles, SE da Califórnia. Faure (1986) e Turner (1968). Copyright e reimpresso com a permissão de John Wiley & Sons, Inc. e da Ciência Elsevier, respectivamente.
221 O aquecimento de uma biotita separada das amostras libera o Ar a partir das margens internas. O Ar nas áreas marginais é liberado em baixas temperaturas, enquanto que o Ar quanto mais progressivamente estiver mais profundo para dentro do interior do grão é liberado em elevadas temperaturas incrementais. Se as primeiras amostras irradiadas para converter algum 39K para 39Ar, o raio do 39Ar/40Ar do gás do Ar liberado produz a idade. Um aquecimento incremental produz um constante 39Ar (devido ao 39K ser uniformemente distribuído nos grãos), mas um 40Ar variável que corresponde ao perfil da curva z na Figura 9-10b. A Figura 9-10b mostra um resultado do aquecimento incremental de uma biotita separada a partir dos gnaisses do Pré-Cambriano das Montanhas Marbles, SE da Califórnia. A idade do Rb-Sr (texto em seguida) foi determinada de 1410 para 1450Ma, mas a idade convencional do K-Ar era somente +/- 30 Ma. Gradualmente o aquecimento da biotita produz as idades do 39Ar/40Ar que indicam que o Ar foi parcialmente perdido durante o evento térmico de ~200 Ma atrás, e o planalto indica que a idade do interior do grão é de ~1300 Ma. A idade convencional do K-Ar é uma mistura destes eventos. A idade no planalto é menos do que a idade do Rb-Sr, o qual pode refletir a perda do Ar a partir do centro do grão. As idades do 39Ar/40Ar são controladas pela mineralogia e história térmica da rocha, e pode ser relatada para tais processos como taxas de levantamento nos cinturões orogenéticos erodidos. Para uma mais completa descrição das técnicas 40Ar-39Ar, ver Faure (1986) e York (1984).
9.7.2.2 O Sistema Rb-Sr Um dos mais comuns sistemas isotópicos usados pelos petrológos para determinar a idade e compelir as fontes das rochas magmáticas é o sistema rubídio-estrôncio. O sistema tem as seguintes características: 87
Sr pode ser criado pela quebra do 87Rb → 87Sr + uma partícula beta ( = גּ1.42 . 10-11a-1). Sr é um isótopo estável, e não é criado pela quebra de qualquer outro elemento. O Rb se comporta como o K, logo ele está concentrado nos plagioclásio e apatitas (mas não nos clinopiroxênios). 88 Sr: 87Sr: 86Sr: 85Sr é média natural da amostra = 10:0.7:1:0.07. 87
Devido ao 87Sr ser estável e estar presente em todas as composições das rochas do Sr, a quantidade dele em qualquer rocha em particular será refletida no 87Sr original, mais qualquer radiogênico 87Sr adicionado a partir do decaimento do 87Sr ao longo do tempo. Assim uma única amostra não pode prover uma idade não ambígua, pois ele é impossível de se distinguir dos componentes radiogênicos e não radiogênicos dos isótopos filhos. Este problema é comum nos sistemas isotópicos, e o K-Ar é claramente a única exceção por causa do natural gás inerte da filha, permitindo que ele escape durante os eventos térmicos e magmáticos. O problema está sujeito num modelo engenhoso pelo uso da técnica isócrona – isochron technique, o qual usa duas ou mais amostras e normaliza os isótopos que variam com o tempo para 86Sr, o qual não é nem radioativo, é assim constante. Por exemplo, o valor do 87Sr/86Sr na amostra no presente tempo é igual ao raio original do 87Sr/86Sr da amostra no momento em que ocorreu a primeira cristalização, ( 87Sr/86Sr)O, mais o radiogênico 87Sr formado desde esta época. Novamente, a quantidade posterior é determinada pela concentração de Rb na amostra original e no tempo. É importante perceber que estes isótopos pesados do Sr não realizam o fracionamento da massa durante a fusão ou cristalização, mas aquele Sr e o Rb podem se fracionar quimicamente durante estes processos. Quando aplicamos o sistema Rb/Sr, a Equação (9-15) pode ser refeita pela divisão através da constante 86Sr para termos: Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Sr/86Sr) (℮t – גּ1)
87
(9-17)
O גּé para a quebra do Rb para Sr é de 1.42. 10-11a-1. Para valores de גּt menores do que 0.1, ℮t – גּ1 ≈ גּt. Assim a Equação (9-15), para as idades menores do que 70 Ga (o qual certamente deve converter a maioria das rochas terrestres) é reduzida para: 87
Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr) גּt
(9-18)
222 Esta é uma equação para uma linha reta (y = b + mx) numa plotagem 87Rb/86Sr vs. 87Sr/86Sr, como ilustrado na Figura 9-11. Nesta figura, três linhas retas (isócronas – isochrons) representam três diferentes tempos: t0, t1 e t2. Considere a primeira linha horizontal, t0. Os três pontos, a, b e c na linha representa as análises para 87Sr/86Sr e o 87 Rb/86Sr de todos os três minerais numa única rocha ou três rochas cogenéticas com uma extensão das concentrações do Rb e Sr. Vamos assumir que as amostras são resultantes a partir de uma fusão parcial de alguma fonte uniforme (talvez no manto). Lembre-se a partir da Figura 9-3 que é possível, pela variação de F (o fracionamento da fonte sendo fundida), para produzir fusões com diferentes raios de Rb/Sr a partir da mesma fonte. Um espectro similar dos raios do Rb/Sr pode também ser gerado numa série de líquidos posteriores devido à cristalização fracional. Nós podemos usar a Equação (9-3) e a constante de decaimento ( = גּ1.42 . 10-11a-1) para derivar a meia-vida (4.95.1010a) para o decaimento do Rb. Embora qualquer fusão ascenda, e o ocorra o processo de cristalização dentro de algumas centenas de milhares de anos pode ser considerado “instantâneo”, e não precisa afetar o desenvolvimento subseqüente do sistema isotópico. Devido aos isótopos do Sr não realizarem um fracionamento da massa, os valores do 87Sr/86Sr será a mesmo para todas as três amostras no tempo da separação a partir do manto e cristalização, sem levar em consideração o(s) processo(s) envolvido(s). A linha une os três pontos sendo assim horizontal em t0 (o tempo de formação). Em outras palavras t0 é o tempo no qual as rochas ou minerais se cristalizam e começam agir como sistemas isotópicos independentes.
Figura 9-11: Diagrama esquemático da isócrona do Rb-Sr mostrando a evolução isotópica acima do tempo de três rochas ou mineral (a, b e c) com diferentes raios de Rb/Sr após as suas derivações a partir de uma fonte homogênea num tempo t0.
Seguindo t0, 87Rb em cada amostra continuamente se rompe para formar o 87Sr. O 87Rb assim decresce com o aumento do 87Sr. Naturalmente, quanto mais Rb na rocha, mais será perdido num período do tempo, e mais 87Sr será criado. Assim os três pontos em t0 se move em direção das setas para o próximo conjunto de pontos, a1, b1, e c1 em t1. Devido à quebra da taxa do Rb ser constante, os três pontos continua a serem colineares, mas definem uma nova linha, ou uma isócrona, com uma inclinação positiva. Tais isócronas podem nos dar dois pedaços de informações. Primeiro, a Equação (9-18) nos diz que a inclinação é igual a גּt, pelo conhecimento de גּ, nós podemos calcular a idade da rocha (t1 – t0) no tempo t1. Segundo, a linha de conexão dos três pontos em t1 podem ser extrapoladas para zero 87Rb. Naturalmente, se 87Rb = 0, logo um novo 87Sr será criado acima do tempo, e então 87Rb = 0 intercepta será o raio original do 87Sr/86Sr, ou (87Sr/86Sr)0 de todas as três rochas, tão bem quanto aquelas fontes sólidas das fusões no tempo da sua separação a partir dele. Após um novo intervalo (em t2) as três amostras são plotadas ao longo de uma nova linha, t2, nos pontos a2, b2 e c2, e uma nova inclinação produz uma idade (t2 – t1) naquele tempo. A linha t2 está excessiva, refletindo os elevados valores do t em גּt, a inclinação. A extrapolação da linha anterior para 87Sr = 0 produz os mesmo valores para (87Sr/86Sr)0. Somente duas amostras são requeridas para produzir uma isócrona, devido as dois pontos definirem uma linha. É uma prática comum, contudo, usar pelo menos três pontos abertamente espaçados, e mais se possível, devido ao grau de encaixe que alguns pontos fazem para uma linha pe considerado um indicador acurado destes resultados. A Figura 9-12 é uma isócrona do Rb-Sr para as rochas inteiras analisadas e para as hornblendas separadas oriundas do Pluton Eagle Creek, parte da Serra Mesozóica dos Batólitos de Nevada na Califórnia. Os dados caem numa boa isócrona que produz uma inclinação de 0.00127. Usando a Equação (9-18) com a inclinação = גּt, a idade = inclinação/ = גּ0.00127/1.4.10-11 = 91 Ma.
223
Figura 9-12: Isócrona do Rb-Sr para o Pluton Eagle Peak, Central Sierra Batólitos de Nevada, Califórnia. Os círculos preenchidos são as análises das rochas inteiras, os círculos abertos são as hornblendas separadas. De Hill et al. (1988). O regresso da equação para os dados é também dado. Reimpresso com a permissão do Jornal de Ciência da América.
A intersecção da isócrona também nos dá o raio inicial do ( 87Sr/86Sr)0 o qual pode ser um excelente traço petrogenético. A razão para isto pode ser o fato dele se tornar mais evidente se nós retornamos a Figura 9-13, o qual ilustra um modelo simplificado para o longo termo para a evolução isotópica do Sr acima do manto, começando com a Terra primordial (modelado nos meteoritos condritos) de volta a alguns 46 Ga antes do presente (b.p.). O raio 87 Sr/86Sr do manto naquele tempo recente foi aproximadamente de 0.699 (baseado na extrapolação de volta no tempo a partir dos presentes valores do meteorito condrito). Desde daquele tempo o raio 87Sr/86Sr do manto superior tem aumentado lentamente, seguindo a curva de crescimento – growth curve da Figura 9-13, como em pequenas quantidades de 87Sr no manto decaem (assumindo um valor inicial para o Rb/Sr de 0.027, baseado nos condritos).
Figura 9-13: Estimativa da evolução isotópica do Rb e do Sr no manto superior da Terra, assumindo que um evento de fusão em larga escala produz as rochas continentais do tipo granítica sob uma pressão de 3.0 Ga b.p. Wilson (1989). Copyright com a permissão da Academia de Publicação Kluwer.
Se em qualquer tempo o manto devesse ser fundido parcialmente, e as fusões então derivadas se tornariam à crosta continental, o Rb será preferencialmente incorporado dentro da crosta (pois ele está incompatível e age similarmente como o potássio). A Figura 9-13 mostra uma preferência em um evento de fusão hipotética e massiva de aproximadamente 3.0 Ga b.p. para ilustrar o processo de maneira simples. Depois deste evento, a curva de crescimento do manto tem uma baixa inclinação, pois o Rb tem sido removido selecionadamente pela fusão, logo aquele com menos 87Rb é subsequencialmente gerado. A curva de crescimento crustal, por outro lado, tem uma grande e dramática inclinação, devido ao Rb ser altamente concentrado a partir de um grande reservatório do manto dentro de um pequeno volume de crosta silicatica (F é menor na Figura 9-3). A curva de evolução crustal da rocha é
224 baseada que assumimos Rb/Sr de 0.15. A extrapolação do manto original da curva de crescimento envolve um moderno manto com 87Sr/86Sr = 0.704. Embora a Figura 9-13 mostra um único evento de formação da crosta, mais de um cenário envolve mais de um processo continuo pelos quais as fusões são derivadas a partir do manto, talvez pontuando em alguns grandes eventos episódicos. Tais processos resultariam numa série de passagens de fusões silicáticas paralelamente próximas, e uma passagem no evento de evolução de dobramento e curvamento de um manto, tendo ao final o raio do 87Sr/86Sr, devido ao baixo conteúdo do Rb, seriam valores próximos na Figura 9-13. O valor no presente dia do 87 Sr/86Sr do manto superior residual é estimado em aproximadamente 0.703. Valores crustais são elevados, mas o valor natural depende do raio Rb/Sr e da idade das rochas em questão. Quanto mais elevado for o conteúdo do Rb e mais elevada a idade, maior será o raio do 87Sr/86Sr. Talvez agora seja aparente o quão útil o (87Sr/86Sr)0, comumente chamado de raio inicial – initial ratio, pode ser. Com ele, nós podemos ser capazes de julgar se uma rocha ígnea ou um magma é derivado pela fusão do manto ou pela fusão de uma crosta continental. Como uma regra geral para um raio inicial (i.e., correta para as idades pela extrapolação para 87Rb = 0) menor do que 0.706 indicando que a rocha foi derivada por uma fusão parcial do manto. O número 0.706 nos permite para alguma não homogeneidade, e provem uma leve margem de erro. Se o raio inicial é maior do que 0.706, a rocha pode ter tido uma fonte com elevados Rb/Sr (crosta), ou talvez ela foi derivada de um magma que foi contaminado durante a transição para a superfície por assimilação de algumas rochas ricas em Rb/Sr, tais como uma antiga crosta continental granítica. Note que a interseção para o Pluton do Eagle Creek na Figura 9-12 é de 0.706, indicando que existirão alguns componentes crustais envolvidos. Isto pode não ser surpresa para um pluton granítico empacotado numa fina crosta continental Proterozoica, mesmo que se as ultimas fusões estejam dentro do manto. Novamente, a interseção trabalha com aproximação, pois estes isótopos pesados na fracionam a massa durante o processo de fusão ou cristalização, logo o 87Sr/86Sr é o mesmo para as porções fundidas ou sólidas no mesmo tempo de separação. Repetindo: raios iniciais menores resultantes provavelmente da depletação do Rb nas áreas do manto que tinham sido fundidos extensivamente para a extração das rochas crustais. Raios progressivamente elevados indicam preenchimentos a partir de fontes ricas em Rb, provavelmente antigas, em crostas ricas em K-Rb.
9.7.2.3 O sistema Sm-Nd Um outro exemplo de isótopos radiogênicos, nós devemos observar no sistema samário-neodimínio. Porque ambos Sm e Nd são LREE, eles são elementos incompatíveis e tende a se fracionar preferencialmente dentro das fusões. Porque o Nd tem um baixo número atômico, e ele é um pouco maior do que Sm, e assim está concentrado levemente mais nos líquidos do que o Sm. Como resultado, o raio Sm/Nd decresce nas fusões parciais (comparado com as fontes), ou em líquido posteriores a partir de uma cristalização fracional. Entre os inúmeros isótopos ambos o Sm e o Nd, dois estão relacionados ao decaimento radioativo. 147Sm → 143Nd pelo decaimento alfa pelo qual = גּ 6.54 . 10-12a-1. Como um tipo de equação de decaimento isócrono, equivalente a Equação (9-18), pode ser derivado por referencia ao isótopo não radiogênico 144: 143
Nd/144Nd = (143Nd/144Nd)O + (147Sm/144Nd)גּt
(9-19)
Novamente, a aproximação do גּt para o (℮t – גּ1) é razoável para idades menores do que 1.5 x 10 12 anos. Pois o Sm e o Nd são separados na tabela periódica pelo elemento químico prometio (o qual não ocorre na natureza), fracionamento entre eles é menor, e o trabalho isotópico do Sm-Nd requer análises extremamente precisas e acuradas para serem úteis e razoáveis. A Figura 9-14 é um exemplo da isócrona do Sm-Nd para uma análise de rocha inteiras dos vulcões do Grupo Arqueano do Onverwacht, Sul da África. Os dados definem um bom e linear trend com uma inclinação de 0.02135, que é igual גּt, produzindo uma idade de 3.54 Ga. A interseção nos dá um raio ( 143Nd/144Nd)O de 0.50809.
225
Figura 9-14: Isócrona do Sm-Nd para análises de rochas inteiras do vulcanismo ultramáfico e félsico para o Grupo Arqueano Onverwacht da África do Sul. Idade calculada de 3.540 Ga +/- 30 Ma. Hamilton et al. (1979).
A Figura 9-15 é análoga a Figura 9-13 e mostra a evolução 143Nd/144Nd no manto superior ao longo do tempo. CHUR (reservatório uniforme de condrito) é uma estimativa da composição média dos condritos por DePaolo e Wasserburg (1976). A partir do modelo de condrito, a linha de composição do peso da Terra para o CHUR nos mostra que a evolução 143Nd/144Nd não é produto radiogênico, e ele é constante no tempo. Como a ligação com 147Sm se quebra para 143Nd, o raio do 143Nd/144Nd gradualmente cresce, assim como ocorreu para o 87 Sr/86Sr na Figura 9-13. A linha de peso da Terra para os CHUR é derivada pela aplicação da equação (9-19) para o CHUR usando a estimativa dos valores presentes no dia do 143Nd/144Nd = 0.512638 (o autor avisou que este material era preciso), e 147Sm/144Nd = 0.1967 no condrito. A linha de peso da Terra é deste modo igual a 0.0512628 para 0.1967 (℮t – גּ1).
Figura 9-15: Estimativa da evolução isotópica do manto superior da Terra, assumindo uma fusão em larga escala ou um evento de enriquecimento em 3.0 Ga b.p.Wilson (1989). Copyright com a permissão da Academia de Publicação Kluwer.
Em seguida nós postularemos um evento de fusão parcial em 3.0 Ga b.p. (o ponto a na Figura 9-15), como nós fizemos no sistema Rb-Sr na Figura 9-13. Uma alternativa para a fusão parcial seria um evento de enriquecimento do manto. Como devemos ver nos Capítulos 15 a 19, existe uma evidencia que tal enriquecimento do manto em algumas locações, em particular diante dos continentes. Qualitativamente pelo menos, as fusões parciais (eventualmente se tornam incorporadas à crosta) e um manto enriquecido se comporta de maneira similar. O enriquecimento e a depletação das porções na Figura 9-15 se comportam de maneira oposta ao sistema Rb-Sr na Figura 9-13. O manto depletada mostra elevados raios do 143Nd/144Nd junto ao tempo do enriquecimento da fusão ou do manto. Isto se deve porque a fusão parcial remove mais Nd do que Sm (como notado acima). Isto depleta o manto nos isótopos filhos, enquanto que no sistema Rb-Sr, o pai é depletado. Como resultado de uma depleção da filha em áreas fundidas parcialmente do manto, o elevado raio do Sm/Nd irá, acima do tempo, gerar mais 143Nd radiogênico a partir de um relativo 147Sm para um raio original do 143Nd/144Nd. Em outras áreas do manto podem se tornar enriquecidas (tanto pela fusão residente permanecente e pela concentração local de Nd, ou pela concentração metasomática dos fluidos e deposição do Nd). Tais áreas do manto enriquecidas (se elas existirem), ou fusões derivadas a partir do manto, seguem o enriquecimento do trend na Figura 9-15 refletindo um baixo raio do Sm/Nd.
226 O baixo resultado do Sm/Nd na geração de pequenas quantidades de 143Nd, tem um efeito diminutivo nas grandes quantidades iniciais de Nd no sistema. Naturalmente, os basaltos derivados a partir do manto possuem o mesmo 143 Nd/144Nd como na fonte do manto no momento da fusão parcial devido ao Nd não realizar o fracionamento da massa durante os processo de fusão ou cristalização.
(143Nd) = (144Nd)CHURhoje
(143Nd) = (144Nd)CHURhoje
– (147Sm) (℮גּt – 1) (144Nd)CHURhoje
(9-20)
Pois a diferença entre os raios do isótopos do Nd são pequenas, DePaolo e Wasserburg (1976) introduziram o termo ε (epsilon) para expressar o grau do enriquecimento do Nd. E o ε é definido como:
εNd = [(143Nd/144Nd)inicial – 1] x 10,000 [ ItCHUR ]
(9-21)
Onde ItCHUR é o raio do 143Nd/144Nd para o CHUR no tempo (t) de formação da rocha. Um valor positivo do εNd é a depletação (elevados 143Nd), e um valor negativo de εNd representa o enriquecimento (baixos 143Nd), ambos a respeito da padrão do CHUR (corrigido no tempo ao longo da linha de composição de peso da Terra na Figura 915). Assim o sinal positivo de εNd implica que ele foi derivado a partir de uma fonte do manto depletada, e uma sinal negativo do εNd indica que aquela rocha foi derivada a partir tanto de um enriquecimento do manto ou de uma fonte crustal enriquecida ao longo do tempo. Como um exemplo, considere um basalto derivado a partir de um manto depletado no ponto b na Figura 9-15, o equivalente a 500 Ma b.p. Este basalto enriquecido envolve ao longo a linha chamada “basalto” na figura. Se nós tivermos muitas amostras com um limite do raio do Sm/Nd nós poderíamos derivar uma isócrona, e usá-la para designar a idade e o (143Nd/144Nd)inicial para este basalto (ponto b). Nós podemos então comparar isto com a ItCHUR no tempo de formação do basalto (ponto c na curva de evolução de peso da CHUR da Terra). A partir disto nós podemos usar a Equação (9-20) para determinar εNd = (0.515/0.512) – 1)x104 = 5.86, um valor positivo, dando suporte ao nosso modelo de que a rocha foi derivada a partir de uma fonte depletada. Como um exemplo mais quantitativo, considere os vulcões do Grupo Onverwacht na Figura 9-14. O (143Nd/144Nd)o é a interseção da linha de regressão, = 0.50809. ItCHUR em 3.54 Ga pode ser calculado pela Equação (9-20) pela substituição em t = 3.54x109, produzindo 0.508031. Substituindo este valor dentro da Equação (9-21) é produz o εNd = [(0.50809/0.508031) – 1] x 10,000 = 1,16, sugerindo uma leve depletação da fonte do manto.
9.7.2.4 O Sistema U-Th-Pb Nosso exemplo final de sistemas isotópicos é o sistema urânio-tório conduzindo o sistema. Este sistema é complexo, envolvendo três isótopos radioativos de U ( 234U, 235U, e 238U) e três isótopos radiogênicos do Pb ( 206Pb, 207 Pb, e 208Pb). Somente o 204Pb é estritamente não radioativo. O U, Th, e Pb são todos elementos incompatíveis, e concentrados nas fusões recentes, para se tornarem incorporados à crosta (em particular a crosta continental). Em adição a qualquer condução, a composição isotópica do Pb nas rochas está em função das três reações de decaimento envolvendo quebra do U e do Th para o Pb. 238
U → 234U → 206Pb ( = גּ1.5512 X 10-10a-1) 235
U → 207Pb ( = גּ9.8485 X 10-10a-1)
232
Th → 208Pb ( = גּ4.9475 X 10-10a-1)
(9-22) (9-23) (9-24)
Com três esquemas culminantes de decaimento, o sistema U-Pb-Th pode ser preferencialmente complexo. Cada sistema pode ser tratado independentemente usando as técnicas padrões da isócrona. Uma alternativa comum é
227 tratar as Equações (9-22) e (9-23) simultaneamente. A Figura 9-16 ilustra o desenvolvimento isotópico do 206Pb e do 207 Pb de uma hipotética rocha Précambriana. A Figura 9-16a mostra o desenvolvimento do sistema do Pb para as primeiras rochas da história em 2.5 Ga. Se o radiogênico 206Pb (206Pb*) e o radiogênico 207Pb* ambos se envolvem numa via harmônica das Equações (9-22) e (9-23), os isótopos (quando padronizados pela divisão pelas concentrações dos seus pais) segue a curva mostrada, chamada de concórdia - concordia. Todas as amostras naturais com sistemas coerentes de U-Pb devem desenvolver ao longo da curva de concórdia. Devido a este pequeno decaimento constante, 235U decai rapidamente, logo 207Pb*/235U é sempre maior do que 206Pb*/238U em qualquer tempo, e a diferença aumentar com o tempo, resultando numa curva concórdia característica com a forma côncava para dentro.
Figura 9-16 (a): Diagrama da concordia ilustrando o desenvolvimento isotópico do Pb de uma antiga rocha de 3.5 Ga com um único episódio de perda do Pb. (a) Os radiogênicos 206Pb* e 207Pb se envolvem simultaneamente ao longo da curva concórdia para os primeiros 2.5 Ga, no qual neste tempo um evento térmico ou de infiltração de fluido causou a perda da condução. Ambos os isótopos do Pb são perdidos nas proporções em que eles existirão na rocha no tempo, logo esta composição isotópica de trends de rochas depletadas ao longo da discórdia está diretamente no sentido da origem (seta) os círculos preenchidos representam rochas hipotéticas com variação no grau de depletação devido ao evento. Faure (1986).
Suponha que após a evolução a 2.5 Ga atrás, um pacote de rocha é distribuído por algum evento que causou algum Pb, um elemento móvel, a ser perdido. Isto pode ser um evento de fusão, um evento térmico tais como metamorfismo, ou infiltração pelos fluidos que preferencialmente limpam elementos LIL, incluindo Pb. Devido aos isótopos do Pb não realizarem o fracionamento da massa durante a depletação, então todo os isótopos são depletados na proporção das suas concentrações na rocha. Como resultado a depletação causa ao sistema isotópico Pb a se mover em direção da origem a partir de 2.5 Ga no ponto da concordia, ao longo a linha é chamada de discórdia – discordia.
Figura 9-16 (b): Continuação da evolução do sistema Pb para promover 1.0 Ga causando uma não depletação nas rochas para seguir a concórdia para um total de 3.5 Ga da evolução. Rochas depletadas seguem curvas separadas da concórdia em dois pontos (pontilhado) para uma nova posição mostrada. A discórdia final intercepta uma concórdia não depletada em dois pontos, um produzindo a idade total das rochas, e o outro produzindo a idade do evento da depletação. Faure (1986).
228 Vamos assumir que nós temos diferentes quatros tipos de rochas, ou quatro diferentes tipos de grãos de zircões compondo o sistema U-Pb numa única rocha, e que cada um dos quatro se tornam depletados em Pb em diferente grau. Uma das rochas (ou zircão) não é depletado por completado, e permanece na concórdia, enquanto que os outros se movem para três diferentes pontos ao longo da discórdia, representados pelos pontos. Seguindo o evento de depletação, o sistema continua a se envolver para outro 1.0 Ga (Figura 9-16b). A rocha não depletada ou o zircão continuam a seguir a concórdia para um total de 3.5 Ga. As outras três amostras seguem suas próprias curvas concórdias (pontilhado) a partir de seus pontos de origem na discordia de 2.5 Ga. Após 1.0 Ga, eles ainda estão colineares e definem uma nova discórdia. A discórdia final intercepta a concórdia em dois pontos. O primeiro a direita intercepta a concórdia no ponto em que ela produz a idade total do sistema (3.5 Ga). A interseção na esquerda está em 1.0 Ga, a idade do evento da depleção.
Figura 9-17: Diagrama da concórdia para três zircões discordantes separados a partir dos gnaisses arqueanos em Morton e Granite Falls em Minnesota. A discórdia intercepta a concórdia em 3.55 Ga, produzindo a idade dos U-Pb dos gnaisses, e em 1.85 Ga, produzindo a idade do evento de depletação do U-Pb. Faure (1986) Copyright com a permissão de John Wiley & Sons, Inc.
A Figura 9-17 é um diagrama da concórdia para três zircões para algum gnaisse arqueano de Minnesota. Os três pontos definem uma boa concórdia linear. Quando a curva da concórdia é adicionada ao diagrama, a discórdia intercepta a concórdia em 3.55 Ga (a idade do U-Pb do granito) e 1.85 Ga (a idade do episodio de perda do Pb). Análise de cada grão de zircão isotopicamente é um procedimento difícil. Os zircões com diferentes histórias podem ser encontrados na mesma rocha (ver Seção 18.1), e podem ser geralmente reconhecidos pelas suas cores diferentes, moforlogia, ou cristalinidade. Os agregados de zircões similares podem ser analisados por uma espectrografia de massa convencional que significa que se suficiente material pode ser acumulado. Um novíssimo método utiliza a microsonda de íon – ion micropobe, similar a microsonda de elétron, mas ele bombardeia a amostra com um raio de luz focado nos íons de oxigênio ao invés dos elétrons. Os íons dão uma rajada numa pequena cratera na amostra, mandando os íons da amostra para dentro do espectrômetro de massa. Uma microsonda de íons pode analisar pequenas áreas dentro de um único cristal de zircão, logo aqueles cristais individuais podem ser estudados, ou até mesmo crescimento de zona individual de zircão. Devido à mobilidade de ambos U e Pb, a sistemática no sistema do U-Pb é complexa. Nós não devemos alguns detalhes intrínsecos deste sistema. Para maiores informações, ver Faure (1986). Muito cuidado deve ser tomado em todos os sistemas acima em que eles não são derramados por eventos metamórficos, metasomáticos, ou alterações. O critério usual para a confiança das datas está na aproximação que os pontos dos dados fazem para encaixar a linear na isócrona. Os erros reportados coma determinação da idade são erros estatísticos de análises, e não refletem qualquer erro sistemático imposto pelo metamorfismo ou alteração. É realmente possível derramar num sistema isotópico que resulta ainda numa reta, produzindo um “erro na isócrona”, e simultaneamente um erro no raio inicial. Para discussão dos possíveis derrames nos sistemas isotópicos, ver Faure (1986) e Bridgwater et al. (1989).
229 Existem inúmeros sistemas isotópicos úteis, incluindo os Re-Os, Lu-Hf, K-Ca, 14C, e outros. Todos eles úteis para a geocronologia, e tem alguma utilidade como traço petrogenético também. Como nós pesquisaremos as associações tectônicas-igneas nos capítulos posteriores, nós iremos continuar a explorar os uso dos elementos traços e dos isótopos assim como nós retornamos para eles nos ajudarem na construção das fontes de fusão também de qualquer processo que possa ter sido modificado eles primeiramente para uma solidificação final.
230 EXERCÍCIOS
1. Use a Equação (9-8) e siga os passos a seguir para criar uma planilha para modelar o Fracionamento do Cristal de Rayleigh do Rb e Ni como uma cristalização de um magma basáltico. Suponha que o plagioclásio, clinopiroxênio, e olivina são formados e são removidos a partir de um líquido num raio de 5:4:1 acima de um período do tempo. a) Calcule o DRb e do DNi. Qual é o mais incompatível no sistema? No que se baseia a sua resposta? b) Use a equação Raleigh na sua planilha para calcular CL/CO para F = 0.05, 0.1, 0.15, 0.2, 0.3, 0.4, 0.5, 0.6, 0.7, 0.8, e 0.9. Plote o CL/CO vs. F para cada, conectando os pontos com as linhas. Note: a função expoente é o símbolo. Assim 105 é expresso como 10^5. c) Qual elemento proveria uma medida mais sensível do progresso da cristalização fracional? Por quê? Em qual limite F seria esta medida a mais efetiva? Explique. d) Como, e para quê extensão, realiza o raio do Rb/Ni variar de acordo com F? O que seria um bom ou ruim indicador da extensão do fracionamento do cristal do que do Rb ou Ni sozinhos? Por quê?
2. Abra a planilha REE.XLS (a partir Exemplo Resolvido 2, disponível no www.prenhall.com/winter). Imprima o diagrama para F = 0.05, 0.1 e 0.2. Você pode imprimir o gráfico sozinho se você clicar no gráfico antes da impressão. Então modifique a planilha logo que usar o modelo de fracionamento de cristal Rayleigh, ao invés da fusão de grupo (melting batch), e imprima os diagramas REE para alguns valores de F. Compare com os dois modelos a partir de sua impressão (você pode querer traçar a curva para um dos modelos sobre o gráfico para outro modelo do mesmo valor de F). Em qual caminho estão os modelos de modo similar? De que maneira eles são distinguidos? Você pode reconhecer imediatamente o magma que resulta a partir da fusão parcial vs. cristalização fracional? Explique.
3. Usando a planilha REE.XLS (a partir do Exemplo Resolvido 2 www.prenhall.com/winter) e F = 0.1 para um pequeno grau de fusão, crie um modelo de diagrama REE para 100% de cada mineral listado na planilha. Descreva como cada mineral controla a forma dos padrões REE no líquido coexistente. Isto pode ser importante, em algumas transmissões de minerais nas formas características para o padrão REE tanto para as fusões a partir pelas quais as fases tem sido removidas, ou para as fusões derivadas a partir de uma rocha no qual aqueles minerais é uma fase residual
4. O arquivo OCEAN.ROC contém dados dos elementos maiores, menores ou elementos traços para uma cadeia meso oceânica basáltica típica (+ sinais), e uma ilha oceânica basáltica (triângulos). Usando IGPET, crie um REE e um diagrama spider para estes dois tipos de rochas. Ambos diagramas podem ser criados sob o “Spider”. Use o diagrama Sun, normalizado para os condritos, como no se diagrama spider. Inclua ambas análises nos diagramas (“todas” as opções). Tente explicar a inclinação destes plotagem para cada rocha baseada no que você conhece sobre fracionamento dos elementos traço associado com o processo de fusão parcial e cristalização fracional. Assuma que você começou no ponto em que ambos são criados pela fusão parcial (grupo) de um manto primordial com elementos traço condritícos característicos. Em ambos os diagramas, a incompatibilidade dos elementos cresce da direita para a esquerda.
5. A Formação Paleozóica Recente Stowe em Vermont é parte de uma corrente descontinua dos metabasaltos e associado às rochas ofíticas que aparentemente marcam uma sutura maior do sistema Apalachiano. É do nosso interesse determinar se os vulcões foram criados como parte do arco vulcânico ou como fatias oceânicas. A geoquímica de duas amostras é listada abaixo:
231
Plote o resultado em: a) Ti/100 – Zr – Y x 3 diagramas (Todos em ppm. Note 1% = 10000 ppm) b) TiO2 – MnO x 10 – P2O5 x diagrama c) Cr – Y diagrama São os meta-vulcões da Formação Stowe parte de uma seqüência do arco das ilhas nas bases destes dados?
6. Use a Equação (9-12) na planilha para calcular a concentração de 87Rb e o radiogênico 87Sr em função do tempo. Comece com 100 átomos de Rb e calcule os intervalos de 10Ga para 100 Ga. Plote seus resultados para ambos elementos no mesmo gráfico (y = abundância, x = tempo). Discuta os gráficos nos termos da meia-vida. Estime a meia-vida a partir do gráfico, e compare estes resultados com aquele que você calculou usando a Equação (9-13). 7. Três análises de rochas completas a partir de um moderno batólito tem provido os seguintes dados de Sr/Rb (o autor converteu os dados para 10-19 moles, mas o leitor pode tratar os dados de modo de que eles envolvam um átomo individual): Amostra 1 2 3
87
Rb 25860 59490 82860
87
Sr 8700 8090 7230
86
Sr 12310 11448 10230
a) Use uma planilha para plotar os dados no diagrama 87Sr/86Sr vs. 87Rb/86Sr. Desenhe uma linha através dos dados. Use para o dados no eixo uma escala de 0 a 10 e para os dados no eixo y uma escala de 0.68 a 0.94. b) Para cada exemplo, use a equação de decaimento (9-12) para calcular a quantidade de 87Rb permanecente, a quantidade adicional de 87Sr criado, e a localização de três pontos após terem se passado 500 milhões de anos.Os plote e os desenhe nas melhores linhas através dos dados. Ainda estão os três pontos colineares? Os encaixe numa regressão linear para os dados e extraia a inclinação. Calcule a idade a partir desta inclinação. A idade e os valor do (87Sr/86Sr)o a partir de sua interseção encaixam dentro da razão do 87Sr/86Sr dos dados acima? Apresente seus resultados. c) Repita o exercício na parte (b) como se tivesse transcorrido 2 bilhões de anos. Como os padrões mudam?
8. Calcule a inclinação, das idades isócronas do Rb-Sr, Sm-Nd, (87Sr/86Sr)o e (143Nd/144Nd)o para o Complexo Guichicovi ao Sul do México usando as Equações (9-18) e (9-19) usando os seguintes dados (Weber e Köhler, 1999):
232
Por exemplo, use uma planilha para plotar 87Sr/86Sr como ordenada vs. 87Rb/86Sr como abscissa. A inclinação é então גּt, onde t é a idade, e (87Sr/86Sr)o é a interseção em 87Rb/86Sr = 0. usando a linearidade do encaixe como uma medida acurada dos resultados, você diria a idade é boa? Como as idades do Rb-Sr e Sm-Nd se comparam? Qual é mais aproximadamente a ser parcialmente iniciar pelos eventos metamórficos posteriores? O que você pode inferir sobre estes resultados a partir (87Sr/86Sr)o? 9. Sendo o mais especifico que você pode, qual a única você esperaria ter muito elevado raio de 87Sr/86Sr nos dias atuais no mundo? Porque você esperaria que isto acontecesse. O que seria o raio 87Sr/86Sr de uma fusão parcial desta rocha? Porque? 10. Use as Equações (9-12), (9-22), e (9-23) para construir um diagrama concórdia para a história da Terra em 3500 Ma. Comece com 100 átomos de cada 235U e 238U num tempo inicial de 0 anos, e incremente o tempo em 200 Ma, calculando N ( o número de átomos permanente) e D* (o número de isótopos filhos = No – N) para ambos os esquemas de decaimento em cada incremento. Então plote 207Pb/235U vs. 206Pb/238U para construir um diagrama concórdia. Uma vez que você tenha o diagrama, adicione os seguintes pontos como discórdia:
Você pode adicionar os pontos no Excel copiando-os, selecionando os gráficos, e usando a ferramenta do Excel Cola-Especial numa nova série. Desenhe uma linha de melhor encaixe através dos pontos da discórdia e estime a idade da cristalização inicial e idade do metamorfismo.
233 Anexo: Características dos elementos traços. Ni, Co, Cr→ Elementos altamente compatíveis, o Ni e o Co estão na olivina, e o Cr no espinélio e clinopiroxênio. Elevadas concentrações indicam a fonte do manto, fracionamento limitado, ou acumulo de cristais. V, Ti→ Ambos apresentam forte fracionamento dentro dos óxidos de Fe-Ti (ilmenita ou titanomagnetita). Se eles se comportam diferentes, o Ti provavelmente fraciona dentro de uma fase acessório, tais como esfeno ou rutilo. Zr, Hf → Elementos muito incompatíveis que não substituem dentro das maiores fases silicáticas (embora eles possam ser substituídos pelo Ti no esfeno ou rutilo). Altas concentrações implicam num enriquecimento da fonte ou evolução do líquido extensivo. Ba, Hf → Elementos incompatíveis que são substituídos pelo K nas micas, K-feldspato, ou hornblendas. O Rb é o menos substituído prontamente na hornblenda do que nas micas e no K-feldspato, logo o raio K/Ba pode ser distinguido nestas fases. Sr → É substituído pelo Ca no plagioclásio (mas não no piroxênio) e para uma menor extensão o K no K-feldspato. Se comporta como um elemento incompatível sob baixas pressões onde são formados os plagioclásios recentemente, mas um elemento incompatível em altas pressões onde o plagioclásio não é mais estável. REE → Bastante usado no modelamento das fontes características e na evolução do líquido. A granada acomoda os HREE mais do que os LREE, e o ortopiroxênio e a hornblenda realizam o mesmo, porém em menor grau. O esfeno e o plagioclásio acomodam mais LREE. O Eu2+ é fortemente particionado dentro do plagioclásio. Y → Comumente incompatível. Fortemente particionado dentro da granada e do anfibólio. O esfeno e a apatita também concentram Y, logo a presença destes como um acessório poderia ter um efeito significativo.
234 Capítulo 10
Fusão do Manto e a Geração do Magma Basáltico Vamos começar considerando a Terra como uma simples máquina de geração de magma, reduzindo o problema de geração para um parâmetro mais simples. Assim como os capítulos seguintes irão revelar, a crosta da Terra é gerada acima do tempo pela fusão do manto (embora, uma vez criada, as rochas crustais podem experimentar alguns episódios de retrabalhamento sedimentar, ígneo, e metamórfico). Nós devemos desta forma focalizar nos processos mais recentes nesta seqüência, naquele responsável pela geração da crosta e permitindo que outros processos ocorram: fusão parcial do manto. Nós devemos descobrir que um produto comum desta fusão é o basalto, de longe os mais comuns tipos de rocha vulcânica gerada nos dias de hoje. Como devemos ver no Capítulo 11, muito dos espectros das rochas do tipo ígnea podem ser derivados a partir de um material primitivo por algum processo evolucionário tal como a cristalização fracional, assimilação, etc. A geração do magma basáltico a partir do manto é assim o primeiro passo crítico no desenvolvimento de um entendimento compreensivo da gênese magmática. Devido ao basalto ocorrer mais comumente nas bases oceânicas, e a estrutura da Terra nas áreas oceânicas, necessitando de uma complexidade imposta física e química, nós devemos começar nossa investigação nas bases oceânicas.
A geração do basalto, contudo, não é suficiente para o nosso modelo. A Tabela 8-7 lista as três mais comuns séries magmáticas, cada uma com seu próprio tipo de basalto parental. Devido à série cálcio-alcalino está mais restritamente convergente aos ligamentos das placas em um conjunto complexo, nós devemos deixá-los de lado para uma consideração nos Capítulos 16 e 17. Por enquanto, nós vamos focalizar nos basaltos alcalinos e toleíticos nos principais tipos de magma basálticos gerados diante dos oceanos. A principal característica petrográfica de cada um são sumarizadas na Tabela 10-1. Embora estas características sejam comuns, você raramente encontra todas elas numa única amostra. Os toleíticos são considerados mais volumosos, sendo gerados nas cadeias meso-oceânicas (basaltos das cadeias meso-oceânicas, ou MORBs) assim como também centro vulcânicos intra-placa espalhados criando ilhas oceânicas. Os basaltos alcalinos são restritos as ocorrências intraplaca. Ambos os tipos de magmas são distintos, e cada um envolve mais tipos silicáticos ao longo por caminhos separados como discutido no Capítulo 8, e sendo mais discutido no Capítulo 14. O nosso modelo para geração de magma a partir do manto, então, não deve estar capaz de gerar basalto, mas deve ser capaz de gerar pelo menos dois destes tipos de basaltos.
Basalto Toleítico
Basalto Alcalino
Matriz
Usualmente grãos finos,intergranular Sem olivina Clinopiroxênio = augita (mais a possibilidade de pigeonito) Hiperstênio comum Sem feldspato alcalino Vidro intersticial e/ou quartzo comum
Usualmente claramente grosseiro, intergranular para ofítico Olivina comum Augita titaniferro (avermelhada) Hiperstênio raro Feldspato alcalino intersticial ou podem ocorrer feldspatóides Vidro intersticial raro, e quartzo ausente
Fenocristais
Rara olivina, não zonada, e pode ser parcialmente reabsorvida ou mostrar Olivina comum e zonada reações nas bordas dos ortopiroxênios. Ortopiroxênio ausente. Ortopiroxênio relativamente comum Plagioclásio menos comum e posterior na seqüência. Plagioclásios recentes comuns Clinopiroxênio é a augita titanoférrica, avermelhada nas bordas. O Clinopiroxênio é a augita marrom clara
Tabela 10-1: Sumário das Características dos Basaltos Alcalinos e Toleíticos.
235 Nesta perspectiva, nós devemos começar perguntando se a geração do magma em nossa máquina magmática é um processo “normal”. Em outras palavras, será o gradiente geotérmico natural resultado da fusão do material comprimido nas profundezas da Terra? Se for, em qual profundeza a fusão ocorrerá, o que é fundido, e o que é produzido? Se não, nós devemos nos perguntar o que pode ser feito para fundir estas coisas antes de nós partirmos para outras questões? Devido às rochas vulcânicas e ígneas serem relativamente fenômenos comuns, vocês podem estar tentando responder a nossa questão inicial afirmando e dizendo que as fusões são um produto de um gradiente geotermal normal. Todos os estudantes que tiveram um curso de geologia introdutória, contudo, tem uma base para responder esta questão mais completamente. O estudo das ondas sísmicas tem nos permitido avaliar o interior da Terra (ver Capítulo 1), e pode nos dizer alguma coisa sobre o estado do material em profundeza. Por exemplo, as ondas S são ondas de amparo, logo elas não podem se propagar através do líquido, o qual não resiste ao amparo. Devido a estas ondas passarem através do manto, nós podemos deduzir que o manto é essencialmente sólido. Somente o núcleo externo é liquido e falha ao tentar transmitir as ondas S, mas o material a partir desta camada é muito denso e muito profundo para atingir a superfície. As fusões que atingem devem então ser derivadas a partir do manto ou da refusão da crosta. As fusões crustais serão tratadas nos Capítulos 17 e 18, devido à crosta ser no final das contas derivado do manto qualquer, nós devemos agora partir de que o manto é ao final das contas a fonte dos magmas. A temperatura de erupção da maioria dos basaltos está nos limites de 1100 – 1200ºC. Devido ao magma basáltico ser resfriado logo que ascende, esta temperatura, quando comparada com a geoterma na Figura 9-1, provém uma profundidade mínima da origem que indica a fonte do manto de pelo menos 100Km de profundidade. Esta conclusão é suportada pela profundidade sísmica precedida de qualquer evento vulcânico. Se o manto superior é a fonte dos basaltos, nós devemos saber em qualquer detalhe o quê comprime ele, antes nós podemos partir de como ele é fundido e o que é produzido quando ele se funde.
10.1 Petrologia do Manto No Capítulo 1, nós aprendemos que o manto era composto em sua maioria por materiais máficos silicáticos (olivina e piroxênios). Embora a sísmica e os dados do momento da gravidade/angular possam ser colocados numa construção física na composição e mineralogia do manto, e nossas teorias sobre a origem da Terra possam adicionar alguma construção química, somente pela observação direta de amostras nós podemos ter uma idéia mais exata do que está por lá. As superfícies das amostras geralmente aceitam serem de origem do manto vindas a partir das seguintes fontes:
10.1.1 Ofiolítos Estes são grandes lâminas de massas máficas que passam para ultramáficas, presumindo-se serem da antiga crosta oceânica e do manto superior empurrado sobre os limites continentais e/ou incorporado dentro dos cinturões das montanhas (ver Coleman, 1971, 1977; Peters et al., 1991). A erosão então expõe uma seção característica das rochas sedimentares, máficas, e ultramáficas. A referência na Figura 13-3 para uma típica seção através do ofiolíto. Os ofiolítos mostram um considerável limite no tamanho, espessura, e grau de integridade estrutural. Nós iremos discutir ofiolítos mais cuidadosamente e mais completamente no Capítulo 13, mas por agora nosso interesse primário são as rochas ultramáficas em pequenas porções, devido a estes serem acreditados como porções representantes e significantes do manto superior agora exposto na superfície da Terra. Pequenas fatias de ofiolítos ultramáficos presumidos são desmembrados e incorporados dentro de montanhas deformadas, cinturões, são mais comumente referidos como um peridotito alpino – alpine peridotites. As porções ultramáficas dos ofiolítos e dos peridotitos alpinos contém uma variedade de peridotitos, predominantemente harzburgito e dunito, com um subordinado wehrlito, lherzolito, e piroxênio. A mineralogia é denominada por olivina, ortopiroxênio, e clinopiroxênio, com pequenas quantidades de plagioclásio e minerais de óxidos, incluindo magnetita, ilmenita, e spinel rico em cromo. A hornblenda e a serpentina parecem serem os últimos minerais hídricos recolocados. Os
236 ofiolítos maiores, e mais intactos nos permitem ver a relação geométrica entre os vários tipos de rochas, mas nossas observações são limitadas ao manto superficial (menor do que 7 Km). 10.1.2 Amostras escavadas a partir das Zonas Oceânicas Fraturadas As diferenças nas elevações das cadeias podem resultar escarpas significantes em qualquer zona de cadeia fraturada por compressão (falhas transcorrentes). Foi uma favorita amostragem da prática do manto em 1960 e 1970 para puxar as amostragens escavadas na base ao longo destas escarpas. Assim como os ofiolítos, estas amostras representam somente a parte mais superior do manto diante da crosta oceânica. É também impossível saber exatamente a localização da amostra escavada ou a relação entre qualquer uma das duas amostras. Amostras escavadas são variadas (Melson e Thompson, 1970; Bonatti et al., 1970; Thompson e Melson, 1972), mas estes tipos estão mais próximos de serem idênticos àqueles expostos nos ofiolítos, provendo uma forte evidencia que os ofiolítos são mesmo amostras da crosta oceânica e do manto superficial.
10.1.3 Nódulos nos Basaltos Xenólitos ultramáficos, chamados de nódulos, são ocasionalmente carregados para a superfície pelos basaltos, usualmente basanitos ou basaltos alcalinos (White, 1996; Irving, Rodin, 1987). Eles são usualmente formados primeiros ou menores, e o mais comum tipo de rochas são gabros, dunito, harzburgitos, lherzorlito spinel, e eclogito (uma elevada pressão metamórfica da rocha de composição granada-piroxênio, quimicamente equivalente ao basalto). Alguns xenólitos da crosta inferior são também encontrados em qualquer lava basalto. Alguns dos nódulos são autolitos – autoliths, ou xenólitos de mesma origem – cognate xenoliths, significando que eles estão geneticamente relacionados ao magma, e não são pegos a partir das paredes das rochas distantes partindo da fonte do magma. Alguns destes podem ser acumulados (particularmente aos gabros e aos piroxênios) e outros restitos – restites, um resíduo refratário (alto ponto de fusão) deixado para trás após a fusão parcial ter sido extraída. Devido aos basaltos terem uma fonte do manto, os restitos são ricos em olivinas. No sentido de carregar tais nódulos densos, ricos em olivinas em suspensão para superfície, o transporte foi aparentemente rápido. Estes nódulos são restritos aos basaltos alcalinos e aos basanitos e não são encontrados nos mais comuns toleíticos, implicando uma previa viagem rápida, e tem tido menos tempo para cristalizar ou interagir com as paredes da rocha. Isto tem levado alguns petrológos a concluir que os basaltos alcalinos e os basanitos são mais primitivos do que os toleíticos. Em elevadas pressões a composição da granada lherzolita ocorre somente nos basaltos mais alcalinos e nos basaltos mais deficientes em sílicas, sugerindo que talvez estes basaltos tenham uma origem profunda do que os basaltos menos alcalinos ou os basaltos saturados em sílica. Iremos explorar estas idéias mais detalhadamente a seguir.
10.1.4. Xenólitos em Corpos Kimberlíticos Os kimberlitos são um fenômeno ígneo incomum que será descrito na Seção 19.3.3 Algumas linhas de evidência sugerem que os kimberlitos batem no manto superior a uma profundidade de 250 a 350Km. E viajam rapidamente para a superfície, trazendo uma variedade de amostras do manto e da crosta para a superfície como os xenólitos. Os kimberlitos assim nos dão somente um reflexo das amostras que temos no manto das camadas mais superiores. Todo kimberlito conhecido ocorre em áreas continentais, logo os xenólitos representam, a crosta continental e o manto subcrustal. Apesar de tudo, o manto em profundidade, pelo menos, é acreditado a ser similar em ambas as áreas continental e oceânica. Os xenólitos ultramáficos são diversificados, sugerindo um manto superior heterogêneo, mas a granada lherzolita e o spinel lherzolito são dominantes entre as profundas amostras inalteradas dos kimberlitos (Boyd e Meyer, 1979; Mitchell, 1986; Dawson, 1980). Os dados partindo das fontes acima (mais meteoritos duro) nos conduz a acreditar que o manto é composto de rochas ultramáficas, como discutido no Capítulo 1. O spinélio e a granada lherzolita se mantém fora do arranjo das amostras do manto como uma suspeita primária do material do manto, devido a eles terem a composição (particularmente terem um conteúdo de cálcio, alumínio, titânio, e sódio) que, quando parcialmente fundido, pode produzir um líquido basáltico. Tal material também tem uma apropriada densidade e propriedades sísmicas para combinar com aqueles determinados pelo manto (Boyd e McCallister, 1976; Green e Liberman, 1976; 1979). Abundantes evidências indicam que os
237 basaltos podem ser gerados por fusão parcial de tal material lherzolito. Pelas razões listadas acima, a maioria dos estudos do manto acreditam que o manto “típico” é composto por peridotito. Mais especificamente, ele é uma quarta fase do lherzolito, composto de olivina, ortopiroxênio, clinopiroxênio, e uma fase de alumínio subordinada, tais como a granada, spinélio, ou o plagioclásio. A maioria do manto oceânico superficial, agora representado pelo dunito e harzburgitos nos ofiolítos, e alguns nódulos no basalto, parecem estarem relacionados às lherzolitos como resíduo refratário depois dos basaltos terem sido extraídos, como ilustrado na Figura 10-1. Note que as composições dos dunitos, dos harzbunitos, lherzolitos, e dos basaltos toleíticos são colineares, e que a composição do lherzolito caem numa posição intermediária entre o basalto e os outros dois tipos de rochas. Se o toleítico é criado pela fusão parcial do lherzolito, a extração do líquido irá deixar a composição do material permanecente diretamente distante a partir do toleítico na direção do harzburgito e dunito.
Figura 10-1: Relação entre o TiO2 e o Al2O3 para a granada lherzolita, harzburgito, e dunito, assim como para o basalto toleítico, mostrando como a extração de uma fusão parcial basáltica a partir da granada lherzolita pode resultar na criação de um sólido refratário de harzburgito ou resíduo dunito. De Brown e Mussett (1993).
Nós podemos aplicar a regra da alavanca na Figura 10-1 e determinar que de 20 a 25% da fusão parcial do lherzolito irá produzir basalto toleítico, deixando de 75 a 80% como essencialmente resíduo livre de dunito em Al2O3. Uma fusão parcial de 15 a 20% irá deixar um harzburgito com baixo alumínio. Algumas amostras de dunito/harzburgito têm acumuladas texturas, contudo, estes podem ter sido formados pela acumulação da olivina e do ortopiroxênio durante a cristalização fracional do magma basáltico na câmara magmática no topo do manto ou próximo dele. O alumínio lherzolito representa o manto não depletado, ou fértil – fertile, com uma composição presumida a estar próxima do manto original. Ele é uma fonte primária para a geração de fusão parcial basáltica. A Tabela 10-2 sumariza a composição mineralógica e química da maioria das amostras de lherzolitos dos kimberlitos: granada lherzolita e spinélio lherzolito. Note a grande similaridade na composição entre os dois tipos de rocha. Eles são essencialmente idênticos. Para a primeira vez, nos partimos de uma questão metamórfica comum: Como pode rochas quimicamente idênticas ter diferente mineralogia?
Tabela 10-2: Composição Mineralógica e Química do Spinel e da Granada Lherzolita.
238 A Figura 10-2 é um diagrama de fase da pressão-temperatura criado a partir de estudos experimentais nas rochas do manto do tipo de composição alumínio lherzolito. O autor inverteu o eixo da pressão a partir de uma orientação convencional para refletir o aumento com a profundidade. O diagrama mostra o liquidus e o solidus com o intervalo de fusão escurecido (compare com a Figura 7-13 para o basalto), também para algumas reações metamórficas sub-solidus. As reações metamórficas mais superficiais no qual a fase do alumínio é a mais estável. A inclinação superficial das reações sugere que ∆V tem um papel mais importante do que ∆S (a partir da Equação de Clapeyron 5-15), e assim as reações são mais sensíveis às pressões do que as temperaturas. Incluído na figura está uma estimada geoterma diante da base oceânica. Onde esta geoterma intercepta uma reação em particular, as condições de pressão e temperatura se tornam apropriada para que a reação assuma uma posição. Assim em baixas pressões (abaixo 30 Km) o plagioclásio é estável, o spinélio a partir de 30 a 80Km, e finalmente as granadas a partir de aproximadamente 80 a 400 Km. Em grandes profundidades as fases de altas pressões ocorrem. A transição de ~ 600 Km parece representar o limite superior do Si na coordenação IV, e as estruturas silicáticas similares ao mineral perovskita, com Si na coordenação IV, provavelmente existe além desta profundidade.
Figura 10-2:Diagrama de fase do lherzolito alumínio com o intervalo de fusão (cinza), reações subsólidus, e gradiente geotermal oceânico. Note que a pressão aumenta para baixo, refletindo o trende na Terra. De Wyllie (1981).
Esta seqüência de reações explica como nós podemos ter equivalência composicional do spinel e das granadas lherzolitas, e também nos diz que os plagioclásios lherzolitos são alternados em baixas pressões, também com a mesma composição química. Dessa forma explica porque o plagioclásio, o spinel, e a granada são raramente encontrados juntos na mesma amostra, e porque o plagioclásio é encontrado somente em amostras do manto superficial (ofiolítos e alguns oceanos basálticos), enquanto as granadas lherzolitas ocorrem mais comumente em kimberlitos que tapam a fonte do manto em profundidade. Devido ao plagioclásio peridotito serem limitadas às profundidades menos do que aproximadamente 30 Km, o qual é menor do que a espessura da maioria das crostas continentais, nós podemos esperar plagioclásio peridotito a estarem ausentes na maioria do manto subcontinental, o topo do qual está mais comumente em profundidade de mais 30 Km. Isto explica porque é tão raro em kimberlitos. A transição a partir do plagioclásio para o spinel peridotito, e do spinel para granada peridotita são acompanhados pelas seguintes reações metamórficas idealizadas:
CaAl2Si2O8 + Mg2SiO4 = 2MgSiO3 + CaMgSi2O6 + MgAl2O4 (Plagioclásio) (Olivina)
(Opx)
(Cpx)
MgAl2O4 + 4MgSiO3 = Mg2SiO4 + Mg3Al2Si3O12 (Spinel)
(Opx)
(Olivina)
(Granada)
(10-1)
(Spinel)
(10-2)
239 10.2 Fusão do Manto Agora que nós temos uma idéia da natureza química e mineralógica do manto, vamos retornar para a nossa questão original relativo à possibilidade de fusão do manto. A geoterma mostrada na Figura 10-2 não intercepta os solidus para um manto fértil de lherzolitos, o qual suporta o nosso recente ponto de vista, baseado nos dados sísmicos, que a fusão do manto não ocorre sobre circunstancias normais. Existe um numero de estimativas para uma medida da geoterma oceânica, mas nenhuma delas se aproxima do solidus. Logo nosso primeiro problema, devido a nós sabermos que os basaltos são realmente gerados, é entender como o manto pode ser fundido. Existem três maneiras básicas de acompanhar este ponto de vista, seguindo as três principais variáveis naturais. Nós podemos também elevar a temperatura, diminuir a pressão, ou mudar a composição. É claro, estes devem ser feitos de maneira geológica possível. Vamos analisar cada um deste mecanismo por vez.
10.2.1 Elevando a Temperatura A Figura 10.3 mostra como a fusão pode ser acompanhada pelo simples aquecimento do manto acima da geoterma natural. Talvez a maneira mais simples que nós podemos fazê-lo é acumular calor suficiente pelo decaimento radioativo dos elementos, devido a esta ser a única fonte que conhecemos de aquecimento do que outras do que o escape a partir de outros processos de diferenciação primordial (Seção 1.8.2). Os elementos radioativos primordiais (K, U, e Th) ocorrem em tais concentrações baixas do manto que eles são capazes de produzir menos do que 10-8 J g-1a-1. Uma rocha típica tem um calor especifico (o calor requerido para elevar 1g de rocha 1ºC) no sentido de 1Jg-1deg-1. Seriam requeridos assim acima de 107 anos para o decaimento radioativo para elevar a temperatura de peridotito de 1ºC. A condutividade térmica das rochas é bastante baixa, mas certamente elevada o suficiente para permitir que este calor se dissipe ao longo antes que qualquer rocha esteja próxima à fusão. De fato, a geração de radioatividade e condução do calor é exatamente o processo responsável para acima da metade do fluxo de calor quando este atinge a superfície para criar uma geoterma em primeiro lugar. As concentrações locais dos elementos radioativos para aumentar a produção do calor requereriam elevados fatores de concentrações não realistas sem qualquer condução do mecanismo para compensar a perda da entropia. Se, em um evento atípico nós quisermos acompanhar de alguma forma esta concentração e gerenciar o calor do manto para o solidus, o calor requerido para a fusão deve suprir o calor latente de fusão dos minerais, o qual está aproximadamente 300 vezes maior do que o calor especifico requerido para trazer o mineral acima do ponto de fusão. O trabalho de produção de suficiente fusão a ser extraída assim se torna muito difícil. Acredita-se amplamente que um repentino pulo no calor para uma futura ascensão da temperatura das rochas já em seus estado solidus tem um papel significante na moderação incomum dos fluxos termais no manto. Finalmente, se a porcentagem ou duas das fusões forem produzidas o k, U, e o Th, o qual são altamente incompatíveis, concentrariam na fusão, e escapariam, deixando o peridotito muito depletado para produzir seguintes fusões iguais ao vulcanismo da superfície que nós observamos.
Figura 10-3: Fusão devido ao aumento da temperatura.
240 O fluxo do calor a partir do manto inferior ou do núcleo não é muito bem compreendido. Em geral, ele é compelido pelo gradiente geotérmico por si mesmo na Figura 10-2, mas o gradiente é a mais obvia manifestação local dos fluxos de calor que são o hot spot, tais como Hawaii, os quais estão acima das setas indicando os condutores dos magmas basálticos que parecem terem uma fonte estacionária no manto (Crough, 1983; Brown e Mussett, 1993). A moção das placas acima deste hot spot estacionário resulta numa aparente migração das atividades vulcânicas através das placas ao longo do tempo, e ele tem sido usado para determinar a moção “absoluta” da placa. A origem destes hots spots é ainda desconhecida, mas é popularmente atribuída a processos profundos presente na base do manto, e talvez relacionado à produção do calor ou da convecção no núcleo do liquido. É claro que atribuindo problemas a fontes profundas é a maneira mais simples de evitá-los na literatura geológica, mas parece ser justificado neste caso. Existem inúmeros destes hots spots (Figura 14-1), e eles são definitivamente uma maneira de adicionar um calor extra ao manto e produzir basaltos, mas eles são fenômenos locais, e não podem produzir basaltos em qualquer local onde os basaltos comumente ocorrem, tais como as cadeias meso-oceânicas. Nós vamos retornar ao assunto hots spots no Capítulo 14.
10.2.2 Redução da Pressão Devido ao seco solidus peridotito ter uma inclinação positiva de P/T (parece negativa na Figura 10-2 e 10-3 devido ao autor ter invertido o eixo da pressão), nós podemos conseguir a fusão pela redução da pressão numa temperatura constante. A idéia mais simples, de que zonas locais de pressões baixas (pressão equivalente a dos hots spots?) está instável em materiais não dúcteis tais como o manto, pois materiais de elevadas pressões flutuariam rapidamente para áreas de baixas pressões ate que o equilíbrio litostatico fosse atingido. Uma mais plausível maneira de reduzir a pressão é ascender às rochas do manto para níveis superficiais enquanto se mantém o conteúdo calorífero reservado. Quando o material se move para acima, a pressão é reduzida e o volume aumenta sutilmente, resultando numa leve redução da temperatura (de 10-20 ºC/GPa ou 0.3-0.3ºC/Km para as rochas do manto, Ahren e Turcotte, 1979). As massas bem desenvolvidas também se moveriam para dentro das áreas mais frias, e perderiam o calor pela condução nas vizinhanças, logo ele seria então simplesmente seguido de uma geoterma, nunca aproximando do ponto de fusão. Se, por outro lado, a ascensão for suficientemente rápida para minimizar a perda de calor para as vizinhanças, somente a diferença de temperatura seria devido à expansão. Se a perda da condutividade de calor for zero, o processo é referido como adiabático – adiabático, e qualquer ascensão do material da rocha seguiria a curva com uma inclinação de ~12C/GPa (Figura 10-4), chamada de adiabato – adiabat. É claro, um puro processo adiabático não é parecido, mas um material do manto bem formado em taxas geológicas aceitas, estariam próximos seguindo a curva com inclinação excessiva do que uma curva de fusão (~130º C/GPa), e iniciaria a fusão. Uma vez que a fusão comece, o calor latente de fusão irá absorver o calor a partir da ascensão da massa, e causar uma passagem adiabática para seguir uma superficial inclinação da temperatura/pressão próxima à curva do solidus, assim um intervalo de curva transversal mais obliqua. Como resultado, um material do manto bem definido será divergente a partir do solidus lento, produzindo quantidades limitadas de fusões. Este processo é chamado de fusão descompressional – decompression melting.
Figura 10-4: Fusão por descompressão (adiabático) por redução da pressão. A fusão começa quando o adiabato atravessa o solidus e o transverso escurecido do intervalo de fusão. As linhas pontilhadas representam à fusão aproximada em %.
241 Materiais do manto bem formados ocorrem nas fronteiras das placas divergentes, onde duas placas são empurradas a parte, e o material do manto deve fluir a cima para preenchê-la. Langmuir et al. (1992) calculou que aproximadamente de 10 a 20% da fusão irão ocorrer em GPa (0.3% Km) de liberação continua de pressão. Assim, se o material bem desenvolvido começar com a temperatura do solidus, ele teria que ascender aproximadamente de 65 a 100 Km para atingir de 20 a 30% da fusão estimada para adicionar a ascensão necessária para trazê-lo a temperatura do solidus em primeiro lugar, o qual seria na ordem de 150 Km.
10.2.3 Adicionando Voláteis Devido a nós termos especificado a composição do manto, não nos é permitido ter um grande trato do ajuste criativo aqui. Embora o conteúdo dos componentes imóveis possa ser compelido, as espécies voláteis são móveis, e nós podemos especular como seus efeitos na fusão do manto lherzolito. Em alguns xenólitos do manto nós encontraremos na flogopita ou no anfibólio. Eles são as menores fases, mas eles atestam à presença de algum H2O no manto. Wylie (1975) estimou que a quantidade de H 2O em um normal material do manto está aproximadamente excedido em 0.1 peso%, e sugere que ele não está uniformente distribuído (o manto é provavelmente muito mais hidratado em zonas de subducção, contudo). Exames microscópicos revelam inclusões de fluidos (figura 7-17), acima de 5 μm em diâmetros, muito dos quais contem H 2O, mas alguns são preenchidos com um liquido denso de CO2. Isto, e a ocorrência de inclusões de carbono em alguns minerais do manto (McGetchin e Besancon, 1973) e na matriz dos kimberlitos, sugere que o CO2 está presente no manto. No Capítulo 7, nós exploramos os efeitos do H2O e CO2 nas relações de fusões nos sistemas silicáticos. A Figura 10-5 mostra um seco solidus peridotito de Ito e Kennedy (1983) a determinações gerais do peridotito sólido e saturado em H2O. Como previsto teoricamente e demonstrado experimentalmente no Capítulo 7, o efeito do H 2O é dramaticamente menor do que a temperatura do solidus, especialmente em elevadas pressões onde mais das espécies voláteis podem ser acomodadas na fusão. A interseção geoterma todo o sólido saturado em H 2O, logo a fusão do manto é certamente possível em um ambiente hídrico sem necessitar perturbar a geoterma de qualquer maneira. Este método por si só resolveria o problema da fusão do manto, com exceção se o manto não estiver claramente saturado em H2O (ou CO2). Como mencionado previamente, o conteúdo H 2O de um manto “normal” é provavelmente na ordem de 0.1 a 0.2% peso, e é provavelmente ligado nas fases hídricas minerais. As três comuns fases hídricas estáveis nos sistemas ultramáficos são uma flogopita, um anfibólio, e a serpentina, não são estáveis acima de aproximadamente 600ºC, e está assim estritamente numa alteração de redução de temperatura das rochas do manto trazidas próximas a superfície.
Figura 10-5: Solidus peridotito seco comparado com alguns experimentos de peridotitos saturados em H 2O.
A Figura 10-6 apresenta a combinação do diagrama de fase para um sistema do manto hídrico. Ele inclui o Kushiro et al. (1968) solidus saturado em H2O para o lherzolito, as reações de desidratação para o anfibólio e a flogopita, e o campo das geoterma estimado para o oceano. Todas as três curvas de equilíbrio tem a forma prevista pela Equação de Clapeyron, dando uma variação em ∆V assim como a pressão aumenta (Capítulo 5). Como a pressão aumenta, ∆V decai devido à alta compressibilidade da fase fluida, logo a inclinação se torna escarpada. Em
242 pressões bastante elevadas,a inclinação se torna vertical e reverte assim como a composição lateral do fluído das reações se torna ocupada por menos volume, e ∆V muda o sinal. Os requisitos para a fusão neste sistema são ter: 1. H2O livre, limitado em minerais, e 2. Condições de temperatura e pressão suficiente para fundir o lherzolito sobre condições (H 2O saturado).
Figura 10-6: Diagrama de fase (parcialmente esquemático) para o Manto hidratado, incluindo o solidus lherzolito saturado em H2O de Kushiro et al. (1968), as curvas de desidrataçào para anfibolio (Millhollen et al., 1974) e flogopita (Modreski and Boettcher, 1973), mais as geotermas dos oceânos e dos escudos de Clark e Ringwood (1964) e Ringwood (1966). Segundo Wyllie (1979).
Se nós assumirmos as condições “normais” das geotermas sub-oceânicas, nós devemos seguir a geoterma do oceano na figura. Em profundidade próxima de 70 Km a geoterma intercepta o solidus da H 2O saturada no ponto a, mas não existe H2O disponível, e o sistema está abaixo do solidus seco. Como resultado, nenhuma fusão ocorre neste ponto, devido a nós termos o critério (2) atendido, mas o critério (1) não é. No ponto b, se existir qualquer anfibólio presente, o anfibólio irá romper, liberando H2O, o qual será imediatamente liberado e disponibilizado para produzir qualquer fusão devido às condições estarem acima do solidus da H 2O saturada e ambas as condições (1) e (2) são atendidas. Se a flogopita estiver presente, preferencialmente do que o anfibólio, nenhuma fusão será produzida até o ponto c, em profundidade de 90 Km, quando a flogopita se quebra e libera H 2O. Se nós considerarmos uma diferente passagem de P/T, tal como o campo da geoterma, o sistema irá atravessar a quebra do anfibólio primeiro no ponto d, onde o anfibólio desidrata para uma assembléia de minerais anídricos e liberando H2O. Devido a este acontecimento em pressões e temperaturas abaixo do solidus de peridotito saturado em H 2O, nós temos o critério (1) atendido, mas não o critério (2), logo nenhuma fusão irá ocorrer neste ponto. Somente quando o solidus está atravessado no ponto e pode o H2O ser usado para fundir o peridotito (se ele não migrar a partir do sistema entre os pontos d e e). O campo da geoterma é menor do que a geoterma continental na Figura 1-6, pois os campos são antigos, áreas estáveis, de alguma forma depletados em elementos radioativos incompatíveis. Devido à quantidade de H2O em ambos os casos ser muito pequena, a quantidade de fusão produzida neste modelo é também muito pequena, menos do que 1% (ver Figura 7-23 como exemplo do efeito limitado de H2O na fusão). Assim, ao contrario do método atrativo para produzir fusões sem ter que invocar condições incomuns P/T, a quantidade de fusões que podem ser realisticamente produzidas no manto hídrico é provavelmente menos do que 1%, o qual será adsorbido pela superfície dos cristais, provavelmente um filme descontinuo, e não pode ser extraído a partir da fonte do peridotito (ver Seção 11.2). Embora nós possamos não ter encontrado uma maneira de gerar as fusões para atingir a superfície, nós podemos encontrar uma boa maneira de explicar a ocorrência da baixa velocidade da sísmica nas camadas (Capítulo 1). A pequena quantidade de fusão retida no peridotito ainda irá permitir as transmissões das ondas-S, mas pode se esperado que ambas as ondas S e P sejam lentas. A profundidade das camadas (de 60 a 120Km) encaixa bem com aquelas esperadas na Figura 10-6. Para uma discussão desta interpretação para a lenta velocidade nas camadas, ver Green e Liberman (1976) ou Solomon (1976). Nós devemos
243 ver nos Capítulos 16 e 17 que o conteúdo de H2O do manto nas zonas de subducção é provavelmente muito maior, e é um importante fator np magnetismo de subducção relativa.
Figura 10-7: Diagrama de fase para um sistema do manto carbonático, incluindo o solidus do lherzolito saturado em CO 2, a curva de quebra da carbonização para o dolomito calcico, mais o campo das geotermas oceânicas de Clark e Ringwood (1964) e Ringwood (1966). Também estão inclusos as curvas de reação do plagioclásio spinel e do granada spinel pra as Figuras 10-2. De Wyllie (1979).
Experimentos em sistemas de peridotito composto por CO 2 podem também produzir pequenas quantidades de fusões em pressões próximas de 2-4 GPa (Huang e Wyllie, 1974; Wyllie e Huang, 1975; Eggler, 1976). Na Figura 10-7, Ringwood estimou a interseção da geoterma oceânica para o rompimento da curva da dolomita, o qual libera CO2, e então um sólido saturado em CO2, iniciando uma fusão. A geoterma de Clark e Ringwood intercepta direto a curva de fusão da dolomita. Devido às amostras do manto sugerirem que o conteúdo carbonático é menor, isto deve resultar na produção de quantidades muito pequenas de fusões no intervalo de profundidade de 75 a 120 Km, dependendo da geoterma escolhida. Então a adição de CO 2 pode também produzir pequenas quantidades de fusões a serem produzidos entre 75 e 120 Km com um aquecimento normal no fluxo de calor. Devemos retornar aos efeitos do CO2 na fusão do manto no Capítulo 19.
10.2.4 Um breve Sumário da Fusão do Manto Tão distantes, nós estejamos para um bom claro começo. Nós temos uma idéia do que comprime um típico manto, e nós temos encontrado algumas maneiras razoáveis para iniciar a fusão. Todo o método explorado acima para a fusão do manto é provavelmente trabalhado em uma área ou outra. O gradiente de uma elevada e anormal geoterma pode ocorrer em hots spots, ascendendo às áreas de convecções das células, ou locais onde os magmas estão ascendendo os diapiros. A redução da pressão pode estar associada com as proximidades bem desenvolvidas do material do manto nos rifts, ou em associação com o material ascendente, tais como os mencionados anteriormente. Os voláteis, em particular o H2O e o CO2, podem reduzir suficientemente a temperatura do solidus para criar fusões com geotermas normais, mas o baixo conteúdo de voláteis no manto limita severamente a quantidade de fusões produzidas. Nos Capítulos 16 e 17, nós partiremos do magmatismo das zonas de subducção, onde o papel do H2O (subduzido na crosta hídrica ou sedimentos) é forte o suficiente para iniciar um importante papel na geração do magma. Nós também sabemos a partir de experimentos que a fusão parcial de um manto lherzolitico irá produzir basalto. Existe algum debate no presente sobre o significado das cúspides - cusps, a menor cavidade em T onde as reações do plagioclásio spinel e granada spinel intercepta o liquidus na Figura 10-2. Esta cúspide é requerida na teoria (como descrito na Seção 26.10), mas a sua magnitude não é conhecida. Alguns autores especulam que eles
244 possam ter solidus menores o suficiente para facilitar a fusão, sendo assim favorecendo a geração da fusão em profundidade especifica (próximo de 40 a 90 Km). Uma fusão mais completa do manto produz o magma ultramáfico que é raro, provavelmente em decorrência do gradiente geotérmico não ser grande o suficiente para produzir tais elevadas proporções, e devido às fusões parciais, uma vez que eles atingem de 10 a 20%, tenderem a separar e ascender, deixando o resíduo refratário que é incomum para fundir. Komatitos – komatites, rochas vulcânicas ultramáficas, são quase que completamente restritos ao Arqueano, quando o gradiente geotérmico for o suficiente elevado, e uma maior fração da fusão parcial pareces ser aparentemente fácil para gerar (ver Nesbitt et al., 1979). Ele permanece estar sendo visto se nós gerarmos uma variedade dos tipos de basalto, em particular os toleíticos e os alcalinos, partindo do nosso típico material do manto. Na primeira aproximação é útil considerar o manto como um reservatório de composições uniformes a partir do qual nós desejamos extrair mais de um tipo de fusão. A “Lei da Parcimônia”, geralmente referido como “Navalha de Ockham”, afirmando que a solução mais simples para o problema é o mais correto. Se o espectro dos basaltos encontrado na superfície pode ser gerado a partir de um manto quimicamente uniforme, nós temos solucionado nosso problema da maneira mais simples possível. Se não, nós teremos que mudar para um modelo mais complexo. Nós devemos agora rever alguns dados experimentais relacionados à fusão de um material típico do manto, e ver se os tipos de basaltos que nós achamos na superfície nas bases oceânicas podem ser gerados.
10.3 Geração do Magma a partir de uma Quimicamente Uniforme Se nós estamos gerando uma variedade de produtos a partir do começo de um material quimicamente uniforme, nós teremos que variar certos parâmetros. Se nós estamos presentemente proibidos a partir da variação composicional, nós devemos começar testando os efeitos da variação da pressão e temperatura. A variação da pressão numa temperatura em particular implica diferentes gradientes geotérmicos. Gradientes baixos atingem o solidus e iniciam a fusão em altas pressões, enquanto que gradientes elevados iniciam a fusão em baixas pressões. A variação da temperatura numa pressão em particular traduz a extensão para o qual o solidus está passado, o qual afeta a porcentagem da fusão parcial produzida. Esta é uma importante variável em qualquer profundidade, como nós encontramos a partir dos sistemas experimentais nos Capítulos 6 e 7, assim bem como a partir dos modelos de fusões parciais discutidos no Capítulo 8. Quais efeitos irão variar a profundidade e extensão da fusão tendo sido a fusão parcial produzida a partir do alumínio lherzolito?
Figura 10-8: Mudança na composição do eutético (primeira fusão) com o aumento da pressão de 1 para 3 GPa projetados acima da base do tetraedro do basalto. Todas mais as temperaturas baixas terminam nas curvas cotéticas tendo sido omitidas a evitar desordem. De Kushiro (1968).
245 Nós começamos olhando novamente nos efeitos da pressão na fusão. A Figura 10-2 e as reações (10-1) e (10-2) nos mostram importantes efeitos da pressão que causam mudanças sensíveis na pressão da mineralogia do manto lherzolito. Assim através da composição química do manto pode estar constante, a composição mineralógica está variando com a profundidade. Devido aos minerais estarem sendo fundidos, a primeira fusão da granada lherzolita não seria a mesma nas primeiras fusões do plagioclásio lherzolito de mesma composição. Naturalmente uma fusão completa de cada um produziria uma idêntica fusão, devido a todos os componentes estarem então convertidos. Na Seção 7.4, nós aprendemos que as pressões mudam tendo efeitos idênticos na fusão dos minerais (como resultado das suas diferentes compressibilidades). Isto causa uma transferência na posição do mínimo eutético, resultando em diferentes composições de fusões eutéticas. A Figura 10-8 mostra como o mínimo eutético varia com a pressão no sistema Ne-Fo-Q. Perceba que o mínimo eutético (a composição da primeira fusão) se move com o aumento da pressão a partir da sílica saturadas (toleítico) para altas fusões subsaturadas e alcalinas. Isto transfere o reflexo de ambos os efeitos diferentes de compressão nos minerais, e mudanças mineralógicas controladas pela pressão. Na pressão atmosférica de 1,a albita é envolvida na fusão mas em 3 GPa (como devemos calcular no Capítulo 27) a albita está não longe da estabilidade, e um piroxênio jadeitíco está começando a fundir no lugar, com uma associação dos efeitos no liquidus e no eutético. A implicação a partir deste simplificado sistema basáltico é que os toleítos são favorecidos pela fusão superficial alcalina e basaltos alcalinos subsaturados em sílica por uma fusão profunda.
Figura 10-9: Variação na natureza do liquidus e resíduos refratórios associados com a fusão parcial do pirolito em varias pressões. Incluído está a próxima mineralogia do solidus. De Green e Ringwood (1967).
Nós agora retornaremos para experimentos de fusões parciais nas rochas do tipo mantélicas. A Figura 10-9 ilustra os resultados dos experimentos por Green e Ringwood (1967) no pirolito sintético de Ringwood no material do manto. O tamanho dos padrões de bloqueio correspondem à quantidade do mineral presente nas mudanças experimentais, assim uma clara avaliação das mudanças na mineralogia em profundidade e fusão. Note que a olivina e os dois piroxênios dominam a mineralogia do sub-solidus (no caso a lherzolita), e o plagioclásio está na fase aluminica abaixo de 1 GPa. Em elevadas pressões a mineralogia do manto pirolito difere do lherzolito na Figura 102. Nos experimentos de Green e Ringwood (1967), o spinel não é separado nesta fase, mas dissolve componentes
246 nos piroxênios aluminosos antes da temperatura do solidus ser atingida. Isto resulta na produção da reação da granada que é diferente da reação (10-2), e não envolve o spinel, e ocorre aproximadamente em 3 GPa. A Figura 10-9 mostra que ambas as pressões e a porcentagem do efeito da parcial (o tamanho dos blocos vazios são proporcionais à quantidade do líquido produzido). Aqui nós vemos que a primeira fusão é mais subsaturada (alcalina) em 60 Km do que em 25 Km, o qual concorda com a Figura 10-8. Também note que alguns tipos diferentes descritos foram feitos em 1 GPa (60 Km), cada um em temperaturas diferentes, produzindo diferentes frações de fusões. As baixas frações de fusão parcial nesta pressão resultam em basaltos mais alcalinos. Isto é devido aos álcalis serem altamente incompatíveis e entrarem cedo nas fusões, enquanto que sucessivas fusões incrementam lentamente a dissolução das concentrações álcalis (ver as Figuras 9-2 e 9-3) resultando num caráter toleítico mais saturado em sílica. Pela variação da profundidade da fusão e/ou da quantidade da fusão parcial produzida, nós podemos gerar tanto um basalto alcalino quanto um basalto toleítico. O resíduo sólido entre aproximadamente 20% da fusão parcial é um harzburgito. Ele pode requerer acima de 60% da fusão parcial para criar um resíduo de dunito. Incluído na Figura 10-9 está um breve sumário dos efeitos possíveis da cristalização fracional nos reservatórios de magmas crustais. Em tais reservatórios o trende comum está em direção dos líquidos envolvidos por sílica (andesitos, riolitos, etc.). Note que baixas pressões térmicas dividem a separação das series magmáticas toleiticas e alcalinas (Figura 8-13) o qual faz destas séries distintas assim que elas envolvem nas câmaras magmáticas superficiais para membros mais silicáticos, como discutido no Capítulo 8. A natureza da cristalização fracional também varia com a profundidade. Assim como as fases no manto variam com a profundidade na Figura 10-2, da mesma forma que as fases que cristalizam a partir da fusão em ascensão irá variar.
Figura 10-10: Representação esquemática do esquema da cristalização fracionada de Green e Ringwood (1967) relacionado a vários tipos de magmas basálticos em pressões que variam de moderadas a altas. Os minerais fracionados são listados próximos às setas. De Wyllie (1971).
A Figura 10-10 mostra o sumario de Wyllie dos produtos das fusões e cristalizações fracionais dos esquemas de Green e Ringwood (1967) e Green (1969). A cristalização fracional, se acompanhada da mesma
247 profundidade de fusão, é simplesmente o reverso do processo de fusão parcial, como você pode ver em 1.8 GPa (60 Km) nível da Figura 10-10. A remoção da enstatita aluminosa (Al-En) a partir da olivina toleítica produzida a partir de 30% de fusão parcial resultando num basalto alcalino que poderia ter sido criado simplesmente por 20% da fusão parcial na Figura 10-9. Criando a fusão parcial numa dada profundidade e a fracionando numa profundidade superficial, contudo, uma grande variedade de tipos de magmas pode ser gerada. Também, a térmica divida a separação das séries alcalinas e toleiticas (D na Figura 10-10) não havendo uma elevada pressão, logo é possível ir a partir do magma toleítico para o alcalino via uma cristalização fracional em elevadas pressões, como discutido e amostrado em 1.8 GPa na Figura 10-10. Note que as mudanças ocorrem com a profundidade nos tipos de minerais que se fracionam a partir do líquido. De uma importância em particular está à solubilidade do alumínio nos piroxênios, no qual são mais extensivos em elevadas pressões. Os piroxênios pobres em Al são removidos com o fracionamento superficial, deixando mais Al para trás, resultando em líquidos elevados em Al. Piroxênios com elevados Al fracionam em profundidade, produzindo altos SiO2 e líquidos subsaturados Al2O3 (nefelinitas). O´Hara (1965, 1968) também investigou a fusão do manto e o fracionamento dos cristais a partir dos líquidos basálticos em várias profundidades. Ele também encontrou que os toleíticos saturados em sílica são gerados em pressões superficiais (abaixo 0.5 GPa), abrindo caminho para os basaltos alcalinos subsaturados em sílica com o aumento da profundidade. Os toleíticos são também favorecidos com o aumento do grau de fusão, estendendo seus limites de gerações para grandes profundidades. O´Hara acreditou que as fusões se fracionam continuamente logo que elas ascendem com pelo menos a cristalização da olivina, e que os magmas que atingem a superfície são líquidos residuais, e não necessariamente um magma primário (no sentido de que eles refletem a fusão parcial inalterada produzida em profundidade).
Figura 10-11: A projeção do diagrama da normativa do ol*-ne*-q de Irvine e Baragar (1971) mostrando que os trendes nas fusões parciais do spinel lherzolito a partir de 6 a 35% da fusão parcial. O ne* = ne + 0.6 ab, q* = q + 0.4 ab + 0.25 opx. De Hirose e Kushiro (1991).
Investigações mais recentes feitas por Hirose e Kushiro (1991) no lherzolito spinel seco e natural concorda que em fusões lentas a fração conduz para os basaltos alcalinos, enquanto que em elevadas frações de fusões conduz para composições mais toleiticas. Isto é mostrado na Figura 10-11 (uma modificação na base do tetraedro do basalto, Figura 8-12) pelos trendes longes de ne* e em direção do opx. A fusão em elevadas pressões conduz para os picritos que são a nefelina-normativa (alcalina e sílica subsaturada) em baixo grau de fusão parcial, e saturado em silica em elevadas frações de fusões. Embora exista alguma discordância nos detalhes entre os esquemas de Green e Ringwood (1967), O´Hara (1968, e Hirose e Kushiro (1991), está claro que uma variedade substancial de fusões pode ser derivada a partir de
248 um manto quimicamente homogêneo, e que esta variedade incluem todos os tipos básicos de magma que nós vemos na superfície. Esta generalização é substanciada por outras extensões de trabalhos (Yoder e Tilley, 1962; Yoder, 1976; Hess e Poldervaart, 1968)). Finalmente, nós devemos lembrar que os fluidos no manto podem também afetar o tipo de fusão gerada. A Figura 7-27 mostra os efeitos da fusão seca, fusão saturada em H2O, e fusão saturada em CO2 num sistema basáltico análogo em 2 GPa. O ponto eutético Eseco na Figura 7-27 é o mesmo ponto em E2GPa na Figura 10-8. o H2O transfere o eutético na direção da saturação em silica (toleíticos) enquanto que o CO 2 transfere o eutético na direção das composições mais alcalinas. Embora a quantidade de fluidos do manto como um todo é geralmente considerado a ser menor, como discutido em conjunção com a menor velocidade das camadas acima, nós sabemos a partir dos kimberlitos e carbonatitos que o H2O e o CO2 podem localmente ser muitos mais elevado. Para sumarizar, a maioria dos modelos da petrogênese dos basaltos incide no seguinte (modificado a partir de Wyllie, 1971, pp 207-208): 1. A composição dos basaltos primários são controlados pela profundidade das fusões parciais e segregações a partir do peridotito do manto, o grau de fusão parcial, e a quantidade e os tipos de fases voláteis, se presentes. 2. A composição do basalto que atinge a superfície da Terra é também controlado por algum fracionamento do cristal subseqüente durante uma segregação de uma ascensão posterior. 3.Os toleíticos podem ser formados por uma fusão superficial ou pelo fracionamento da olivina durante a ascensão do liquido picrito fico em profundidade. Os toleíticos também são favorecidos pelos voláteis ricos em H 2O. Basaltos alcalinos pobres em silica são derivados por menores graus de fusões parciais, fontes muitos profundas, e voláteis ricos em CO2. 4.Os toleíticos também podem ser formados quando a olivina se fraciona durante a ascensão do picrito liquido fixo em profundidade, e basaltos alcalinos pelo fracionamento em profundidade fixa de fases silicáticas ricas em Al.
10.4 Magmas Primários
A Figura 10-10 sugere que a cristalização fracional pode ser comum durante as ascensão do magma basáltico. O´Hara (1965, 1968) o considera inevitável. Isto nos traz para dentro da exata questão de como os magmas primários comuns estão na superfície da Terra. Nós definimos os magmas primários – primary magmas nos Capítulos 6 e 8 são aqueles que são formados pelo fusão em profundidade, e não foram modificados subsequencialmente durante a ascensão para a superfície. Os magmas modificados são referidos como derivativo – derivative ou envolvido – envolved. Devido à dificuldade na determinação se o magma é verdadeiramente primário, nós introduzimos o termo pai – parental no Capítulo 8 para a maioria dos tipos de magmas no espectro do magma numa dada localidade. O magma pai, se primário ou derivativo por si mesmo, é então considerado a sem uma fonte imediata de mais de um tipo de magma envolvido na série. É difícil entender a origem dos magmas derivativos, contudo, sem o primeiro entendimento do magma primário verdadeiro que os adota. Devido a nossa discussão acima sugerir uma variedade de magmas primários que são possíveis, como, então nós podemos reconhecer um magma primário? Existem vários critérios para que se possa ser aplicado à avaliação da natureza do magma primário. Como é comum na geologia, este critérios são claramente umas boas demonstrações de um magma em particular que não é primário, mas eles não podem provar que aquele magma é verdadeiramente primário. Os critérios mais simples são que o magma plota no fim da extremidade de um índice de diferenciação (tais como menor porcentagem de SiO 2, maior concentração de Mg/(Mg + Fe), baixa porcentagem de álcalis, etc.) e que ele tem uma alta temperatura de extrusão. Estes critérios são úteis, mas não podem somente indicar o magma pai, nem o primário. Apesar de tudo,
249 eles nos mostram que os basaltos são tipos de magmas indicados a serem os melhores candidatos para magma primário. Vamos retornar para o momento na Figura 6-11: o eutético da anortita-diopsidio. Logo que resfriamos a composição a para 1445ºC, nós atingimos o ponto b, onde a fusão, uma complexa solução de íons e moléculas, se torna saturada em componentes de anortita. Neste ponto a anortita começa a se cristalizar, muito mais por precipitação do sal a partir da solução de sal durante o resfriamento ou evaporação. No ponto d, o eutético, a fusão está saturada tanto para a anortita quanto para o diopsidio, e ambas as fases se cristalizam. No sistema ternário, quando a fusão atinge o eutético ternário (ponto M nas Figuras 7-1 e 7-2), as fusão se torna saturada em três fases, e logo em mais componentes são adicionados. Nós referimos para a fusão que é saturada em varias fases pelo menos como múltipla fusão saturada – multiply saturated melting. A maioria dos basaltos, quando em erupção, estão próximos da temperatura do seu liquidus (ele também contém formas de fenocristais, ou fenocristais com uma pequena adição de resfriamento). Além disto, todos os tipos de minerais maiores começam a se cristalizar dentro do intervalo de temperatura, o qual sugere que eles estão próximos de começarem a multiplicar a saturação. Tome com exemplo o Lago de Lava Makaopuhi no Capítulo 6. A temperatura de erupção era estimada em 1190ºC (Wright e Okamura, 1977), no qual o ponto da olivina já tinha começado a se cristalizar (Figura 6-2). Assim o magma já estava na temperatura do liquidus (não superaquecido), e saturado em olivina. As outras fases maiores, plagioclásio e clinopiroxênio, começaram a se cristalizar dentro de 20ºC de resfriamento (Figura 6-2). Assim o basalto de Makaopuhi, estava em erupção na temperatura do liquidus, e estava próximo de começar a multiplicar a saturação. Primeiro nós vamos considerar uma múltipla fusão saturada a ser um bom indicador para o magma primário. Depois de todos, se o magma primário é produzido por uma fusão parcial dos peridotitos do manto, pelo menos em baixas frações de fusão, deve ser uma fusão eutética, e está então numa múltipla saturação. Isto é verdadeiro, contudo, somente nas pressões de formação em profundidade, não em pressões de erupção. A Figura 10-8 mostra que devem ser consideradas diferenças entre o eutético atmosférico (1atm) e altos pontos de pressões eutéticas. Se o magma está em saturação múltipla em baixas pressões, esta claramente impossível se estar em altas pressões também. Múltipla saturação de baixa pressão sugere assim que o magma estava em equilíbrio com a fase sólida em profundidade muito superficiais, para a formação do magma. Isto requer que os minerais estejam cristalizados, mantendo o magma transferindo o eutético para uma ascensão. Tais magmas devem ser modificados pela cristalização fracional e não é um magma primário.
Figura 10-12: Relação da fase anídrica do P/T para os basaltos da cadeia meso-oceânicas suspeita de ser o começo do magma primário. De Fujii e Kushiro (1977).
250 Considere a Figura 10-12, no qual mostra os resultados dos experimentos magmáticos num limite de pressão nos basaltos vítreos das cadeias meso-oceânicas suspeito de serem uma fusão primária. Este método de fusão na superfície da rocha em várias pressões para olhar de volta nas fases nas quais ele pode ter estado em equilíbrio é comumente referido como o método reverso – reverse method, devido a ele começar com o produto da fusão parcial como um indicador das características da fonte. Começando com as possíveis amostras do manto e da fusão deles para estimar, foi feito na Figura 10-9 e 10-10, é chamado de método avançado – forward method, devido a ele tentar imitar o processo original. De qualquer forma, de volta a nossa amostra: diferente da maioria dos basaltos das cadeias meso-oceânicas, esta amostra não foi multiplicadamente saturada em baixas pressões. Como pode ser visto na Figura 10-12, em 1 atm ele estava saturado com olivina a 1215ºC, e somente o plagioclásio se juntou a olivina abaixo dos 75ºC. a amostra foi saturada, contudo, com todas as quatro fases do plagioclásio lherzolito em 0.8 GPa e 1250ºC. Isto implica que a fusão representada pelas amostras é um magma primário, uma vez em equilíbrio com o manto em 25 Km de profundidade. Isto pode ser ou não a profundidade onde “começa” no sentido do evento da fusão parcial que criou os basaltos, Mais parecido, estava o último ponto durante a ascensão no qual a fusão estava bem misturada com o manto, o ponto no qual o líquido foi separado a partir dos sólidos do manto e se comportam como um sistema separado. Uma fusão que está multiplicadamente saturada na superfície está desta forma não parecida como candidato para um magma primário. Uma fusão multiplicadamente saturada tem as curvas de saturação, tais como aquelas ilustradas na Figura 10-12, a interseção próxima das superfícies de pressão, e as curvas divergiriam em grandes profundidades, indicando uma necessidade de equilíbrio com o manto. Infelizmente, o critério para a não saturação múltipla na superfície das pressões é somente aquela negativa, devido ao magma que não está multiplicadamente saturado não está também provido a ser primário. Somente sujeitando um basalto natural a uma não múltipla saturação a uma experiência de fusão e recristalização em pressões elevadas, como na Figura 10-12, nós podemos ver se ela pode ser saturadamente multiplicada em altas pressões. Se a fusão parcial é extensiva, contudo, cada fase do manto sucessiva é consumida pela fusão progressiva, a fusão de longe não é saturada naquela fase, até que finalmente ela é somente saturada em olivina, a última fase do manto residual. Fusões primárias resultantes a partir de fusões parciais extensivas, então, podem não ser multiplicadamente saturada em qualquer pressão. Nas menores quantidades, contudo, a fusão deve ser saturada somente em olivina em altas pressões, devido à olivina ser a fase dominante do manto e o último mineral ser fundido. A Figura 7-13, o qual ilustra os experimentos de fusões nos basaltos toleíticos do Rio Snake, mostra que a olivina está somente na fase liquidus em pressões abaixo de 0.5 GPa. Este basalto também foi formado em pressões muito baixas (nem mesmo no manto, devido o Moho ser profundo diante deste Plano do Rio Snake), ou ele perde tanto olivina durante a cristalização fracional que ele não pode permanecer por tanto tempo em altas pressões de olivinas saturadas. Os últimos são mais parecidos, logo o basalto não é um candidato adequado para um basalto primário. Se os experimentos mostrarem que o basalto corresponde às composições eutéticas de altas pressões, e não aos experimentos de baixas pressões, eles indicam um equilíbrio em altas pressões com o manto. Isto pode ser interpretado como um significado de que ele é um magma primário que naquela pressão, ou que pe formado em profundidade, o último fracionamento naquela pressão indicada, e então ascendido essencialmente de maneira inalterada desde então. Em tais casos, o suporte para o magma primário irá ter melhorado, mas esta é uma evidência elusiva. A complicações podem também aparecer na aplicação das técnicas experimentais quando as relações das reações existem para um daqueles minerais. Se a fonte contém ortopiroxênio, ela pode não aparentar uma fase liquidus durante todo o experimento, devido a ela ter uma relação de reação: opx = olivina + líquido (Figura 6-12). Como discutido no Capítulo 8, as lavas afíricas, devido a elas não estarem contaminadas pela formação prévia dos cristais, elas são comumente escolhidas para os diagramas de variação como bons exemplos de fusões derivadas. Alguns petrológos também consideram as amostras afíricas primitivas a seres também possibilidades de magmas primários, devido a elas apresentarem nenhuma evidência de terem formado e perdido fenocristais. Outras questões para este bom senso dos magmas saturadamente multiplicados (ver McBirney, 1993, p. 242). Eles pontuavam que a saturação multiplicada dos magmas tenha provavelmente perdido seus fenocristais recentes. Eles sugerem que algumas lavas ricas em fenocristais, em particular os picritos ricos em olivinas, podem ainda conter
251 suas fases recém-formadas. Infelizmente isto é impossível de determinar se alguma acumulação de fenocristal na base da câmara magmática, e podem assim no sentido de ser mais primitivo do que a fusão primária. Dois outros critérios têm também avançado no suporte de que o magma pode ser primário. Primeiro, os magmas contendo dunitos e nódulos de peridotitos densos são presumidos a terem ascendido rapidamente no sentido de manter os nódulos suspensos. Tais magmas teriam menos tempo para se submeterem ao fracionamento, e podem ser primários. Segundo, a olivina nos nódulos de peridotitos do manto residual é usualmente limitado na composição limite: Fo86 para Fo91. Líquido basálticos em equilíbrio com tais olivinas devem ter o raio de MgO/(MgO + FeO) no limite de 0.66 para 0.75 (Roeder e Emslie, 1970; Green, 1971). Assim nós devemos estar capazes de julgar rapidamente se o basalto é um bom candidato para ser o magma primário a partir das composições químicas dos elementos maiores ou pela sua posição no diagrama AFM. Promovendo as características químicas do magma primário incluem altos conteúdos de Cr (> 1000 ppm) e Ni (> 400-500 ppm). Lembre-se, os critérios acima são mais critérios negativos do que positivos, no que eles são melhores demonstrados em magmas particulares não é primário do que aquele que é. Devis a este caso, um bom candidato para magma primário deve encontrar qualquer um dos critérios acima assim que possível.
10.5 Um Modelo de Manto Quimicamente Heterogêneo Nós temos visto que, pela variação das condições de pressão, a porcentagem da fusão parcial, da composição do fluído, e a cristalização fracional em caminho possíveis, é possível gerar um quadro de espectro de basaltos a partir de uma única composição do manto (incluindo ambos os basaltos toleíticos e basaltos alcalinos, assim bem como basaltos com elevada alumina e picritos). Nosso questionamento para os magmas pais para uma série derivada encontrada na superfície estaria assim aparentando estar no fim, assim bem como acreditado pela maioria dos petrológos em meados de 1970. Contudo, técnicas modernas de elementos traços e análises isotópicas têm mudado as nossas perspectiva em ambas as gêneses e natureza do manto a partir do qual eles são derivados. Isto é um assunto que nós iremos explorar mais completamente nos Capítulos 13 e 14, mas uma breve introdução está em ordem agora. Embora um manto quimicamente homogêneo tenha provido uma simples solução para a variedade de fusões que ocorrem nas áreas oceânicas, e a Ockham´s Razor nos diz que a solução mais simples é a provavelmente aquela mais correta, existem alguns pequenos fatos que nós não podemos explicar desta maneira.
Figura 10-13: Diagrama REE (a) e diagrama Spider (b) de um típico basalto alcalino das ilhas oceânicas (OIB) e basalto toleítico das cadeias meso-oceânicas (MORB). Dados de Sun e McDonough (1989).
252 Primeiro, embora as amostras do manto caiam dentro do quadro da categoria de lherzorlito, harzburgito, e dunito, a variedade é muito importante no sentido de nos dá uma visão panorâmica. Embora os elementos maiores pareçam ser preferencialmente uniformes, a sua variação permite que as amostras pareçam serem separadas dentro de dois grupos principais (Nixon et al., 1981). Os xenólitos férteis – fertile (ou enriquecidos – enriched) têm de alguma forma altos conteúdos de Al, Ca, Ti, Na, e K e menores Mg/(Mg + Fe) e Cr/(Cr + Al) do que xenólitos depletados – depleted. Os xenólitos férteis assim têm mais elementos incompatíveis, o qual pode ser correlacionado com o seu potencial para produzir magma antes de se tornarem mais refratários como às amostras depletadas. A granada e o spinel lherzolito são as amostras mais férteis, e os dunitos são os mais depletados. Existe uma sutil, e ainda importante, diferença entre os termos “fértil” e “enriquecido”, o último implica que alguma coisa tenha sido atualmente adicionada a eles, enquanto que a forma meramente implica poucos tenham sido removidos. Nós ainda não temos discutido maneira de avaliar a disputa que a amostra é verdadeiramente enriquecida. O autor apenas irá mencionar a passagem neste ponto para alguns xenólitos do manto que mostram evidencia de terem sido alterados em profundidade. Embora a flogopita e o anfibólio seja usualmente primários, alguns apresentam texturas sugerindo que a origem está associada com os voláteis e alguns outros componentes oriundos de fluídos, adicionados via uma fase de fluido externa. Outra alteração mineral inclui a apatita, esfeno, carbonato, etc. Segundo, alguns padrões de elementos traços para magmas basálticos derivados do manto nos confrontam com uma complicação. No Problema 9-3 você lhe foi pedido para criar um diagrama REE e um diagrama Spider para dois tipos de rochas. As rochas foram medidas nas suas composições de um “típico” basalto de ilha oceânica (OIB) e basalto de cadeia oceânica (MORB), e os diagramas são reproduzidos na Figura 10-13. A inclinação negativa do padrão do OIB em cada diagrama é um típico padrão de enriquecimento, e não pode prontamente ser explicado via um modelo de tanto uma fusão parcial do peridotito ou cristalização fracional do peridotito derivadas de uma fusão, no qual os elementos mais incompatíveis estão concentrados na fração do líquido (OIB). A inclinação positiva dos trendes do MORB, por outro lado, não podem ser conciliados com qualquer processo de fusão parcial ou cristalização fracional do condrito do tipo mantélico que é incorporado ao HREE e outros elementos relativamente compatíveis dentro do líquido em preferência do que os elementos menos compatíveis. O único método pelo qual a fusão parcial pode tem um padrão de inclinação positiva no diagrama da Figura 10-13 é para uma significante fusão proporcional do sólido que já é um LREE e elementos incompatíveis depletados, e assim tem uma inclinação positiva no começo.
Figura 10-14: Diagrama de REE normalizados pelo condrito para spinelio (a) e (b) granadas lherzolitos.. Do Projeto de Estudo do Vulcanismo Basáltico.
253 Devido a estes diagramas estarem normalizados para o condrito, e um manto não depletado não deve estar próximo ao condrito, ele deve plotar em rocha/condrito = 1.0 e ter uma inclinação de zero. No sentido de se tornarem LREE e elementos incompatíveis depletados, estes elementos devem ser extraídos a partir do manto e incorporados dentro das fusões como prioridade para a formação do MORB. Em outras palavras, o magma mais comum no planeta deve ser derivado a partir do manto que tenha sido previamente depletado (provavelmente por uma extração recente das fusões para formar as crostas oceânicas e continentais). O outro magma comum das bases oceânicas não nos mostra tais padrões, e parece ser derivado a partir de uma fonte do manto não depletado (fértil). Nós iremos dar de cara com a seguinte conclusão, no sentido do nosso recente sucesso na geração de diferentes tipos de magmas a partir de uma fonte do manto singular, o manto não é homogêneo, e contem pelo menos dois principais reservatórios, um depletado, e o outro fértil. Os dados dos elementos traços para os nódulos dos lherzolito suportam esta conclusão. A Figura 10-14 mostra que ambas as inclinações positiva e negativa nos diagramas REE para ambas a granada e o spinel lherzolito, mostrando que o manto fonte das rochas são certamente um reservatório não uniforme. Devido a estas amostras representarem uma rocha de fonte potencial, e não derivarem de fusões parciais, as rochas enriquecidas em LREE com uma inclinação negativa e raios da rocha/condrito acima de 10 devem ser verdadeiramente enriquecidos, e não simplesmente não depletado. Em outras palavras, se a nossa suposição de que o condrito meteorito representa as características do manto primário, alguns processos, talvez a adição da fusão ou fluídos a partir debaixo, devem ter adicionado os LREE incompatíveis para algumas daquelas amostras do manto.
Figura 10-15: Valores iniciais para o 143Nd/144Nd vs 87Sr/86Sr para (a) os basaltos oceânicos e (b) xenólitos ultramáficos a partir do manto subcontinental. De Wilson (1989). Dados de Zindler et al. (1982) e Menzies (1983). MAR = Cadeia Meso-Oceâncias, EPR = Elevação Leste do Pacífico, IR = Cadeia Oceânica Indiana.
254 Finalmente, nós retornamos para os dados isótopos. A Figura 10-15 mostra a variação nos raios do Nd/ Nd e 87Sr/86Sr para uma variedade tanto dos basaltos oceânicos quanto para os xenólitos do manto. Lembrese do Capítulo 9, que um manto depletado irá, com o passar do tempo, envolver raios menores de 87Sr/86Sr (Figura 9-11) para altos raios de 143Nd/144Nd (Figura 9-13). Devido a estes serem isótopos, e pesados, eles não irão fracionar durante o processo de fusão e ou cristalização, logo o raio isotópico inicial (corrigido para a idade) da fusão irá ser idêntico para aqueles das fontes das fusões. O enquadramento linear bate na inclinação negativa da Figura 10-15a e mostra uma correlação entre os sistemas consistentes do Nd e Sr com um espectro enriquecido de material do manto depletado. Isto é chamado de arranjo do manto – mantle array por Paolo e Wasserburg (1977) e Zindler et al. (1982). A parte superior à esquerda do arranjo (onde o MORB é plotado) tem um elevado 143Nd/144Nd e baixo 87 Sr/86Sr característicos de uma fonte depletada e a parte inferior à direita é progressivamente menos depletada. A estrela grande representa os raios isotópicos do condrito meteorito, os valores que nós relacionamos para a Terra primitiva (nem tanto depletado quanto enriquecido). Note, então, que o “manto mais arranjado” reflete a variação da depletação, com o MORB sendo derivado a partir das fontes mais depletadas. 143
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Preferencialmente do que o proposto para um manto com uma variedade contínua ao longo do arranjo linear, uma interpretação mais simples do arranjo dos dados isotópicos é que ele representa uma linha de mistura. Os valores intermediários ao longo da linha seriam então representados pela mistura de diferentes proporções de somente dois componentes, representados pelos pontos finais da linha. Um fim representa a depletação, o MORB parecido com o reservatório, e o outro é tanto depletado (primário, ou parecido com o condrito) ou levemente enriquecido. Os basaltos oceânicos raramente mostram as características enriquecidas (mais enriquecido do que condrito), mas na Figura 10-15b nós vemos que os xenólitos do manto mostram muito maior variação do que os basaltos, em particular no que diz respeito ao enriquecimento (especialmente para os dados do Sr). Devido a este enriquecimento ocorrer para os xenólitos originários diante dos continentes (xenólitos kimberlitos), parece estarem relacionado ao manto subcontinental. O fato de que algumas ilhas oceânicas também mostram enriquecimento diante do condrito, contudo, raro, é ainda significante, e sugere que alguma porção do manto suboceânico tenha também sido recipiente de componentes incompatíveis. Nós iremos retornar ao assunto do enriquecimento do manto nos Capítulos 14, 17 e 18. Nós agora acreditamos que o manto suboceânico está estratificado dentro de dois níveis maiores. O nível superior está depletado e o nível inferior é menos depletado, se não enriquecido. Os limites são acreditados de serem aproximadamente 600Km, o qual na Figura 1-2 é uma descontinuidade sísmica profunda o qual se acredita representar uma mudança de fase para as estruturas parecidas com a perovskita no qual o Si está na coordenação da família VI. Se existirem mesmo duas destas distintas camadas do manto, é interessante especular em nossas implicações que isto tenha sido pelas correntes de convecção. A Figura 10-16 ilustra dois modelos para a convecção do manto. A Figura 10-16a é o modelo original, com as células de convecção se estendendo por completo através do manto. Alguns geólogos têm proposto que estas células representam as forças condutoras para as placas tectônicas. Outras forças podem resultar a partir da mudança de fase dentro das placas oceânicas, o qual ajuda a elas a subduzir, e a moção condutora da gravidade distante a partir dos rifts elevados. Para uma revisão das teorias dos mecanismos das tectônicas das placas ver Cox e Hart (1986). Se o modelo para o manto inteiro está correto, a transformação do calor deve misturar e homogeneizar quimicamente e distinguir isotopicamente os reservatórios para uma grande extensão. Um mais novo modelo alternativo para o manto é ilustrado na Figura 10-16b. Neste modelo o manto superior depletado é separado a partir do manto inferior não depletado por uma descontinuidade sísmica de 600Km. As duas camadas de modelo propõem que a convecção não pode atravessar esta descontinuidade. As diferentes densidades talvez pequenas para 0.1 a 3% podem ser suficientes para prever que a convecção atravesse esta camada. Como resultado as duas camadas não são re-homogeinizadas pela transformação de calor de todo o manto.
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Figura 10-16: As duas possibilidades para os modelos de convecção do manto. De BVTP (1981).
Acredita-se que geralmente que as camadas superiores são as fontes depletadas dos basaltos das cadeias meso-oceâncias. A geração de uma significante quantidade de basaltos toleíticos da cadeia oceânica por um grande grau de fusão parcial provavelmente causa a depletação ao longo do tempo geológico. As camadas inferiores não são depletadas, e os dados isotópicos, tais como aqueles discutidos anteriormente, sugerem que ele está atualmente levemente enriquecido. A camada é tapada pelos hots spots profundos “plumas” (Capítulo 14) que alimentam algumas ilhas oceânicas. A separação de dois reservatórios completamente distintos não condiz com o que acontece na realidade. Os magmas encurralados pela profundidade são parecidos a estarem presos nas camadas superiores, e a subducção irá retornar tanto para a crosta oceânica enriquecida quanto depletada do manto. A convecção pode conflitar com todos acima, mas deixa conjuntos e camadas de material enriquecido enfiado para fora do manto superior. A exata natureza e forma das células de convecção, em particular aquelas amplamente aplainadas no manto superior, são estritamente especulativa neste momento. Se a moção vertical de indução do calor promover muito mais do ímpeto para a convecção, tais células amplamente abertas não serão muito eficientes. Algumas pequenas células podem ser mais apropriadas, com a moção de uma placa determinado à rede total das células diante dela. Note a importância e o impacto dos elementos traços e dos estudos isotópicos. Aquelas inclinações positivas grosseiras nos diagramas REE e nos diagramas Spider poderiam não ser explicadas por qualquer um dos processos envolvendo fusão parcial do condrito e de um manto quimicamente uniforme. Ao longo destes trendes uniformes, eles nos forçam a avaliar novamente os nossos modelos do manto e da natureza das convecções do manto, mas um excitante debate está agora tomando posição, e uma nova e interessante avenida de investigação estão sendo abertas. Finalmente, vamos retornar a nossa recente questão da geração do basalto na leve possibilidade de acamadamento do manto. A Figura 10-17 mostra os resultados dos experimentos de fusão em ambas as amostras de lherzolito fértil e depletado. As linhas traçadas com força indicam a extensão da fusão parcial, contornando o incremento de 10%. As curvas fortemente contornadas representam o conteúdo de olivina normalizado na fusão. Os toleíticos saturados em silica podem ser gerados de 10 a 40% de fusão parcial de ambas as fontes depletadas ou enriquecidas em profundidade de 30 a 40 Km. Os basaltos alcalinos podem ser gerados em grandes profundidades de 50ª 20% da fusão parcial de lherzolito fértil. Estes achados estão em geral de acordo com os dados recentes, no aumento correlacionado da alcalinidade com as grandes profundidades e baixa porcentagem de fusão parcial. Contudo, ele agora parece que a geração do basalto alcalino a partir de um manto depletado seria difícil sobre quaisquer condições.
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Figura 10-17: Experimentos resultantes de fusões parciais em (a) depletado e em (b) lherzolitos férteis. As linhas traçadas são os contornos representando a porcentagem da fusão parcial produzida. As linhas das curvas fortemente traçadas são os contornos do conteúdo de olivina normalizado para a fusão. O “Opx out” e “Cpx out” representam o grau de fusão no qual estas fases estão completamente consumidas dentro da fusão. As áreas escurecidas em (b) representam as condições requeridas para a geração de magmas basálticos alcalinos. De Jacques e Green (1980).
Logo parece agora que apesar de nós termos um manto heterogêneo, com pelo menos uma camada superior, ou camada depletada ou uma camada superior fértil. A camada superior tinha sido depletada pela extração da fusão, e talvez pela devolitização. Se o processo de fusão parcial estivesse sido operado através do tempo geológico, então o manto superior pode ser heterogêneo, comprimindo tanto o lherzolito fértil quanto depletado assim como também mais harzburgito refratário e dunito. Em adição deve existir inúmero corpo de fusões parciais congeladas que falharam ao atingir a superfície. O processo de convecção deve re-homogeneizar estas diferenças num grande grau da sublitoesfera do manto superior. Em contraste, o rígido manto litosférico deve ser preservado de qualquer uma destas irregularidades impostas acima desde que o mesmo foi formado. Como nós devemos ver, esta é uma particular importância nas antigas litosferas continentais. Pressões recentemente elevadas fundem experimentos (Wyllie, 1992) indicando que a compressibilidade da fusão pode causar ∆V da fusão seca do lherzolito a se aproximar de zero, e reverter o sinal em pressões maiores do que 7 GPa (apenas 200 Km de profundidade). Isto causaria o liquidus (e solidus) a reverterem à inclinação (mas permanecendo em excesso) na Figura 10-2. O solidus e o liquidus podem permanecer acima da geoterma desta profundidade (devido às ondas S ainda propagarem), mas as implicações para as gêneses do magma podem ser profundas. Se ∆V da fusão está muito baixo ou negativo, e a flutuação do magma irão desta forma nunca ascender para a superfície. Isto pode ajudar a explicar o porquê alguns reservatórios profundos não têm se tornado depletado com o tempo. A geração de basaltos alcalinos a partir do enriquecimento das camadas abaixo de 600 Km pode não envolver a fusão nesta profundidade. Preferencialmente, os diapiros sólidos do material enriquecido pode ascender a partir de níveis profundos, e passar por uma descompressão da fusão em níveis superfícies para produzir basaltos alcalinos enriquecidos, como será discutido no Capítulo 14.
257 Capítulo 11
Diversificação do Magma
No capítulo que precede, nós concluímos que o limite do magma basáltico poderia ser criado pela fusão parcial do manto. Agora nós devemos explorar as dinâmicas das diversificações do magma. Nós faremos isto por duas razões. A primeira, a diferenciação é um importante processo natural, capaz de modificar a composição do magma e conduzir para o espectro das rochas ígneas. Como estudante de petrologia, nós devemos entender estes processos, para que nós possamos interpretar as rochas e as suas associações. A segunda, nós agora entendemos a geração dos basaltos primários. Se nós estivermos corretos em nossas interpretações de que a crosta é envolvida ao longo do tempo, tais basaltos (e komatitos) uma vez representando um único tipo de magma primário possível na Terra. Existe obviamente um limite muito amplo da composição do magma e das rochas ígneas, que se estendem do basalto para muitos tipos mostrando uma variação considerável em sílica, álcalis, alumina, etc. (Capítulo 2 lista alguns). É possível produzir todos os outros tipos de rochas ígneas a partir dos magmas basálticos primários (para uma série variada de magma) pelo processo de diversificação real, ou nós devemos nos voltar para as outras fontes e para outros magmas primários? No sentido de avaliar esta questão fundamental, nós devemos primeiro saber quais processos é possível. Depois nós devemos ver qual a extensão daqueles processos é capaz de produzir outras rochas ígneas. A diversificação envolve separação de fases diferentes de composições contrastantes. Esta separação pode acontecer durante a fusão ou durante a cristalização quando a fase em diferentes estados coexiste. O principal objetivo deste capítulo envolve o processo de cristalização,mas primeiro vamos rever e desenvolver o conceito de fusão parcial, pois ele também é um método pelo qual uma variedade de magmas podem ser produzidos, e nós estamos familiarizado com ele a partir das recentes discussões.
11.1 Fusão Parcial A separação do líquido a partir de um resíduo sólido parcialmente fundido é uma forma de diversificação, pois ela envolve o particionamento e separação dos constituintes químicos, e ela pode produzir uma variedade de composições a partir das fusões de uma única fonte. Este processo já tinha sido discutido em alguns capítulos, logo nós devemos brevemente apenas revisa-los aqui. Nos Capítulos 6 e 7, nós estudamos as relações entre as fases de alguns sistemas experimentais simplificados e discutidos entre outras opiniões, os efeitos da remoção da fração do liquido em vários estágios da fusão (fusão fracional). Outro ponto importante a se lembrar a partir daquela discussão é que, nos sistemas envolvendo o comportamento eutético, a primeira fusão é sempre produzida nas composições eutéticas, sem levarem consideração as proporções relativas das fases na fusão das rochas (assim como todas as fases relevantes estão presentes). A composição dos elementos maiores desta fusão permanece constante quanto mais produzido, até que uma das fontes do mineral seja consumida pelo processo de fusão. uma vez que a fase é consumida, o próximo incremento da fusão irá ocorrer em diferentes composições em temperatura, pois ele agora é correspondente a fusão mínima num sistema reduzido com poucos componentes e fases (ver Seção 7.1). Óbvio que diferentes fusões podem ser extraídas a partir da rocha fonte inicialmente uniforme. No Capítulo 9, nós olhamos para alguns modelos de comportamento para elementos traços durante a cristalização e fusão, incluindo os modelos de fusão fracional de Rayleigh e fusão batch. As convenções das fusões descobertas para sistemas simplificados foram aplicadas para os sistemas naturais mais complexos no Capítulo 10. Nós encontramos que a natureza da fusão produzida pela fusão parcial de alguma fonte em particular está em função da composição da fonte pressão, natureza da fase de fluido, e da extensão da fusão. Este último fator está limitado pela disponibilidade de calor e pela facilidade com a qual a fusão pode ser extraída a partir do resíduo cristalino
258 Como mencionado no Capítulo 4 e 9, quando uma rocha começa a fundir, uma pequeníssima fração de fusão inicial se forma uma queda de líquido discreta nas junções dos grãos dos minerais, normalmente em pontos onde as três ou quatro traços de grãos se encontram (Figura 11-1). Somente quando uma quantidade critica de fusão é produzida existirá suficiente volume líquido que: 1) o líquido formará uma rede interconectada e 2) o corpo interior do líquido pode ser liberado a partir dos efeitos restritos da adsorção da superfície do cristal. Somente quando as condições (1) e (2) estão juntas pode alguma das fusões ser separadas do sólido. A fração da fusão critica requerida para formar uma rede interconectada depende do ângulo dihedral – dihedral angle, ө,formado entre os dois grãos sólidos e a fusão (definida graficamente na Figura 11-1a). Quando a energia interfacial (ou tensão de superfície) da fusão é similar aquela dos minerais, o ângulo dihedral é menor, e a fusão forma uma rede interconectada numa baixa fração de fusão. Se ө < 60º a fusão pode formar uma rede com um pouco de 1% de fusão. Assim que o ângulo dihedral cresce acima de 60º, a quantidade de fusão requerida para estabilizar a conectividade também cresce (Beere, 1975).
Figura 11-1: (a) Ilustração do ângulo dihedral (ө) de uma queda de fusão que tipicamente se forma em junção de grãos múltiplos. Os menores ângulos de ө ocorrem quando a energia da superfície da fusão é similar aquela dos minerais. Quando a fusão tem um baixo ângulo dihedral ela tende a “molhar” a superfície dos grãos e formar uma rede contínua interconectada (b) Altos contrastes de energia da superfície resultam em elevados ө e quedas isoladas de fusões (c). Por Hunter, 1987.
Esta teoria foi desenvolvida para os sólidos estruturalmente isotrópicos, e a prevista distribuição da fusão nas rochas contendo alguns tipos de minerais desvia-se a partir dos simples modelos geométricos, especialmente se os minerais têm uma simetria baixa. Nos sistemas máficos, o ө tem sido tido como menor do que 50º, permitindo que frações de fusões muito pequenas sejam extraídas. Algumas evidências dos experimentos sugerem que as fusões rioliticas possuem elevado ângulo, mas ainda no limite de 50 a 60º (Laporte et al., 1997).Laporte et al, (1997) também encontrou que o mínimo de permeabilidade, a fração de fusão requerida para uma rede interconectada, foi menor,em geral menos do que 1%. A separação da fusão pode requer elevadas frações de fusões, contudo, quando indicado pelo ө por um percentual mínimo de permeabilidade. A viscosidade – viscosity é um fator importante na segregação da fusão, uma vez que a rede continua tenha sido formada. Elevadas viscosidades de fusões silicosas, tais como o liquidus granítico-riolítico, são menos facilmente extraídas. A fração de fusão critica – critical melt fraction, ou porcentagem reológica de uma fusão critica – rheological critical melt percentage (RCMP) (Wickham, 1987),é a porcentagem da fusão na qual a cristalização é dominante, um painel de trabalho mais rígido e mais granular é desfeito para dar lugar a uma fusão dominante, suspensão de fluido, comumente chamado de cristal mole – crystal mush. Para um sistema teórico de esferas o RCMP é de 26% de da fusão, mas para as formas irregulares e os tamanhos variados esta quantidade pode variar entre 30 a 50%para as situações estáticas envolvendo as composições graníticas viscosas. A separação do líquido é comumente motivada pelos efeitos da gravidade assim que o líquido flutuante procura ascender e escapar do resíduo do cristal. Devido às regiões das fontes das fusões serem geralmente profundas e sobre pressões, a separação pode ser auxiliadas pelo processo que conhecemos como pressão de filtro – filter pressing, ou compactação – compactation, no qual o sistema cristal-líquido é apertado como uma esponja, e
259 o líquido migra a partir dos sólidos compactados (McKenzie, 1987). Para os sistemas que estão sendo deformados ou compactados, o RCMP cai consideravelmente a partir do valor estático teórico de 26%. Rushmer (1996) estabeleceu que os modelos clássicos baseados nos ângulos dihedrais de pequenas fusões no triplo ponto dos grãos são os limites do uso nas rochas, pois a energia interfacial é anisotrópica, resultando numa interface plana de fusão sólida bem desenvolvida. Os experimentos de Rushmer também sugerem que a fração critica da fusão não é confiável, e que a segregação da fusão nos sistemas naturais é controlada por algumas variáveis, incluindo a profundidade da fusão, o tipo de reação envolvida, a mudança de volume após a fusão, e o conjunto tectônico (o qual controla a taxa de fusão e o estilo de deformação contemporânea). A fração critica requerida para a separação de fusões naturais assim varia com alguns fatores, também incluindo a temperatura, viscosidade, composição, e conteúdo volátil. Não é conhecido por alguma precisão, contudo, o alcance estimado é partir de 1 a 7% para os peridotitos basálticos e podem ser consideravelmente elevados (15 a 30%) para os magmas mais silicáticos. A fusão parcial é o processo pelo qual o manto lherzolito se fraciona para produzir um alcance do magma basáltico, como nós exploramos no Capítulo 10. Nós sabemos que existem relativamente poucos tipos de magmas primários (embora exista um debate em exatamente quantos existem). Ao final deste capítulo nós devemos situar alguns mecanismos de fusão pelo qual o magma, uma vez formado, logo se diferencia. Nós devemos explorar alguns processos das câmaras magmáticas assim que nós tentarmos determinar se o basalto, uma vez gerado a partir do manto, pode produzir o resto do espectro ígneo. Com poucas opções, apara que nós não comecemos o estudo da diversificação com muita expectativa, nós não devemos considerar os basaltos a serem somente fusões primárias, e toda a diversidade é então não necessariamente derivada a partir deles. Nós devemos ver alguns outros exemplos de fusões primarias nos capítulos seguintes. Por exemplo, alguns andesitos estão agora sendo acreditados de serem resultado direto a partir da fusão parcial do manto, como são os kimberlitos, carbonatitos, e algumas outras rochas alcalinas. Nós também devemos alguns magmas silicáticos a ter se formado pela fusão parcial das rochas crustais silicáticas, ou rochas máficas solidificadas a partir do magma basáltico primário aprisionado na base da crosta. Apesar de tudo, a diferenciação desempenha um grande papel na criação de grande alcance da diversidade química e mineralógica nos magmas e nas rochas.
11.2 Diferenciação Magmática A diferenciação magmática – magmatic differentiation é definida como um processo qualquer pelo qual o magma é capaz de diversificar e produzir o magma ou rocha de diferentes composições. A diferenciação (e fusão parcial) envolve dois processos essenciais: 1. A criação de diferença composicional entre uma ou mais fases com elementos se particionando entre eles mesmos em resposta a uma mudança a variável intensiva, tal como a pressão, temperatura, ou composição. Isto determina os trendes dos processos de diferenciação. 2. A preservação da diferença química criada na parte 1 pela segregação das porções quimicamente distintas, o qual então envolve como um sistema separado. O fracionamento – fractionation é um processo físico pelo qual porções diferentes (normalmente fases distintas) são mecanismos separados. A efetividade do processo de fracionamento determina a extensão pelo qual a diferenciação procede ao longo de um trend particular. De longe as formas mais comuns da diferenciação magmática envolvem a separação física das fases nos sistemas de múltiplas fases. A efetividade desta separação depende acima dos contrastes entre as fases nas propriedades físicas tais como a densidade, viscosidades e tamanha/forma. A energia proveniente da força para esta separação é normalmente termal ou gravitacional. As fases fracionadas nos sistemas magmáticos pode ser tanto líquido-sólido, líquido-líquido, ou líquido-vapor.
260 11.2.1 Cristalização Fracional A cristalização fracional tem sido tradicionalmente considerada o mecanismo dominante pelo qual a maioria dos magmas, uma vez formados, diferencia-se. Nós encontraremos primeiro a cristalização fracional nos Capítulos 6 e 7, quando nós notarmos os efeitos da remoção dos cristais assim que eles são formados, comparados com a cristalização em equilíbrio, na linha de descida do líquido. A cristalização fracional foi um mecanismo popular (até mesmo discutido por Darwin, 1844) no período em que Bowen estava apto a reproduzir o processo experimentalmente. Bowen (1915) criou os cristais de olivina no lado rico em forsterita do eutético da diopsidioforsterita (Figura 7-1), a maioria no qual afunda de 1 a 2 cm e se acumulam na base do exame de platina após 15 min em 1450ºC. Isto foi observado em pequenos cristais de forsterita concentrados próximos a base do vidro eutético, uma vez que ordenados estes foram removidos da fornalha e esfriados. Em outro experimento Bowen também demonstrou que os piroxênios afundam e a tridimita flutua. A discussão na Seção 10.4 na escassez de magmas primários promove uma avaliação qualitativa da diferenciação magmática entre o tempo da formação da fusão e a erupção. O predomínio do magma encontrado a ser saturadamente multiplicado em baixas pressões implica que a maioria do magma derivado do manto tem equilibrado em condições de baixas pressões pelo fracionamento de cristais na rota para a superfície.
Figura 11-2: Diagrama de variação usando o MgO como a abscissa (as vezes chamado de diagrama de “Fenner”) para as lavas associadas com a erupção do Kilauea no Hawai. A fusão pai (asteriscos) foi estimada a partir dos vidros mais primitivos achados. Toda a variação pode ser considerada pela extração e acumulação dos fenocristais das olivinas (de Murata e Richter, 1966,modificado por Best, 1982).
As séries vulcânicas podem ser avaliadas pelos efeitos da cristalização fracional pelo uso do diagrama de variação. Na Seção 8.7 nós desenvolvemos um método teórico para avaliar a evolução da suíte das lavas baseado na cristalização fracional. A Figura 11-2 ilustra uma clara particular e simples relação entre as séries de lavas do Hawai que podem ser relacionadas pela cristalização de uma única fase. Devido a estes lavas serem preferencialmente primitivas, o peso% do MgO é mais proveitoso como índice de diferenciação do que a sílica,o qual tipicamente varia pouco nos estágios recentes da evolução magmática. O MgO decai na direção da esquerda da Figura 11-2, logo ele obedece a maioria dos diagramas bivariantes de diferenciação, no qual a evolução aumenta da esquerda para direita. Toda a lava na Figura 11-2 é plotada ao longo da passagem linear conectando com o magma parental proposto e extrapolando para os fenocristais de olivina. O magma pai foi considerado como representante pela maioria dos vidros máficos encontrados, pois somente os vidros podem assegurar a representação da composição do líquido. A linha vertical da “olivina extraída” na Figura 11-2 corresponde análise da olivina compatível com os fenocristais observados. O TiO2 e o Na2O projetam sutilmente para valores negativos da extraídos da olivina, o
261 resultado tanto para o erro analítico e para a extrapolação “ousada” além de 25 peso% do MgO, ou cristalização de inexplicáveis pequenas fases que se formam na adição da olivina. A excelente linear encaixa todos os dados na Figura 11-2 provendo um forte suporte para as rochas que estão relacionadas à variação do conteúdo da olivina pura. Perceba que o fracionamento, a separação física da olivina e líquido, estavam ocorrendo, mas ele não era particularmente efetivo na criação de líquidos altamente envolvidos neste exemplo. Menos da metade das análises plotam para o lado mais baixo do Mg (direita) do magma pai, persistindo com eles sendo líquidos derivados criados a partir do magma pai pela remoção da olivina. Estes também consideram para somente 3% peso da variação em MgO. O resíduo plota para a esquerda, e representa o líquido no qual a olivina tem sido acumulada, mas estava ainda suspensa como os fenocristais no magma. Fixação da Gravidade – gravity settling, tais como o afundamento das olivinas na Série de Bowen, tem sido considerada ao longo o mecanismo dominante pelo qual a cristalização fracional é acompanhada. Ela envolve uma moção diferencial de cristais e líquido sobre a influência da gravidade devido a suas diferenças na densidade. Evidências consideráveis para o processo têm também sido reunidas a partir do campo dos estudos das rochas máficas plutônicas, tais como sills de espessura finíssima e intrusões máficas acamadadas drasticamente (Capítulo 12). Um exemplo de uma clara particularidade são as intrusões ultramáficas das Ilhas Duke no SE da Alaska, onde podemos ver inúmeras estruturas do tipo sedimentar, incluindo bandamento de diferentes litologias de camadas e estruturas desmoronadas (Irvine, 1974, 1979). A textura comum é conhecida como textura acumuladas – cumulate texture (Figura 3-14), na qual os fenocristais se tocam mutuamente são embebecidos nos interstícios da matriz, é um resultado do fracionamento dos cristais e acumulação (embora não necessariamente sempre pelo afundamento, ver Irvine, 1982). Devido em grande parte a grande influência de N. L. Bowen, incluindo seu famoso texto (Bowen, 1928) e a sua série de reação (Figura 7-14), a cristalização fracional (resultante particularmente a partir dos processos de fixação da gravidade) alcançam seu papel dominante entre as teorias petrológicas na diferenciação magmática. Alguns a consideram como um único método pelo qual o magma silicático é criado. Um trabalho recente rico em detalhes, contudo, tem mostrado que a cristalização fracional é somente a única de alguns dos mecanismos responsáveis pelas rochas ígneas envolvidas, e qualquer trende uma vez atribuído a cristalização fracional pode resultar a partir de outros processos. Estas alternativas serão encaminhadas das seções seguintes. Em conceito, pelo menos, o processo pelo qual a cristalização fracional e a fixação da gravidade produzem uma seqüência de camadas nas rochas plutônicas é claro. Retornando para o momento da discussão da cristalização no sistema forsteria-anortita-sílica (Figura 7-4) para um exemplo de alguma forma simplificado e idealizado. Se nós resfriarmos a composição do volume h, a olivina se forma primeiro. Se a olivina afunda e acumular no fundo da câmara magmática uma camada de dunito se formará na base. Qualquer fusão presa entre os cristais de olivina como uma fase interacumulada pode resfriar e se cristalizar sobre condições de equilíbrio se nenhum fracionamento do cristal ocorrer dentro dos pequeníssimos bolsos líquidos. A composição da fusão permanece na principal câmara em progresso diretamente a caminho do canto da Fo quando a olivina se forma e afunda até atingir o cotético da olivinaanortita, no qual o ponto em ambos da anortita e olivina se cristalizam juntam. Se ambos estão mais pesados do que líquido, eles irão afundar no fundo como camada de troctolito acima do dunito. O progresso do líquido próximo do ponto isobárico invariante c como plagioclásio e olivina continuam a se acumular. Em c, o ortopiroxênio se junta ao plagioclásio e a olivina, logo as camadas de olivina gabro (norito) se formam acima do troctolito. Com o progresso do líquido na direção de d, nós temos uma camada de olivina livre de norito, e finalmente uma camada de norito com composição de quartzo no topo quando o ponto d é atingido. A fixação da gravidade de minerais no magma pode ser quantativamente modelado se nós fizermos algumas pequenas suposições. Se nós simplificarmos a forma geométrica do mineral para uma partícula esférica, e então assumirmos que o magma é um fluído Newtoniano (um fluido sem nenhuma produção de stress, deformação assim que um stress diferencial é aplicado), a fixação sobre a influência da gravidade é governada pela Lei de Stokes – Stokes´s Law: V = 2gr2(ρΔ –ρl) 9η
Onde: V = a velocidade fixada (cm/seg.) g = a aceleração devido a gravidade (980 cm/seg2 para a Terra)
(Lei de Stokes)
(11-1)
262 r = o raio de uma partícula esférica (cm) ρΔ = a densidade do sólido de uma partícula esférica (g/cm3) ρl = a densidade do líquido (g/cm3) η = a viscosidade do líquido (1g/cm seg. = 1 estabilidade) Nós podemos usar a Lei de Stoke para determinar a fixação da velocidade de uma olivina esférica num basalto líquido teoricamente Newtoniano. Considere valores claramente típicos para a olivina (ρl = 3.3 g/cm3, r = 0.1 cm) e um líquido basáltico (ρl = 2.65 g/cm3, η = 1000 equilíbrio). A partir disto temos que V = 2 x 980 x (0.1)2 x (3.3 – 3.65) / (9 x 1000) = 0.0013 cm/seg. Para aqueles que não são geólogos isto pode parecer um número próximo de zero, mas ele se traduz para 4.7 cm/hr.ou acima de um metro por dia. Em cinco anos que o resfriamento do lago de lava Makaopuhi foi estudado (e foi amplamente líquido até o fim do período), estas olivinas poderiam ter sido fixadas acima de 2 km! Os plutôns solidificados acima do período de 10 4 para 106 em anos, permitem uma considerável fixação da gravidade se a Lei de Stokes é uma alguma medida adequada. Em seguida considere uma fusão riolítica, com η = 107 equilíbrio e ρl = 2.3 g/cm3. Um cristal de hornbleda de raio 0.1 cm (ρΔ = 3.2 g/cm3) agora seriam fixados numa taxa de 2 x 107 cm/seg, ou 6 cm/ano, e os feldspatos (ρΔ= 2.7 g/cm3) em 2 cm/ano. Para o feldspato, esta equação está próxima de 200m acerca de 10 4 anos sendo que aquele stock deve se resfriar. Se os feldspatos estiverem com um raio de 0.5 cm (1 cm de diâmetro) ele seria fixado numa taxa de 0.65 m/ano, ou 6.5 km no intervalo de resfriamento de 104 anos para o stock. A partir destas análises parece que a fixação da gravidade para os cristais deve ser possível para tanto os líquidos basálticos quanto os líquidos graníticos, mas parece mais ser efetivo na formação, devido à baixa viscosidade, explicando assim o porquê dos plutôns exibirem uma textura mais característica do processo. Perceba também que aqueles cristais de plagioclásio (ρ = 2.7 g/cm3) não afundariam numa fusão basáltica levemente rica em Fe (ρ = 2.7 g/cm3), e deve mesmo assim flutuar nos líquidos mais ricos em Fe. Estas análises usando a Lei de Stokes é excessivamente simplificada por um numero de razoes.primeiro, a suposição dos cristais formados esfericamente é irreal. Os minerais tabulares, aciculares e aplanados são comuns, e fixa-los com as menores velocidades, mas é difícil determina-los exatamente o quanto está com a velocidade lenta. De longe, um problema mais sério envolve a suposição do comportamento do líquido Newtoniano. McBirney e Noyes (1979) apontaram que somente os magmas basálticos muito próximos das temperaturas dos seus liquidus se comportam como um fluído Newtoniano. Uma vez que isto comece a se cristalizar, eles desenvolvem uma significante força produzida – yield strenght que deve estar antes sujeito a qualquer moção possível. McBirney e Noyes (1979) encontraram que o Basalto do Rio Columbia aquecido em 1195ºC tem uma força produzida de 60 Pa. No sentido de estar sujeito a resistência, um cristal de olivina deve estar algum centímetro de diâmetros, bem acima dos tamanhos realísticos. A força produzida deve ser consideravelmente elevada para resfriar e o líquido o mais silicático. A implicação deste estudo está que a fixação da gravidade pode ser um processo viável somente dentro de um curto intervalo da temperatura próxima ao liquidus de um magma máfico. A taxa de resfriamento também afeta a cristalização fracional, pois ela controla a duração do tempo em que o sistema permanece dentro de um adequado intervalo não Newtoniano de temperatura. As análises anteriores indicam que somente intrusões máficas são susceptíveis aos efeitos da diferenciação pela fixação da gravidade dos cristais. Existem evidências, contudo, que qualquer corpo silicático tem envolvido ao longo a linha de descida do líquido. Alguns investigadores têm usado a aproximação para o eutético ternário no sistema albita-ortoclásio-sílica (Figura11-3) para indicar a evolução dos líquidos graníticos posteriores na direção do mínimo termal, ou eutético, composição. Outros têm usado o mesmo agrupamento de análises ao redor do mínimo para indicar as fusões parciais do material silicático na crosta continental. Certamente um magma eutético resultaria a partir de ambos os processos. Incluído na Figura11-3 estão às normas dos componentes catiônicos das sucessivas fases intrusivas de Série Intrusiva de Tuolumne (Figura 4-30). Note que a aproximação progressiva destes magmas para a composição eutética ao longo de um trende seguindo a passagem de descompressão eutética.
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Figura 11-3: Posição do ternário eutético saturado em H2O (mínimo de fusão composicional) no sistema albita-ortoclásio-sílica em várias pressões. A porção escurecida representa a composição da maioria dos granitos. Incluído estão as composições das Séries Intrusivas Tuolumne (Figura 4-32), com as setas mostrando a direção dos trendes a partir dos grupos de magmas posteriores. Dados experimentais de Wyllie et al. (1976).
Qualquer que seja a origem do magma pai neste caso, a série parece ter envolvido em direção da menor pressão térmica mínima. O diagrama de variação bivariante do tipo Harker de seqüências intrusivas também indicam os trendes evolucionários. Baterman e Chappel (1979) interpretaram que os trendes para as Séries Intrusivas de Tuolumne a serem resultado de uma cristalização fracional. Similar a cristalização fracional baseada nas interpretações para as zonas dos granitóides de Sierran proposto por Baterman e Nokelberg (1978) e Noyes et al. (1983). Embora a composição dos trendes possa ser compatível com a cristalização fracional, o a fixação dos cristais parece ser proibida em tais magmas silicáticos (Brandeis e Jaupart, 1986: Sparks et al., 1984). Nós devemos explorar os métodos pelo qual a cristalização fracional pode ocorrer sem uma curta fixação dos cristais. Como devemos ver na Seção 11.4, mistura de sílica (fusões cristais) e máficas (fusões do manto) é uma interpretação alternativa popular para a evolução dos trendes em alguns destes sistemas. Em adição a fixação da gravidade, outros três mecanismos podem facilitar a separação do cristal e líquido. Pressão de filtro – filter pressing (compactação – compaction), mencionado recentemente na referência as fusões parciais, é também possível numa mistura de cristais que se formam por acumulação ou por suspensão dos cristais. A quantidade líquido interacumulado preso entre os minerais acumulados pode ser maior do que 60% do volume (Irvine, 1980b). Em adição ao peso de uma acumulação avançada. A mistura de cristais pode ser compactada (McKenzie, 1984), comprimindo muito mais líquido externo para dentro do corpo magmático. Outro método de pressão de filtro envolve a movimentação da mistura de cristais carregados de fenocristais. Qualquer construção no canal causa a interferência nos cristais e lentidão no que se refere ao líquido. Outro, similar, método pelo qual o cristal pode ser segregado a partir do líquido ocorre quando os cristais ricos em fluxo magmático num modelo laminar próximos a parede do corpo magmático. O processo é conhecido como fluxo de segregação – flow segregation [ou separação de fluxo ou corrente – flow(age) separation, ou diferenciação de fluxo ou corrente – flow(age) diferentiation]. A decorrida moção do magma nas paredes estacionárias da rocha fonte (Figura 11-4) cria uma partição no líquido viscoso como resultado da velocidade do gradiente próximo as paredes. A moção diferencial resultante força magma a fluir ao redor dos fenocristais, relacionando a pressão exercida neles em constrição onde os fenocristais estão próximos um dos outros ou próximos dos seus contatos. A pressão, chamada de pressão dispersiva dos grãos – grain dispersive pressure (Komar, 1972) forçam os grãos a separá-los e a distanciá-los a partir de seus contatos. Este efeito é maior próximo às paredes, e decai rapidamente em direção ao interior do magma onde o fluxo se torna uniforme. Os fenocristais assim se concentram para fora das paredes para suavizar a pressão de construção. Esta concentração é a mais aparente nos diques e nos sills, onde o volume é afetado pelo contato comprimido por uma proporção substancial do corpo, resultando numa concentração distinta de fenocristais grosseiros em direção ao centro (Figura 11-5). O fluxo de segregação é um importante, fortemente localizado, fenômeno, e não pode ser responsável pela evolução de mais de uma proporção das rochas ígneas.
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Figura 11-4: Fluxo do magma adjacente para a parede da rocha fonte resultando numa moção diferencial e separação do magma. Onde tais separações sejam reduzidas, assim como entre os fenocristais adjacentes ou entre os fenocristais e o contato, a força (chamada de pressão dispersiva dos grãos) é gerada e empurra os cristais os separando e os distanciando a partir do contato.
Figura 11-5: Aumento no tamanho e concentração dos fenocristais de olivina em direção ao centro de pequenos diques pelo fluxo de diferenciação. Ilha de Skye, Escócia, de Drever e Johnston (1958).
Um terceiro mecanismo envolve a separação e ascensão dos líquidos flutuantes a partir dos limites das camadas no quais os cristais se formam sem que eles sejam removidos. Esta aproximação relativa tem se tornado popular recentemente, e será introduzida na Seção 11.5. A maioria dos modelos de cristalização fracional assume que o fracionamento tem um lugar na câmara magmática estacionaria em pressão constante. A ascensão do magma basáltico, como colocado por O´Hara (1968) pode envolver uma clara cristalização fracional continua assim que ele ascende, o qual deve obviamente ser um processo de fracionamento polibárico. Um dos resultados é que o fracionamento dos minerais varia assim como seus campos de estabilidade são atravessados (a granada para o spinel para o plagioclásio, por exemplo). Outro é que a transferência no ponto eutético coma pressão (como na Figura 7-16) também causa a quantidade de fase líquida que se cristaliza para variar. Em particular, o aumento no tamanho do campo da olivina com o decaimento da pressão requer que muitas das olivinas devem se formar assim que a composição de fusão segue o liquidus a partir do lado da olivina no diagrama numa fusão basáltica ascendente (ver problema 1). Assim, a quantidade relativa de
265 oliva que se cristaliza coma ascensão do magma basáltico será de longe maior do que a quantidade que se forma durante a cristalização isobárica. A disputa pela aceitação da tabela da Série de Bowen (1928) que a cristalização fracional é um mecanismo predominante da diferenciação magmática está agora sendo questionado. Este é um processo que não pode ser contado para toda a diversidade no quadro do espectro das rochas ígneas naturais, mesmo se nós permitimos para uma variação devido à influencia das mudanças na pressão ou associações de fluídos. Alguns observaram que os trendes químicos simplesmente não podem ser acompanhados pela cristalização fracional. Outro clássico exemplo de cristalização fracional tem sido oposto à análise mais critica e aos testes do tempo. Por exemplo, a espessura de 300-m do diabásico do triássico do Sill de Palisades, a noroeste dos bancos do Rio Hudson é ainda comumente citado como exemplo de uma diferenciação vertical ainda com camadas formadas pela fixação da gravidade. A composição total dos sills é de basalto toleíticos, como demonstrados pelas zonas superiores e inferiores resfriadas. A espessura de 10 a 20 m das camadas ricas em olivinas nas bases é comumente atribuída a diferenciação pelo fixamento e acumulo de cristais densos de olivas recém formados. Embora os trendes químicos verticais nos sills sejam compatíveis coma cristalização fracional do piroxênio, e o acumulo do piroxênio nas zonas ocorra próximo da base do sill, o descobrimento das camadas de olivinas nas compatíveis com os trendes, e a olivina é de longe muito rara em outro lugar no sill a ser consistente coma concentração nas camadas. A camada tem recentemente sido reinterpretada como uma das ultimas intrusões do magma dentro da cristalização toleítica do liquido no sill. O pulso de injeção era rico em olivina e denso, logo se acumulou próximo da base (Husch, 1990). Algumas séries magmáticas tais como as séries cálcio-alcalino associadas com as zonas de subducção, podem envolver a mistura de componentes para grandes extensões do que cristalização fracional dos trendes (Capítulos 16 e 17). Outro caso contra a cristalização fracional foi baseado nos argumentos proporcionais. Os grandes cinturões dos granitos, por exemplo, são pensados a serem muito extenso e terem sido criados pela cristalização fracional a partir de um magma pai. Ele iria requerer aproximadamente 20 partes do basalto original para criar uma parte posterior do líquido granítico pela cristalização fracional. Alguns não iriam precisar andar longe de lugares como Sierra Nevada, com alguns quilômetros de rochas graníticas, para imaginar onde todo este basalto foi! Teorias modernas o qual consideram os granitos batólitos a serem mais finos do que o original como pensado (Hamilton e Myers, 1967, ver Capítulo 4) reduzindo a magnitude do problema, logo nós ainda seguiríamos Bowen (1948) e o postulado para níveis menores da crosta são compostos de densos gabros fracionados. A pesquisa sísmica e gravitacional, contudo, discute contra esta possibilidade, fazendo a origem do granito, batólitos via fracionamento a partir de um basalto pai não protegido (Presnall, 1979). Estes argumentos servem somente para demonstrar que a cristalização fracional não pode conduzir todas as rochas magmáticas agora expostas na superfície da Terra. É ainda comum e um importante processo, particularmente nas cristalizações recentes dos líquidos máficos, mas existem outros importantes processos de diferenciação, e outros magmas primários.
11.2.2 Transporte dos Voláteis A diferenciação pode também ser acompanhada quando uma separada fase vapor coexiste com o magma, e o fracionamento do líquido-vapor assume posição. A fase vapor pode ser introduzida em qualquer uma das três formas. Primeiro, um fluído pode ser liberado pelo aquecimento das paredes das rochas hidratadas ou carbonadas. Nós devemos discutir algumas ramificações destes processos nas seções posteriores deste capítulo. Segundo, assim como a composição de voláteis, mas subsaturados o magma ascende e a pressão é reduzida, o magma pode eventualmente se tornar saturado em vapor, e uma fase vapor ser liberada (ver discussão do sistema albita-H2O em associação coma Figura 7-22). Devido à fase vapor ter uma menor densidade do que a fusão, ela ascende, difundindo através do magma, e se concentrando próximo ao topo da câmara magmática. Tais concentrações de fluídos podem até mesmo permeabilizar para dentro dos assoalhos das rochas. Este processo normalmente envolve um fluído rico em H2O, e produz uma variedade de alterações de efeitos hidrotermais. Por exemplo, a metasomatismo alcalino conhecido como fenitização – fenitization acima dos corpos nefelinitoscarbonatitos tem sido atribuído aos fluidos ricos em álcalis derivados a partir das altas intrusões alcalinas (Seção 19.2.3).
266 Um terceiro mecanismo para a geração uma fase fluída separada é o resultado de um estágio posterior da cristalização fracional. A maioria dos minerais ígneos formados recentemente são anídricos (mesmo os minerais hídricos são menos do que as associações das fusões), logo a sua segregação da fusão hídrica enriquece a fusão em H2O e outras fases voláteis. Eventualmente o magma atinge o ponto de saturação e a fase vapor hídrica é produzida. Isto é de alguma forma paradoxal “ebulição” da água assim que o magma resfria tem sido chamado de ebulição retrogradante – (retrograde boiling ou ebulição resurgente – resurgent boiling). É claro, que os três processos pelo qual o vapor pode ser produzido não precisa ser inteiramente separado, e todos os três contribuem para a saturação e liberação de voláteis a partir do magma, dependendo da composição do magma original, as taxas de resfriamento e fusão, o conteúdo volátil inicial, a extensão da cristalização fracional, a temperatura, a natureza da parede da rocha, etc. Assim que o vapor separado é produzido, então os constituintes químicos no sistema se particionam entre eles mesmos entre as fases líquido e vapor em proporções de equilíbrio apropriado, alguns permanecem preferencialmente na fusão, e outros se tornam enriquecidos na fase vapor. O resultado é uma fase vapor saturado em sílica em associação com a fase silicática saturada em vapor. Os locais dos cátions nos minerais são muito mais compelidos e seletivos do que nas fusões, logo os constituintes químicos nos minerais são geralmente mais simples. Como resultado, o processo de cristalização fracional tende a remover somente poucos elementos a partir do líquido em quantidades significantes, e um número de incompatíveis, LIL, e os elementos não litófilos se tornam concentrados na última fração do líquido. Qualquer um destes irá assim concentrar no vapor, uma vez que formado. Isto se torna particularmente verdadeiro no caso da ebulição resurgente, devido à fusão já está envolvida no momento em que a fase vapor é liberada. A fase vapor pode conter usualmente altas concentrações de constituintes voláteis, tais como H 2O, CO2, S, Cl, F, B e P, assim bem como um amplo limite de elementos incompatíveis e chalcófilos.
Figura 11-6: Seção esquemática de três zonas de depósitos de fase líquida (não na mesma escala). (a) reunião de miarolitico nos granitos (alguns transversalmente). (b) Zoneamento assimétrico de diques de pegmatitos com base aplítica (algumas dezenas de cm transversais). (c) zoneamento assimétrico de pegmatito com granitóide fora da porção (alguns metros transversais). De Jahns e Burnham (1969).
267 A liberação de voláteis e as concentrações associadas com a ascensão do pluton ou da ebulição resurgente podem momentaneamente aumentar a pressão no topo da intrusão e fraturar o assoalho das rochas em algumas intrusões superficiais (pode também iniciar erupções vulcânicas). Tanto a fase vapor quanto algumas das fusões silicáticas estão mais dispostas a escaparem ao longo da rede destas fraturas como diques de vários tamanhos. As fusões silicáticas comumente se cristalizam para misturar mais quartzo e feldspato. Ela é tipicamente encontrada em pequenos diques com uma textura parecida com açúcar, o qual é informalmente chamado de aplito – aplite. A fase vapor é tipicamente concentrada como diques ou em congregados em, ou fusões adjacentes, onde é cristalizado para formar um magmagênico - magmagenic característica na forma de pegmatito – pegmatite. Embora o pegmatito seja essencialmente um termo de classificação textural (Capítulo 2), e existem outros métodos de criação de grandes cristais, o tipo de pegmatito descrito acima é o mais comum. Os grandes tamanhos dos grãos nos pegmatitos magmagênicos não é devido à lentidão da taxa de resfriamento, mas é resultado de uma pobre nucleação e de muito elevada difusividade na fase rica em H 2O, o qual permite as espécies químicas a migrar prontamente a adicionar os minerais que estão crescendo. O tamanho dos cristais nos pegmatitos possa ocasionalmente ser impressionante, tais como o espodumeno, microclina, ou cristais de mica variando de 6 a 10 na seção. A maioria dos pegmatitos são “simples”, e essencialmente granitos grosseiros. Outros são mais complexos, com uma tremenda concentração de elementos incompatíveis e uma mineralogia altamente variada, comumente exibindo uma concentração no zoneamento (Jahns e Burnham, 1969) como mostrado na Figura 11-6. Devido à posterior da segregação dos fluídos concentra alguns elementos incomuns, os pegmatitos são importantes fontes econômicas, e são explorados para o Li, Be, os terras raras, W, Zr, e outros elementos principais que são raramente concentrados em outros ambientes. Eles também são as maiores fontes de gemas. Os vapores que escapam completamente do magma e se movem para níveis elevados podem resfriar em seguida e precipitar minerais de baixa temperatura, tais como os sulfuretos nos sistemas hidrotermais (comumente misturados em partes com a água meteórica). Congregado miarolitico ou cavidades – miarolitic pods or cavities são pequenas segregações de fluídos presos em um anfitrião plutônico. Quando finalmente expostos na superfície eles são um grupo de minerais grosseiros (usualmente alguns pequenos centímetros transversais), os centros dos quais são tipicamente côncavos e vazios, a partir de um escape de fluidos subseqüentes. As cavidades ocas possuem cristais euhedrais (do mesmo mineral comprimido pelo plúton) entendido para o interior onde eles crescem dentro do fluido, desimpedido por outros minerais. Como os complexos pegmatitos, algumas atividades miarolíticas ou conjuntos têm uma estrutura concêntrica consistindo de camadas de diferentes mineralogias (Jahns e Burnham, 1969; McMillan, 1986). Devido à adição de H2O reduz o ponto de fusão dos magmas, liberando o fluido hídrico dentro da rocha fonte causando na temperatura do líquido no corpo do magma principal a ascender repentinamente, resultando numa rápida cristalização de muito mais líquido permanecente com os minerais previamente formados. Esta é uma maneira alternativa de geração de textura porfirítica, e é comum em qualquer pluton.
11.2.3 Imiscibilidade de Líquidos Dois líquidos que não se misturam parece uma incomum ocorrência, e é ainda a maioria de nós está familiarizado com o óleo da salada, e com o óleo do petróleo, logo nós temos o conceito do fenômeno. Alguns óleos não se misturam com a água, e, devido a eles serem menos densos, o óleo flutua para o topo da água, formando uma distinta camada. A maioria das fases imiscíveis, tanto os líquidos quanto os sólidos, homogeneizados em temperaturas elevadas, devido ao aumento da entropia e energia de vibração molecular, embora para o óleo-água em pressão atmosférica a temperatura de homogeneização está acima do ponto de fusão da água. O solvus representa o líquido ou sólido imiscível no diagrama de fase, é então convexo para cima no diagrama de temperatura – composição (Figura 6-16), onde, no lado mais elevado em sílica no diagrama, um alto líquido rico em sílica é separado a partir daquele que é menos rico em sílica.
268 Nos últimos séculos, alguns geólogos apelaram para a imiscibilidade do líquido como um mecanismo para a diferenciação magmática, pensando que ele podia ser responsável pela separação do líquido granítico a partir de um sistema envolvido (presumidamente a partir de um magma pai). Tais como uma separação dentro de um contrastante sistema de líquido que foi também usado para explicar as ocorrências do basalto – riolitico no Rio Snake – na área do Yellowstone, ou na Bacia – Limite da área do Yellowstone no sudoeste dos Estados Unidos.
Figura 11-7: Dois vazios de imiscibilidade no sistema fayalita-leucita-sílica. O vazio central é uma das composições, em temperaturas baixas o suficiente (ver a seção esquerda acima) a serem tidas em alguns magmas naturais ricos em Fe (de Roedder, 1979). Projetado dentro de um sistema simplificado que são de composições de pares silicáticos imiscíveis decaídos a partir dos interstícios dos vidros toleíticos rico em Fe (Philpotts, 1982).
Existem dois problemas com a aplicação da sílica – forsterita na imiscibilidade do líquido no vácuo para os magmas naturais. Primeiro, a temperatura de imiscibilidade do liquido é de longe muito alta (acima de 1700ºC) para representar um processo crustal razoável. É claro que o sistema Mg-Si-O é preferencialmente restrito, nos conduzindo a perguntar se tanto a adição de outros componentes, requeridos para criados mais magmas naturais, reduziria a temperatura do solvus. O efeito, contudo, da adição dos álcalis, alumina, etc. é para eliminar a complexidade do solvus (ver Figura 7-4). Quando isto foi experimentalmente demonstrado, a imiscibilidade do líquido foi removida para uma pilha composta de processos magmáticos. O interesse foi renovado quando Roedder (1951) descobriu que a imiscibilidade em baixas temperaturas esvazia a porção central do sistema da fayalita-leucita-sílica (Figura 11-7) em temperaturas e composições que são concebíveis para os sistemas de magmas naturais ricos em Fe. Roedder (1979) proveu uma revisão da imiscibilidade dos líquidos nos magmas silicáticos, citando dúzias de referências no qual as ocorrências da imiscibilidade do líquido foram descritas, incluindo uma proporção significante de exemplos lunares trazidos pelo programa Apollo. Os três sistemas naturais são amplamente reconhecidos como tendo líquidos imiscíveis em algumas porções dos seus limites de composições. O primeiro é um sistema mencionado acima, o qual a maioria comumente traduz como os naturais basaltos toleíticos ricos em Fe – Fe-rich tholeiitic basalts, o qual a experiência inicial com trende em direção ao enriquecimento em ferro, uma fusão “granítica” (> 75% SiO2) separada a partir da fusão basáltica (~40% SiO2). Uma vez separada, o líquido silicático deve ter muito mais densidade do que o líquido máfico rico em Fe, e nós esperaríamos que ele ascendesse e coletasse próximo ao topo da câmara magmática. A cristalização do magma deve ser avançada pelo período em que a separação do líquido ocorre, contudo, ambos os líquidos sejam parecidos a se tornarem aprisionados na já formada rede de cristais. Philpotts (1982) descreveu as texturas de alguns basaltos havaianos ricos em Fe nos quais pequenas porções gotejam de dois líquidos imiscíveis são misturados nos interstícios dos vidros presos entre os cristais de plagioclásio e augita. As gotas de composição separada podem ser determinadas por microscópio, e são projetadas dentro do sistema da Fa-Le-Si na Figura 11-7,
269 ao longo com o vazio da imiscibilidade de Roedder (1951). A composição do líquido atual plota levemente para fora do vazio experimental, provavelmente devido aos efeitos do Fe 2O3, TiO2 e P2O5, o qual expande o campo de imiscibilidade. A baixa fugacidade do oxigênio dos basaltos lunares é a provável razão de que a imiscibilidade dos líquidos é tão comum neles. Observando as gotas de imiscibilidade é claro a evidencia do processo, mas as evidencias são de longe menos obvias do que os líquidos imiscíveis de granitos tendo separado e formado segregações substanciais a partir dos toleítos ricos em Fe estão acima de 70% do total cristalizado. Talvez a pressão dos filtros possa ajudar o processo, e as camadas granofirícas e as lentes no topo de qualquer intrusão máfica, incluindo o Sill de Palisades e a intrusão da Skaergard (McBirney, 1975; ver também capítulo 12) possam ser produto da imiscibilidade dos líquidos. Em tais casos a imiscibilidade é o último estágio da adição pra um processo mais extensivo da cristalização fracional nestas intrusões máficas. Corpos graníticos e outras escalas maiores de líquido envolvidos, contudo, não são produtos razoáveis da imiscibilidade dos líquidos. Um segundo sistema exibindo o comportamento de imiscibilidade dos líquidos é a separação do líquido rico em sulfureto a partir de um magma silicático saturado em sulfureto. Menos do que 10% do enxofre é suficiente para saturar um magma silicático e liberar uma fusão de sulfureto férrico que é também rico em Cu, Ni, e outros elementos calcofilo. Pequenos ciclos de imiscibilidade do sulfureto pingam numa matriz de vidro silicático, similar aos exemplos dos toleíticos graníticos de Philpotts (1982) acima, tendo sido observados inúmeros vidros de basaltos oceânicos extintos. Importante economicamente as segregações de sulfureto sólido – massive sulfide em grandes complexos de camadas máficas tem sido formado pela separação e acumulação da imiscibilidade das fusões dos sulfuretos. Um terceiro vazio da imiscibilidade do líquido acontece em elevados magmas alcalinos que são ricos em CO2. Estes líquidos separados em duas frações, um enriquecido em sílica e álcalis, e o outro em carbonato. Estes dão ascensão à associação de nefelina–carbonatito, discutida mais detalhadamente na Seção 19.2.5.2. Embora estes sejam as três ocorrências mais geralmente reconhecidas da imiscibilidade do líquido, outros magmas podem separas em duas fases líquidas sob certas circunstâncias. Estas possibilidades incluem os lamprofiros (Philpotts, 1976: Eby, 1980), komatitos, Maria lunar (planíces grandes, escuras e de composição basáltica) lunar maré, e vários outros materiais vulcânicos (ver Roedder, 1979 para um resumo). A região próxima e associações temporais dos líquidos opostos podem resultar a partir de inúmeros processos na adição da imiscibilidade. Nós podemos aplicar três testes para justapor as rochas para avaliar-las como produtos da imiscibilidade do líquido. Primeiro, o magma deve ser imiscível quando aquecido experimentalmente, ou eles devem plotar nos limites de um vácuo de imiscibilidade conhecida, como na Figura 11-7. Segundo, os líquidos imiscíveis estão em equilíbrio com cada um, e assim eles devem também estar em equilíbrio com os mesmos minerais. Se dois líquidos associados cristalizam diferentes minerais, ou o mesmo mineral de diferente composição, eles não podem ser pares imiscíveis. Finalmente, nós podemos estar aptos a usar os padrões do fracionamento dos elementos traços entre dois líquidos para avaliá-los como imiscíveis. Dividindo os menores e os elementos traços entre os líquidos máficos ricos em Fe e líquidos graníticos, por exemplo, pode ser distinguido quando comparado com os magmas máficos mais comuns com menos Fe. Alguns elementos incompatíveis (por exemplo, P) são preferencialmente incorporados dentro do líquido máfico rico em Fe acima daqueles que completamente silicático. Uma rocha granítica relativamente depletada nestes elementos traços incompatíveis podem ser produtos da imiscibilidade do líquido. É claro que pequenas concentrações num elemento traço, em particular, pode também resultar se o líquido for derivado a partir de uma fonte similar depletada. É de longe mais confiável, então, se as rochas representando ambos os líquidos imiscíveis posam ser avaliadas. Isto tem sido acompanhado por alguns diques de rochas misturados (Vogel e Wilband, 1978), mas ninguém ainda obteve sucesso na identificação de tamanhos médios ou grandes granitos derivados a partir de líquido imiscível. Embora a imiscibilidade do líquido seja agora amplamente aceito como um fenômeno nos magmas naturais, a extensão do processo e ainda questionável, e a importância do processo na geração de grandes corpos ou de proporções significantes de rochas magmáticas evolvidas ainda é um dúvida.
270 11.3 Mistura do Magma A mistura do magma é um pouco parecida com a imiscibilidade do líquido no contrario, e logo estava de alguma forma razoável por trás da sua origem histórica. O paradigma dominante da cristalização fracional implica gradualmente do decaimento dos magmas pais. A ocorrência comum dos granitos/riolitos, resultante numa distribuição bimodal dominante de basalto riolitos de composição em qualquer área, abre para uma ampla variedade de explicações. Uma das escolas dos pensamentos no começo do século 20 considerava os basaltos e os granitos/riolitos a serem os dois magmas primitivos principais; um produzido pela fusão parcial do manto e o outro derivado similar a partir da crosta, e que o magma intermediário foi criado pela mistura destes dois em varias proporções. O interesse na mistura do magma diminuiu após Bowen (1915, 1928) demonstrar experimentalmente a cristalização fracional, e forçadamente propor que o magma é oriundo de um mecanismo natural. Embora a variedade de magma natural seja muito mais ampla do que pode ser explicada pela mistura de somente “membros finais”, a literatura esta se tornando altamente rica com exemplos de mistura de magma. Para uma suíte de rochas a partir de uma provincial em particular, nós devemos estar aptos a testar os efeitos da mistura dos membros terminais – end-member mixture que resulta a partir da simples combinação de dois tipos de magmas. Se nós plotarmos os componentes das suítes no diagrama de variação de Harker, a variação em cada elemento ou óxido deve cair numa linha reta entre os valores representantes das duas composições mais extremas (presumidamente representado pela mistura de dois magmas pai). Como nós vimos no Capítulo 8 algumas (mesmo claramente todas) suítes vulcânicas tem um número de linhas curvas que não podem ser explicadas pela mistura dos membros terminais estritamente binários. Como nós vimos na Figura 8-6c e Figura 8-6e, os trends curvados podem resultar a partir de uma subseqüência extração de dois ou mais minerais, ou extração de minerais de composição variada, e modelos fracional tendo sido usualmente baseados nestas premissas. A mistura de líquidos basálticos aquecidos e basalto silicático resfriados, contudo, conduzem invariavelmente para o resfriamento e cristalização deformadora, logo a mistura do magma mais a cristalização resultam em padrões de curvas mais complexos no diagrama de variação. A mistura de mais de um tipo de padrão pode também, resultar numa variação não linear. De um modo recíproco, padrões lineares nos diagramas de variação não são garantia de mistura do magma. A causa pode ser tanto a mistura do magma ou cristalização fracional de uma única fase (como na Figura 11-2). Comumente as evidências texturais e de campo da evidência podem ser diferenciadas entre duas possibilidades. Nos fenocristais de olivinas ao mais facilmente observados. A dinâmica da mistura de magma depende das propriedades contrastantes do magma, conteúdo de voláteis, e viscosidade, assim bem como a locação e a turbulência com a qual um dos magmas é injetado para dentro da câmara magmática contendo um outro magma. Estudos recentes feitos por Huppert e Sparks (1980), Campbell e Turner (1986), Sparks e Marshall (1986), e Tait e Jaupart (1990) tinham atentado estimando e quantificando os efeitos destes fatores nos tipos de grande mistura que assumem uma posição nas câmaras magmáticas. A origem do gás carregado e a pressão induzida podem ter uma considerável mistura do magma, enquanto a injeção quiescente de magmas densos pode estar reservada na base das câmaras magmáticas silicáticas por completo. Se o basalto compõe a maioria da textura, a mistura ocorre prontamente sobre uma variedade de condições.
Figura 11-8: Basaltos comingled e magmas riolíticos, Monte McLoughlin, OR.
271
Figura 11-9: Bolha parecida com pillows criadas como magma basáltico foi injetada dentro de uma câmara granítica. O basalto mais quente e denso é particularmente esfriado, e a bolhas acumuladas na base da câmara, prendendo alguns dos líquidos silicáticos intersticiais. Ilha de Vinalhaven, ME.
Existe uma ampla evidencia para os processos de mistura quando estes assumem uma posição. Ele é mais evidente nos casos nos quais os magmas são muito diferentes, tais como os basaltos e os líquidos silicáticos e os líquidos intermediários. Devido às grandes diferenças das propriedades físicas dos magmas contrastantes, o grau de mistura destes magmas pode ser limitado. Dois magmas podem ser comumente vistos num comingling de um redemoinho de contraste das cores (Figuras 3-13 e 11-8) nas amostras de mão ou na escala de afloramento, ou até mesmo as misturas mais intimas de vidros contrastantes em seções finas. Como mencionado acima, devido ao basalto estar inicialmente em altas temperaturas do que o magma silicático, o seu comingling tenderia a resfriar o basalto e superaquecer o outro. Os magmas basálticos entram nas câmaras graníticas formando comumente estruturas tipo pillow com os limites curvo e o vidro extinto as texturas marginais na base da câmara (Figura 11-9). Algumas ocorrências de mistura de magmas podem parecem líquidos imiscíveis, mas as misturas de magmas não estão em equilíbrio, logo o desequilíbrio da assembléia (tais como plagioclásio ou piroxênio de composições radicalmente diferente, ou quartzo e olivina justaposta, e fenocristais corroídos e parcialmente reabsorvidos) são comuns. Para um magma similar, a mistura pode ser mais extensiva, resultante em misturas homogêneas, mas a evidencia para tais misturas é também obscura. A renovação de uma diferente câmara magmática por injeção de um magma pai mais primitivo abaixo é provavelmente um claro processo comum. Em tais casos são de longe a partir do conceito original proposto para a mistura de magma diferente para produzir um resultado intermediário, e é o mesmo tipo de variação genética (embora negligente) dentro de uma única província magmática. A renovação pode ser documentada estruturalmente (seção transversa de diques e camadas), mineralogicamente (volta reversa de uma linha de descida do líquido e talvez perda da cristalização fase liquidus), texturalmente (alguns casos uma nova reabsorção de fenocristais; e zoneamento reverso nos minerais de plagioclásio e em outros, como ilustrado na Figura 3-6), ou geoquimicamente (ver O´Hara e Matthews, 1981) e isotopicamente (DePaolo, 1985; Palacz, 1985). Ainda não é conhecido como é comum o processo de renovação da câmara magmática em geral, mas é provavelmente de maneira comum. É considerado particularmente importante parte da evolução da longa vida das câmaras magmáticas nas cadeias mesooceânicas, assim bem como veremos no Capítulo 13. A mistura de magma tem vivido um moderno renascimento, começando talvez com Eichelberger e Gooley (1975). Inúmeros estudos têm sido publicados documentando os processos de mistura em larga escala em campos vulcânicos e complexos plutônicos, incluindo Iceland nas Cadeias Meso-Atlântica (Sigurdsson e Sparks, 1981; McGarvie, 1984), Hawaii (Wright, 1973; Garcia et al., 1989, 1992), o Rio Columbia de platôs basálticos (Hooper, 1985), acamadamento de intrusões máficas (próximo capítulo), arcos continentais vulcânicos (Eichelberger, 1975; Groove et al., Smith e Leeman, 1993), e granitos plutônicos, para nomear apenas alguns. Nós devemos ver nos Capítulos 16 e 17 que a mistura do manto e das fusões crustais podem ser importantes processos na evolução de qualquer magma cálcio-alcalino relativo a subducção. Ried et al. (1983), Frost e Mahood (1987), e Sisson et al. (1996), interpretaram uma significante proporção de trendes evolucionários das intrusões de Sierran como sendo
272 produto de mistura de fusões silicáticas (crustal) e fusões máficas (manto), como feito por Kistler et al. (1986) para agora familiar Série Intrusiva Tuolumne. 11.4 Assimilação A assimilação – assimilation é a incorporação de constituintes químicos nas paredes ou no assoalho da câmara magmática dentro do próprio magma. A assimilação pode ser capaz de uma alteração significante na composição do magma. As evidencias de fusões parciais podem ser encontradas em vários contatos alterados e novamente reabsorvidos ou através de xenólitos suspensos nos rochas ígneas. Historicamente, existirão alguns lá deve ter tido alguns proponentes zelosos da assimilação no qual tem se discutido que qualquer uma das variações composicionais nas rochas ígneas são resultados a partir de uma extensiva assimilação de rochas fontes por mais de um magma primitivo. O grau no qual o magma pode assimilar a rocha fonte é limitado pelo calor disponível no magma. Com apontado por Bowen (1928), a rocha fonte deve ser primeira aquecida no ponto de fusão, e então pelo menos parcialmente fundida no sentido de ser assimilado, e este calor dever ser suprido pelo próprio magma. Vamos avaliar o processo, usando as mesmas estimativas que nós usamos no Capítulo 10 para um calor especifico (a energia requerida para ascender a temperatura de 1g de rocha a 1ºC) de 1 J/gºC e o calor de fusão (a energia requerida para fundir uma grama de rocha no solidus) de 400 J/g. no sentido de trazer 1 g da rocha fonte granítica a partir de um ambiente de temperatura de 200ºC para um ponto de fusão hipotético em 800ºC requer 600ºC. 1 J/gº = 600J (por grama). Para fundir 1g seriam necessários assim 400J. o magma teria assim expandido para 1000J de energia para aquecer, fundir, e assimilar g da rocha fonte. Se o magma está no liquidus ele pode ser suprimido pelo seu próprio calor de cristalização, logo 2,5g de magma teriam de se cristalizar no sentido de fundir e assimilar 1g da parede da rocha. É desse modo teoricamente possível para um magma assimilar 40% do seu peso na rocha fonte, e mais se a rocha fonte está inicialmente próxima da temperatura do liquidus. Numa aproximação mais rigorosa, usando o moderno programa de termodinâmica de Mark Ghiorso, MELTS, Reiners et al. (1995) calculou que de 3 a 7% da cristalização fracional da olivina a partir do basalto poderia, nos estágios recentes, assimilar eficientemente de 5 a 18% da crosta félsica via um processo de isentalpia (calor balanceado). Uma vez que o plagioclásio e/ou piroxênios começam a cristalizar, o processo se torna de ¼ para ½ mais eficiente, mas uma significante assimilação com o mesmo grau de cristalização parece ser possível nas bacias do calor ornamentado. A porção do magma que se cristaliza no sentido de suprir o calor para a assimilação ocorre quando as paredes são resfriadas onde a energia do calor é consumida. Aqui ele é parecido a formar uma barreira para inibir preferencialmente a troca com as paredes das rochas (ao menos dos fluxos turbulentos ou efeitos gravitacionais contínuos varrendo os contatos limpos, como proposta de algumas situações sugeridas por Huppert e Sparks, 1985). Os componentes assimilados devem estão difundir através das barreiras marginais. Como a difusão do calor é muito mais rápida do que a difusão da massa, a formação de tais limites devem inibir a troca química na maioria dos casos, e este magma se solidificaria antes de uma apreciável assimilação ter ocorrido. Parando nas paredes e nos assoalhos das rochas (capítulo 4) para criar xenólitos podem aumentar o processo de assimilação pelo aumento da área da superfície das rochas fontes expostas diretamente para o interior do magma quente. A zona de fusão – melting zone (Seção 4.2.7), um processo que tem sido proposto como um método de empacotamento do pluton envolve uma consideração assimilação da rocha fonte (Ahren et al., 1981; Huppert e Sparks, 1988). Neste processo uma fusão do magma é colocada para cima pela cristalização de uma quantidade de material ígneo na base do pluto equivalente a quantidade fundida no topo, transferindo calor entre as duas zonas pela convecção (Harris, 1957; Cox et al., 1979). O processo é similar ao refinamento da zona – zone refining, um processo industrial no qual um material (usualmente uma barra de metal de algum tipo) é passada através de uma pequena fornalha, onde uma seção transversal muito fina é fundida e solidificada novamente assim como a barra passa pela placa quente, a partir do terminal de uma das pontas dos outros, pegando as impurezas que particionam eles mesmos dentro da fusão preferencialmente do que nos sólidos. De um modo similar, a ascensão do magma pode concentrar uma quantidade incomum de elementos traços incompatíveis como nas zonas de fusão em direção a subida (elementos maiores não se concentram deste modo; ver Seção 9.5). Os geólogos ainda não concordam sobre a importância das zonas de fusão como um método de ascensão magmática ou de diversificação.
273 Se o método funciona extensivamente com um todo, é mais provável que ocorra com grandes magmas máficos nas crostas profundas, onde as rochas fontes já estão próximas do liquidus. Marsh (1982) tem argumentado contra isto como um fator maior nos arcos dos magmas, pois os magmas que passam através da crosta continental enquanto assimilados em grandes componentes das paredes das rochas tende a irem a direção dos riolitos, e aqueles restritos aos arcos das ilhas oceânicas devem tender a ir a direção dos toleitos, o que não é geralmente o caso. Wilson (1989, p.91) pontua que, no caso da ascensão dos magmas basálticos através da crosta continental, a assimilação do assoalho das rochas é parecida a terem menos densidade do que na ascensão do magma, e formando um “lago” no topo da câmara, protegendo-o de uma erosão subseqüente. Embora a fusão parcial da parede da rocha seja considerada um método dominante pelo qual o magma pode assimilar os constituintes, a reação e difusão da troca talvez ajudem na absorção dos voláteis, podem também incorporar componentes a partir da rocha fonte sólida dentro do magma (Patchett, 1980; Watson, 1982). A troca entre os magmas ascendentes do manto derivado e do manto superior ou da crosta oceânica é difícil de detectar ou avaliar devido à similaridade química da fusão e das paredes das rochas. A crosta continental é outra maneira, contudo, e existem ainda muitas pessoas que aderirão que pensam a pensar não parecido que o magma derivado do manto passa através da crosta continental silicática sem assimilação pelo menos numa modesta contribuição, comprimindo predominantemente os componentes com baixas temperaturas de fusão (sílica, álcalis, etc.). Os efeitos dos pequenos graus de assimilação ainda são diferentes para serem considerados, pois os elementos maiores são os mesmos nos magmas e nas rochas fonte. Pode existir uma troca na composição do volume, mas na maioria dos casos a fusão ainda progrediu na direção do eutético. Somente a proporção de mudança do sólido. Neste caso das soluções sólidas (Figuras 6-9 e 6-10), a assimilação das paredes das rochas mais silicáticas causa um volume na composição na troca em direção dos componentes de baixa temperatura, e o final será de alguma forma enriquecido naquele componente (um efeito idêntico aquele da cristalização fracional). Somente nos casos da divisão térmica (como na Figura 8-13) pode a composição ser trocada através dele pela assimilação logo que o líquido envolvesse um diferente eutético. Similarmente, nos sistemas peritéticos, a assimilação pode troca a composição do peso traves do peritético, resultando numa assembléia mineral final diferente. Por exemplo, a adição de sílica no líquido, tais como f na Figura 6-12, pode troca a líquido a partir da esquerda da enstatita para a direita dela, na assembléia final irão conter quartzo, sem olivina. Embora os elementos maiores sejam relativamente insensíveis para os efeitos da assimilação das quantidades limitadas da rocha fonte, isto não é verdade para os elementos traços e isótopos. Como mencionado na Seção 9.5, os elementos traços, pois eles estão presentes em tais pequenas quantidades, e não são “divisores” pelo equilíbrio do sólido-líquido no sentido que os elementos maiores são. A Figura 6-10 ilustra novamente este ponto. Suponha que nós tenhamos um sistema equivalente de Fo 30 em 1480ºC, com o líquido coexistindo com a olivina a, e adicionado Fo puro o suficiente para trazer a composição do volume para Fo 45. Isto é equivalente a assimilação da quantidade de sólido de forsterita da metade do líquido original. O efeito seria a adição de considerável Mg no sistema por completo, mas a adição da pura Fo teria causado o equilíbrio da cristalização da olivina a isto é um exemplo ideal de isotermal. Isto segue diretamente a partir do principio da alavanca; a composição de volume da Fo30 requer um alto raio do líquidod/sólidoa em 1480ºC do que a composição de volume da Fo 45. Adicionando 50% da assimilação neste caso não tem nenhum efeito na composição dos elementos maiores de ambas as fases em equilíbrio. O sistema efetivamente dividindo em Fo pela cristalização da olivina de composição a. Se a forsterita assimilada contiver 200 ppm de Ni, contudo, e um sistema original tem somente 100 ppm de Ni, a assimilação de 50% da forsterita mudaria a concentração de elementos traços do sistema combinado para 250 ppm, e aumentaria a concentração de Ni de ambos os líquidod e da olivinaa para uma proporção de 50%. Assim a adição destes elementos traços em particular simplesmente adiciona o conteúdo dos elementos traços no total das fusões e dos minerais no sistema magmático. Alguns elementos traços são muito mais abundantes na crosta continental do que no manto derivado do magma, e a assimilação de uma quantidade modesta do material da crosta rico nestes elementos pode ter um efeito considerável no magma inicial contendo pouco dele (ver McBirney, 1979, e Wilson, 1989 na Seção 4.4.2 para uma revisão). Os efeitos da assimilação da crosta continental pode ser melhor ilustrado usando uma aproximação da mistura. A Figura 11-10 é um diagrama spider de Wilson (1989) para uma típica cadeia meso-oceânica toleitica
274 (escolhida para representar um magma basáltico derivado do manto livre de contaminação) e os padrões resultando em assimilações de 15% de um típico gnaisse da crosta profunda ou 15% de um típico gnaisse da meso-crosta superior. A assimilação neste modelo envolve a mistura de 85% do basalto e 15% de gnaisse, e elementos traços particionados entre as fases usando os coeficientes de partição apropriados. Aos padrões resultantes são diferentes, e parecem indicarem não somente que a assimilação ter ocorrido, mas em qual nível da crosta. Esta aproximação pode nos permite a selecionar certos elementos traços para diferentes propostas nas análises de contaminação dos basaltos da crosta continental. Por exemplo, os elementos mais compatíveis Ti, Tb, Y, Tm, e Yb não particionam a partir da crosta dentro da fusão, e assim não modificam o padrão de basalto original. Eles são úteis se nós desejarmos ver através dos efeitos da contaminarão das características dos elementos traços de um basalto não modificado. O Ba, e o grupo do Nb ao Hf, são enriquecidos na contaminação dos magmas, e podem ser úteis como um indicador geral de contaminação da crosta. O Nb-Ta parece terem uma característica distinta de contaminação do magma, os elementos Rb, Th, e o K são também enriquecidos em magmas contaminados, mas eles podem também ser capazes de distinguir os efeitos da crosta superior e inferior. Proporções relativamente altas destes elementos sugerem uma contaminação da crosta superior, enquanto proporções relativamente baixas, nos basaltos que parecem serem contaminados baseado no critério do Ba-Hf, é mais provável ser contaminado pelos materiais da crosta profunda.
Figura 11-10: Diagrama Spider do condrito normalizado de um basalto típico de uma cadeia meso-oceânica, e os efeitos da mistura de 15% de um granulito da crosta profunda com fáceis gnaisses e 15% de um anfibolito típico de uma meso-crosta com também fáceis gnaisse. De Wilson (1989)
Provavelmente a melhor maneira de detectar os efeitos da assimilação, em particular na contaminação do manto derivado do magma, é isotopicamente. Como nós vemos no Capítulo 9, a crosta continental se torna progressivamente enriquecida ao longo do tempo em 87Sr/86Sr (Figura 9-13) e depletada em 143Nd/144Nd (Figura 915). Os magmas primitivos com incomuns valores altos de 87Sr/86Sr e baixo valores de 143Nd/144Nd são provavelmente contaminados pelo material da crosta antiga. Nós aprendemos na Seção 9.7.2.2 que os valores de 87 Sr/86Sr abaixo de 0.706 seriam apropriados para uma fusão do manto relativamente não modificada, enquanto que os raios acima deste valores são provavelmente contaminados pelos antigos componentes continentais.a crosta continental é enormemente enriquecida em U, Pb, e Th relativos ao manto e a crosta oceânica. Dado um esquema de decaimento na Seção 9.7.4.2, nós podemos ver que, com o passar do tempo, a crosta continental se enriquece em 207 Pb e 206Pb pela quebra do U na crosta. Devido ao 204Pb não ser radiogenico, nós podemos assim esperar os raios do 207Pb/204Pb e 206Pb/204Pb a serem considerados altos nas fusões derivadas do manto (pois nenhum fracionamento isotrópico ocorre durante a fusão). Os raios iniciais do 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd ou 207Pb/204Pb ou 206Pb/204Pb podem ser plotados contra alguns diferentes índices diagramas de variação do tipo Harker para a suíte dos magmas cogenéticos para determinar a extensão da contaminação da crosta. Os trendes de enriquecimento linear nos raios
275 isotópicos com o aumento da diferenciação sugerem tanto uma assimilação continua ou mistura do manto e do magma da crosta, embora o autor suspeite que o último citado seja mais comum. O aumento das assinaturas isotópica da crosta nos mais envolvidos magmas é mais parecido com a assimilação da crosta félsica nas porções marginais da câmara. O critério de campo, tais como os magmas commingling ou fusões parciais de xenólitos da crosta, podem também nos ajudar a escolher entre as alternativas.
11.5 Limites de Camadas, Cristalização In Situ e Convenção Composicional A diferenciação magmática envolve o particionamento dos elementos entre duas fases (uma é a fase líquida e a outra é a fase sólida, líquida, ou vapor) e a subseqüente diferenciação que resulta quando estas fases são fisicamente separadas. Estudos recentes das câmaras magmáticas têm mostrado que algumas são diversificadas de maneira não adequada de forma que não se pode explicar pelos mecanismos clássicos de fixação dos cristais. Isto conduziu muitos pesquisadores a re-avaliar as ideais históricas da diferenciação magmática, e propor métodos alternativos no qual a diversificação assume uma posição por in situ (no lugar) dos processos de cristalização e indução convectiva de composição dentro de um líquido estacionário inicial oi camadas limites do líquido-sólido. Em 1960 a literatura geológica tinha contidos alguns trabalhos endereçados ao processo envolvido com os efeitos das camadas limites e a moção do fluído convectivo nos sistemas de múltiplos componentes com gradientes em temperaturas, densidade, e composição (Shaw, 1965; Bartlett, 1969; Turner, 1980; Langmuir, 1980; Sparks et al., 1984; Hupert e Sparks, 1984a; Brandeis e Jaupart, 1986; Tait e Jaupart, 1990, 1992; Jaupart e Tait, 1995). Intrusões máficas acamadadas promovem um excelente laboratório natural para os estudos da diferenciação magmática, e tem estimulado algumas de nossas idéias na natureza da cristalização fracional e fixação da gravidade. Uma discussão mais completa destes processos como eles são aplicados as câmaras magmáticas requer um bom livro em estruturas, texturas, e os trendes químicos destes corpos fascinantes. O autor deve propor o estudo da cristalização fracional nos sistemas convectivos até o Capítulo 12 quando serão encaminhadas as intrusões de acamadamento máfico, e de terem melhores bacias para serem avaliadas. Por agora, pela introdução dos processos, o autor apresenta um trabalho a partir de campo de área bem documentado: o Tufo de Bishop em 0.76Ma, quando entrou em erupção em Long Valley, Califórnia. Hildreth (1979) propôs um modelo desconhecido para as variações composicionais verticais bem documentadas na estratigrafia nos tufos de Bishop. Ele propôs que as câmaras magmáticas diante o que é agora a caldeira do Long Valley foi progressivamente esvaziada a partir do topo para baixo durante a erupção, logo na base para o topo a variação no tufo deve correlacionar com a variação do topo para a base na estratigrafia composicional da câmara superior. Usando a geotermometria mineral (Capítulo 27) Hildreth foi capaz de demonstrar que os materiais que entrarão em erupção recentemente (agora na base do fluxo, mas representando o topo da câmara) entraram em erupção em 720ºC, enquanto o material posterior (na câmara inferior) entrou em erupção em 780ºC. Ele pontuou que inúmeros trendes baseados nas densidades dos minerais e nas relações entre a mineralogia e o enriquecimento químico que não poderia ter resultado a partir de uma cristalização fracional clássica. Devido á alta viscosidade de tais magmas silicáticos, a fixação dos cristais e moção convectiva térmica é esperada a ser mínima de qualquer forma (Brandeis e Jaupart, 1986; Sparks et al., 1984). Ao contrário da cristalização fracional, Hildreth (1979) propôs um modelo baseado num modelo in situ de convecção-difusão de Shaw et al. (1976). De acordo com a teoria de Hildreth, o magma próximo ao contato vertical se tornou enriquecidos em H2O a partis das paredes da rocha. Este enriquecimento em H 2O nas camadas limites, embora esfriadas, são menos densas do que o interior do magma, e subirão sob a influencia da gravidade para se concentrarem no topo da câmara. Isto resultou, ele propôs, num crescimento das camadas limites de densidade estabilizada cobertas que inibiram a convecção na porção do topo da câmara magmática (embora a convecção pareça continuar na porção principal da câmara abaixo da capa, ver Figura 11-11). Embora a capa da rocha fosse relativamente estacionaria, existiram gradientes iniciais na temperatura e no conteúdo de H 2O, com a maioria rica em H2O, baixa densidade dos líquidos aumentando na subida. O gradiente do H 2O, Hildreth razoavelmente, deve afetar a estrutura da fusão e o grau de polimerização (Seção 7.4.1). Elevados conteúdos de H 2O decai a
276 polimerização, e, devido as moléculas de polimerização terminarem nos átomos do O, não do Si ou do Al, isto aumento o raio do O/(Si + Al) no líquido.
Figura11-11: Seção esquemática através da câmara magmática riolitica passando pela diferenciação in situ ajudada pela convecção. A capa superior rica em sílica está estagnada pelo gradiente de H2O. Devido à este gradiente, assim bem como os gradientes termais e de densidade, a zona de cobertura podem experimentar uma difusão interna e troca com as paredes da rocha e com os sistema de convecção. A seta indica a convecção, onde se tem uma dupla seta é indicada à difusão. Por Hildreth (1979).
Hildreth (1979) postulou preferencialmente que a composição resultante dos gradientes, combinadas com a temperatura do gradiente, incluem preferência na transferência da massa de difusão dentro da capa, resultando num gradiente de composição vertical em outros componentes. Devem também ter sido uma troca entre outros componentes dentro das paredes e do assoalho, assim bem como com as convecções nas câmaras inferiores (o qual promoveu a subida dos componentes para uma cobertura estagnada que seria de outra forma depletada pelas baixas taxas de difusão e fornecidos novamente). O resultado, de acordo com Hildreth (1979), foi uma estratificação composicional da câmara magmática muito mais superior que desenvolveu uma estratificação na ordem de 10 3 a 106 anos (dependendo do tamanho da câmara), o qual é muito mais rápido do que as taxas de alcance pela difusão pura, e pode explicar como as grandes calderas de riolitos podem gerar gradientes químicos dentro de 10 5 a 106 anos num intervalo entre as erupções. Hildreth atribuiu pelos a parte do efeito da difusão como responsáveis pelos gradientes composicionais no topo da câmara magmática diante de Long Valley para um efeito Soret (também chamado de difusão termal – thermal diffusion). Há muitos séculos atrás, um químico suíço, Jacques Louis Soret demonstrou que uma solução binária homogênea estagnada. Quando sujeita a um forte gradiente de temperatura, desenvolve espontaneamente uma concentração de gradiente em dois componentes. No geral, os elementos pesados ou moléculas migram em direção as bordas mais frias e aquelas que são mais claras em direção as bordas mais quentes do gradiente. Fazendo isto, existe menos momento vibracional total (as moléculas pesadas vibram menos do que as bordas resfriadas), o qual diminui a energia total do sistema. Macroscopicamente nós podemos dizer que o gradiente de temperatura tem efeito sobre os potenciais químicos, resultando em difusão. Soret encontrou que os gradientes realizam um pronto estado que permanecem ao longo do gradiente de temperatura (ou não distante, se a difusão é impedida por um rápido resfriamento). É claro que, as extensões dos efeitos de Soret dependem da magnitude acima do gradiente de temperatura e da natureza do sistema. O efeito de Soret foi demonstrado experimentalmente para sistemas naturais mais complexos nos magmas basálticos por Walker et al. (1981) e Walker e DeLong (1982). Eles subentenderam que dois basaltos para gradientes serem próximos a 50ºC/mm e encontraram que as amostras atingiam um pronto estado em alguns dias. Eles encontraram os elementos pesados (Ca, Fé, Ti, e Mg) concentrados nas bordas mais frias e os leves (Si, Na, e K) nas bordas mais quentes da amostra, como previsto pela teoria de Soret. A concentração química nos resultados de Walker et al. (1981) e Walker e DeLong (1982) são similares àquela esperada para a cristalização fracional, somente na temperatura revertida. Aqui as bordas mais quentes são mais andesiticas, enquanto que as bordas mais frias são basaltos de baixa sílica.
277 No despertar dos resultados de Walker et al. (1981) e Walker e DeLong (1982), foi pensado que a densidade e composição dos gradientes nas camadas estagnadas, tais como as do topo do Long Valley da câmara magmática, aumentavam a difusão térmica do tipo de Soret. Estes processos combinados de gravidade e térmico foram dados de qualquer forma impondo o termo difusão termogravitacional – thermogravitational diffusion. Os gradientes térmicos requeridos para uma difusão térmica são de longe da realidade, contudo, os trendes mais químicos e termicamente verticais de Hildreth, derivados a partir da estratigrafia do Tufo de Bishop e traduzido para uma cobertura estagnada da câmara magmática, não correlacione com os trendes experimentais de Walker et al. (1981) e Walker e DeLong (1982) para as difusões puramente térmicas. A difusão térmica não é parecida coma encontrada na natureza, devido ao gradiente térmico empregado não ser comumente difundido e estar equilibrado em sistemas naturais mais rapidamente do que as difusões químicas lentas que podem responder. Os gradientes térmicos, contudo podem criar instabilidade na densidade, o qual pode então produzir uma moção convectiva (comparada com a difusão). A difusão termogravitacional, como conceituada acima, em tais gradientes térmicos induz diretamente uma difusão química, não é de longe considerado possível, e é um pouco mais estudado nos dias de hoje. A maioria dos trabalhos de Hildreth (1979) estava correta, contudo, suas observações concentradas na estratificação química nas seqüências finas de tufos não são únicas. Variações composicionais similares têm sido observadas em algumas localidades, sugerindo que as câmaras magmáticas silicáticas são comumente estratificadas. Hildreth (1979) estava também correto na proposta dos limites das camadas formados ao longo das paredes e da cobertura da câmara magmática em Long Valley, e que estes limites resultaram da composição de gradientes na cobertura. As observações das zonas marginais composicionais das séries plutônicas (Michael, 1984; Sawka et al., 1990; Mahood et al., 1996; Srogi e Lutes 1996) promoveram um suporte direto para tais zoneamentos ao longo de ambas as paredes e coberturas de qualquer câmara magmática no qual a viscosidade e a produção da força do liquido sevem evitar a fixação do cristal. Nós estamos percebendo que o zoneamento químico das câmaras magmáticas está como uma regra, preferencialmente em algumas exceções. Somente o apelo de Hildreth para a difusão da termogravitacional foi um erro. Como Michael (1983) apontou, os gradientes que Hildreth propôs para a composição da estratificação na cobertura estagnada se correlacionam muito melhor com o fracionamento do cristallíquido, e os trendes são esperados no tufo e no magma riolitico. Dunbar e Herving (1992) vieram com uma conclusão similar, e encontraram que os elementos traços dos trendes são compatíveis aproximadamente 40% da cristalização fracional do quartzo e dos álcalis feldspático, embora H, B, Li, F, e Cl são separadas a partir de outros e suas distribuições foram relatadas para a variação do conteúdo de H 2O na cobertura estratificada. A Figura 11-12 ilustra um possível mecanismo para o desenvolvimento da estratificação composicional ao longo das paredes e do topo da câmara magmática que pode trabalhar mesmo em câmaras relativamente silicosas e viscosas. Devido ao magma esfriar a partir das margens internas, o gradiente térmico ocorre nas áreas marginais onde o magma está em contato comas paredes frias e a cobertura da rocha (embora a cobertura da rocha possa ser mais aquecida pela convecção). Se o equilíbrio é mantido, o magma irá se cristalizar para um aumento progressivo da extensão em direção as paredes da rocha. O gradiente na extensão da cristalização irá produzir um gradiente correspondente na composição do líquido. O líquido será altamente envolvido nas margens onde a cristalização está completamente próxima, e não envolvida no puro magma interior. Este processo de cristalização nos limites das camadas – boundary layers, no qual o cristal permanece in situ, resulta numa instabilidade gravitacional, pois os líquidos envolvidos são menos densos do que os cristais e o líquido no interior da câmara. Como resultado os líquidos ascendem na direção do topo, e são recolocados pelo movimento do líquido na direção dos limites das camadas a partir do interior. Este processo é chamado de convecção composicional – compositional convection, a convectividade ascende do material de densidade baixa, não pelo fato dele estar aquecido ou expandido, mas por causa da perda que o material sofre de materiais pesados, tais como Fé, Ca, e Mg para os cristais assim que estes se solidificam. A conveção dos líquidos ascende para a cobertura da área, onde ele se dilata lateralmente e permanece estagnado, como Hildreth (1979) propôs, mas é herdado a partir da cristalização fracional ao longo das paredes, pois os líquidos mais envolvidos são os de menores densidades, e ocupam as porções mais elevadas da cobertura dos limites das camadas. Um processo similar para aqueles nas paredes podem também ocorrer na cobertura, aumentando os gradientes herdados. A assimilação da cobertura das paredes félsicas podem também contribuir. Sawka et al. (1990) encontrou uma variação vertical e
278 horizontal em 50 elementos (e na mineralogia) em dois plutons “graníticos” zonados na Serra Nevada a ser diretamente atribuído a cristalização lateral das paredes e da migração superior das fusões flutuantes no assoalho da câmara.
Figura 11-12: Formação dos limites das camadas ao longo das paredes e topo da câmara magmática. Os gradientes na temperatura resultam das variações na extensão da cristalização, o qual se torna criador de um gradiente composicional nos interstícios do líquido. A composição do líquido varia a partir daquele magma original no interior altamente envolvido nas margens onde a cristalização é avançada. O líquido envolvido é menos denso, e pode ascender para liberar para fora do topo, formando uma camada de cobertura estagnada.
A entrada do H2O a partir das paredes rochosas, como Hildreth (1979) propôs, também pode ajudar na ascensão convectiva. Devido ao H2O se difundir mais rapidamente do que as espécies não voláteis, ele também pode ascender a partir do corpo do magma principal e tornar estratificado na área coberta (Shaw, 1974). O gradiente de densidade na área coberta, devido ao H2O e aos líquidos mais envolvidos ascenderem ao topo, dão gravitacionalmente estáveis, e a estratificação devem ficar (até a menor erupção, no caso do Vale Long). Os altos níveis de H2O em direção do topo devem ser menor que a temperatura do liquidus, resultando em poucos cristais no estrato superior, mesmo através das camadas pode ser esfriada. O topo das camadas podem se tornar muito saturado em H2O antes do resto da câmara, talvez resultando no desenvolvimento dos pegmatitos e aplitos (Mahood et al., 1996), processos hidrotermais nas rochas fontes acima, ou até mesmo nos processos de inicialização da erupção (Wulff et al., 1990). O maior problema com a cristalização fracional como um mecanismo para a produção de gradientes observados em elementos traços é o alto grau de cristalização fracional requerido. Por exemplo, Hildreth (1979) demonstrou que uma extrema depletação em Sr, Ba, e Eu requeremos uma depletação com mais de 50% de feldspato, e Michael (1983) obteve mais do que 65 a 70% de fracionamento. Isto é uma preferência no alto grau de solidificação nos volumes leves do liquido magmático subsequentemente erodido como o Tufo de Bishop. Perceba que isto é possível pelo método ilustrado na Figura 11-12 para se ter altos líquidos envolvidos nas margens e coberturas das câmaras magmáticas com somente uma pequena fração de cristalização total do corpo magmático. Tais líquidos têm sido reconhecidos em alguns sistemas naturais. Devido à cristalização fracional poder produzir trendes de fracionamento não linear (curvas dos diagramas de variação) como novas fases se juntam aquelas cristalizadas, mistura linear dos líquidos convectivos sem variação composicional linear podem produzir composições de líquido que diferem a partir das composições das linhas de descida para os corpos magmáticos por completo (Langmuir, 1989; Nielsen e DeLong, 1992). Por exemplo, Srogi e Lutz (1996) desenvolveram um modelo baseado na variação de mistura das fusões representando diferentes estágios de diferenciação que explicam a variação composicional produzindo granitos nos plutons zonados de Arden (SE Pensilvânia/N Delaware) que poderiam não ser modelados pela cristalização fracional, ou mistura do magma.
279 Como mencionado recentemente pelo autor, devido as suas altas temperaturas e baixa viscosidade, expostas as intrusões das camadas máficas fazem um laboratório ideal e natural de estudo dos efeitos dos processos de diferenciação magmática. Nós iremos ver favorecidos dentro destes processos no próximo capítulo. 11.6 Processos de Misturas Dois ou mais processos discutidos acima podem funcionar simultaneamente ou em seqüência durante a geração, migração, e solidificação dos sistemas magmáticos. Inúmeros magmas (e rochas resultantes) podem assim serem complexos híbridos refletindo os efeitos combinados do fracionamento do cristal, mistura do magma, assimilação, transporte volátil, e/ou imiscibilidade do líquido. Em alguns casos, processos combinados podem ser mais do que coincidência, e dois processos podem operar de modo cooperativo. Por exemplo, a mistura de dois magmas de diferentes composições e temperaturas comumente produz instabilidade termal, resultando em dissipação do magma mais quente e aquecimento do magma mais frio. A combinação da mistura de dois magmas, cristalização fracional, e convecção são assim possíveis. Outro efeito desconhecido será explorado no próximo capítulo. Outro exemplo é a combinação da assimilação de da cristalização fracional acompanhada requerida para suprir a necessidade calor, como proposto acima. Devido a alguns processos terem efeitos similares, ele pode ser difícil de distinguir a contribuição relativa a cada um em qualquer grau de confinamento. Uma aproximação para o problema é desenvolvida em modelos matemáticos (similar ao fracionamento Rayleigh e a outros modelos presentes no Capítulo 9) para o comportamento de certos elementos traços e isótopos (ou raios) baseados na combinação destes processos. Isto tem sido feito por DePaolo (1981) para os processos de assimilação + cristalização fracional (o qual ele chama de AFC), cristalização fracional + recarga do magma mais primitivo (O´Hara e Matthes, 1981), e todos os três combinados (Aintcheson e Forrest, 1994), usando técnicas interativas para os modelos de contaminação do raio o do magma original. Nielson e DeLong (1992) também desenvolveram um modelo numérico para simular um modelo de cristalização in situ e fracionamento nos limites das camadas. Como mencionado no Capítulo 9, devido ao grande número de variáveis, a incerteza nas concentrações inicias e coeficientes das porções, e agora a adição de um numero de mecanismos concorrente, nós podemos assegurar que pelo menos um modelo, e provavelmente alguns, podem ser derivados de replicas de variações químicas de praticamente qualquer suíte das amostras representante de uma província petrogenética em particular. O fato de que um modelo particular pode explicar os trendes químicos das rochas nas províncias não aprecem e não garantir que os processos são modelados atualmente para assumir um lugar. Apesar de tudo os modelos podem provar úteis, ou ajudas em comparação ao contraste dos efeitos de diferentes modelos, ou eliminação de processos impossíveis. Eles podem até mesmo nos ajudar a refinar nosso pensamento nos complexos dinamismos da diversificação magmática. Às vezes um modelo pode até mesmo estar correto. Todos os processos descritos neste capítulo provabvelmente ocorrem na natureza. Um campo importante da petrologia ígnea moderna na avaliação das contribuições de vários processos nas características químicas e na trendes evolucionários temporais em qualquer província petrogenética. A partir destes estudos nós podemos então avaliar a importância relativa dos processos numa escala global. O qual deles é responsável principalmente pela diversidade das rochas ígneas na Terra? Na opinião do autor, a cristalização fracional e mistura do magma são provavelmente os dois mais importantes processos de diferenciação responsáveis pela diversidade magmática dentro da suíte das rochas ígneas relacionadas. A cristalização fracional modifica os magmas primários na criação da extensão, e é provavelmente o mais efetivo para os magmas máficos derivados do manto aquecido, poucos dos quais atingem a superfície sem ter envolvido de alguma forma ao longo do sua linha de descida do líquido. A reinjeção do magma pai e mistura de magmas gerados independentemente são processos comuns na câmara magmática, e o ultimo pode ser responsável por qualquer rocha ígnea de composição intermediária. Os outros processos podem ser importantes em instancias particulares e fundamentais para alguns tipos de magmas, mas eles não são comuns no geral.
280 11.7 Associações Ígneas – Tectônicas Com este capítulo, nós terminamos nossa fase preparatória de petrologia ígnea. Nós atingimos a base necessária, e agora é o momento de embarcar nas análises das maiores ocorrências ígneas e usar as nossas habilidades para avaliá-las e os processos que dão formas a elas. De um modo oposto, tais análises nos ajudam a formar e refina nossos conceitos petrológicos. No próximo capítulo nós devemos dar uma olhada em intrusões máficas acamadadas, devido a eles proverem um excelente laboratório natural para derramar algumas especulações leves da diversidade magmática apenas explorada. Depois disto, o autor subdividiu em vários fenômenos ígneos maiores dentro de grupos comumente chamados chamado associação tectônico-ígneo – tectonic igneous associations. Estas associações estão em grande escala do que as províncias petrogenéticas discutidas recentemente. Onde a província petrogenética é limitada geograficamente e um fenômeno presumidamente petrogenético, associações tectônicos-igneos são uma tentativa de localizar os padrões globais das atividades ígneas por grupos de províncias baseados nas suas ocorrências e gênese. É claro que existe um limite a ser discordado nas distinções e número de grupos, particularmente de tais grupos, em particular dos menores, os mais esotéricos. O autor tem atentado a ser novamente um “generalisador”, preferencialmente do que um “divisor”, e têm sido selecionados inúmeros compressivos agrupamentos. Uma lista destas associações é: 1. Vulcanismo de cadeia meso-oceânica 2. Vulcanismo intra-placa oceânica ou ilhas oceânicas 3. Basaltos de platôs continentais 4. Arcos de ilhas intra-oceânicos relacionados a subducção 5. Arcos continentais de plutonismo relacionados a subducção do vulcanismo 6. Rochas granitóides 7. Associações ígneas mais alcalinas do interior de crátons mais estáveis 8. Anortosito Este grupo pode não agradar tosos os petrológos. Alguns gostariam de subdividir uma ou mais associações dentro de subgrupos distintos, e outros podem preferir combinar alguns deles, ou até mesmo associações a serem listadas. O autor tem considerado as associações escolhidas certamente comprimidas, e embora a lista possa não incluir todos os fenômenos ígneos no planeta, ela cobre talvez 90%. A porcentagem permanecente encaixaria os volumes, e nós devemos performar algumas variedades de “triagem acadêmica” se nós mesmos esperar encontrar alguma aproximação do petrologia ígnea sujeita. Cada um dos capítulos seguintes endereça uma destas associações listadas acima. Neles nós devemos rever o modo de ocorrência e os produtos ígneos, e então proceder a usar a química petrográfica, e talvez geofísico e outros dados interpretem as associações e parecem com um modelo petrogenético. Isto nos fornece algumas aplicações das nossas técnicas adquiridas, e nos dá alguma exposição dos fenômenos ígneos globais, o requerimento final para bons petrológos listadas no Capítulo 1.
281 PROBLEMA: 1. Escolha um ponto no liquidus de alta pressão da forsterita na Figura 6-15 e discuta a historia do resfriamento nos termos da formação dos minerais. Em seguida considere a quantidade de forsterita que cristaliza se a cristalização fracional assumir posição enquanto o magma ascende em direção a configuração de baixa pressão. Demonstre geometricamente porque, e de que forma, a proporção relativa da olivina será diferente do que numa situação isobárica. Comece, por exemplo, com uma composição de volume inicial com 20%peso “SiO2” use o principio da alavanca para comparar a proporção relativa de Fo e do líquido em 1700ºC com 1.2 GPa e em 1600ºC com 0.1MPa.
282 Capítulo 12
Intrusões de Camadas Máficas
O nosso entendimento de diferenciação magmática é baseado muito amplamente nos nossos estudos dos sistemas naturais e simplificados (Capítulo 6 e 7). Os trends geoquímicos nos diagramas de variação, desenvolvidos principalmente nas suítes vulcânicas, são também indicadores úteis (embora indiretos) de processos de diferenciação. Todos os nossos conceitos devem ser testados contra as nossas observações feitas em campo. Os exemplos naturais mais informativos de cristalização e diferenciação são as intrusões de camadas máficas (LMIS – layered mafic intrusions). O soerguimento e erosão destes corpos grandes nos têm provido como excelentes laboratórios no qual são observados os produtos dos processos dinâmicos que acompanham o resfriamento e cristalização na câmara magmática onde a viscosidade está suficientemente baixa para permitir uma significante moção (logo diferenciação) dos cristais e/ou líquidos. Estudos clássicos (Hess, 1960; Jackson, 1961; e Wager e Brown, 1968) tiveram recentemente sido contestado e argumentado por novas interpretações baseadas principalmente nos princípios e experimentos em dinâmicas de fluídos, fazendo disto um interessante período de estudo destas ocorrências. As intrusões máficas vêm em todos os tamanhos, a partir dos diques e sills para gigantesca intrusão de Bushveld na África do Sul (66,000 km2 acima de 9 km de espessura). Eles podem ocorrer em qualquer ambiente tectônico onde o magma basáltico é gerado (Capítulo 13 ao 15), e nas cadeias meso-oceânicas pode ser o local mais comum para o seu desenvolvimento (Capítulo 13). As intrusões maiores que são o real assunto deste capítulo, contudo, requer um volume substancial de magma num curto período, e eles devem ocorrer dentro da crosta continental para que eles possam ser expostos na superfície pela erosão. O ambiente mais comum para a produção de abundante magma máfico num cenário continental está associado com o alto fluxo de basaltos continentais (Capítulo 15), onde o rifteamento pode ser associado com os hot spots do manto. A maioria dos LMIS está associada com o fluxo de basaltos da mesma idade, embora alguns não estejam. Áreas de abundante atividade ígnea têm recentemente sido chamadas de grandes províncias ígneas – large igneous provinces, ou LIP (Mahoney e Coffin, 1997). A maioria dos grandes LMI é do Pré-Cambriano, ocorrendo talvez em riftes abortados com um lato percentual de fusão do manto devido ao alto gradiente geotérmico do Pré-Cambriano. Existe provavelmente um grande número de corpos plutônicos máficos profundos na crosta continental que nunca estava pronta para a superfície devido a sua alta densidade. Embora alguns destes diques e sills grossos apresentem estratificação que ocorreu durante o resfriamento, a variação composicional neles é usualmente suavizada. Alguma espessura critica, na ordem de 400 a 500m, parece ser requerida antes dos processos de resfriamento e cristalização gerando um espetacular acamadamento pelo qual a LMI tem o seu nome. O período de resfriamento e cristalização variam com o tamanho e forma da intrusão, assim bem como a capacidade de circulação da água no teto para dissipar a condução do calor. A estimativa varia a partir de dez mil anos para milhões ou mais. A Tabela 12-1 lista alguns dos maiores e/ou melhores estudos da ocorrência das intrusões das camadas máficas. A forma do LMI é tipicamente de um plúton aplainado, e alguns são também um lapólito (Figura 4-26) ou um funil – funnel (Figura 12-1), a diferença entre o que piso de um lapólito é considerada a ser adaptável a estrato da rocha fonte, enquanto que o funil num corte de seção para tanto o estrato externo e a camada interna. Uma margem resfriada é comum, mas devido a uma assimilação significante das paredes da rocha, pode ser raramente usado para determinar precisamente a composição do magma pai. Apesar de tudo, as LMIs são de forma preponderante gabroicas e usualmente toleiticas, exibindo o clássico enriquecimento em Fe característico da série do magma (ver os “trendes de Skaergard” na Figura 8-3 e compare-o com a Figura 8-14).
283
Tabela 12-1: Algumas Principais Intrusões Máficas
Figura 12-1: Seção transversa simplificada da Intrusão de Muskox no Canadá. De Irvine e Smith (1967).
12.1 Acamadamento Ígneo A concentração e o acamadamento de cristais para distinguir as LMIs, e eles provem um fascinante material para a nossa contemplação. Se a compressão de texturas acumuladas é um pouco rústica, ele pode nos ajudar a rever o assunto na Seção 3.1.7. um excelente sumário de acumulo e acamadamento é provido por Irvine (1982). Alguns tipos de camadas podem ser desenvolvidas nas LMIs. Mais do que um tipo pode ser desenvolvido nas proximidades fechadas o até mesmo ocorrer simultaneamente. As camadas ocorrem como uma conseqüência das mudanças na mineralogia, textura, ou composição mineral. No contexto das LMIs com camadas – layers constituintes de qualquer lâmina confortável como unidade que pode ser distinguida pelas suas características texturais e/ou composicionais. As camadas podem ser tanto uniforme – uniform (mineralogicamente e texturalmente homogêneo) ou não-uniforme – non-uniform (aquelas que variam ao longo ou através da camada). O mais comum tipo de camadas não-uniforme é uma camada aplainada – graded layer, o qual mostra uma gradual variação tanto mineralogicamente (Figura 12-2a), ou no tamanho dos grãos (Figura 12-2b). O último é raro nos gabroicos das LMIs, ocorrendo mais comumente nas ultramáficas.
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Figura 12-2: Dois tipos de camadas aplainadas. (a) Acamadamento modal resultante a partir da concentração de minerais máficos em direção a base (Intrusões de Skaergard, E, Groenlândia). (b) Tamanho do acamadamento resultante a partir da concentração de grandes cristais na base (Ilha Duke, Alaska). De McBirney e Noyes (1979).
Acamadamento – layering (ou estratificação), por outro lado, lida com a estrutura e a fábrica de seqüências de múltiplas camadas. Acamadamento modal – modal layering é caracterizado pela variação em proporções relativas dos minerais constituintes. A acamadamento modal pode comprimir as camadas uniformes – uniform layers (Figura 12-3a) ou camadas aplainadas – graded layers (Figura 12-2), ou a combinação de ambos. A escala das camadas modais está no alcance de centímetros para alguns metros. A fase de acamadamento – phase layering refere-se aos intervalos definidos nas bacias do aparecimento ou desaparecimento de minerais em particular na seqüência de cristalização desenvolvida nas camadas modais. A fase de acamadamento pode ser dita como uma transgressão da camada modal, no sentido de que ela caracteriza grandes subdivisões de seqüências de camadas. Uma única fase da camada, contudo, comumente consiste de inúmeras camadas modais. Por exemplo, repetição de finas camadas modais de olivina e plagioclásio podem ser juntados pela augita em algum nível estratigráfico numa intrusão acamadada, definido uma nova fase da camada. Três fases de camadas modais podem continuar, até talvez a oliva ser perdida em algum nível elevado, e outra fase de camada começar. A introdução da augita e a perda da olivina pode cada uma ser usada para definir os limites das fases de acamadamento. Por analogia à estratigrafia sedimentar: as camadas são camas sedimentares, o acamadamento é como uma seqüência de camas, a fase de acamadamento é como as formações. Assim como as formações, a fase de acamadamento é comumente usada para delinear subdivisões maiores nas seqüências de camadas de diferentes LMIs. Acamadamento oculto – cryptic layering, como o próprio nome implica, não é obvio a olho nu. Ele é baseado na variação sistemática na composição química de certos minerais com nível estratigráfico na seqüência de camadas. Se nós mantermos nossa analogia sedimentar, acamadamento oculto é preferencialmente como as mudanças evolucionárias mostrada para alguns particulares tipos fosseis com o passar do tempo. O acamadamento oculto ocorre no quadro de escala do que o acamadamento moda ou a fase de acamadamento. Devido ao acamadamento nas LMIs ter sido produzido logo que a intrusão foi resfriada, cristalizada, e diferenciada, nós podemos esperar (baseado em nossas experiências com os sistemas minerais experimentais nos Capítulos 6 e 7) Mg/(Mg + Fe) nas fases máficas e Ca/(Ca + Na) no plagioclásio para o decair em direção a partir do assoalho, se a nossa analogia com a progressiva sedimentação dos cristais no assoalho das câmaras estiver correto. A regularidade do acamadamento é também de interesse. O acamadamento pode ser rítmico – rhythmic, no qual as camadas são repetidas sistematicamente (Figuras 12-3a e b), ou intermitente – intermittent com menos padrões regulares. Um tipo comum de acamadamento intermitente consiste em camadas aplainadas ritmicamente pontuadas pelas camadas uniformes ocasionais (Figura 12-4). Acamadamento rítmico que está alguns metros de espessura é comumente chamado de macroritmico – macrorhythmic. Embora os termos rítmico e intermitente sejam caracteristicamente aplicados para as seqüências aplainadas modalmente, não existe razão porque eles não são aplicadas para qualquer tipo de camadas proeminente e repetidas.
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Figura 12.3 Acamadamento rítmico em LMIs. (a) Camadas centimétricas rítmicas de Pl e Opx colocadas na vertical no Stillwater Complexo, Montana. (b) Uniformes camadas de cromita alternadas com camadas ricas em plagioclásio. Bushveld Complex, S. Africa. From McBirney e Noyes (1979) J. Petrol., 20, 487-554.
Figura 12-4. Acamadamento intermitente mostrando camadas aplainadas separadas por camadas gabroicas não aplainadas. Intrusão de Skaergard, Leste da Groenlândia. De McBirney (1993). Publicação de Jones e Bartlett, Sudbury, MA.
Devido a algumas das varias similaridades entre o acamadamento nas LMIs e nas camadas sedimentares, as interpretações clássicas tem sido baseada nos processos sedimentares: fixação dos cristais como resultado de densidades diferentes entre o crescimento dos cristais e líquido coexistente. Como mencionado acima, o conceito clássico tem sido questionado recentemente, mas antes que nós possamos avaliar os méritos relativos das hipóteses concorrentes, nós devemos dar uma breve olhada nas evidencias. Nós devemos, contudo, dar uma olhada nos três exemplos documentados das intrusões das camadas máficas.
12.2 Exemplos de Intrusões de Camadas Máficas O autor selecionou três LMIs gabroicos para ilustrar o que é comum nestes corpos, assim bem como a variabilidade que eles podem exibir. Estes são os Complexos de Bushveld da África do Sul, o Complexo de Stillwater a oeste dos Estados Unidos, e a Intrusão de Skaergard a Leste da Groenlândia. As descrições sumarizam algumas extensões da literatura nestes corpos complexos, e o autor teve que excluir alguns detalhes interessantes no sentido de tornar o mais breve. Para uma completa descrição, ver a Leitura Selecionada no fim do capítulo.
286 12.2.1 O Complexo de Bushveld Em local apropriado para começar a nossa investigação das LMIs está o enorme: Complexo de Bushveld do Pré-Cambriano na África do Sul. O corpo é uma intrusão plana na forma de um funil do magma gabroico em uma ampla bacia, de alguma forma complicada pelo dobramento e falhas. Está aproximadamente 300-400 km aberto e 9 km de espessura (Figura 12-5).
Figura 12-5: Mapa geológico simplificado e seção transversa do Complexo de Bushveld. De Willemse (1964), Wagner e Brown (1968), e Irvine et al. (1983)
O assoalho é composto de sedimentos e vulcanismo félsico que foram erguidos, metamorfisados, e em alguns parcialmente fundidos. As rochas do assoalho são preservadas principalmente em depressões centrais da bacia. A porção central do corpo foi também intrudida pelo Granito Vermelho de Bushveld próximo de 50 a 100 Ma posterior. Como resultado, o Bushveld aflorou como um anel com os lóbulos a leste e oeste que são apertados no norte e no sul entre o granito e os sedimentos Transval abaixo. Os dados gravitacioanis sugerem que também existe um enorme lóbulo enterrado a sudeste (Irvine et al., 1983). Irregularidades locais entre os lóbulos sugerem que alguns trabalhos que possam ser quatro ou mais centros separadamente alimentados, com a mistura limitada entre eles, mas outros são mais impressionantes com as similaridades entre os lóbulos expostos do que com as suas diferenças. Não seria surpreendente se as camadas finas numa única intrusão de tal magnitude fossem literalmente descontinua, mas a estratigrafia total dos lóbulos está estritamente similar. Algumas camadas bem mapeadas são remarcadas regularmente. Por exemplo, se o famoso piroxênio composto por sulfureto do Recife de Merensky (a principal fonte de platina do mundo), é de 1 a 5 metros de espessura e pode ser aproximada por aproximadamente 200 km a oeste do lóbulo e 150 km a leste do lóbulo, algo próximo de 200 km de separação! É desta forma mais aproximadamente, embora distante de uma certeza, que o Complexo de Bushveld formado não foi separado em algumas câmaras, mas uma única enorme intrusão, e talvez irregularidades no assoalho e no teto dentro da bacia conduzido para o desenvolvimento de alguns bolsos semi-isolados no qual foram envolvidos de alguma forma diferencialmente. Uma grande parte de Complexo de Bushveld é bastante acamadada, com camadas usualmente mergulhando entre 10 e 15º em direção ao centro da intrusão. Existe também um quadro de variação composicional a partir de uma base ultramáfica através da máfica e intermediária, para uma rocha mais félsica acima. A Figura 12-6 é uma coluna estratigráfica simplificada para o Bushveld. Em adição as maiores subdivisões, é ilustrada ambas as fases e
287 padrões de acamadamento oculto. O acamadamento oculto é indicado somente numa escala muito grosseira. Em detalhes, existem irregularidades e reversibilidade local dos trendes completos, especialmente nas seções centrais.
Figura 12-6: Seqüência estratigráfica do acamadamento do Lóbulo Leste do Complexo de Bushveld. A composição das fases colunares é dada a direita (as linhas mais escuras indicam o estado intercolunar). MR = Recife de Merensky, MC = Camada Principal de Cromito. De Wager e Broen (1968).
A menor unidade, a Zona Marginal – Marginal Zone é uma zona resfriadas com 150 m de espessura. É complicada pelas irregularidades do assoalho, variação na assimilação do assoalho das rochas, e a presença de inúmeros sills máficos que são difíceis de distinguir a partir das próprias margens resfriadas. As analises de alguns grãos finos de noritos a partir da margem correspondente para alguns basaltos tholeíticos de alumínio. Acima disto, a s camadas das rochas são subdivididas em quatro unidades de grupos principais. As subdivisões do LMI são usualmente baseadas na aparência ou na não aparência de alguns minerais acumulados (fase de acamadamento), mas, por razoes praticas, algumas subdivisões no Bushveld são separadas por distintas, marcas mapeavam em horizontes. Felizmente a diferença é relativamente menor em questão, pois os marcadores escolhidos são estratigraficamente próximos a uma importante mudança mineralógica. A Série de Basalto Ultramáfico – Ultramafic Basal Series comprime os finos dunitos acumulados alternadamente (frequentemente macroritmicamente) com piroxênios bastante grosseiro e camadas de harzburgito, próximos a todas as camadas que são uniformes. As fases intercumuladas são as augitas e plagioclásio, ocorrendo comumente como grandes cristais poikiticos. O topo da Série de Basalto é definido como a Principal Camada de Cromito (embora alguns finos cromitos ocorram abaixo). Este horizonte também marcar o ponto de aproximidade onde o acumulo de olivina cessa a ocorrência (no lóbulo oriental) e o acumulo de plagioclásio começa. A transição a partir do plagioclásio interacumulado acima deste ponto está muito próxima da fase líquida, e nenhum que se forma posteriormente em líquido interacumulado aprisionado.
288 A próxima zona acima é a Série Critica – Critical Series, composta por camadas de norito, ortopiroxênio, e anortosito com cromito subordinado, dunito, e harzburgito. A escala de acamadamento fino é desenvolvida de maneira impressionante, como pode ser visto na Figura 12-3b, o qual mostra uma forte repetição contrastante e limites bem formado do acumulo das camadas de cromito e plagioclásio. As camadas são paralelas acima destas distancias remarcáveis, mas eventualmente apertado lateralmente na maioria dos casos. A natureza rítmica das camadas finas, homogêneas, ou aplainadas é certamente a característica mais impressionante dos LMIs. O acamadamento do acumulo dos minerais pode ser claramente direto quando existe um consistente trende na densidade e queda da temperatura do líquido, mas a repetição litológica das camadas é uma característica que tem sido desafiada a capacidade interpretativa dos petrológos pela metade do século. A Unidade Cíclica de Merensky – Merensky Cyclic Unit está aproximadamente 150 m de seqüência grossa das unidades rítmicas no topo da Série Crítica que contem plagioclásio acumulado, olivina, ortopiroxênio, e cromito. A famosa subunidade de Pt-Pd de composição sulfídica do Recife de Merensky – Merensky Reef é uma camada acumulada de ortopiroxênio-olivina-cromito. A unidade é única em Bushveld. Alguns trabalhos, começando com Hess (1960), têm proposto que as marcas no horizonte no qual o magma mais recente surge foi introduzido para dentro da câmara. O Pt e o Pd são então derivados a partir do líquido residual a partir do líquido sulfídico imiscível associado com o estagio posterior. A Zona Principal – Main Zone é a zona mais grossa, e contem uma seqüência monótona e grosseira de hiperstênio gabro-norito e anortosito. A olivina acumulado e o cromito são ausentes e a magnetita ocorre somente próxima do topo da zona. O acamadamento é pobremente desenvolvido comparado com as unidades inferiores, mas ainda é ausente. A Zona Superior – Upper Zone é marcada pela aparência de magnetita acumulada. A base da zona é definida como com uma espessura de 2 m da Camada Principal de Magnetita, embora algumas poucas finas magnetitas acumuladas ocorram em níveis levemente inferiores. Como a presença da magnetita indica que a Zona Superior está enriquecida em Fe, seguindo o típico trende tholeítico na Figura 8-14. O trende é bem acamadado, incluído camadas de anortosito, gabro, e ferrodiorito. Existem também inúmeros tipos de rochas félsicas representando uma diferenciação posterior, incluindo s granitos, microgranitos, e granofiros. A determinação da natureza exata e quantidade da verdadeira diferenciação do Bushveld são complicadas pela presença da fusão e assimilação do assoalho da rocha, e o posterior Granito Vermelho Bushveld e outras pequenas intrusões. As intrusões posteriores comumente não parecem somente diferenciar, elas comumente destroem as camadas originais. Aproximadamente 300 m acima desta base da Zona Superior, olivina enriquecida em ferro reaparece como uma fase acumulada na seqüência Bushveld (Figura 12-6). A perda de olivina enriquecida em Mg, e reaparecimento subseqüente de uma olivina enriquecida em Fe com um resfriamento progressivo, é preferencialmente um fenômeno incomum para o comportamento da cristalização como nós temos o compreendido a partir do sistema examinado nos Capítulos 6 e 7. O sistema experimental da forsterita-fayalita-sílica investigado por Bowen e Schairer (1935), mostra que este comportamento é uma conseqüência natural do enriquecimento em Fé, o comportamento da fusão incongruente do ortopiroxênio enriquecido em Mg sem assumir ao longo nenhuma posição, e o campo do líquido do ortopiroxênio eventualmente está apertada (Figura 12-7). Suponha que nós começamos com um líquido de composição a na Figura 12-7, a olivina enriquecida em Mg é o primeiro mineral a se cristalizar, e o líquido segue o passagem esquemática a partir do ponto a em direção ao ponto b com um pouco aumento constante da olivina enriquecida em Mg na forma. No peritético, o ortopiroxênio se junta a olivina e ao líquido, e a linha de descida do líquido segue o peritético como a reação da olivina + líquido = ortopiroxênio assume uma posição se o equilíbrio da cristalização for mantido. Se a cristalização fracional predominar, contudo, não haverá olivina disponível para esta reação, e, com discutido por Osborn (1979, p.137), o líquido deixa o limite das curvas do peritético da olivinapiroxênio e atravessam o campo do liquidus do piroxênio (diretamente em direção a partir do ortopiroxênio enriquecido em Mg que se forma) para o ponto c, onde se forma a tridimita. O líquido então segue o cotético do piroxênio-sílica assim que a cristalização continua e o conteúdo de Fé do líquido aumenta. Quando o campo do piroxênio é apertado no ponto d, uma olivina enriquecida em Fé começa a se cristalizar em equilíbrio com o ortopiroxênio e tridimita. Assim nós não somente temos uma situação atípica na qual a olivina
289 cessa a cristalização e então reaparece, mas nós também temos uma assembléia sólida final estável em olivina enriquecida em Fe + quartzo. Em nossa discussão do sistema binário da forsterita-sílica (Figura 6-12), nós concluímos que a olivina enriquecida em Mg e uma sílica mineral nunca se estabilizariam coexistindo. Este generalização para a olivina e o quartzo afirma verdadeiramente para a maioria das rochas, excerto para as rochas muito enriquecidas em ferro (normalmente diferenciação félsica) tais com aquelas que nós encontramos próximas ao topo do Bushveld.
Figura 12-7: A porção Fo-Fa-SiO2 do sistema FeO-MgO-SiO2, de Bowen e Schairer (1935). Reimpresso com a permissão do Jornal de Ciência da América. O piroxênio + o campo do líquido está no limite de 1557ºC – 1305ºC da curva pertitética ternária em um dos lados e a 1543ºC – 1178ºC da curva cotética do piroxênio-sílica no outro lado. O campo espremido em direção aos elevados conteúdos de Fé. Cristalização fracional perfeita de um resfriamento do líquido de composição de volume a, e o líquido envolve na direção do ponto b. Devido a olivina está separada assim que ela se forma, a reação peritética (Ol + Liq = Opx) não é possível. Preferencialmente, o ortopiroxênio pobre em Fe se forma, e o líquido progride em direção a partir da composição do piroxênio para o ponto c, onde a tridimita se forma. A olivina enriquecida em Fe reaparece com o piroxênio e tridimita no ponto d. A temperatura dos pontos invariantes estão em grau Celsius. A imiscibilidade do líquido solvus no campo enriquecido em sílica é ignorada.
A apatita entra como uma significante fase acumulativa (acima de 5%) 400 m elevados do que a olivina com ferro. O quartzo e o feldspato álcalis ocorrem dentro em primeiro lugar a 200 m. o zoneamento oculto é continuo e comumente pronunciado. Próximo a pura fayalita ocorre em alguma das primeiras diferenciações. O Complexo de Bushveld serve como um exemplo impressionante dos problemas que nós encontramos na tentativa de interpretar o processo de resfriamento e diferenciação magmática do que é provavelmente uma adequada situação natural: um grande e lento resfriamento de uma câmara quente, relativamente com um magma menos viscoso. De interesse em particular está um evidente desenvolvimento do acamadamento rítmico de camadas bem formadas definidas uniformemente (comumente) ou de camadas aplainadas. Nosso estudo de sistemas experimentais (e naturais) tem mostrado que o resfriamento do magma será primeiro cristalizado numa fase líquida, tipicamente quando então juntado por uma fase mais progressiva assim que a linha de descida do líquido atinge o cotético e elevadas ordens eutéticas. A representação da seqüência mineral em LMIs, contudo, requer tanto alguma impressionante re-injeção periódica de um magma recente, ou variação cíclica numa ou mais propriedades físicas se esta poder ser produzida por uma única fixação gravitacional do cristal. Além disto, o padrão completo do acamadamento oculto indica uma progressiva diferenciação atravessando um completo nível vertical da intrusão (Figura 12-6), evitando qualquer modelo baseado somente na renovação. Vamos olhar nos dois exemplos permanecente do LMIs (ambos os quais tem sido estudado em consideráveis detalhes) com este problemas em mente antes nós vamos atentar para o modelo desenvolvido para o acamadamento.
290 12.2.2 O Complexo Stillwater O Complexo Stillwater do Pré-cambriano (2.7 Ga) a sudoeste do afloramento de Montana no cinturão de aproximadamente 45 km de largura e acima de 6 km de amplitude (Figura 12-8). Foi levantado, inclinado, e erodido anteriormente para o Cambriano Médio, e os sedimentos desta idade caem confortavelmente no topo da superfície erodida, logo uma espessura desconhecida da seqüência superior é perdida. Uma posterior inclinação e erosão exposta como uma excelente seção transversal das porções permanecente de forma inclinada com mergulho para o norte das intrusões. Uma anomalia gravitacional positiva e grande para o norte indica que uma considerável porção enorme do corpo (acima de dez vezes da seção exposta, e talvez incluindo as camadas superiores) se estende diante da cobertura sedimentar Paleozóica.
Figura 12-8: Mapa geológico simplificado do Complexo Stillwater. De Wager e Brown (1968).
A exposição estratigráfica do Stillwater é similar ao do Bushveld, e tem sido subdivididas dentro da Série dos basaltos, uma Série Ultramáfica, e uma Série Bandada. As seções detalhadas têm sido compiladas por Raedeke e McCallum (1984), e McCallum et al. (1980), de alguma forma uma versão simplificada na qual é mostrada na Figura 12-9. As Séries de Basaltos – Basal Series está numa fina camada (50 a 150 m) de norito e gabro que está descontinuo devido ao falhamento. Algumas das rochas são suficientemente de grãos finos que indicam que eles podem ser representantes de um magma pai resfriado, mas eles são tanto acumulados ou alterados por assimilação ou por interação de fluídos. A base da Série Ultramáfica – Ultramafic Series é definida como a primeira aparição de olivina bastante acumulada. É subdividida dentro da Zona do Peridotito inferior e da Zona do Ortopiroxênio superior. A Zona do Peridotito – Peridotite Zone consiste de 20 ciclos, a partir de 20 a 150 m de espessura, de acamadamento macrorítmico com uma seqüência distinta de litologias (Raedeke e McCallum, 1984). Cada série começa com dunito (mais cromito), seguido por harzburgito e então o ortopiroxenito. Considerando que ambos são de fases acumuladas e interacumuladas (a interacumulação do ortopiroxênio distribui-se para cima do plagioclásio e então da augita), a seqüência de cristalização em cada unidade rítmica, com rara exceção, é: Olivina + cromito → Olivina + ortopiroxênio →
291 Ortopiroxênio → Ortopiroxênio + plagioclásio → Ortopiroxênio + plagioclásio + augita
Figura 12-9: Coluna estratigráfica composta do Complexo Stillwater. De McCallum et al. (1980) e Raedeke e McCallum (1984).
Esta é uma seqüência comum de cristalização, o qual quando combinada com a sutileza da base de camadas de dunitos, sugerem que cada seqüência é iniciada por alguma mudança maior nas condições de cristalização, seguidos por um período de resfriamento e acumulação de cristais. Mais uma vez novamente nós damos de cara com o problema da explicação da repetição destes ciclos. O interessante aumento para cima no número de Mg é percebido no acamadamento oculto para os ortopiroxênios acumulados e as olivinas em seções inferires a 400 m (Figura 12-9) tem sido atribuído ao re-
292 equilibrio do sub-solidus entre a fase de acumulação e interacumulação. De acordo com esta teoria, um resfriamento rápido próximo ao assoalho resultado de uma enorme proporção progressivamente de líquido interacumulado aprisionado (o qual foi mais diferenciado, assim tendo um menor número de Mg). Uma re-equilibração posterior (pós ígneo) entre as fases acumuladas e o alto material interacumulado em Mg ascendem o numero de Mg de um inferior acumulo. O autor deve mencionar neste ponto que a composição de volume da rocha acumulada nunca é equivalente a qualquer composição de líquido. Sem levar em consideração um dos processos específicos, o acumulo se forma pelos minerais recém formados por acumulação e o deslocamento/expulsão dos líquidos associados. Como resultado da moção dos sólidos e/ou líquidos, tanto dos minerais acumulados, do líquido interacumulado, quanto do somatório destes dois em qualquer nível estratigráfico correlacioando a composição ao longo da verdadeira linha de descida do líquido. Isto torna difícil a identificação da verdadeira composição do líquido. A Zona do Ortopiroxenito – Orthopiroxenite Zone é única, grossa (acima de 1070 m), especialmente camada monótona de acumulo de ortopiroxenito com o numero de Mg entre 84-86. Algumas das camadas são aplainadas a partir de uma base grosseira afinando na subida. A Série Bandada – Banded Series começa com uma repentina ocorrência de plagioclásio acumulado, marcando uma significante mudança a partir das rochas do tipo ultramáficas (Figura 12-9). Isto pode ser prontamente explicado pelo envolvimento do magma atingindo o ponto onde o plagioclásio começa a cristalizar-se. As litologias mais comuns são os anortositos, norito, gabro, e troctolito (olivina enriquecida e piroxênio empobrecido em gabro). A Série Bandada tem sido subdividida dentro de três maiores zonas que são geralmente consistentes através da intrusão em grande escala, embora as subdivisões possam mostrar uma significante variação lateral (McCallum et al., 1980). A Zona Bandada Inferior – Lower Banded Zone consiste de noritos bem acamadados e gabro com uma grossura de 1 a 20 m de camadas de anortositos. A augita é uma comum fase de acumulo começando com nível de 2500 m. A olivina é rara, mas ocorre periodicamente em alguns horizontes. A classificação modal, a limpeza e o preenchimento, e estruturas de queda abaixo de algumas centenas de metros da zona atestam a atividade atual e/ou queda do assoalho da câmara magmática. O reaparecimento da olivina (não aquela enriquecida em Fe) no nível de 2600 m sugere outra maior perturbação da câmara, como o magma saturado em olivina está introduzido. Isto inicia cinco repetições acima da próxima centena de metros da seqüência rítmica do troctolito-anortosito-norito-gabro, correspondendo a seqüência de cristalização: Olivina + plagioclásio → Plagioclásio + ortopiroxênio → Plagioclásio + ortopiroxênio + augita Um horizonte composicional sulfídico de Pt-Pd (o “Recife J-M”) tem sido descoberto recentemente, similar tanto quimicamente quanto estratigraficamente ao Recife de Merensky de Bushveld. Acima disto ocorre aproximadamente de 250 m de norito, incluindo um norito anortositico que exibe uma escala fina de camadas de ortopiroxênio-plagioclásio mostrada na Figura 12-3a. A Zona Bandada do Central – Middle Banded Zone é o plagioclásio enriquecido (em media 82% da zona), incluindo inúmeras camadas de anortositos, alguns atingindo 570 m de espessura. Alguns ritmitos das subzonas de composição de olivina estão bem acamadadas, comumente na escala de centímetro, comprimindo as seqüências complexas de troctolitos, anortositos e gabros, mas o ortopiroxênio é relativamente menor e a fase posterior é mais do que eles. A seqüência de cristalização na Zona Bandada Central difere a partir da Zona Bandada Inferior (clinopiroxênio surge primeiro do que o ortopiroxênio). Tal mudança na seqüência de cristalização sugere que a introdução de um tipo diferente de magma na câmara magmática de Stillwater no período desta transição. A Zona Bandada Superior – Upper Banded Zone contem menores composições de olivinas das subzonas e das bandas superiores de gabro uniforme. Novamente, a subzona composta de olivina contem alguns ritmitos do ciclo (troctolito) anortosito-norito (-gabro).
293 O Complexo de Stillwater tema algumas características do Bushveld. Tem uma similar composição total, exibindo acamadamento rítmico bem definido, mais uma fase e acamadamento oculto (Figura 12-9); ele aplaina a partir das composições ultramáfica para a gabroica e anortositica (antes da inconformidade ser exposta ao topo, o qual tem sido removido de qualquer diferenciação posterior). Devido aos detalhes das colunas estratigráficas, nós poderemos ver melhor as evidencias para esta seqüência de fracionamento do cristal que produz qualquer sucessão litológica, e para os influxos intermitentes do novo magma. A simples explicação para as Séries Ultramáficas e Bandadas, e o profundo aumento no plagioclásio na base citada, é para existir dois principais tipos de magma. O primeiro é máfico e saturado em olivina. O outro é gabroico e noritico. A Zona Peridotítica da seqüência de cristalização da olivina, ortopiroxênio, plagioclásio, e augita descrita acima, e o comum gabro/norito da Zona Bandada e a seqüência de ortopiroxênio, plagioclásio, e augita estão concordando com as seqüências previstas para tais magmas no sistema quaternário forsterita-sílicaanortita-diopisidio. Por outro lado, algumas seqüências litológicas, em particular aquelas na Zona Bandada Centrais, não seguem uma progressão consistente com a fase de equilíbrio. Por exemplo, a comum sequencia rítmica de olivina nas Séries Bandadas são os troctolitos → anortositos → norito → gabro. A injeção de magma constrastante dentro da câmara tem sido proposto para o desenvolvimento das camadas rítmicas. O troctolito inicial pode ser atingido pela injeção do magma do tipo ultramáfico dentro da câmara magmática com norito/gabro, o qual também pode explicar porque estes ritmitos estão sempre associados com as subzonas com composição em olivina. O padrão dente de tubarão de camadas ocultas é também sugestivo para a re-injeção de um magma contrastante, embora o trende total seja um das diferenciações avançadas com tempo. As camadas relativamente puras em nortositos são mais difíceis de serem explicadas. Uma única fase de cristalização (anortositos) deve ser o primeiro passo em qualquer processo de cristalização, antes que outros minerais se juntem durante o resfriamento subseqüente. Por que, então, a cristalização do plagioclásio deve então seguir a cristalização da olivina + plagioclásio? Como dito pelo autor em capítulos anteriores, contudo, a mistura linear dos magmas que são envolvidos ao longo da trajetória da curva pode produzir líquidos que variam a partir da linha de descida de um líquido normal. Note na Figura 7-4 que, devido a curvatura do cotético, a mistura de composição do magma c e d resulta diretamente num híbrido entre estes dois pontos que estão dentro do campo do anortosito + líquido. O resultado é a cristalização da anortita, o qual retorna o líquido para o cotético. Devido ao líquido c e d serem invariantes, eles estão dispostos a serem mais comuns. A extensiva quantidade no complexo de stillwater, contudo, é difícil de gerar por tais processos. Desvios na seqüência enas proporções dos minerais não cotéticos são geralmente associados ao plagioclásio, o qual, não parece com as fases máficas, tem uma densidade próxima àquela do magma coexistente callum et al., 1980. A gravidade seria então um pequeno efeito na sua locomoção relativa ao líquido. O(s) mecanismo(s) de cristalização e formação da camada n s são complexos, extensos até mesmos se combinados durante a renovação e fixação do cristal. A re-injeção do magma dentro da câmara quase que certamente tem um papel em ambos os Complexos de Bushveld e Stillwater, e é comumente difícil de distinguir os efeitos da adição do magma a partir do dos processos internos de acamadamento. Nós retornamos agora para uma intrusão onde o papel da re-injeção é acreditado ser menor ou ausente, para ver qual acamadamento ainda é possível.
12.2.3 A Intrusão de Skaergard Uma discussão dos LMIs seria incompleta sem a inclusão da intrusão do Skaergard a Leste da Groenlândia (a antiga ortografias dinamarquesa, usada comumente na literatura geológica, é „”Skaergard”). Uma das tendências da ciência é que um trabalho pioneiro gera conseqüentemente trabalhos e comparações. Assim uma pequena acamadada intrusão (somente 10 km atravessada) numa isolada e esticada expansão da Groenlândia, segue a compreensão dos recentes trabalhos de Wager e Deer (1939), tem se tornado uma ”típica localidade” para os LMIs. É agora um dos mais intenso estudos dos corpos ígneos na Terra, e as idéias geradas por estes estudos têm uma grande influência nos nossos conceitos de diferenciação ígnea.
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Figura 12-10: Mapa Geológico Simplificado da intrusão de Skaegard, Leste da Groenlândia. Os contatos estão pontilhados sob a água ou gelo. De Stewart e DePaolo (1990).
A intrusão foi empacotada no Eoceno (56 Ma) através dos gnaisses do Pré-Cambriano e os sedimentos finos do Cretáceo dentro da base do assoalho basáltico do Terciário. A erosão glacial e uma recessão parcial (recente) tem deixado por mais de quilômetros um rendimento com excelentes exposições. Uma cobertura de gelo e fiorde (golfo estreito, lagoa) em alguns dos corpos, e a espessura do sill de Basistoppen foi intrudida para dentro da porção superior (Figura 12-10), mas uma boa seção, aproximadamente 3200 m de espessura, está exposta através do mergulho das camadas a sul. Somente as seções mais inferiores estão ainda enterradas diante dos gnaisses a norte. O magma foi aparentemente intrudido numa única explosão, logo o Skaergard serve como o exemplo natural mais importante de cristalização de um pluton máfico num processo de único estágio. Existe uma margem resfriada com grãos finos, aproximadamente em metros de espessura, mas, a maioria das margens do LMIs, tem sido contaminada, e não são tão representativas em relação ao magma original. O Skaergard tem sido subdividido dentro de três maiores unidades: uma Série Acamadada, Séries das Bordas Superiores, e uma Série de Bordas Marginais (Figuras 12-10 e 12-11). A base não está exposta, e uma desconhecida espessura soterrada é classificada como uma Zona Escondida. É geralmente concordantes com as Séries Acamadadas cristalizadas a partir do teto para baixo, e as Séries das Bordas Marginais a partir das paredes internas. As unidades maiores resfriadas, as Séries de Bordas Superiores e das Séries Acamadadas, coincidem com o que chamamos de “Horizonte Sanduíche”, o nível no qual as maiorias do líquido são desenvolvidas.
Figura 12-11: Seção Transversa Esquemática da Intrusão Skaergard feita através da projeção das unidades da superfície ao pano normal do mergulho regional. De Hoover (1978).
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Figura 12-12: Coluna estratigráfica para a intrusão Skaergard. Linhas sólidas verticais indicam acumulo de minerais: as linhas pontilhadas indicam o status de interacumulado. De Wager e Brow (1968) e Neslund (1983).
As menores zonas mais expostas das Séries Acamadadas – Layered Series começa com o acumulo de olivina e plagioclásio armados nos cristais de augita poikilítica (portanto intersticial). A augita junta-se a olivina e ao plagioclásio como uma fase acumulada de 200 m de elevação (Figura 12-12), seguido pelo pigeonito (um hipersolvus de piroxênio de baixo Ca no qual inverte no resfriamento para o ortopiroxênio) e magnetita. O desaparecimento da olivina marca o topo das Zonas Inferiores (800m acima da base exposta) e o reaparecimento de mais olivina rica em ferro define a base da Zona Superior (aproximadamente 1600 m acima da base). Este comportamento da olivina é o mesmo com o observado no Complexo Bushveld, discutido acima. As formas do feldspato alcalino e do quartzo com as fases intersticiais posterior na Zona Superior. A seqüência de cristalização manifestada na fase completa do acamadamento é então: Olivina + plagioclásio → +augita → + pigeonito → + magnetita → - olivina → + olivina rica em ferro → pigeonito → + apatita → + feldspato alcalino + quartzo. Nós assim vemos um liquido envolvido a partir das duas fases líquidas nas menores camadas expostas (presumidamente somente uma abaixo na Zona Escondida) para seis nos mais diferenciais níveis superiores (excluindo as fases menores). A camada oculta, medida no interior dos grãos acumulados para minimizar os efeitos das reações pósacumuladas, é também mostrado na Figura 12-12 existem trendes que obedecem ao decréscimo do conteúdo de Na do plagioclásio, e o número de Mg dos máficos a fase e o acamadamento oculto, numa escala de centenas de metros, estão consistentes com o fracionamento do cristal e fixação num progressivo resfriamento da câmara do salto toleítico (Figura 12-12).
296 Mesmo que a composição química do rocha inteira apresente claramente trendes regulares compatíveis com o fracionamento progressivo do líquido basáltico. A Figura 12-13a apresenta os trendes para o SiO2, MgO e FeO para ambas as analises de rochas inteiras e estimativa das composições do líquido para as Séries Acamadadas, enquanto que a Figura 12-13b apresenta o trendes selecionado nos elementos traços compatíveis (Cr e Ni) e incompatíveis (Rb e Zr) para uma completa seção. Os trendes mostram serem compatíveis com a diferenciação uns únicos surgimentos do magma, e não existe evidência para qualquer variação sugestiva de repetidas injeções de magma recente.
Figura 12-13: Variação nos selecionados (a) elementos traço maiores (b) na Intrusão Skaergard. Os elementos maiores são determinados para as Séries Acamadadas e Séries da Borda Superior, assim em como os cálculos para os líquidos hipotéticos baseados nos modelos de McBirney 1975 (M), Wager, 1960 (W), e Hunter e Sparks, 1987 (HS). De McBirney (1993). Jones e Bartlett Publicações.
297 Os métodos para a determinação dos trendes de evolução do líquido são necessários indiretamente, contudo, devido às rochas acumuladas serem dominantemente sólidos fracionados e não poderem ser equivalentes a qualquer volume do líquido. Assim algum deve estimar a linha descida do líquido por algum significado indireto. Um método, tentado por Wager (1960), o uso do calculo da massa balanceada baseado no líquido original (resfriado) menos a soma dos cristais acumulados para qualquer nível estratificado. Outros usam estudos experimentais de um suposto sólido armazenado nos líquidos intersticiais (McBirney 1975). Hunter e Sparks (1987) têm contestado ambos os métodos como inconsistente como os trendes vulcânicos toleíticos e comuns fases equilibradas de trendes, e tem proposto uma outra linha de descida do líquido que eles consideram mais apropriadas. Todos os três modelos para o líquido dos trendes dos elementos maiores estão inclusos na Figura 12-13a. Note que entre os trendes dos elementos maiores que o MgO decai, e o FeO aumenta (até pelo menos o último estagio de diferenciação). O comportamento do SiO2 nos envolvidos líquidos toleíticos é controverso. Se os modelos de Wager (1960) e McBirney (1975) estão corretos, o SiO 2 varia somente para a maioria dos processos evolucionários. Este trende toleítico colocado questiona o uso da silica como um índice de diferenciação universal (o clássico diagrama de Harker) em todas as séries magmáticas. Se, por outro lado, Hunter e Sparks (1987) estão corretos, o SiO 2 pode ainda trabalhar para uma posterior diferenciação, embora ela ainda seja relativamente constante para pelo menos a primeira metade do processo de fracionamento. Recentes trabalhos experimentais feitos por Toplis e Carrol (1995) sugerem que o SiO2 permanece aproximadamente constante até os estágios posteriores de cristalização, e então aumente, de modo similar a curva de Hunter e Sparks (1987) na Figura 12-13a. A sutil indução ao erro e o simples padrão para um único estagio de intrusões máficas é complicado pela presença da camadas de fina escala. Acamadamento rítmico fino (comumente < 50cm) é bem desenvolvido, como um acamadamento intermitente que inclui tanto as camadas uniformes quanto as camadas aplainadas (Figura 12-4). Camadas aplainadas nas Séries Acamadadas têm os máficos concentrados na direção de base bem definidas e mais minerais félsicos na direção do topo, de qualquer forma eles foram estratificados pela gravidade. As gradações dos tamanhos dos grãos são raras. A repetição de tais camadas dá a rocha uma distinta aparência bandada ritmicamente cinza. Os trendes aplainados nos minerais e na composição da completa rocha evitam a re-injeção periódica de magma mais primitivo, nos deixando a imaginar como os ritmitos são formados. Além disso, se a fixação do cristal sob tais influencias da gravidade cria o acamadamento, porque estão algumas camadas aplainadas e outras, comumente contendo os mesmos minerais, uniformes? Os 960 m das Séries de Bordas Superiores é finíssima, mas refletem os 2500 m das Séries Acamadadas em vários aspectos. A borda superior do Skaergard resfriado a partir do topo para baixo, então o topo das Séries das Bordas Superiores é cristalizado primeiro. O plagioclásio é mais dominante, e a olivina menos do que nas Séries Acamadadas, o qual pode corresponder a baixa densidade do formador e elevada densidade do segundo. As olivinas mais ricas em Mg e os plagioclásios enriquecidos em Ca ocorrem no topo, e graduam para composições mais ricas em Fe e Na em direção a parte inferior (Figura 12-12). Os trendes dos elementos maiores também revertem na Série das Bordas Superiores como comparado as Séries Acamadadas (Figura 12-13). A olivina apresenta um hiato entre os tipos enriquecidos em Mg e nos tipos com baixos Fe também. A clássica gravidade conduz o modelo de fixação de cristal a ir de encontro a problemas que vão, além disso, quando nós tentamos explicar o aumento para baixo na diferenciação se os primeiros cristais formados estiverem arrumados nesta direção. No casão de cristais de altas temperaturas estarem próximos do teto. A ocorrência e pesadas olivinas e dos piroxênios nas camadas rítmicas ao longo do teto da câmara não suportam a hipótese do fixamento da gravidade. As Séries das Bordas Superiores é enriquecida em K2O, SiO2, P2O5, e H2O em comparação com as Séries Acamadadas, sugerindo que ele recebeu componentes diferenciados a partir da cristalização do magma abaixo (Naslund, 1983). A Séries das Bordas Superiores e das Séries Acamadadas se encontram no que é chamado o Horizonte Sanduíche – Sandwich Horizon, onde os últimos, e mais diferenciados líquidos são cristalizados. O Horizonte Sanduíche é interpretado por Irvine et al. (1999) como um resíduo acumulado de uma posterior granofiro agora erodida. O plagioclásio sódico (An30), mais olivina enriquecida em ferro, ortopiroxênio, apatita, e magnetita ocorrem como fase acumulada nos predominantes ferrogabros nas mesoestasia granofírica. As segregações granofírica do quartzo e do feldspato aparecem petrificadas nos ferrogabro, e este par é acreditado estar representante nos líquidos imiscíveis que envolvem em fases posteriores de diferenciação toleítica enriquecida em Fe (Seção 11.2.3).
298 As Séries de Bordas Marginais – Marginal Border Serie é de uma espessura de 70 a 600 m envolvido ao redor da intrusão. Ela contém uma fina, relativamente homogênea zona resfriada para a parte externa de 50 a 100 m, mas no resto das MBS (Marginal Border Series) as rochas estão também acamadadas. As camadas são finas (poucos centímetros pa alguns metros) e de grosso modo paralelas às paredes de contato. O acamadamento forma assim um padrão concêntrico para o Skaergard. As subzonas baseadas nas fases das camadas das Séries Acamadadas são também desenvolvidas numa versão mais compressiva e mais grossa acima (Wager e Brown, 1968: Hoover, 1978). O acamadamento rítmico é também desenvolvido devido ao tamanho dos grãos se diferenciarem ou as variações nas proporções dos minerais claros e escuros. As camadas aplainadas modalmente são comumente desenvolvidas, com os minerais escuros concentrados na parte externa da margem da camada, e minerais de cores claras na parte interna. Isto propõe o favorecimento de um problema para qualquer interpretação que é atribuído as camadas aplainadas (ou qualquer camada rítmica vertical) somente para a fixação dos cristais! A intrusão de Skaergard, no sentido de um suposto único estagio de desenvolvimento, é ainda uma intrusão acamadada complexa. As três maiores subdivisões significam que o Skaergard tinha se cristalizado de dentro para as margens, desenvolvendo um acamadamento concêntrico côo resultado. A Série das Bordas Marginais é a mais fina, sugerindo que tanto o resfriamento foi lento ao longo dos lados, ou que muito dos líquidos foram resfriados quando migraram através da convecção. O fundo das Séries Acamadas é três vezes a espessura da Série das Bordas Superiores, no sentido de um fato obvio quer a intrusão perdeu muito calor através do teto (onde convecção da água meteórica nas fraturas acima iniciaram um eficiente processo de transferência de calor) do que através do assoalho. A razão para isto pode star associada com a transferência convectiva de calor para cima para baixo e do resfriamento do líquido para dentro. A câmara é alguns quilômetros espessa logo o ponto de fusão da maioria dos minerais será significantemente elevada (10 a 20ºC) no assoalho do que no teto. Pelas mesmas razões que a descompressão da fusão pode ocorrer na ascensão o diapiro (Capítulo 10), logo pode acelerar a cristalização no assoalho de uma intrusão se o magma carregado de cristal é levado para dentro da pluma de um magma resfriado descendo a partir do teto ou paredes, assim aumentando o acumulo no assoalho. Similarmente, o calor ascende para cima (assim que o magma resfria mais uma significante contribuição do calor latente de fusão logo que o cristal cresce) ia retardar o resfriamento p resfriamento e inibir a cristalização. Pode ate mesmo ser o suficiente para causar a fusão do teto das rochas em algumas LMIs.
12.3 O Processo de Cristalização, Diferenciação, e Acamadamento nos LMIs Embora as LMIs possam representar a maioria do nossos casos naturais “simples e ideais” da evolução magmática acima do resfriamento, a dinâmica do resfriamento das câmaras magmáticas são mais complexos do que nós tínhamos inicialmente antecipado, e ainda são somente entendidas parcialmente após metade do século em estudos. É impossível a vir com uma única cobertura de modelo coerente que explique todos os casos de diferenciação e acamadamento nestes corpos, no entanto nós podemos esperar cobrir todas as idéias numa rápida expansão da literatura do assunto. Ao invés do autor oferecer uma breve e seletiva revisão das hipóteses, e discutir algumas explicações alternativas para o desenvolvimento dos vários tipos de acamadamento que caracterizam a maioria dos LMIs. Um modelo com sucesso para a cristalização nas LMIs deve ser capaz de explicar o acamadamento de uma fase de mesma idade, oculta, e modal (incluindo rítmica). Uma câmara de magma basáltico não é um sistema no quais os minerais simplesmente cristalizam na seqüência da Série de Reação de Bowen e chovem acima do teto da câmara criando uma pilha de rochas acumuladas diante uma progressividade de líquidos diferenciados no contraído volume do magma permanecente diante do teto. Realmente isto não ocorre em algumas extensões. Os padrões de largas escalas da fase de acamadamento oculto correspondem muito bem a seqüência mineral que se forma, e a mudança na composição mineralógica esperada, como um líquido resfriado toleítico. A fase de acamadamento e do acamadamento oculto comumente dimensionam uma unidade coerente resfriada, tais como as Séries Acamadadas resfriadas nas porções acima ou das Séries das Bordas Superiores resfriadas na parte interna do Skaergard. Outras características, contudo, são mais incomuns, em particular a estratificação em escalas de alcance a partir de centímetros para algumas centenas de metros, incluindo a repetição cíclica das camadas, ambas
299 homogêneas e aplainadas. Nosso principal trabalho neste ponto, então, não é explicar a fase de acamadamento e a fase oculta, mas apresentar como o acamadamento modal repetitivo pode ocorrer e ainda ser compatível com os padrões de fase de acamadamento e de fase oculta. Aqui estão algum dos modelos propostos.
12.3.1 Estabelecimento da Gravidade Como discutido no Capítulo 11, o mecanismo mais antigo e mais amplo aceito para a diferenciação magmática é o estabelecimento da gravidade – gravity settling (ou fixação dos cristais – crystal settling sob a influência da gravidade). Wager (1963) descreveu as evidencias para este mecanismo do crescimento do cristal e afundamento para o fundo na intrusão Skaergard. A teoria e a praticabilidade da fixação dos cristais para os fluidos Newtonianos foi desenvolvida na Seção 11.3. existe uma ampla evidencia que o estabelecimento dos cristais ocorre em alguns magmas. A melhor evidência textural geralmente vem variedade de altas temperaturas e baixas viscosidades ultramáfica (mais Newtoniana). Alguns picritos e kamatitos mostram evidencia para o acumulo de fenocristais. A intrusão ultramáfica de Duke Island a sudoeste do Alaska é um outro exemplo onde camadas aplainadas de sortidos tamanhos tem sido convencidamente atribuída aos processos de estabelecimento dos cristais (Irvine, 1974, 1979). Estruturas de queda, autolitos, xenólitos, e grande grupo de cristais que tenham caído no assoalho tem também sido descritas no Duke Island, Skaergard, e outros LMIs. A natureza das rochas acumuladas e das camadas aplainadas tem sido comparada cm as texturas de sedimentos clásticos e convocado como evidencia favorecida para o estabelecimento do cristal. Realmente, a definição original de textura acumulada tem a implicação genética de acumulação – acummulation pelo estabelecimento do cristal (Wager et al., 1960). O acamadamento rítmico modal foi inicialmente explicado pelo estabelecimento do cristal interrompido pela enorme escala periódica de transformação de calor – convective overturn de uma inteira unidade resfriada. Assim uma única seqüência rítmica seria depositada, envolvendo o estabelecimento de cristais densos daqueles mais leves, e expulsão de líquido diferencial posterior por compactação sob o peso dos cristais acumulados. A transformação removeria o líquido posterior, re-homogeneizando o sistema, e o processo então seria repetido. Cada ciclo seria mais envolvido devido à remoção dos padrões da fase e dos padrões ocultos. No sentido de ser uma simples atrativa, inúmera objeção têm sido levantada para o processo de estabelecimento dos cristais. Qualquer um dos minerais encontrados num horizonte em particular nos LMIs não estão hidraulicamente equivalentes no sentido de que eles não seriam esperados a estabelecer a mesma taxa via e Lei de Stokes e assim concentrar num dado nível pelo estabelecimento do cristal. O tamanho é mais importante do que a densidade na Lei de Stokes (Eq. 11-1) devido ao termo apontado estar ao quadrado, e assim o tamanho as camadas aplainadas deve ser mais comum do que o acamadamento modal. Já o acamadamento do tamanho é raro nos nas camas aplaiandas da maioria dos LMIs. A ocorrência da olivina nas Séries das Bordas Superiores do Skaergard quando deveria ter afundado para a base deve resultar a partir de um processo do que do estabelecimento do cristal. O exemplo escolhido por Wager et al. (1960) pra dar suporte ao seu modelo genético para estabelecer os cristais acumulados foi o plagioclásio na intrusão de Skaergard. De forma interessante, isto pode vir a ser o melhor argumento contra a origem do acumulo pelo estabelecimento do cristal. Inúmeros trabalhos têm determinado que muito dos supostos plagioclásios tenha se estabelecido fora sob a influência da gravidade no Skaergard deveriam ter sido menos denso do que o líquido pelo qual se cristalizou. Se a gravidade fosse a única causa do acamadamento, porque então o plagioclásio não flutua? Em adição, as variações ocultas nas Séries das Bordas Superiores, como mencionado acima, estão invertidos com a maioria do plagioclásio enriquecidos em An e os máficos enriquecidos em Mg no topo, sugerindo que os minerais recém formados, incluindo os máficos pesados, fixados acima se eles estiverem estabelecidos em todos. As Séries das Bordas Marginais mostram um acamadamento vertical, com os minerais máficos concentrados na direção da margem em camadas aplainadas. Estes relações não seguem a partir de um simples estabelecimento gravitacional.
300 Como mencionado no Capítulo 11, McBirney e Noyes (1979) também sugerem que os magmas basálticos se tornam altamente não Newtoniano, desenvolvendo uma elevada produção de dureza, sutilmente abaixo da temperatura do liquidus. Se isto for verdadeiro para os LMIs, o estabelecimento dos cristais não seria ao longo esperado a ocorrer após o começo da cristalização, em particular se existir alguma locomoção convectiva para manter os cristais suspensos, como é amplamente considerado a ser o caso (Sparks et al., 1984).
12.3.2 Recarga e Mistura do Magma Outros processos podem funcionar, sozinho ou em conjunto com o estabelecimento dos cristais, para produzir algumas das variações das camadas percebidas nos LMIs. Como discutido acima, a variação oculta esperada a partir de uma câmara continuamente envolvida não são observadas nas Séries Ultramáficas no Stillwater. O número do Mg nos mais máficos, por exemplo, é irregular (Figura 12-9). Recarga – recharge periódica da câmara com o magma mais primitivo tem sido convocada para explicar tais situações. Isto reiniciaria a diferenciação dos trendes ocultos de volta em direção as composições mais primitivas, somente a serem seguidas por um evento transferido de estabelecimento e subvertido. O resultado seria um padrão oculto de dente de tubarão na Figura 12-9. Como discutido em conjunto com o Complexo Stillwater, a mistura do magma ao longo da curva da linha de descida do líquido pode resultar em líquidos não cotéticos e cristalização de camadas monominerálicas. A maioria dos vulcões saiu em erupção intermitentemente devido à recarga de magma fresco dentro da câmara superficial diante da abertura. Alguns dos LMIs são certamente sujeitos aos mesmos processos, e as majores composições transferidas no Stillwater e Bushveld estão quase que certamente devido a recarga. Alguns trendes ocultos, contudo, são parecidos com o Skaergard e mostram nenhum trend reforçados de indicativa regressão de recarga. Assim o modelo baseado na re-injeção de magma fresco não pode produzir todos os ritmitos, e nós devemos encontrar uma maneira capaz de produzi-los num sistema fechado.
12.3.3 Oscilações Através do Cotético Harker (1909), Wager (1959), e Maaloe (1978) sugeriram que as rochas bem acamadadas (tais como os macroacamadamento), podem ser atribuídos a transição das excursões através do cotético. Boudreau e McBirney (1997) sugeririam que a composição do líquido pode ser deslocada a partir do cotético da linha de descida do líquido por uma variedade de eventos, a mistura do magma, assimilação da rocha fonte, o ganho ou perda de voláteis, ou mudanças na temperatura ou fugacidade de oxigênio. Se a composição do líquido é deslocada a partir do cotético, a cristalização da fase correspondente para o líquido adjacente para o cotético retornará ao líquido ao cotético novamente, produzindo uma camada monominerálica. Um subseqüente deslocamento para o outro lado do cotético irá resultar numa camada de outro mineral. A idéia é que a oscilação muda nos parâmetros acima causando a passagem do líquido através de zig-zag do liquidus durante o resfriamento, produzindo camadas alternadas.
12.3.4 Compactação A compactação – compaction, expulsão, e ascensão convectiva do líquido interacumulado menos denso tem sido proposto como um importante processo na evolução de ambas assembléias acumuladas e líquidos posteriores. A importância da compactação e da troca do líquido interacumulado com grandes reservatórios de magmas para o desenvolvimento de texturas adcumuladas foi discutido na Seção 3.1.7. A compressão de massa acumulada no assoalho de uma câmara pelo peso de uma sedimentação adicional dos cristais no topo pode resultar na expulsão resíduos altamente enriquecidos envolvidos por líquidos dentro do reservatório (McBirney, 1995); Malthez et al., (1997). Algumas destes líquidos interacumulados expelidos podem reagir com outras misturas de líquido-mineral acima, resultando numa secundária reposição assim que eles se infiltram para cima (Boudreau e McBirney, 1997). Irvine (1980a, 1980b, Irvine et al., 1999) atribuídos ao desenvolvimento da reposição de anortitos através do corte de algumas LMIs para uma resorpção de minerais máficos pelo fluxo focado em expelidos líquidos enriquecidos em H2O. McBirney (1995) atribuido ao
301 enriquecimento da Série da Borda Superior para a ascensão da compactação de líquidos liberados a partir do assoalho. Coats (1936) e Boudreau e McBirney (1997) propuseram um mecanismo pelo qual a segregação dos tipos de minerais durante a compactação. As segregações, quando simuladas experimentalmente por Boudreau e McBirney (1997), contudo, foram muito pobremente definidas.
12.3.5 Cristalização e Convecção In Situ Por todas as razoes acima, alguns trabalhos tem se voltado para um mecanismo alternativo, inicialmente proposto por Jackson (1961), enfatizado na nucleação de cristal in situ e crescimento, com operadores de modo similar aos evaporitos ou a outros precipitados químicos. A cristalização in situ, como discutida na Seção 11.5, envolve nucleação e crescimento de minerais num fino limite de camada estagnada – stagnant boundary layer ao longo das margens da câmara. Moção diferencial de cristais e líquidos é ainda requerida para um fracionamento por qualquer processo in situ. A moção dominante, contudo, é considerada a ser a migração de líquido depletado a partir do crescimento dos cristais por uma combinação dos processos difusivos e convectivos. Para a convecção, isto parece ser uma distinção esquemática, mas os cristais neste caso somente fixam-se (ou flutuam) numa curta distância dentro dos limites das camadas assim que a fusão migra a partir dos cristais de acordo com a sua densidade. Os limites das interfaces das camadas inibem a moção do material. Assim o plagioclásio não irá facilmente ascender para fora da camada do fundo da câmara, e a olivina não irá afundar facilmente a partir do topo. Como funciona a cristalização e fracionamento in situ, e como ele pode produzir uma acamadamento? Este é um assunto complexo, e governado por inúmeras variáveis, incluindo a forma da câmara, a composição e viscosidade do magma, e os processos nos limites das camadas. O autor na tentativa de descrever o processo in situ na maioria dos caminhos mais gerais, e mostra como ele pode conduzir ao acamadamento. O nosso entendimento dos processos é baseado principalmente na dinâmica de fluidos nos experimentos de transferência de calor e massa nas soluções de múltiplos componentes, usualmente aquosos com sal dissolvido (Huppert e Turner, 1981a & b; Sparks et al., 1984; Huppert e Sparks, 1984b; Turner e Campbell, 1986; Brandeis e Jaupart, 1986). Existem inúmeras situações possíveis envolvendo o resfriamento, a cristalização, evolução magmática, recarga, e mistura em soluções complexas. De interesse em particular para o acamadamento são os sistemas nos quais existem gradientes em duas ou mais propriedades (química ou térmica) com diferentes taxas de difusão. Se a situação ocorre nestes gradientes tem um efeito oposto na densidade do fluido na direção vertical, um amplo alcance do desconhecido e complexo fenômeno convectivo podem ocorrer. Como um exemplo, considere o seguinte experimento. Primeiro, um container de água pura é aquecido por baixo. O resultado é um sistema de convecção estendido de um completo comprimento vertical do container, passado o aquecimento para cima. Pronto, logo isto foi um simples experimento. Agora nós vamos tentar num container com solução aquosa NaCl com um gradiente de salinidade estável no qual a concentração (e densidade) da solução aumenta na direção a base. O container é então aquecido no fundo. O aquecimento estabelece um gradiente termal no fundo da camada do container. O gradiente termal cria um gradiente termal de densidade (ρtemp) nas camadas que aumentam para cima (Figura 12-14a ). Isto é agora um exemplo de situação descrita nos parágrafos anteriores. Nós temos um vertical composicional do gradiente de densidade (ρ sal) que aumenta para baixo e o gradiente de densidade termal que aumenta para cima na mesma camada. Em adição, um gradiente (neste caso ρ temp) está estabilizado, devido a densidade aumenta para cima (embora o gradiente de densidade total esteja estável) e a difusividade dos componentes desestabilizados (calor) são mais rápidos do que a difusividade do sal. Isto cria uma clássica situação convecção difusiva dupla – double-diffusive convection. Uma característica presente na convecção de difusão dupla é que gradientes opostos com diferentes difusividades tende a produzir uma série de acamadamento convectivo preferencialmente do que uma única retomada da célula de convecção (Figura 12-14b). No nosso exemplo salino, o calor causa a convecção somente nas finas camadas do
302 fundo, o qual homogeneíza tanto a salinidade quanto o gradiente de densidade térmica. O calor se difunde mais rápido do que o sal, logo ele é transferido através das interfaces difusivas entre as camadas convectivas e as caudas do gradiente de densidade termal para desenvolver na próxima camada acima. Isto cria uma retomada convectiva na camada o qual homogeneíza a salinidade e o gradiente termal dentro dela, e se torna à estabilidade de densidade termal enquanto a transferência de calor para cima, onde será difusa através da interface para a próxima camada. O resultado é uma serie de camadas, com cada composição e temperatura diferente, e uma transferência gradual do calor do fundo para o topo do contêiner pela convecção dentro das camadas e da difusão através das interfaces entre eles. As camadas operam do mesmo modo como no modelo do manto para duas camadas ilustrado na Figura 10-16 com a mistura de convecção das camadas, mas somente a difusão (de calor mais do que o material) através dos limites. O resfriamento a partir do topo terá um similar efeito ao aquecimento no fundo, devido a situações que transmitem o decaimento para cima do gradiente de temperatura. O processo descrito é bastante conhecido nos oceanos onde são construídas as camadas termais e salinas estratificadas.
Figura 12-14: (a) Gradientes na densidade criado pela salinidade (ρsal) e temperatura (ρtemp) numa camada de fluido como acontece com o aquecimento inicial a partir de baixo.(b) O mesmo sistema após a quebra em duas séries de camadas de convecção de difusão dupla. De Turner e Campbell (1986).
Alexander McBirney, um forte proponente da convecção de difusão dupla como um método para a formação de acamadamento rítmico aplainado nos LMIs, levantando posteriormente dúvidas sobre a sua efetividade nos magmas toleíticos no assoalho das câmaras magmáticas (McBirney, 1985). Embora possa ainda ser efetivo ao longo das paredes, ele concluiu que seus cálculos indicavam que o gradiente de densidade composicional ao longo do assoalho era muito grande para o esperado gradiente de temperatura se estabilizar.
12.3.6 Nucleação e Cristalização Preferencial Como um exemplo na qual a cristalização sozinha (sem um gradiente termal) resulta no desenvolvimento das bandas ritmiticas, considere as oscilações rítmicas encontradas nas bandas de Liesegang (Liesegang, 1896). Estas podem ser criadas pela colocação de um cristal de nitrato de prata em um gel impregnado sem o cromato potássico. Como os íons de prata se difundem radialmente na parte externa a partir do cristal, o cromato de prata se precipita após a área no gel se tornar supersaturada tanto na prata quanto no cromato. A supersaturação parece ser requerida para uma nucleação inicial e precipitação do cromato de prata. O crescimento subseqüente do cromato de prata causa a depletação do cromato nas zonas vizinhas. A prata continua a difundir-se na parte externa (mais rápido do que o cromo pode recobrir a partir da depletação) até aquele com mais cromato ser encontrado, e outra banda do cromato de prata se forma. O resultado é a série de bandas de cromato de prata separadas a partir das bandas livres de precipitação. Um processo similar da nucleação oscilatória – oscillatory nucleation (McBirney e Noyes, 1979) e a depletação causada pela cristalização seguida pela difusão ou convecção do magma permanecente poderia criar camadas rítmicas nas câmaras magmáticas, incluindo as finas camadas rítmicas na Figura 12-3. Boudreau e McBirney (1997) desenvolveram um modelo para o acamadamento envolvendo o crescimento competitivo dos cristais. O seu modelo começa com um pobre acamadamento desenvolvido que eles atribuem ao processo de compactação (ver acima). Eles propuseram que os líquidos expelidos a partir de uma reação de compactação favorecida preferencialmente com pequenos cristais nas camadas acima (similar à abertura de
303 Ostawald, Seção 3.2). Eles também propuseram que a energia da superfície do mineral é menor quando em contato com o mesmo mineral, logo as reações serão preferencialmente de minerais escavados subordinadamente a partir de um indistinto acamadamento e fazendo-o mais regular. Boudreau (1995) desenvolveu um modelo similar para a nucleação e crescimento preferencial das grandes e recentes cristais que depletaram na vizinhança das camadas de pequenos cristais para reduzir o acamadamento.
12.3.7 Densidade Corrente A densidade corrente – density currents de um resfriado, elemento pesado enriquecido, e/ou liquido de descida do cristal pode desce (talvez ao longo das paredes resfriadas) e mover-se através do assoalho da câmara magmática e depositar camadas. Irvine (1980a) tem feito um excelente caso para estas correntes conduzidas por gravidade em alguns LMIs, suportadas por tais características correntes como os canais limpos e preenchidos e com um bandamento cruzado (Figura 12-15). Ele discutiu inúmeros mecanismos pelos quais a suspensão de cristais pela densidade da corrente de decida ao longo da curvatura das paredes dos LMIs e surgem através do assoalho como um lago. Irvine et al. (1999) apresentou um modelo para o Skaergard que desenhado a partir dos estudos de Neil Irvine há 30 anos nos LMIs. O modelo atento para o reconciliamento de qualquer aspecto do acamadamento, em particular as camadas modalmente aplainadas (Figura 12-2a) e camadas intermitentes (Figura 12-4), enquanto resfriados a importância da sedimentação do cristal, densidade corrente, e o significado das características associadas a milhares de evidentes blocos deslocados no Skaergard. Os blocos (autolitos de material cristalizado a partir das Séries da Borda Superior e xenólitos do rocha fonte parados a partir do teto) têm caído através do magma de Skaergard, gerando um impacto com o piso e deformando o acamadamento. Alguns blocos têm sido quebrados durante o impacto. Outros blocos têm sido quebrados e se tornando inteiramente nas densidades de corrente, eventualmente dilantando-se horizontalmente nos grupos através do piso. A evidencia destes blocos conduziram Irvine et al. (1999) a concluir que sempre existiram uns claros contatos formados entre o topo da pilha acumulada e o fundo do corpo magmático principal, e aquelas pilhas devem estar relativamente coerentes (talvez 50% cristalina) na ordem para as camadas que tenham sido deformadas pelo impacto do bloco. Estas conclusões vão de encontro ao acamadamento do líquido de difusão dupla no piso da câmara.
Figura 12-15: Bandamento atravessado em camadas acumuladas. (a) Duke Island, Alaska. Note também o acamadamento causado pelo diferentes tamanhos e proporções de olivina e piroxênio. De McBirney (1993). Jones e Bartlett Publicação, Sudbry, MA.(b) Intrusão de Skaergard, E, Groenlândia. Acamadamento causado por diferentes proporções dos máficos e plagioclásio. De McBirney e Noyes (1979).
304 Irvine et al. (1999) atribuiu o desenvolvimento das camadas aplainadas a densidade corrente que desce a partir dos limites das camadas ao longo das paredes da câmara. Os cristais densos são segurados em suspensão pela agitação do fluxo, e os cristais leves como o plagioclásio pode também se presos e carregados para baixo nas correntes. Usando o padrão do fluxo observado nos experimentos de vapor com o fluxo de glicerina densa dentro da água ou silicone líquidos, (Irvine, 1980a) propôs inúmeros mecanismos que poderiam produzir camada uniforme finas ou aplainada dentro de um regime de fluxo assim bem como após a densidade conduzir a fluxo a vir a cessar. Alguns trabalhos têm objetivado a densidade da corrente como um mecanismo para a produção do acamadamento, pontuando que a densidade corrente descendo ao longo da parede da câmara não são preparadas para produzir finas camadas de espessura constante se estendendo acima de 100 km através do piso de algumas grandes intrusões, os experimentos de Irvine em 1980 sobre o fluxo sugeriram que este fluxo pode ser estendido a uma considerável distancia, Irvine et al. (1999) também pontuou que a moda das camadas rítmicas individuais nas Séries Acamadadas de Skaergard nunca se estenderam lateralmente por mais do que 300 m (embora as grandes seções de acamadamento se estendam muito mais preferencialmente). A Figura 12-16 ilustra o tipo de vortex que se forma quando a densidade surgente corrente ao longo dos limites das camadas em alguns experimentos com vapor de Irvine (1980a). as camadas expostas e as setas portam uma direção persistente e instantânea do fluxo relativo aos pontos V, R e S no vortex. No exemplo ilustrado, o vortex se move para uma curva abaixo (as setas no ponto V), logo a linha de fluxo no piso acumulado, embora verdadeiramente estacionário, parece ser fluxo ascendente. O material na densidade de corrente se move mais rápido que o vortex (através dele e o causando), logo nos limites das camadas o fluxo separa-se a partir do piso no ponto S e re-atinge no ponto R. Irvine et al. (1999) assim chamado de vortex das “células S-R”. Este fenômeno é bem conhecido na dinâmica de fluido (Schlicting, 1968; Tritton, 1977). O fluxo laminar é ilustrado, mas o fluxo turbulento também pode ocorrer ao redor do vortex. As variações na velocidade, viscosidade, etc. pode causar que o vortex permaneça estacionário ou migre ascendentemente também. Quando migra ascendentemente, ele resulta numa erosão inicial, e quando ela avança, como na Figura 12-16, ela deposita uma camada. Irvine (1980a) escalou os resultados dos seus experimentos líquidos basálticos, e calculou que as correntes devem se mover em taxas de 2 a 6 km/h, de podem expandir a material para bem longe através do piso de Skaergard em menos de uma hora.
Figura 12-16: Seção através da célula do vortex na densidade do corrente surgente ao longo dos limites da camada entre o piso acumulado (sombreado) e o magma. Camadas expostas e setas portam as relações instantâneas relativa ao fluxo dos pontos V, R, e S. O piso está atualmente estacionário, claro, e os pontos V, R e S movem-se como mostrado com as setas em V. O fluxo dentro do repentino surgimento move-se mais rápido do que o vortex (como na área aplainada). Logo que o fluxo do material separa-se a partir do piso em S e re-atinge em R. A moção em direção do vortex resulta na deposição entre ele e o piso da câmara. De Irvine et al. (1999).
Irvine et al. (1999) favoreceu a proposta de que as correntes estão associadas com as três forças: gravidade, piso arrastado, e deslocamento do líquido hospedeiro acima em durante o avanço. O piso arrastado, ele propôs, é particularmente efetivo nos minerais máficos denso arrancado em direção para baixo a partir do fundo da frente do vortex, enquanto que os cristais de plagioclásios menos densos são arrancados da parte de trás, por um líquido hospedeiro arrastado. O resultado é uma cama aplainada no momento em que o vortex acorda. O plagioclásio é então preso diante das próximas camadas uniformes de depósitos acumulados pelo liquido da câmara principal logo após a corrente ter passado. Este modelo explica tanto as camas aplainadas como as camas uniformemente alteradas num comum acamadamento intermitente das Séries Acamadadas ilustrado na Figura 12-4.
305
Figura 12-17: Síntese esquemática dos processos acreditados a serem ocorrentes na câmara magmática de Skaergard recente nas Zonas Centrais do estagio de desenvolvimento. A densidade conduzida pelas células de descida do vortex “S-R” ao longo da curvatura do teto e paredes se expandem através do piso, produzindo camadas rítmicas o qual podem ser aplainadas no piso. Das grandes densidades ocasionais surgem os depósitos resultados da queda originada ao longo das paredes. Os blocos de autolitos e xenólitos são também quebrados a partir das paredes e do teto, e colidindo com o piso. A compactação acumula abaixo do piso libera líquidos que reagem com as camadas colocadas para formar uma reposição de anortosito cortados transversalmente. De Irvine et al. (1998).
Fluxos similares, porem mais rápidos, ocorrem devido ao surgimento das ruínas do desmoronamento a partir da parede para o topo. Alguns destes carregam blocos, que se quebram e dilatam em grupos através do piso, como descrito acima. Irvine et al. (1999) argumentou que este processo de densidade da corrente dos vortexes nos limite das camadas se aplicam tão bem quanto para as Séries das Bordas Marginais do assoalho da câmara e das Séries das Bordas Marginais ao longo destas paredes. A Figura 12-17 ilustra seus modelos para o acamadamento em Skaergard, mostrando como as Séries Acamadada Superiores, Marginais e Inferiores, embora de diferentes espessuras, são componentes de um sistema de cascas concêntricas. A parada do teto libera os autolitos e xenólitos, o qual cai no fundo e constituem inúmeros blocos. Os limites das densidades de correntes das camadas formam ao longo da passagem das paredes no teto e depósitos de camadas nas Séries de Bordas Superiores. Camadas aplainadas são ausentes próximas do topo, contudo, sugerindo que a reforçada combinação da gravidade e arrastam no piso são requeridos. Minerais pesados são capturados no topo devido a rápida perda do calor através do teto, o qual congela os cristais no local. A cristalização nos limites das camadas próximas das paredes, devido a grande coluna vertical, será suscetível a migração do magma convectivo. Turner e Campbell (1984) consideraram a moção como sendo uma conseqüência inevitável da cristalização fracional ao longo das paredes verticais. Se for densa, o magma derivado pode alimentar a densidade da corrente como aquela por Irvine (1980a). Se for leve, ela pode ascender para formar uma capa estagnada da camada no topo. Experimentos feitos por Nilson (1985) têm mostrado que alguma solução do resfriamento adjacente para uma vertical parede desenvolve-se na parte externa do fluxo dos limites inferiores das camadas e na parte interior do fluxo acima. A densidade de correntes pode viajar em de outras maneiras do que
306 ao longo das paredes. Suponha que uma camada de um material mais denso está colocada sobre um material menos denso, devido tanto ao resfriamento no teto ou das diferentes composições. Preferencialmente do que tendo múltiplas camadas de convecção, com na Figura 12-14, uma serie de colunas de plumas – plumes densas são formadas (Figura 12-18) que se estendem para as altas câmaras onde o fluido resfriado se expandem lateralmente para formar uma camada através do piso. Eventos discretos do tipo de pluma podem criar camadas uniformes que ocorrem dentro das seqüências de camas aplainadas comprimindo o tipo de acamadamento intermitente mostrado na Figura 12-4. É também uma maneira de produzir camadas de espessura uniforme no fundo de grandes câmaras que pode ser um problema para a densidade de corrente geradora da parede, o qual pode não ser capaz de viajar tão longe através do piso.
Figura 12-18: Plumas resfriadas descendo a partir dos limites das camadas superiores resfriadas num tanque de óleo siliconado.
A variação na densidade causada pelas mudanças na composição do magma resultante a partir de uma cristalização comumente dominante acima do alcance térmico (Turner e Campbell, 1986). O magma toleítico, o tipo mais comum nos LMI, pode assim adicionar uma favorecida complexidade as convecções composicionais. Como ilustrado na Figura 12-19, o fracionamento inicial dos minerais máficos de baixa densidade do liquido residual envolvido, como é o mais comum. Mas o plagioclásio se junta aos máficos, os trendes enriquecido de Fe nas recentes evoluções toleiticas pode causar a densidade do magma um aumento com um favorecido fracionamento. Uma vez que os óxidos de Fe e Ti começam a fracionar a densidade novamente decai. A densidade dos magmas cálcio-alcalinos, por outro lado, tende a decair continuamente como um processo de fracionamento. Os líquidos toleiticos, então, podem ascender ou afundar num limites de camadas cristalizadas, dependendo do estagio de evolução. A cristalização no teto pode, em alguns estágios da evolução toleítica, formar plumas de magmas densos que colidem com o piso com na Figura 12-18.
Figura 12-19: Ilustração esquemática da variação da densidade nas séries magmáticas cálcio-alcalina e toleiticas (de Sparks et al., 1984).
12.3.8 Processos Combinados Os processos de recarga e densidade de corrente descrita recentemente em conjunto com o estabelecimento do cristal não precisam estar preso ao fracionamento pelo estabelecimento do cristal no sentido de produzir ritmitos.
307 No seu compreensivo trabalho na densidade de correntes, Irvine (1980a) incluiu modelos no qual ritmitos aplainados podem ser criados por processos in situ em camadas estagnadas que resultam quando a densidade de corrente tem que descansar. Processos de convectividade de difusão dupla podem prontamente ser criados em sistemas abertos onde a recarga está envolvida também. Hupert e Turner (1981b) descreveram um experimento no qual uma camada densa aquecida de KNO3 era lentamente injetada para que a mesma flutuasse diante de uma leve camada resfriada de solução NaNO3. As duas camadas trocaram calor (o qual difundiu mais rápido do que o sal) causando a cristalização do KNO3 em camadas inferiores resfriadas, acompanhada por uma condução vigorosa da convecção tanto pelo calor quanto pela liberação de fluidos leves assim que os cristais crescem no piso do container. Eventualmente a densidade da solução residual KNO3 se torna menor do que a solução superior do NaNO 3, e rapidamente torna para as duas camadas que assumem o local. Raedeke e McCallum (1984) aplicaram tal modelo de combinadas re-injeções e fracionamento in situ (ver também Huppert e Sparks, 1980) para os acamadamentos de dunitos-harzburgito-ortopiroxênio de ritmitos das Séries Ultramáficas do Stillwater. No modelo (ilustrado na Figura 12-20), o magma primitivo composto por olivina (magma A) é injetado dentro de um magma mais diferenciado (magma B) no qual o ortopiroxênio é a única fase líquida. Preferencialmente do que a misturam para formar uma única mistura homogênea, os experimentos com soluções aquosa de vários sais sugerem que os cristais dos líquidos em suspensão de densidade constante irão estratificar de acordo com as suas densidades. A introdução de um magma que está mais denso do que o magma na câmara, no sentido do começar a esquentar, devido a ele ter mais componentes máficos. Seria assim um reservatório na base da camada líquida (Figura 12-20a). a olivina então cristaliza (pontos sólidos) a partir de uma magma primitivo mais quente assim que ele resfria. Tanto as camadas podem converter independentemente, mantendo uma interface definida ao longo do material nas camadas inferiores (combinação de cristais + líquido) é denso do que nos superiores. O calor pode difundir (condutor) acima a partir das camadas inferiores através das unidades resfriadas. O resultado do resfriamento do topo da camada inferior e aquecimento da base da camada superior conduzem a convecção em cada camada. Pode até mesmo ser possível para alguns dos ortopiroxênio (círculos abertos) nas camadas superiores para fundir devido ao calor adicionado a partir de baixo. A convecção pode ser suficiente para manter os cristais a partir do estabelecimento na base das suas respectivas camadas.
Figura 12-20: Ilustração esquemática de um modelo para o desenvolvimento de uma unidade cíclica na Zona Ultramáfica do Complexo Stillwater pelo influxo do magma primitivo quente dentro do magma mais envolvido e resfriado. De Raedeke e MCCallum (1984).
Assim que é favorecido a resfriar, a convecção se torna lenta e os cristais de olivina e ortopiroxênio começam a se fixar na base da suas respectivas camadas (Figura 12-20b). a densidade do cristal depletado e a porção do topo envolvida de camadas inferiores decaem, e aquela base conduzida por cristais nas camadas superiores aumentam. Quando as densidades da base das camadas superiores ultrapassam aquele líquido abaixo, a interface será quebrada e as camadas serão rapidamente misturadas (Figura 12-20c). Os cristais de olivina suspensos acima da acumulação na base serão carregados em direção acima e misturados com o ortopiroxênio como um magma hibrido (magma C) é criado (Figura 12-20d). Estes cristais fixados na direção do fundo da camada para criar o harzburgito acima de um prévio dunito acumulado. A continuada cristalização do magma C será logo deixara pertitos, e produzirá somente ortopiroxênio, criando as camadas de ortopiroxênios (Figura 12-20e). Estes processos serão
308 repetidos com cada injeção do magma composto por olivina, formando ritmitos observados e padrões dente de tubarão da Figura 12-9, onde repetidas injeções primitivas reiniciam os trends ocultos e retardam qualquer trende completo na direção de líquidos mais diferenciados. Os processos de fracionamento baseados na composição convencional são também compatíveis com os processos de fixação do cristal, e ambos podem ocorrer, tanto concorrentemente ou seqüencialmente. Dois dos principais campeões de fracionamento in situ publicaram um modelo no qual o estabelecimento do cristal tem um importante papel. Baseado nos experimentos com partículas de britas suspensas em soluções de água ou glicerina resfriadas a partir do topo, performado por Koyaguchi et al (1993), Sparks et al . (1993) propôs um modelo para a origem de um acamadamento ígneo modal e rítmico pela fixação do cristal na convecção da câmara magmática. Os experimentos amostraram que quando as soluções tem baixas concentrações de partículas (“fenocristais”) a convecção mantém o volume das partículas suspensas mas uma sedimentação simultânea ocorre na base, devido a declinação da convecção das partículas lentamente decaírem. Acima alguma concentração critica de partículas, contudo, uma interface de descida formada desenvolvida entre a convecção da camada superior livre de partículas, e uma camada inferior estagnada no qual a fixação dos cristais assumem uma posição de acordo com a Lei de Strokes. Sparks et al (1993) estendeu o conceito para sistemas cristalizados onde eles desenvolvem um modelo para o acamadamento. Eles visionaram uma câmara de convecção que é resfriada no topo.a convecção e tanto térmica quanto composicional causado pelos cristais acumulados no piso. Assim que a temperatura decai, os cristais são formados, mas a maioria é mantida suspensa pela convecção ao longo da concentração de cristais quando esta é baixa. Como nos experimentos, alguns cristais fixados e acumulados no piso. Com o progresso da cristalização uma concentração de partícula critica é atingida, produzindo um discreto evento de sedimentação. Uma interface de descida separa a sedimentação de camadas inferiores a partir da convecção de camadas superiores de partículas livres. A camada superior será eventualemtne preenchida na câmara, quando todas as partículas estiverem fixadas. Será então resfriada repetindo o processo. A cama discreta de cristais pode ser aplainada se existirem cristais de tamanho o densidade diferentes, devido ao controle pela Lei de Strokes na sedimentação de camadas inferiores estagnadas. Adicionadamente, cada fase mineral terá uma concentração critica diferente, resultando em substanciais flutuações na taxa de sedimentação e proporções de minerais. A fase rítmica de camadas aplainadas é esperada como resultante. Os exemplos discutidos acima são mas poucos de muitas possibilidades de fracionamento no resfriamento ou recarga nos sistemas de multicomponentes no qual a cristalização e/ou gradiente térmico podem ser criados nas variações de densidade nos líquidos ou nas suspensões líquido-sólido, a moção convectiva, e até mesmo em múltiplas camadas horizontais. Uma variedade de mecanismo potencial, dependendo do tamanho e geometria das camadas e da câmara magmática; a natureza de gradientes térmicos e composicionais, a viscosidade do líquido; e a difussibilidade relativa do calor e dos constituintes químicos. Tal complexidade no conjunto significa que numa igual idade na variedade complexa dos processos podem operar no resfriamento da câmara magmática, então confundindo o arranjo das estruturas ns LMIs. O acamadamento numa única intrusão pode ter diferentes origens. Mcbirney “e Nicolas (1997) notaram tanto camadas “dinâmicas” (fluxo magmático devido à densidade da corrente) e não dinâmicas” (in situ) ocorrem no Skaergard. Experimentando diretamente com a cristalização de magmas silicáicos proveria alguma necessidade de respostas diretas para as nossas questões referentes aos processos nas câmaras magmáticas, mais tais experimentos em laboratório iriam requere grandes sistemas dentro do qual nós poderíamos ver, está repleto de problemas técnicos. Nós deveríamos ter que fixar para uma aplicação indireta dos resultados dos experimentos dinâmicos do fluido com soluções de varias composições, temperaturas, densidades para o problema do processo da câmara magmática. O resultado parecer ser proveitoso, contudo, parece que a combinação da densidade de corrente, fixação de cristais, re-injeção, e cristalização in situ (acompanhada pela separação dos líquidos assim que a suas densidades são alteradas, um processo grandemente facilitado por compactação) conduziria aos tipos de acamadamento observados nos LMIs. Os exemplos discutidos acima são mas uma pequena parte de uma extensão e crescimento da literatura no assunto, mas serve para mostrar que tipos de processos podem e possíveis. S. Sparks (comunicação pessoal) nota que na cristalização in situ, fixação do cristal, e convecção de dupla difusão é comumente observada junto a experimentos de pequenas escalas.
309 Fechando, nós deveríamos notar que a aplicação do fluido nos problemas dinâmicos a petrológicos é relativamente nova e está em seu estado de fluxo. O fato de que um destes métodos propostos baseados nas soluções análogas das soluções de sais, açúcar, glicerina, etc. formam células de camadas e podem explicar alguns tipo de acamadamento nos LMIs não necessariamente significando que ele ocorra. Nem o fato de que nós temos um conjunto de possíveis soluções para o problema do acamadameto significa que nós temos uma destas corretas (ou algumas). Mas as analogias próximas certamente indicam que nós estamos no caminho certo, e o acamadamento no LMIs em toda a sua probabilidade resulta a partir de processos similares aqueles descritos.
310 Capítulo 13
MORB - Vulcanismo das Cadeias Meso-Oceânicas
A cobertura do piso oceânico é mais de 70% da superfície sólida da Terra e compreende duas principais províncias petrogenéticas, ambas das quais são predominantemente basáltica. Na primeira, o vulcanismo em placas de margens divergentes ou construtivas, é mais volumoso a partir do vulcanismo no planeta, e é responsável pela geração da crosta oceânica. Este é o assunto deste capítulo. O outro, o vulcanismo de ilhas oceânicas, é de uma intra-placa espontânea e dispersa da forma de um vulcanismo em fontes pontos através das bacias oceânicas. O que será mais detalhado no Capítulo 14. Estas duas formas de atividade vulcânica são ocasionalmente inter-relacionadas, e juntas provem aos petrológos uma figura inicial da formação e dinâmica do manto da Terra diante dos oceanos.
13.1 O Vulcanismo em Bordas de Placas Construtivas Evidências de décadas de escavamentos a partir do Projeto de Perfuração Marinha – Deep Sea Drilling Project (DSDP, então o JOIDES, do que JOI) indicam que um vasto volume da crosta oceânica é composto de basalto tholeítico de uma única e relativamente restrita composição química. Este tipo de basalto tem sido referido como inúmeros nomes, incluindo os mais comuns basaltos de piso oceânico – ocean-floor basalt, basalto abissal – abyssal basalt (ou tholeítico abissal – abyssal tholeiite), e basalto de cadeia meso-oceânica – mid-ocean ridge basalt (ou MORB). Os MORBS são gerados nas cadeias meso-oceânicas, onde as placas adjacentes divergem. Logo que duas placas se separam, o manto flui para cima para preencher este intervalo. A ascensão do manto lherzolito passa pela descompressão adiabática (Seção 10.2.2), e eventualmente atinge a temperatura do solidus, de onde é produzida uma fusão parcial basáltica. A fusão separa-se e ascende para o rift crustal, de onde é solidificada para formar o limite da passagem de separação das placas oceânicas. Nós começaremos com uma análise dos dados geofísicos, petrográficos, e químicos para o vulcanismo das cadeias, logo que nós possamos refinar e desenvolver este simples modelo.
13.2 As Cadeias Meso-Oceânicas A moderna tecnologia tem feito uma previsão do assoalho oceânico escondido acessível ao estudo. Nós agora temos extensas imagens acústicas, mais os dados sísmicos, gravitacionais, magnéticos, e do fluxo do calor da maioria das bandas oceânicas, assim bem como uma direta amostragem e observação usando também material escavado, perfurado, e alguns submersos. Uma das pioneiras na descoberta de mapeamento do fundo do mar de sonda pós-guerra foi à existência do sistema de montanhas submarinas. Este sistema de cadeias – ridges (ou elevados – rises) apresentam de 1 a 3 Km acima do plano abissal. Ele está aproximadamente 2000 km aberto e forma um globo rodeado por um limite de montanhas submarinas de aproximadamente 65,000 km ao longo que cobre aproximadamente 1/3 do piso oceânico. A Figura 13-1 mostra a localização central do eixo de dilatação do sistema. O termo “cadeia mesooceânica” é apropriado para as Cadeias Meso-Atlânticas (MAR) e os segmentos Índicos Oceânicos do sistema, mas a Elevação Leste do Pacifico (EPR) está claramente na margem oriental do Oceano Pacífico. A precisão, neste caso, produz uma conveniência, e “meso-oceânica” é comumente aplicada para os sistemas de cadeias como um todo. Os limites das placas divergentes são usualmente oceânicos, um resultado da densidade e tenuidade da crosta basáltica criada pelo resultado da fusão do manto. Aonde os limites divergentes são iniciados dentro dos continentes, tais como o Rifte Africano Leste, eles tanto caem numa formação incipiente de riftes de vales, se
311 tornando riftes abortados (aulacógenos – aulacogens), ou o continente é rompido e as porções opostas separadas com a criação de uma intervenção da bacia oceânica (como no caso de Oceano Atlântico separando as Américas da Europa e África desde Triássico).
Figura 13-1: Mapa do sistema de cadeia meso-oceânica. O comprimento do vetor da taxa de dilatação é proporcional à taxa de dilatação daquele ponto (ver Tabela 13-1). De Minster et al. (1974).
O vulcanismo e a topografia é tipicamente simetricamente bilateral na aproximidade dos eixos das cadeias meso-oceânicas, mas os segmentos assimétricos não são incomuns. O eixo é o local de considerável atividade de terremoto. Os primeiros estudos da moção indicam que os terremotos estão associados com o falhamento normal, característico de um ambiente extensional. O eixo é também associado com os fluxos de calor muito alto indicam uma elevação no gradiente geotérmico (provavelmente resultante a partir do aquecimento acima do manto). O alto fluxo de calor num ambiente submarino cria um extenso sistema hidrotermal, composto largamente de água oceânica re-circulada percorrendo para baixo através de fraturas e poros acima da crosta, de onde é aquecido e converge para cima novamente. Uma evidencia dramática visual para os sistemas hidrotermais tem sido suprida pela condução submersa ao longo dos eixos das seções da Cadeia do Galapagos, o EPR, e a Juan de Fuca e Cadeias da Gorda. Os fluidos hidrotermais excedem para mais de 350ºC, escapando a partir das aberturas, resfriando e precipitando inúmeros minerais incluindo a barita, sílica, e alguns metais sulfuretos valiosos, formando cones – spires ou chaminés – chimneys. A precipitação do sulfureto resulta em fumaça escura – black smokers de onde o fluido quente imediatamente precipita pretos e finos minerais sulfídicos acima do contato coma água resfriada (Figura 13-2). Uma única e rica comunidade biológica tem desenvolvido nestas aberturas, sustentado pelos fluidos hidrotermais. Entre as criaturas mais incomuns está o verme boca-de-tubo que vive em simbiose com a bactéria interna que metaboliza o sulfureto.
Figura 13-2: “Fumaça escura:” minerais sulfidicos precipitando a partir dos minerais carregados em água emanada a partir das chaminés na Elevação do Pacífico Leste.
312 Os estudos da gravidade indicam que a cadeias estão essencialmente em equilíbrio isostático, a partir do qual nós podemos concluir que a elevação das cadeias é resultado da expansão termal, e está assim compensado por uma baixa densidade do manto. Logo que a placa se move para longe da crista da cadeia, ela se resfria, contraindose, e entrando em subducção. A quantidade de subsidência em qualquer ponto do flanco distante da cadeia tem sido colocada como proporcional à perfeita origem da idade da rocha naquele ponto. A taxa de subsidência está de acordo com o calor condutivo perdido na equação, o qual prevê que o resfriamento é proporcional à exata origem de tempo (Parker e Oldenberg, 1979). A taxa na qual a placa diverge (dilatação) ocorre nas cadeias meso-oceânicas não é a mesma para todos os segmentos da cadeia. A aproximação da taxa de dilatação da vários segmentos é dada na Tabela 13-1, e ilustrada na Figura 13-1 como vetores relativos. A partir disto nós podemos ver que o MAR se dilata numa taxa aproximada de 1 a 2 cm por ano, uma figura pode referir-se a metade da taxa no qual o ponto em uma das placas se separa da cadeia. Uma alternativa é usar a taxa inteira, a taxa na qual dos pontos em placas opostas se separam. Nós devemos restringir o nosso uso à taxa de metade de dilatação, esperando evitar confusão. Algumas seções de dilatação EPR em metade das taxas de acima de 8 a 9% cm/a. As cadeias com uma taxa de dilatação com menos do que 3 cm/a são consideradas cadeias de lenta-dilatação, enquanto aqueles com uma taxa acima de 4cm/a são considerados cadeias de rápida-dilatação. As variações temporais são também conhecidas a terem ocorrido (reconhecidos nas bacias de abertura e idades de anomalias magnéticas).
Tabela 13-1: Tabela de Taxa de Dilatação de Alguns Segmentos das Cadeias Meso-Oceânicas De Wilson (1989), dados de Hekinian (1982), Sclater et al. (1976), Jackson e Reid (1983). * indica metade da dilatação.
Análise da escaneamento lateral da sonda indica que as morfologias da cadeia pra cadeias de lenta e rápida dilatação são diferentes (BVTP, pp., 804-808; Searle, 1992). Uma observação direta e amostragem da cadeia foram possivelmente feitos pela submersa profunda condução, e o primeiro detalhe estudado do segmento da cadeia foi o FAMOUS (French American Mid-Ocean UnderSea Study – Estudo Francês-Americano Submarino Meso-Oceânico) projetado ao longo do MAR e próximo do Azores em 37ºN (Moore et al., 1974; Ballard e Van Andel, 1977; Ballard et al., 1975). As lentas e intermediárias dilatações das cadeias tipicamente tem um considerável vale axial de aproximadamente 30 a 50Km em abertura e de 1a 5Km de profundidade em progresso interior indo de encontro à faixa, similar aos vales de rifts nas ilhas. Dentro destes grandes vales existe comumente de 3 a 9Km em abertura no interior do vale rifte - inner rift valley com um piso achatado. O vulcanismo e extensão crustal está concentrada no interior deste piso dos vales rifts onde a fissura está aberta, e as pillow lavas, contraídas pelas paredes das escarpas, fluem a maioria paralelamente para o eixo da cadeia. A atividade vulcânica não é eventualmente distribuída, e tipicamente alguns amotoam-se em 300m de altura ocorrendo dispersamente transverso no piso. As formas vulcânicas elongadas são comuns, mas são geralmente somente de 10 a 20Km ao longo. Alguns podem representar coalescente cone vulcânico ao longo dos sistemas de fissuras. A acumulação vulcânica não é sempre rachada simetricamente, mas são irregularmente cortadas por fraturas posteriores esporádicas e fissuras. Devido às fissuras e a atividade vulcânica serem geralmente concentradas próximos ao eixo, contudo, depósitos posteriores são
313 gradualmente carregados para o flanco do interior do rift onde eles são desmembrados de alguma forma pelas falhas. Embora o processo não corresponda exatamente ao nosso conceito simples de sucessiva adição de camadas tipo dique para placas em cada lado do rift central, cada um sendo magnetizado de acordo com a polaridade no tempo de injeção, os efeitos dos grãos grosseiros serão o mesmos. O resultado é uma anomalia magnética “listrada” que é simétrica nas proximidades da cadeia em escala, mas os padrões são muito mais irregulares em pequenas escalas. Cadeias de rápida dilatação, tais como a EPR, tem também sido estudada por submersão (CYAMEX, 1981; Francheteau e Ballard, 1983, Perfit et al., 1994). As cadeias de rápida dilatação são aplainadas e menos interrompidas por grandes deslocamentos de falhas. O vale do rift central é pequeno, pobremente desenvolvido, ou ausente por completo. A maioria dos segmentos, contudo, tem um pico de cratera axial – axial summit caldera de aproximadamente 100 m de altura e alguns quilômetros transversos, se estendendo para alguns milhares de quilômetros ao longo do mergulho. A fissura e a zona de extrusão no EPR é geralmente estimada como zona de uma continuidade proximidade vulcânica de abertura de 0,5 a 2Km. Nas cadeias de rápida dilatação, pequenas colinas de pillow-lavas são ladeadas por panos de lavas aplainados, atribuídos às folhas de lavas formadas por uma rápida extrusão da lava associada com um rápido dilatamento e altos fluxos de calor. Além da zona de extrusão, os basaltos se tornam progressivamente mais antigos (embora não estejam uniformes) e mais fraturados. Estudos detalhados recentes de pequenas áreas ao longo do EPR indicam que um vulcanismo jovem entrou em erupção para mais de 4Km a partir do pico da cratera axial (Perfit et al., 1994). Como uma regra geral, erupções preenchidas por fissuras caracterizam cadeias de rápida dilatação, e fonte s pontos de vulcanismo (embora provavelmente fissuras controladas) são mais comuns em cadeias de lenta dilatação. As amostras do piso oceânico coletadas por escavação e perfuração a sudoeste do Pacifico são tão antigas quanto à do Jurássico, mas virtualmente são idênticas as recentes amostras criadas nestas cadeias. Isto nos assegura de que o processo que nós observamos nas cadeias meso-oceânicas adquirem uma posição, ineteruptamente, pelo menos por 40 Ma. A produção do magma na área Famous do Mar é estimado a ser 8.600 m3/Km (Moore et al., 1974). Isto é uma modesta taxa para o vulcanismo. Na Islândia, uma porção do Mar que emergiu acima da superfície do Atlântico, tem uma produtividade 10 vezes maior. A estimativa para o alcance dos sistemas das inteiras cadeias meso-oceânicas a partir de 5 a 20 Km3/a (BVTP, p. 133). Esta taxa não é particularmente expressiva até que ela se multiplique pelo tempo de duração acima no qual este adquire uma posição. Se o MORB tem sido gerado pelo menos nos 140 Ma pelo qual nós podemos observar, 1.4 x 10 9 Km3 tem sido criado, uma quantidade expressiva. Se o processo adquire posição por 10 vezes ao longo (provavelmente uma estimativa conservativa), a geração de MORB acumulado representaria um equivalente de 5% do manto superior (para 660-Km de transição), o qual é capaz de depletação do manto superior para uma consideração extensão. É claro, uma subducção pode ser esperada a re-incorporar muito mais deste material de volta para dentro do manto novamente. O destino deste material é pobremente desconhecido, mas nós devemos encontrar algumas evidencias posteriores para ele e em capítulos subseqüentes. Os segmentos das cadeias são equilibrados por uma larga escala subparalela de zonas de fraturas – fractures zones (ver Figura 13-1) e pequenos e bastante equiparados. A porção de atividade sísmica entre as maiores cadeias equiparadas são pulos de mergulhos de falhas chamados de falhas transformantes – transform faults (Wilson, 1965). A proximidade das extensões a sísmicas diante das cadeias é de características muito lineares que aparecem equiparados nos padrões de anomalia e extensão em muitos casos através do piso oceânico (Fox e Gallo, 1986, 1988). Pequenas equiparações ocorrem quando as cadeias são deslocadas pelo menos por aproximadamente 35Km. Mudanças locais no mergulho são muito comuns também. Equiparações de 1Km ou menos e pequenas mudanças nos mergulhos são coletivamente usados como termos DevALs (por desvios a partir da linearidade axial – deviations from axial linearity) por Langmuir et al. (1986). Onde a expansão da atividade e vulcanismo nos encontros das cadeias em zonas de fraturas, a atividade termina brutamente contra uma mais antiga, mais resfriada, mais estável na litosfera no flanco de um segmento da cadeia separada através da equiparação. Ocasionalmente um segmento de cadeia (rápida dilatação) pode propagar para dentro da litosfera através das fraturas das zonas, onde percorre paralela a cadeia já naquele segmento, resultando em curtas zonas com a passagem de dilatação dos centros - overlapping spreading centers (OSCs). No caso de riftes propagados, a porção coberta de outros segmentos de cadeias será usualmente cessado nesta atividade (Sinton et al., 1983), logo que um comprimento do centro dilatadas e equiparados quando a sua parte interna se torna menor. No OSCs, pequenos
314 diques tipicamente se formam entre os pequenas equiparações e entre eles, e a litosfera entre eles é rotacionado e cisalhado.
13.3 Estrutura da Crosta Oceânica e o Manto Superior As quatro camadas da crosta oceânica e do manto foram inicialmente distinguidas nas bacias das descontinuidades nas velocidades sísmicas. A maioria das amostras direta da crosta oceânica tem recoberto somente no embutimento sedimentar e a maioria dos vulcões superiores. Mesmo no Programa de Drilling Marinho Profundo tem raramente penetrado nos vulcões, e então somente numa profundidade máxima de 1500 m. Escavando a base das escarpas de zonas fraturadas tem suprido com amostras na base a partir de fontes profundas expostas, mas com um controle estratigráfico confiável de tais amostras está faltando.
Figura 13-3: Litologia e espessura de uma típica seqüência de ofiolito, baseado no Ofiolito Samial em Oman. De Bourdier e Nicolas (1985).
O nosso entendimento da natureza petrológica da litosfera oceânica tem sido grandemente atingido pelo campo dos estudos nos terrenos dos ofiolitos - ophiolite em ilha. Como mencionado no Capítulo, o ofiolito são considerados como massas da crosta oceânica e de empurrões do manto superior sobre o limite de um continente ou incorporado nos cinturões das montanhas, onde eles são agora dissecados e expostos pela erosão. A Figura 13-3 é uma seção através de um “típico” ofiolito, neste caso baseado primariamente no Ofiolito Semial em Oman na Península Arábica, uma particularidade muito bem exposta e relativamente intacta de ofiolito. Como a maioria dos ofiolitos, contudo, ele tem passado por algumas interrupções durante o empacotamento tectônico, deixando obscuro alguns detalhes internos. Existe uma acamadamento consistente, contudo, no qual muitos outros ofiolitos conformam. Como esta seção se compara com a crosta oceânica? Embora existam ainda algumas incertezas em como os dados sísmicos pode ser interpretada, a maioria dos geólogos concordam com a seção da crosta oceânica ilustrada na Figura 13-4, o qual inclui características de velocidades das ondas-P e uma comparação da estimativa da espessura das camadas em ambos os ofiolitos e crosta oceânica. Uma breve descrição das camadas, começando pelo topo, é:
315 Camada 1 é uma fina camada de sedimento pelágico que está ausente nas mais recentes crostas geradas nos eixos das cadeias e ficando mais grosso quando passa pelo eixo com o acumulo dos sedimentos numa progressiva crosta antiga. Camada 2 é basáltica. Ela pode ser subdividida dentro de duas subcamadas. A partir de observações submersas, perfurações, e por analogia com os ofiolitos, a camada 2A é acreditada a ser comprimida pelos pillows basálticos, e a camada 2B, folheada verticalmente em diques empacotados num ambiente superficial extensional britado nos eixos das cadeias. Muitos diques têm somente uma única margem resfriada, implicando que diques posteriores rachados e que intrudiram nos mais recentes. As porções superiores das camadas 2ª tem uma velocidade sísmica menor do que a prevista para os basaltos baseados nas medidas laboratoriais das velocidades das ondas com pressionais. Kirkpatrick (1979) interpretou isto como resultante a partir de fraturas e cavidades (13 a 41% porosidade) na parte superior dos basaltos. Esta porosidade das finas camadas e eventualmente desaparece a partir da crista das cadeias assim que os vazios são preenchidos por uma mineralização diagenética (Houtz e Erwing, 1976). Diante de uma zoa porosa, a camada 2 tem uma velocidade sísmica comensurável com as medidas comensuráveis para os basaltos de laboratório e as suas baixas temperaturas metamórfica equivalente. Algumas investigações distinguem o fluxo dos pillows porosos e não-porosos, chamando-os de camadas de zonas porosas 2A e camadas de zona não-porosa 2B. Eles chamam as camadas de diques cobertos 2C. Camada 3 é a mais complexa e um pouco mais controvérsia, mas é comumente acreditado a comprimir a maioria dos gabros, presumidamente cristalizados a partir de uma câmara de magma axial – axial magma chamber superficial o qual alimenta os diques e os basaltos. A Camada 3A, novamente por analogia com os ofiolitos, representa a parte muito mais isotópica e menor, de alguma forma foliada (“transicional”) gabros, enquanto a camada 3B é muito mais acamadado, exibindo comumente texturas acumuladas. O acamadamento pode ser horizontal, mas muito mais comumente mergulhos em ângulos localmente acima de 90º. Ambos as camadas 3A e 3B são bastante foliados e linearizados nos ofiolitos de Oman. Camada 4 tem uma velocidade sísmica que se correlaciona muito bem com as rochas ultramáficas. Nos ofiolitos, a base da camada 3B gradua para dentro das camadas acumuladas com wehrlitos e gabro. Diapiros como os corpos de wehrlitos também parecem terem sidos movidos para acima dos gabros acamadados. Dunitos acumulados com xenólitos harzburgito e lentes de cromitos são usualmente encontradas diante das camadas de wehrlitos. Diante disto é um harzburgito tectônicos e dunito interpretados como sendo um resíduo refratário não fundido no magma fonte deixado para trás após o magma basáltico ter sido extraído. Alguns diques gabróicos podem também ocorrer nesta camada.
Figura 13-4: seção esquemática da crosta oceânica baseado nos dados dos ofiolitos. Ofiolito típico espesso são comparados com a medida de espessura das camadas oceânicas. Modificado após Brown e Musset (1993). Dados de Gass (1982), Lewis (1983), Spray (1991), BVTP (1991), Kennett (1982).
316 O limite entre as camadas 3 e 4 é, falando amplamente, o Moho. A porção superior da camada 4 é considerado como sendo acamadada e de origem acumulativa, como a olivina e os piroxênios acumulados na base axial da câmara magmática. Abaixo desta porção está a original, não acamadada, resíduo do material do manto. Isto nos traz uma interessante questão da natureza dos limites da crosta/manto. É o topo do manto o topo do manto original, ou é a transição máfica/ultramáfica, e então no topo dos depósitos acumulados ultramáficos na câmara magmática superficial? Em outras palavras, é o manto definido pela petrogênese ou pela composição? Um sismológo pode argumentar que o Moho foi originalmente definido pela descontinuidade sísmica onde a velocidade da onda-P, Vp, pula a partir de aproximadamente 7,3 Km/s (características dos gabros) para 8,1 Km/s (características dos peridotitos), e assim o topo dos ultramáficos, não levam em consideração a origem, é o topo do manto. Um petrológo pode argumentar que o topo do manto deve ser o topo das ultramáficas originais, e não deve ser incluída para alguns minerais posteriormente espalhados no topo na câmara magmática. Inúmeros autores distinguem uma sísmica Moho a partir do Moho petrológico nas bacias. Embora os ofiolitos sejam convicimente análogo à crosta oceânica, uma correlação direta não é determinada por algumas consistentes diferenças. Velocidades sísmicas nos ofiolitos são menores do que naqueles medidos na crosta oceânica, e a anomalia magnética lista aquelas características da crosta oceânica que não foram encontrados nos ofiolitos. Estas duas diferenças podem ser resultados a partir de extensão na alteração hidrotermal e expondo os efeitos na maioria dos ofiolitos. As velocidades sísmicas são retardadas pelas falhas e pelas juntas, o qual deve acompanhar seu empacotamento na ilha. Também, a maioria das camadas dos ofiolitos é geralmente muito mais fina dos os seus equivalentes oceânicos, e a composição química é usualmente mais enriquecido e sialico. Estas diferenças posteriores são mais fundamentais, e sugerem que os ofiolitos podem ser associados com os back-arc, ou bacias marginais, os quais se formam entre os arcos vulcânicos e continentes em zonas de subducção (Capítulo 16 e 17). O oceano no Japão é um moderno exemplo de bacia back-arc. Nestas bacias, a expansão é mais erradicada e a crosta quês e forma é muito fina e de alguma forma mais sialica. Algumas bacias back-arc eventualmente fechadas são empurradas (ou obduzidas – obducted) sobre os limites continentais, produzindo os ofiolitos. Não existe razão para prever o principal estagio da crosta oceânica a partir de estando obduzida tão bem quando as bacias são fechadas durante as colisões continentais, mas uma crosta oceânica madura é provavelmente um pouco mais velha, grossa, e densa a ser mais facilmente obduzida. Esta muito mais parecida a ser altamente deformado por uma seguinte colisão continental. Quando acreditamos que a crosta das bacias back-arc está apesar de tudo formada em modelos muito parecidos como nas bacias oceânicas, logo a analogia é considerada razoável. Devemos nos endereçar a questão de como estas camadas são formadas curtamente quando nós desenvolvemos um modelo para os processos nas cadeias meso-oceânicas. Mas primeiro nós devemos entender um pouco mais sobre os produtos vulcânicos nas cadeias, o qual pode nos suprir com algum dado importante para focarmos na nossa investigação dentro do seu desenvolvimento.
13.4 Petrografia do MORB e a Química dos Elementos Maiores Um “típico” MORB é uma olivina toleítica, com baixos conteúdos de K2O (<0,2%) e de TiO2 (<2,0%) quando comparados com a maioria dos outros basaltos. Isto torna os MORBs quimicamente distintos a partir dos basaltos de outras associações petrogenéticas. O alcance das texturas partindo do vítreo para o fírico, e raramente gabroíco entre as amostras do fundo mar. As amostras de vidro são muito quimicamente importantes, devido a elas representarem as composições líquidas, enquanto que a composição química das amostras fíricas pode ser modificada pelos processos de acumulo de cristal. Os comuns Fenocristais são os plagioclásios (An40-An88), olivinas (Fo65-Fo91), e um spinel de Mg-Cr (Grove e Bryan, 1983). Os fenocristais do clinopiroxênio ricos em Ca são muito menos comuns, e usualmente ocorrem em rochas com abundante em olivina e plagioclásio, sugerindo que o clinopiroxênio está mais comumente numa fase posterior de cristalização. A mineralogia da massa do solo do MORB é dominante pelo plagioclásio e microclina de clinopiroxênio e uma fase oxida de Fe-Ti. A partir das texturas e experimentos em amostras naturais em baixas pressões, à seqüência comum de cristalização é: olivina (± spinel Mg-Cr) → olivina + plagioclásio (± spinel Mg-Cr) → olivina + plagioclásio + clinopiroxênio. É suficientemente simples visualizar esta seqüência para as composições próximas, mas para o lado da forsterita, o
317 centro do sistema do diopsidio-forsterita-anortita na Figura 7-2. Outras seqüências são possíveis, contudo, e dependendo da composição química do volume, pressão, e processos na câmara magmática tais como o estilo de fracionamento ou recarga de um magma mais primitivo. Os óxidos de Fe-Ti são restritos a massa do solo, e assim formam somente numa seqüência posterior do MORB (então as recentes características de um enriquecimento em Fe num trend toleítico no diagrama ACF, Figura 8-14). Amostras muito rica em fenocristais de plagioclásio e outros ricos em fenocristais de olivina (picritos) são claramente comuns. Estas amostras foram originalmente acreditadas a serem representes de dois tipos distintos de magmas parentais, mas os estudos da densidade mostram que o plagioclásio deve flutuar, e que a olivina e o clinopiroxênio devem afundar nos magmas de composições MORB. Embora as maiorias dos petrológos agora considerem tais rochas ricas em fenocristais a serem rochas acumulativas no quais os fenocristais estão concentrados. Novamente, isto enfatiza a importância da contagem dos vidros para representar a verdadeira composição do líquido no trabalho que tentar lidar com a evolução do líquido. Enormes megacristais (>2 a 3 mm) podem ocorrer, e são comumente rodeados e embebecidos, com composições que não estão em equilíbrio com o solo de massa. Por exemplo, nós podemos definir uma simples e empírica constante de distribuição – distribution constant, KD (ver Equação 9-2) para a troca Fe-Mg entre a olivina e o vidro coexistente no MORB (fusão): KD = (FeO/MgO)ol (FeO/MgO)liq
(13-1)
Onde FeO e MgO estão expressos em peso dos óxidos %. Tais constantes de distribuição são inteiramente gerais, e podem ser usados para inúmeras trocas de elementos entre qualquer fase em equilíbrio. Tais distribuições das constantes empíricas devem conter para um alcance modesto das composições magmáticas e temperaturas. As medidas dos fenocristais de olivina e os pares de vidro basáltico tanto nas amostras na natureza quanto nos resultados dos experimentos tem mostrado que o K D, como definido pela Equação 13-1, é aproximadamente 0.28 (BVTP, p, 135). Os megacristais de olivina comumente têm composições mais ricas em Mg do que nós esperaríamos para as composições vítreas. Os megacristais com número de Mg (Mg#) (100Mg/(Mg + Fe) numa base molecular) igual a 90 tem sido observado nos basaltos com vidros de Mg# = 59 (Stakes et al., 1984). Tais fenocristais deveriam estar em equilíbrio com a fusão do Mg# = 71. Isto, a natureza corrosiva dos megacristais, implica que eles se formaram em um magma mais primitivo que foi injetado para dentro e misturado com os que estavam mais envolvidos que agora dominam a massa do solo. Observações similares têm sido feitas para o os megacristais de plagioclásio baseado no conteúdo de An.
Tabela 13-2: Mádia das Análises e Normas do CIPW dos MORBs (BVTP tabela 1.2.5.2)
318 A composição química dos elementos maiores dos MORBs foi originalmente considerada a serem extremamente uniformes, o qual, em conjunção com o seu enorme volume e restrito ao modo de ocorrência, foram interpretados em implicar uma simples petrogênese. As amostras mais extensivas e os trabalhos químicos, contudo, tem mostrado que os MORBs exibem um alcance na composição. O alcance, contudo, é ainda considerado mais restrito do que para a maioria das associações. A Tabela 13-2 lista algumas medidas das análises químicas dos basaltos das cadeias meso-oceânicas a partir do Atlântico, Pacífico, e cadeias Oceânicas Índicas, assim bem como as normas CIPW. Todas as análises são dos vidros, assim que as composições dos líquidos estão representadas e qualquer efeito possível da acumulação dos fenocristais é evitado. Note que o conteúdo muito baixo de K 2O (comparado com a medida do basalto na Tabela 8-3) e que todas as análises são as normativa de quartzitohiperstênio (embora a olivina seja comum na moda). A Figura 13-5 é um diagrama de variação do tipo Fenner apresentando uma variação dos elementos maiores em função da concentração de MgO para o MORB no Vale de Amar do MAR. O MgO foi escolhido como a abscissa devido ao seu recente estágio de evolução dos líquidos máficos no geral envolverem um decaimento em Mg/Fe+2 mais do que na mudança de SiO2 (ver Figura 12-13a). Isto seria também evidente a partir da Figura 13-5, onde o conteúdo de SiO varia pouco, e está praticamente constante em todo o alcance. O MgO decai a partir da esquerda para direita na figura 13-5, como um indicador do aumento da evolução do líquido. Novamente, este decaimento em MgO e aumento relativo em FeO são característicos de uma diferenciação recente no trende dos toleíticos (ver a Figura 8-14 e os trendes toleíticos de Skaergard na Figura 8-3). Somente nos platôs das cadeias vulcânicas expostas, tais como da Islândia e do Galapagos, são encontradas rochas mais envolvidas tais como os andesitos e até mesmo os riolitos, o qual exibe um enriquecimento subseqüente em álcali. Se a ocorrência das amostras envolvidas nestes platôs é um resultado de uma melhor exposição e a amostragem da densidade ou o enorme volume das fusões produzidas (e então grandes câmaras magmáticas) não é no presente momento conhecido.
Figura 13-5: Diagrama de variação do tipo “Fenner” para vidros basálticos da região de Afar do MAR. Note a diferença na ordenada da escala. De Stokes et al. (1984).
Os padrões dos elementos maiores na Figura 13-5 são compatíveis com o fracionamento do cristal da fase dos fenocristais como discutido acima. A remoção da olivina ascenderia o raio do FeO/MgO, e a separação do plagioclásio calcico causaria um decaimento significativo em Al2O e CaO. O raio do CaO/Al2O, contudo, também decai com a diferenciação, a partir de 0.90 para aproximadamente 0.78 (Figura 13-6). Devido ao raio do CaO/Al2O nos fenocristais de plagioclásio ser aproximadamente 0.55 (menos do que na fusão), uma remoção desta fase
319 aumentaria o CaO/Al2O no líquido permanecente do que em nos menores, como mostrado pelo vetor do plagioclásio. A olivina contém tanto Ca quanto Al, e assim não teria um efeito no raio. Algumas outras fases ricas em Ca contendo pequeno Al devem também ser removidas a partir dos líquidos nas porções do MAR, o clinopiroxênio é o candidato mais próximo, como mostrado na Figura 13-6.
Figura 13-6: Variação no CaO/Al2O3 com o Mg# para os vidros basálticos da região de Afar do MAR. A região sombreada representa o alcance da análise do vidro. Os vetores mostram o caminho esperado para a evolução do líquido resultante a partir da cristalização fracional da fase rotulada. De Stakes et al. (1984).
O comportamento do clinopiroxênio, contudo, é fortemente direto. Dados a partir de grande conjunto de dados (não restrito apenas aos vidros), transpondo uma grande seção ao longo do MAR de 27 para 73ºN (Schilling et al., 1983) encontram tanto o decaimento em CaO/Al2O3 quanto em qualquer trende composicional que requer um fracionamento do clinopiroxênio (Figura 13-7a). (a Figura 13-7b é um diagrama do raio do elemento de Pearce (ver Seção 8.6) para o mesmo conjunto de dados).
Figura 13-7: Diagrama de variação para o MORB da cadeia Meso-Atlântica. (a) Plotagem do CaO/Al2O3 vs. Mg#/100 apresentando nenhum discernimento nos trendes do clinopiroxênio. (b) O raio do elemento de Pearce plotado com 1:1 inclinação para (0.5(FeO + MgO) + 2CaO + 3Na2O)/K vs. Si/K, sugerindo que o fracionamento da olivina + plagioclásio. Dados de schilling et al. (1983).
Uma inclinação de +1 da plotem do (0.5(Fe + Mg) + 2Ca + 3Na)/K vs. Si/K sugere um fracionamento de somente plagioclásio e olivina para as amostras do MAR. Simon et al. (1991) notou um leve decaimento no CaO/Al2O3 para os vidros a partir do EPR, e, embora a maioria das suas amostras fosse multiplicadamente saturadas com olivina e plagioclásio, algumas foram também saturadas com clinopiroxênio. O clinopiroxênio parece se formar posteriormente nos MORBs. Se a fase de fenocristais é comumente uma das a se cristalizarem, e é muito mais
320 comum na fase da matriz. Como pode ser responsável pela redução do Ca/Al em algum MAR e nos magmas PR através do completo spectrum químico, e não apenas nos magmas mais envolvidos? Rhodes et al. (1979) encontrou que a remoção dos clinopiroxênios é requerida para os modelos da massa balanceada do fracionamento de qualquer suíte do MORB no sentido de fato que os clinopiroxênios não são uma fase líquida neles. Eles chamam esta estranha conclusão de “paradoxo do clinopiroxênio”. Groove et al. (1992) sugeriu que os clinopiroxênios estão numa fase eutética em altas pressões, mas o eutético transfere-se em direção ao clinopiroxênio assim que a pressão se reduz. A composição da fusão, o qual estava no eutético em profundidade, é assim deixada no campo da olivina-plagioclásio, e de forma alguma saturada em clinopiroxênio. Voltando ao permanecente fracionamento dos trendes na Figura 13-5: Na2O, K2O, Ti2O, e P2O5 todos aumentam quando MgO decai. O Na2O está incluído no plagioclásio, mas, devido ao plagioclásio ser antipertitico, o Na2O está ainda enriquecido nos líquidos envolvidos. Os outros três elementos estão totalmente excluídos a partir da fase de fenocristais, e a concentração da cada aumento por aproximadamente 300% acima do limite das composições mostradas. A partir destes dados nós podemos tirar algumas interessantes conclusões sobre o MORBs e os processos diante das cadeias meso-oceânicas. Primeiro, nós podemos confirmar a nossa recente alegação de que os MORBs não são completamente magmas uniformes eles foram uma vez considerados a serem. Eles mostram alguns consistentes trends químicos com uma cristalização fracional da olivina, plagioclásio, e talvez clinopiroxênio. Isto também nos diz que o grande volume de MORBs não pode ser magma primário, mas são magmas derivados resultantes a partir daquela cristalização fracional. Devido à composição da maioria dos MORBs se aproximarem em menores pressões cotéticas para a olivina-plagioclásio-clinopiroxênio, a cristalização fracional deve então assumir uma posição próximo da superfície, provavelmente nas câmaras magmáticas superficiais. Os magmas primários devem estar em equilíbrio com a fase do manto, e, contudo devem ter o Mg# próximo de 70 (Seção 10.44), o qual corresponde à concentração de Mg de 10 para 11 em peso % para os MORBs. Assim poucos, se algum, dos liquidos do MORB que atingem a superfície é primário (como podemos ver na Tabela 13-2 e nas Figuras 13-5, 13-7, e 13-8). Em que extensão a cristalização fracional assume posição nos MORBs? A pequena variação no SiO 2 se nós olharmos como sendo uma medida do fracionamento, é equivocada. Logo para também o MgO, o qual está contido nos minerais máficos e na fusão. Dessa forma, os elementos incompatíveis devem prover uma variação que está diretamente relacionada ao progresso da cristalização fracional. Se K 2O, TiO2, e P2O5 todos aumentam de 200 a 300% nas suítes dos MORBs, e eles estão concentrados pela exclusão a partir da fase de cristalização na câmara magmática isolada, então o líquido deve estar reduzido de 50 a 67% para acompanhá-lo. Esta é uma surpreendente conclusão para tal aparente composição química uniforme. Grove et al. (1992) derivado de um modelo para o fracionamento MORB e aplicado para alguns segmentos de cadeias. Eles concluíram que a cristalização fracional diante de algumas dilatações lentas das cadeias ocorre em pressões de 0.3 a 0.6 GPa (dentro do manto), sugerindo um manto resfriado diante deles, permitindo fusões do MORB a se resfriarem e cristalizarem assim que ascendem. Dados do segmento de cadeias de dilatação rápida do EPR eram consistentes com a cristalização fracional em pressões entre 0.0001 e 0.2 GPa (fracionamento crustal). O Mg3 da maioria dos MORBs é tanto primário (menos do que 2% das amostras de MORB tem Mg 3 > 65) quando altamente envolvidos, sugerindo que alguns mecanismos mantém a maioria dos MORBs dentro de algum limite composicional intermediário. A re-injeção periódica do magma mais primitivo dentro de uma câmara magmática superficial envolvida (como discutido no Capítulo 11) seria tal processo. A Figura 13-8 sugere assim que o processo da câmara magmática pode ser diferente em cadeias de dilatações rápidas do que nas cadeias de dilatações lentas. As análises para mais de 2200 composições vítreas a partir das cadeias meso-oceânicas indicam que os rápidos segmentos das cadeias, tais como o EPR, exibem um quadro limite de composições, e produzem grandes proporções de líquidos envolvidos (ou possivelmente um enorme grau de fusão parcial) do que em lentos segmentos. Alguns investigadores também encontraram que o magma irrompido levemente sai do seu próprio eixo (MAR: Hekinian et al., 1976; Bryan e Moore, 1977; EPR:
321 Hekinian e Walker, 1987; Hekinian et al., 1989), o qual deve também ter implicações para os processos magmáticos nas câmaras magmáticas axiais. As variações ao longo do eixo tem também sido descritas (MAR: Bryan, 1979; Stakes et al., 1984; EPR: Hekinian et al., 1989; Sinton et al., 1991; Batiza e Niu, 1992).
Figura 13-8: Histograma de mais de 1600 composições vítreas a partir de cadeias meso-oceânicas rápidas e lentas. Perceba que o MAR é lento e o EPR é rápido, e que cãs cadeias rápidas mostram levemente uma medida de fusões mais envolvida. De Simon e Detrick (1992).
Devido à variação da composição química nos MORBs, cuidados devem ser tomados quando comparadas às análises de amostras de uma área para outra. Nós podemos evitar os efeitos da cristalização fracional pela comparação somente das análises das amostras com o similar Mg#. Melhor ainda, nós podemos evitar as variações na passagem da diferenciação superficial pela comparação de somente as amostras mais primitivas. Mesmo quando nós fazemos isto, contudo, uma variação considerável é comumente ainda aparente. A Figura 13-9 apresenta uma variação em K2O com o Mg# para o conjunto de dados do MAR de Shichilling et al. (1983). Note uma tremenda variação no K2O, mesmo para um constante valor de Mg# entre 65 e 70.
Figura 13-9: Variação em K2O vs. Mg3 para os MORBs a partir da Cadeia Meso-Atlântica. Dados de Schilling et al. (1983).
Variações similares são encontradas para o TiO2 e P2O5. As amostras com altas concentrações de elementos incompatíveis neste conjunto de dados vêm a ser os platôs vulcânicos ao longo das cadeias, tais com Jan Mayden, Islândia, e os Azores. Devido ao K2O, TiO2, e P2O5 serem elementos incompatíveis, as suas concentrações não são
322 razoáveis a serem atingidas pelo processo de cristalização fracional após a separação a partir do manto. Você deve se lembrar a partir dos modelos de cristalização fracional no Capítulo 9 que a maioria dos elementos incompatíveis não é somente suavemente atingida pelo aumento da cristalização em 50% (note a concentração de Rb a partir do F = 1.0 → 0.5 na Figura 9-3). As concentrações destes elementos esta mais proporcional a refletir as características herdadas a partir da fonte do manto. Isto sugere embora subitamente, que existe rico em incompatíveis e pobres em incompatíveis nas regiões fontes (pelo menos) para o magma dos MORB no manto diante das cadeias, talvez relacionados aos reservatórios inferiores e superiores e inferiores do manto discutido para a gênese do basalto no Capítulo 10. Nós podemos assim distinguir entre o N-MORB (“normal” MORB), o qual fecha o depletado, ou manto pobremente em incompatíveis e E-MORB (“enriquecido” MORB, também chamado de P-MORB para a “pluma”) o qual fecha mais profundamente, o manto enriquecido em incompatíveis discutido na Seção 10.5. O NMORB com Mg3 > 65 tem K2O < 0.10, e o TiO2 < 1.0, enquanto que o E-MORB tem K2O > 0.10, e TiO2 > 1.0 para o mesmo Mg3. Claro que, a composição química dos elementos maiores não é a melhor maneira de fazer estas distinções, o que deve ser substanciado pelos elementos traços e diferenças isotópicas.
13.5 Elementos Traços do MORB e Química dos Isótopos O diagrama de variação para os elementos traços vs. Mg3 suportam as conclusões estabelecidas acima para os trends dos elementos maiores. Elementos altamente incompatíveis, tais como o Ni e o Cr, decaem com o decaimento do Mg3, como nós poderíamos esperar com o fracionamento da olivina. Elementos altamente, tal como o V, concentra-se no líquido envolvido. Se nós quisermos localizar uma distinção entre o P-MORB e o E-MORB, contudo, nós estaremos mais bem servidos pelo procedimento direto dos elementos Terras Raras. A Figura 13-10 mostra alguns padrões de REE selecionados a partir de dados do MAR de Schilling et al. (1983). Os padrões com os quadrados abertos possuem uma inclinação negativa, resultante do enriquecimento do LREE, similar ao enriquecimento dos xenólitos no manto e basaltos na Figura 10-14. Os padrões com o triângulo preenchido possuem uma curvatura positiva (LREE depletado) considerado característica do MORB derivado de uma fonte do manto na Figura 10-14. As amostras de LREE enriquecidas são também enriquecidas em outros incompatíveis, correspondendo às amostras com elevados K 2O e TiO2 na Figura 13-9. Como discutido no Capítulo 10, estes padrões de enriquecimento dos elementos terras raras leves e depletação não podem resultar dos efeitos da fusão parcial ou cristalização fracional (devido a eles estarem excluídos a partir da fase sólida) e devem refletir diferentes reservatórios do manto.
Figura 13-10: Padrões REE normalizado para o condrito por amostras selecionadas da Cadeia Meso-Atlântica. Os quadrados são os MORBs do tipo E e os triângulos são MORBs do tipo N. Dados de Schilling et al. (1983).
Os padrões HREE são de passagem e similar, sugerindo que alguns investigadores propuseram que o raio do La/Sm (a inclinação dentro do LREE) deve ser usado como medida do enriquecimento do LREE vs. Os magmas
323 depletados, e não La/Lu ou La/Yb. Outros consideram somente os elementos mais incompatíveis como não sendo atingidos por um fracionamento diferencial devido à separação do cristal ou efeito da fusão parcial, e sugere que o raio de La/Ce é superior. A Figura 13-11 mostra o La/Sm vs. Mg3 para um conjunto de dados de Schilling et al. (1983). Perceba que o E-MORBs (quadrados abertos) sempre têm um alto raio de La/Sm do que os N-MORBs (triângulos abertos), não levando em consideração o Mg#. A necessidade de qualquer rompimento entre a lava enriquecida e depletada conduz alguns pesquisadores a distinguir os três tipos MORB. Para os dados de Schilling et al. (1983), as subdivisões selecionadas dependem um pouco em particular dos segmentos da cadeia, mas em geral o N-MORBs têm La/Sm > 1.5 a 1.8, e os E-MORBs tem La/Sm < 0.7 e T-MORBs (para “os MORBs de transição”) tem valores intermediários. Os dados químicos sugerem que os T-MORBs se formam num espectro continuo entre os tipo s N- e E-, mais simplesmente explicado pela mistura binária dos dois extremos dos tipos de magma. Assim os T-MORBs não necessariamente implicam um terceira fonte distinta.
Figura 13-11: La/Sm vs. Mg# para os MORBs formam a Cadeia Meso-Atlântica. Os quadrados abertos são MORBs do tipo E- e os triângulos escuros são mORBs do tipo N-. Os círculos de cinza são MORBs do tipo T-. Dados de Schilling et al. (1983).
Devido aos isótopos não fracionarem durante a fusão parcial ou processo de cristalização fracional, eles devem ser mais úteis na indicação da variação das fontes. A Figura 13-12 apresenta o 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para os MORBs. Os N-MORBs plotam como um relativamente quadro apertado com 87Sr/86Sr < 0.7035 e 143Nd/144Nd > 0.5030, ambos indicam a depletação da fonte do manto (ver Sessão 10.5). Note que o os E-MORBs se estendem para um arranjo MORB para valores mais enriquecidos (altos valores de 87Sr/86Sr e menores valores de 143Nd/144Nd), provendo assim um forte suporte na distinção dos reservatórios do manto para os tipos de MORBs N- e E-. Os TMORBs também apresentam valores intermediários de misturas.
Figura 13-12: Raios isotópicos Sr e Nd para o N-MORB Atlântico (entrada horizontal), MORB Pacifico (entrada vertical), e EMORB a sudeste do Oceano Indico. Dados de Ito et al. (1987) e LeRoex et al. (1983).
Os elementos traços e dados isotópicos assim provem uma evidencia confirmante de que os basaltos da cadeia meso-oceânica tem mais do que aquele da região fonte, e que o manto diante das bacias oceânicas não é homogêneo. O modelo mais aceito é que os N-MORBs fecham o manto superior depletado, como descrito na Seção 10.5. o tempo requerido para os sistemas isotópicos desenvolver sugerem que estes reservatórios tem sido distinguido por um longo tempo. Os T-MORBs provavelmente resultam a partir da mistura de outros tipos de magmas N- e E- durante a ascensão e/ou nas câmaras superficiais.
324 Um favorecido aspecto intrigante emerge a partir de estudos isotópicos das cadeias oceânicas, onde existe uma evidencia para um terceiro, e muito enriquecido componente. Este componente é especialmente perceptível nos dados para as cadeias no Oceano Indico (Dupré e Allègre, 1983; Michard et al., 1986). A evidencia é forte quando nós consideramos os sistema U-Pb-Th e os dados da ilha oceânica, e as implicações para o manto sub-oceânico até o seguinte capítulo de vulcanismo de ilhas oceânicas.
13.6 Petrogênese e Basaltos da Cadeia Meso-Oceânica Nós agora temos uma clara idéia do que constitui os magmas do MORB, e como eles variam. Ele permanece a desenvolver um modelo razoável para a petrogênese do MORB. Tais modelos devem ser capazes de explicar os trendes químicos e mineralógicos, o fenômeno do vulcanismo nas cadeias e a geração de camadas na crosta oceânica, enquanto permanece compatível com os dados geofísicos. Os modelos de uma clara mudança com os dados se tornam disponível, e qualquer modelo presente nesta datas irá certamente ser mais modificado ou mudado no futuro, apenas como revisto para os modelos terem envolvidos nosso presente conceito. Nós começaremos pela localização do problema da origem dos magmas do MORB. Existiram consideráveis controvérsias na natureza dos magmas primários do MORB. A grande quantidade e uniformidade química dos MORBs conduz a um claro trabalho para concluir que eles foram todos fusões primárias entregues diretamente para a superfície. Como discutido acima, a vasta maioria, se não todos, os MORBs são agora acreditados a serem derivados de líquidos que tenham passado pelo menos por um grau de cristalização fracional e mistura do magma, como proposto primeiro por O´Hara (1968a, 1977, 1982). Como discutido recentemente neste capítulo, a natureza satura e múltipla de baixos P- do MORB, confirmados pelos estudos experimentais, provem um claro suporte para a alegação feita por de O´Hara. Alguns petrológos acreditam que o melhor candidato para o MORB primário é a amostra de vidro mais primitivo (líquido) (Mg#>70). No Capítulo 10 nós discutimos que o sólido residual era para ser um harzburgito (Figura 10-2), e assim a olivina e o ortopiroxênio devem estar em altas pressões nas últimas fases líquidas em equilíbrio com o magma primário em profundidade. Experimento em altas pressões em qualquer um dos vidros mais primitivo, contudo, apresentavam que o ortopiroxênio não estava numa fase líquida em qualquer pressão. Estes resultados conduzem no geral os pesquisadores (Green et al., 1979; Stolper, 1980) a concluir que os picritos foram o magma primário do MORB, devido aos experimentos mostrarem que eles estão saturados tanto com a olivina quanto com o ortopiroxênio em 1.0 -1.2 GPa (30 a 35Km). Oponentes dos picritos como os magmas primários do MORB apontaram para a necessidade de qualquer vidro de composição picritica, o qual sugere que os picritos são acumulativos no que diz respeito à olivina, e não representam à verdadeira composição do líquido. Aqueles que favoreceram os picritos a replicarem que a densidade do picrito no liquido inibe seu alcance a superfície. Nem todos os experimentos em vidros do MORB primitivo, contudo, precisam do ortopiroxênio no liquidus. Fujii e Kushiro (1977) e Bender et al. (1978) reportaram um MORB saturado primitivo com um ortopiroxênio no limite de 0.8 a 1.2 GPa (ver Figura 10-13). Isto controverte na natureza do MORB pai e a interpretação dos resultados experimentais se estende por mais de décadas (BVTP, pp. 150-151; Stolper, 1980; Presnall e Hoover, 1987; Elthon, 1989; Fuji, 1989). A maioria dos recentes experimentos usando novas técnicas para manter as frações de pequenas fusões em estados não contaminados (e.g., Hirose e Kushiro, 1991) sugere que o MORB primitivo com somente 10 a 12% de MgO (Mg# 63-70) pode ser gerado em pressões superficiais (0.1 GPa) em equilíbrio com a olivina e o ortopiroxênio, e que os picritos não são necessariamente com os MORB do magma pai. Sem levar em consideração o pai, dados experimentais na maioria dos MORBs mais parentais (incluindo picritos0 indicam que eles foram saturados multiplicadamente com a olivina, clinopiroxênio, e ortopiroxênio na pressão limite de 0.8 a 1.2 Gpa, correspondente aproximadamente de 25-35 Km. Este é o campo do spinel lherzolito, o qual é compatível coma necessidade ambos na depletação de HREE (exceto se a granada for uma fase residual) e uma anomalia de európio (esperado se o plagioclásio for residual) nos dados do REE da Figura 13-10. Nós devemos estar esclarecidos no que isto significa. Devido ao magma do MORB serem um produto de uma fusão parcial da manto lherzolito num diapiro ascendente, a fusão assume uma posição acima do limite das pressões. A pressão de
325 saturação múltipla representa o ponto no qual a fusão estava ultima em equilíbrio com a fase sólida do manto, como discutido na Capitulo 10. enquanto os elementos traços incompatíveis e características isotópicas da fusão refletem a distribuição em equilíbrio daqueles elementos entre a fusão e o reservatório da ultima fonte, os elementos maiores (e então mineralógico) caracteres irão ser controlados pelo equilíbrio mantido entre a fusão e a fase do manto residual durante a sua ascensão até que a fusão separe como um sistema independente com seu própria característica distinta. Assim a profundidade saturação múltipla reflete a separação da profundidade, o qual pode ser interpretado como uma profundidade mínima da origem, devido à fusão poder separar a partir dos sólidos em qualquer ponto durante a ascensão do diapiro a partir da ultima fonte. Certamente a ultima fonte é muito mais profunda do que 25 a 35Km como indicado nos experimentos, talvez maior do que 80 Km para o N-MORB, e até mesmo profunda para as plumas do E-MORB.
Figura 13-13: Ilustração do diagrama esquemático de um modelo para ascensão e descompressão da fusão de deferentes regiões fontes para produzir os MORBs do tipo E- e N-. De Zindler et al. (1984) e Wilson (1989).
Nosso modelo de fusão petrogenética, ilustrado na Figura 13-13, assim começa com a separação das placas litosférica em nos limites das placas divergentes e assim como uma locomoção para cima do material do manto mobilizado para dentro das zonas estendidas, onde são repostos o material transferido horizontalmente e passando por uma descompressão da fusão parcial associado com uma próxima ascensão adiabática (Seção 10.2.1). Para o NMORB, a fusão é iniciada numa profundidade de 60 a 80 Km na camada do manto superior depletada e é herdada dos elementos traços depletados e caracteres isotópicos. A porcentagem da fusão parcial aumenta aproximadamente de 15 a 40% (Plank e Langmuir, 1992; Forsyth, 1993) assim que os diapiros da fusão do manto ascendem em direção à superfície (ver Figura 10-5). A fração fundida depende da profundidade da fonte, temperatura, e da taxa de ascensão (e dilatação). A fusão é finalizada pela perda do calor condutivo para a superfície próxima do topo da coluna, talvez ajudada pelo consumo do clinopiroxênio, o qual, quando passa, requer um pulo na descontinuidade da temperatura assim que a fusão fracional é possível (Seção 7.1.1). Modelos matemáticos simples sugerem que a região da fusão para os N-
326 MORBs e preferencialmente ampla, aproximadamente 100 Km de abertura (Scott e Stevenson, 1989), mas está focada dentro de 3 – 8 Km de abertura na zona vulcânica nas cadeias meso-oceâncias (Macdonald, 1982; Perfit et al., 1994). Modelos mais sotisficados sugerem que esta centralização é acompanhada por uma flutuação das forças da fusão e dependente da pressão-temperatura da viscosidade do manto (Cordrey e Phipps Morgan, 1993). A fusão cria bolhas de separação de aproximadamente 25 a 35 Km onde eles estão pelo menos em equilíbrio com os resíduos da olivina-clinopiroxênio (harzburgito), e migram para uma profundidade de 1 a 2Km imediatamente diante do eixo da cadeia, onde eles residem numa câmara magmática axial. Assim que manto flutua para cima, a parte mais baixa, e enriquecida do reservatório pode também tirar para dentro do material ascendente, e uma pluma – plume é iniciada. Alternativamente a pluma pode ser independente (mas geograficamente coincidente) na origem. Como uma pluma, com os elementos traços enriquecidos e características isotópicas de um reservatório do manto profundo, também passam por uma fusão de descompressão para formar uma fusão parcial do E-MORB. A fonte enriquecida do E-MORB pode também ocorrer como plumas encurraladas ou fatias de misturas tectonicamente e congregados no manto acima de 660 Km de descontinuidade. A origem destes serão discutido nos seguintes capítulos. Assim que o N-MORB, a fusão não irá segregar para um sistema semi-isolado até para profundidades muito mais superficiais, onde o elemento maior e características mineralógicas são determinados. A mistura de várias bolhas de fusão do E-MORB e N-MORB podem assumir uma posição acima do limite da profundidade do manto, e um nível de cristalização fracional do manto pode ocorrer, tanto antes ou depois da mistura, particularmente em alguns segmentos de cadeias com locomoção lenta (Groove et al., 1992).
Figura 13-14: Modelo recente de uma câmara magmática axial semi-permantente diante de uma cadeia meso-oceânica. De Bryan e Moore (1977).
As fusões do manto eventualmente n focam em direção a uma câmara magmática superficial diante da crista da cadeia oceânica. Originalmente a câmara magmática axial foi contemplada com uma relativa largura (aproximadamente 5Km de abertura a 9Km de profundidade) a câmara semi-permanente que passou por uma
327 cristalização fracional para produzir os magmas do MORB derivados (Figura 13-14). O fracionamento foi moderado pela periódica re-injeção de recente, e primitivo MORB abaixo. Os diques imantados para cima através da extensão e falhamento do teto para criar um complexo de diques folheados e alimentados pelo fluxo das pillows. A cristalização assume uma posição nesta câmara magmática próxima ao topo, ao longo do piso, e ao longo dos lados, através disso adicionando sucessivas camadas de gabros para criar uma camada 3. Cann (1974) chamou este modelo de “cebola infinita”, devido a ele lembrar um numero infinito de células de cebolas criadas dentro a adicionadas para a parede. Acumulação de densos cristais de olivina e clinopiroxênios no piso da câmara produzindo um acumulo ultramáfico encontrado nos ofiolitos e suspeitos de estarem presentes no topo da camada 4. O acamadamento nos gabros inferiores (camada 3B) provavelmente resultaram a partir da corrente de densidade de cristais suspensos fluindo para baixo da curvatura da parede e do piso. O grande e persistente modelo de câmara ganhou ampla aceitação para esta simples e elegante explicação do magmatismo da cadeia meso-oceânica e a criação da crosta oceânica. O “sistema aberto” dá uma recarga periódica do magma primitivo e diferenciação descontinua dentro da câmara explicado para inúmeras outras características também. Primeiro, é explicado o estreito limite químico de alguma forma envolvido nas características no qual refletem próximo ao pronto estado balanceado entre a diferenciação e renovação. Este não foi um pronto estado, é reflexo da variação química mostrada na Figura 13-5 através da 13-11 para os vulcões que estavam em erupção. Claro, que o magma envolvido não irá ao longo estar em equilíbrio com as fases do manto em profundidade, tendo passado por uma cristalização fracional na câmara superficial. A natureza mais primitiva dos vulcões em direção ao eixo da cadeia e mais naturalmente envolvido em direção aos flancos observados por alguns pesquisadores poderia ser explicada pelas recentes injeções na região axial e mais e diferenciação mais avançada em direção as paredes resfriadas da câmara. O “paradoxo do piroxênio” no qual os trendes químicos sugerem o fracionamento do clinopiroxênio nos magmas com nenhum clinopiroxênio pode resultar a partir da mistura de um magma mais primitivo (livre de clinopiroxênio) com aquele mais envolvido e saturado no clinopiroxênio (Walker et al., 1979). O´Hara (1977) propôs um modelo para o comportamento dos elementos traços incompatíveis em sistemas abertos, periodicamente reposto nas câmaras magmáticas no qual a cristalização fracional mais a descarga dos líquidos envolvidos para a superfície compensariam a recarga primitiva a partir de baixo. Cada recarga seria parcialmente reiniciada nos magmas envolvidos no retorno a câmara em direção as composições mais primitivas. Os elementos maiores aproximar-se-iam do pronto estado de composição intermediária. Os elementos incompatíveis menores e elementos traços, por outro lado, concentram-se acima do tempo para valores maiores do que eles passariam no comportamento de um sistema fechado, pois é mais adicionada cada recarga do que perdida para a superfície pelo vulcanismo, e os incompatíveis não são removidos pela cristalização fracional. Estes elementos eventualmente atingem um elevado pronto estado também. Isto pode explicar as altas concentrações de K2O, TiO2, e P2O5 o que sugere de 50 a 67% da cristalização fracional na Seção 13.4. Langmuir (1989) sugeriu um modelo alternativo de cristalização in situ – in situ crystallization (Jackson 1961; McBirney e Noyes, 1979), envolvendo uma camada limite de solidificação gradativa (como na Figura 11-12). Como os limites das camadas seriam conduzidos pelos cristais misturados numa temperatura próxima do solidus nas paredes resfriadas do sólido e aplainando próximo de todos os líquidos internos onde a temperatura está alta. A composição da mistura do líquido com o cristal assim varia a partir de baixas temperaturas de composições eutéticas próximas às paredes para a composição de volume original interno onde poucos cristais estão presentes. Se este espectro do magma for misturado, as fusões do limite das características derivadas estariam combinando. O clinopiroxênio cristalizaria ao longo das paredes resfriadas, e as fusões em equilíbrio com o que pode ser expelido para misturar com os clinopiroxênio livres de fusões no interior, assim explicando o “paradoxo do clinopiroxênio” assim bem com a elevada concentração de elementos incompatíveis. O persistente modelo de câmara do magmatismo da cadeia meso-oceânica possui uma bela simplicidade, e provem uma elegante solução para a geração da seqüência de ofiolitos e acamadamento da crosta oceânica. No sentido de apelar para algum modelo, contudo, recentes pesquisas sísmicas têm falhado em detectar qualquer câmara deste tamanho nas cadeias, causando assim uma fundamental transferência a partir desta visão tradicional das câmaras magmáticas axiais como sendo grande, pronto estado, predominantemente fundido de corpos de duração
328 estendida (Langmuir e Detrick, 1988). Um conceito mais moderno da câmara magmática axial diante de cadeias de dilatação rápida é ilustrado na Figura 13-15, o qual combina a geometria da câmara magmática proposta por Sinton e Detrick (1992) com a abertura da zona da atividade vulcânica notada por Perfit et al. (1994).
Figura 13-15: Seção esquemática através de uma câmara magmática axial diante de uma cadeia de dilatação rápida como da Ascensão Leste do Pacífico. As zonas de preto são os líquidos na câmara magmática axial. ASC = caldeira do pico axial. De Perfit et al (1994).
No novo modelo, o copo completamente no estado líquido é uma fina e estreita lente de sill (de décadas a centenas de metros de espessura e < 2Km de abertura). Esta localizado de 1 a 2km diante do piso marinho e provem uma alta amplitude de reflexão subhorizontal notada em arquivos de detalhes sísmicos ao longo e através das seções de EPR (Herron et al., 1978, 1980; Detrick et al., 1987; Kent et al., 1990; Toomey et al., 1990). O corpo fundido é rodeado por zonas muito mais amplas de baixa velocidade sísmica que transmitem ondas cisalhadas, mas pode anda ter uma menor quantidade de fusão (o “mingau” e as zonas de “transição‟ na Figura 13-15”). Petrologicamente e geoquimicamente a “câmara magmática” pode ser considerada comprimida tanto pela boa mistura, pela convecção, pelo corpo líquido e pela zona parcialmente solidificada, assim que a porção líquida se cristaliza para triturar e os limites se movem progressivamente dentro da lente do líquido assim que a cristalização procede. As lentes são mantidas pela re-injeção do magma primitivo, assim como na “cebola infinita” de Cann (1974). As zonas misturadas não estão sismicamente bem contraídas, devido à variação nas ondas sísmicas coma s proporções das fusões não serem conhecidas. As zonas misturadas contem talvez cerca de 30% de fusão (Detrick, 1991) e constituem um excelente limite das camadas para o processo de cristalização in situ proposto por Langmuir (1989) acima, o qual é mais consistente com os recentes resultados de laboratórios e recentes teorias concentrando-se a cristalização nas câmaras magmáticas (Huppert e Sparks, 1980) as velocidades sísmicas ainda estão lenta diante da mistura, e são acreditadas como resultado a partir da zona de transição onde o material parcialmente fundido aplaina para os gabros solidificados e resfriados. Os limites de mistura/transição provavelmente representam o regidus, onde a cristalinidade aumenta diante de 50a 60%, e o magma se torna um agregado rodeado de cristais que se comportam muito mais parecidos com um sólido e não está completamente em erupção (Marsh, 1989). A relativa velocidade sísmica elevada por toda a zona de transição limita os componentes de fusão para aqueles com não mais do que alguns per centos. Os pequenos sill nas câmaras líquidas parecem dificultar a reconciliação coma s idéias tradicionais da cristalização fracional e fixamento do cristal para formar os gabros acamadados e acumulados, o qual conforta melhor do que as grandes câmaras líquidas, como na Figura 13-14, onde as espessuras acumuladas correspondem talvez à metade da altura do magma na câmara. A cristalização in situ nas zonas de mistura, contudo, podem ser uma alternativa viável para a formação do gabro. Estudos recentes dos gabros oceânicos, 500m do qual foram
329 penetrados em Leg 735B de DSDP no sudoeste do Oceano Indico (Meyer et al., 1989; Bloomer et al., 1991, Dick et al., 1991) exibem uma variação textural e química que são compatíveis coma evolução nas zonas ricas em cristais nas margens de pequenas câmaras líquidas (Sinton e Detrick, 1992). Nicolas (1989) e Cannat et al., (1991) propuseram que muito das camadas oceânicas dos gabros nos ofiolitos parecem serem secundárias da dilatação do piso marinho e não pela fixação dos cristais. As variações litológicas (acamadamento) podem representar pequenos isolados pontos d efusões, localmente remobilizado e tirado durante a deformação (Bloomer et al., 1989; Dick et al., 1991). A evidência para seqüências grossas com texturas acumuladas em gabros inferiores dos ofiolitos ainda parecem correr contrários ao modelo de pequena câmara magmática. Silton e Detrick (1992), contudo, sugerindo uma importância e extensão de acumulados é sobreestimada. Embora Pallister e Hopson (1981) propuseram um modelo para os ofiolítos Semial quer foi envolvido numa câmara magmática de espessura de 5 Km, Browning (1984) e Browning et al. (1989) sugeriram que a variação mineralógica nos gabros acumulados de Troodos e nos ofiolítos de Oman são melhores modelados pela formação a partir da fusão da espessura de 100 a 200m. No presente, nosso conhecimento nos mecanismos de cristalização e fixação nas câmaras magmáticas no geral, e nas oceânicas em particular, não são suficientemente muitas bem contraídas a permitir uma resposta definitiva deste problema. A maioria dos modelos propostos para os diques e os vulcões é limitada a uma área axial imediata. Perfit et al. (1994), contudo, reportaram recentes olhares nos campos de lavas e cadeias de pillow o qual sugeririam uma recente atividade vulcânica acima de 4Km a partir do eixo EPR. Esta atividade pode resultar a partir dos diques foras das câmaras magmáticas, assim bem como de pequenas e efêmeras câmaras magmáticas tanto do N-MORB quanto do E-MORB, alimentados por ascensão de bolhas da fusão como ilustrado na Figura 13-15. Dados químicos heterogêneos (incluindo elementos compatíveis) para fora dos eixos vulcânicos, como comparado com os magmas muito mais uniformes no pico da caldeira axial, levando Perfit et al. (1994) a sugerir que alguma pequena região e corpos de magmas distintos com tempo de vida na ordem de 5 ka ou menos existiam no passado com 80 ka na Cadeia do Pacifico Leste. Os eixos das intrusões externas e extrusões são acreditados a serem responsáveis por um rápido espessamento da camada 2A para longe da cadeia. A heterogeneidade química dos magmas axiais nas suas seções em particular dos EPR, embora menos do que para o eixo fora, surgir uma cristalização fracional, mais uma recarga e mistura de pelo menos dois componentes dentro da suíte N-MORB (em adição ao material do E-MORB), o qual Perfit et al (1994) atribuiu as bolhas separadas do N-MORB que envolveram durante a ascensão da área axial. O corpo fundido pode ser traçado com um refletor descontinuo para alguns quilômetros ao longo da crista da cadeia, com notáveis lacunas das zonas fraturadas, e em pequenas equiparações não transformantes (DevALs e OFCs), como ilustrado na Figura 13-16. As variações químicas numa escala de centenas de metros para alguns quilômetros indicam uma pobre mistura ao longo do eixo, e/ou lentes de magma líquido intermitente, o qual é alimentado por um conduto da fonte. A característica da fusão está mais envolvida no fim da distal da câmara pai da fonte do magma primitivo. Os cálculos termais indicam que alto fluxo de calor em cadeias de dilatação rápida pode manter câmaras magmáticas persistentes, enquanto contrações termais podem obstruir tais câmaras diante das cadeias de dilatação lentas altamente incomuns (Sleep, 1975). A Figura 13-17 ilustra um modelo natural da câmara magmática diante de uma cadeia de dilatação lenta, tais como a Cadeia Meso-Atlântica. Com uma redução do calor e suprimento do magma, um pronto estado das lentes de magma em erupção é abdicado em favor da mistura das zonas de mistura de diques e zonas de pequenas transições diante do vale rifte bem desenvolvido. Com o volume do corpo bem abaixo da temperatura liquidus, a mistura e a convecção estão de longe menos parecidas do que as cadeias rápidas. Nisbit e Fowler (1978) sugeriram que inúmeros, pequenos, corpos magmáticos efêmeros ocorrem em cadeias lentas. Eles usaram a terminologia neste modelo de “alho infinito” como uma pequena variação da “cebola infinita” de Cann (1974). Tais corpos transitórios são compatíveis com o modelo presente, e provavelmente concentrados nas áreas de misturas axiais. Magde et al. (2000) interpretou nas zonas de baixa velocidade nos seus estudos de topografia sísmica diante de um segmento da Cadeia Meso-Oceânica como resultado a partir do aumento da temperatura e retenção da fusão deixada para trás pelas intrusões magmáticas no sistema de soldamento crustal.
330 As velocidades são consistentes com somente pouca porcentagem da fusão parcial. O sistema inclui características parecidas com canos espaçados verticalmente na astenosfera dúctil. Atingindo acima da base da fina litosfera, ascendendo a interação do magma com as tensões extensionais e propagando-se ao longo do eixo através das camadas britadas tanto lateralmente quanto verticalmente nos diques. Eles consideram as anomalias de baixa velocidade a representarem o tempo de medida da assinatura do numero de episódios de injeções de vida curta, do que uma intrusão de um único magma.
Figura 13-16: Seção esquemática transversal ao longo do eixo de uma cadeia de dilatação rápida ilustrando a necessidade de uma continuidade da câmara magmática axial, mistura de cristais, e zonas de transição.
Cadeias lentas são geralmente menos diferenciadas do que as cadeias rápidas (Figura 13-8), mas apresentam trends químicos complexos que podem ser descritos pelo fracionamento polibárico e/ou acumulo de plagioclásio e reação nas bolhas de magmas separados ascendidos (Flower, 1980; Grove et al., 1992). Se o pronto estado das lentes líquidas não existirem, a entrada do magma na área axial está mais provável a entrar em erupção diretamente na superfície (então mais primitivo), com alguma mistura. Cadeias rápidas com câmaras com líquidos persistentes serão, em media, sobre uma avanço de cristalização fracional numa porção de líquido vivido a tempos.
Figura 13-17: Seção esquemática através de uma câmara magmática axial diante da cadeia de dilatação lenta tais como a Cadeia Meso-Atlântica. Um líquido persistente da câmara magmática axial está tipicamente ausente. De Sinton e Detrick (1992).
Os corpos intermitentes em cadeias de dilatação lentas podem também permanecer por mais tempo nas cadeias de dilatação rápida, logo que a cristalização fracional irá refletir no comportamento de um sistema fechado com uma recarga menos comum, como comparado com o comportamento dos sistemas abertos que dominam nos reservatórios mais permanentes diante das cadeias rápidas. A carga e o fracionamento irão assim ser menos diferenciados diante das cadeias lentas, o qual explicarias as características menos diferenciadas dos magmas de cadeia lenta (Figura 13-8), assim bem como nas composições menos variadas. As maiorias deste magma não atingem a superfície, contudo, e a natureza da crosta oceânica em cadeias lentas deve ser heterogênea. Klein e Langmuir (1987, 1989) e Langmuir et al. (1992) apresentaram resultados de monumentais trabalhos focando na geração do MORB diante das cadeias meso-oceâncias. Nestes trabalhos eles usaram técnicas quantitativas e conjunto de dados químicos estendidos para modelar a fusão parcial e o fracionamento do material do manto diante do sistema de cadeia meso-oceânica. Em resumo, as suas conclusões são:
331 1. Trends químicos globais representam a media para aproximadamente 100km ao longo das cadeias, designadas para aplainarem as irregularidades locais e focar nos trends em grande escala. Para evitar os efeitos do fracionamento na câmara superficial, eles compararam vários constituintes químicos ajustados para um grau constante de diferenciação. Eles escolheram o peso em % do MgO como o seu índice de diferenciação, e o valor de 8.0 peso % do MgO como um padrão. O seu método foi usado em séries locais de magmas e extrapolados para todos os constituintes químicos para este valor padrão do MgO. Por exemplo, isto poderia ser feito para as lavas do Hawaii na Figura 11-2 pelo uso de valores de todos os óxidos onde seus trendes lineares interceptam uma linha vertical em 8.05 MgO, resultando numa série de concentração de óxidos representando uma extensão singular do fracionamento ao longo da abscissa. 2. Uma forte correlação encontrada por Klein e Langmuir (1987) estava entre a baixa média de Na 8.0 (peso % de Na2O em 8.0 peso % de MgO) e uma alta meda de Fe 8.0. Na2O é incompatível, e se concentra nas recentes fusões, logo baixos Na2O indicam elevados grau de fusão, F (F = fusão/(fusão + rocha) como definido pela Equação 9-5). Elevados FeO correlacionam-se com a profundidade da fusão, como encontrado por alguns experimentos na fusão peridotito. Eles concluíram a partir da correlação neste quadro de medida de assinaturas químicas que significam o grau de fusão, F, aumenta com o aumento do sentido da pressão da fusão, tanto na media acima quanto na “coluna de fusão”. Klein e Langmuir (1987) definiram a coluna de fusão como a coluna ascendente da rocha do manto através da qual a fusão ocorre, aproximadamente equivalente à zona entre a pressão na qual a ascensão adiabática do manto intercepta o solidus (na Figura 10-4) e quando ela atinge um ponto próximo da superfície muito frio para que a fusão entre em progresso. Langmuir et al. (1992) concluiu que as correlações globais são controladas por diferenças no regime térmico entre os segmentos maiores do manto muito mais do que peãs diferenças na composição do manto. Por exemplo, elevados gradientes geotérmicos causam o inicio das recentes e profundas fusões (a curva adiabática se transfere para a direita na Figura 10-4 e intercepta o solidus numa maior profundidade). Devido a coluna de fusão se estender numa maior profundidade, o significado da pressão de fusão (media através da coluna) aumenta. Isto se correlaciona com uma maior F devido a fusão ocorrer através de um enorme limite de pressão e de fusão em % como uma curva adiabática transferida para a direita da Figura 10-4. 3. Devido a química global e correlações físicas, Langmuir et al. (1992) concluíram que o regime térmico diante de um segmento de cadeia exerce um maior controle nas quantidades e composições do MORBs, então na espessura crustal e profundidade abaixo do nível do mar do eixo da cadeia (todos nos quadros de medidas). 4. O fato de que o significado do sinal da pressão correlativa pode ser extraído a partir da média MORB de composição química requer que as fusões podem ser extraídas a partir da profundidade sem o re-equilíbrio s destruído em qualquer característica química com altos P. isto suporta um processo de fusão fracional no qual a fusão incremental das bolhas escapa a partir da matriz do manto rapidamente e efetivamente logo que eles atingem alguma pequena fração suficiente para permitir a extração. A fusão em equilíbrio (no qual as fusões permanecem residentes e permanece em equilíbrio com o manto anfitrião) não produz os trendes observados. Os grupos diferentes de fusões, contudo, podem facilmente misturar numa variada profundidade priorizando a erupção. 5. Os trendes locais variam a partir de uma medida global ampla dos trendes. Por exemplo, quando amostras individuais ao longo de um único segmento de cadeia são comparadas, F varia inversamente com a pressão da pressão (no sentido oposto ao trende global). Isto indica que o grupo da fusão individual ocorre em pequenos graus de fusão em grande profundidade (onde a fusão está apenas começando) e tendem a aumentar em F logo que este aumenta. Langmuir et al. (1992) foi incapaz de modelar quantitativamente os tendes locais nas cadeias de dilatação lenta com a cristalização fracional bem contraída, e assim concluiu que os trendes locais devem ser controlados pelo processo de fusão do manto. Ele teve problemas no modelamento dos tendes locais quantitativos com o seu modelo de coluna de fusão do manto também, mais isto é muito menos contraído. Trendes locais associados com as cadeias de dilatação lenta, e está modelado devido a heterogeneidade do manto em pequena escala associados com um componente enriquecido que está independente da profundidade, indicando enriquecimento dos veios, lascas, ou taques distribuídos através do manto. Cadeias de dilatação rápida também exibem menos variação na temperatura, o qual provavelmente correlaciona-se com os processos mais eficientes do manto. Cadeias de dilatação lenta são menos eficientes, e assim mais heterogêneos em termos da topografia, morfologia, e variabilidade química também.
332 6. Os hots spots exibem um importante papel na composição química dos MORBs. Isto é particularmente verdadeiro para o sistema de Cadeia Meso-Atlântica, onde a pluma mais enriquecida em componentes E-MORB correlacionam-se com as cadeias de plataforma, tais como Islândia, e Azores. Os componentes enriquecidos e são mais dispersos e encontrados em todos os locais no sistema de rápida Ascensão do Pacifico Leste. O nosso entendimento destes processos em cadeias meso-oceâncias é agora rapidamente mudado, e isto é um interesse particular uma vez que estudado estes fenômenos. Nós estamos agora atentos que existem múltiplas intrusões a partir de várias fontes (incluindo pelo menos uma fonte normal e enriquecida), que passam por diferentes graus de fusão parcial, mistura, e cristalização fracional logo que eles se dirigem para a superfície. Estas fusões estão focadas dentro da área axial diante das cadeias meso-oceânicas. Aqui algumas destas misturas promovem e passam pela cristalização fracional nas lentes do líquido ou na mistura dos cristais nos limites das camadas antes de alguns destes liquido atingirem a superfície, enquanto que os demais se cristalizam na(s) câmara(s). Amostras mais cuidadosamente coletadas, dados químicos a partir dos ofiolítos e cadeias de varias taxas de dilatação irão ser, necessariamente antes de um modelo consistente, o que explica todo as variáveis emergentes.
333 PROBLEMA 1. Usando o IGPET e o arquivo MAR.DOC, crie três gráficos usando K 2O, P2O5, e La/Sm como abscissa vs. latitude como a ordenada. Os três platôs: o Azores, Islândia, e Jan Mayen estão nas latitudes, 38-40º, 63.6-66º, e 71-72º, respectivamente. Brevemente descrito e interpretado nos seus resultados.
334 Capítulo 14
OIB - Vulcanismo Oceânico Intraplaca
14.1 Atividade Vulcânica Intraplaca A atividade vulcânica intraplaca ocorre dentro das placas, e não nas placas marginais. Os processos responsáveis pela atividade da intraplaca são os processos mais enigmáticos que as atividades que ocorrem nas placas marginais, pois não existem mecanismos óbvios que possamos associar ao paradigma da placa tectônica. Os mecanismos para a geração dos vulcanismos intraplacas são pobremente compelidos pelos dados geofísicos e pelos dados de campo, e os produtos são de forma regionalmente escavados e quimicamente divergem. Assim como o MORB, o tipo de magma dominante para o vulcanismo intraplaca oceânica é o basalto, o qual é comumente chamado de basalto de ilha oceânica – ocean island basalt (ou OIB), sugerindo a origem do manto. Assim como podemos esperar, o vulcanismo intraplaca é coletivamente muito menos aluminoso do que o vulcanismo nas margens das placas. Schilling et al. (1978) estimou o raio do MORB para o OIB em 9:1. Se nós considerarmos as atividades ígneas de margem convergente também, a proporção de OIB cai em pouca percentagem do todo o vulcanismo oceânico relacionado. Apesar de tudo, o vulcanismo OIB é estimado em aproximadamente 1.5 km 3, o qual está longe do trivial. A característica química do vulcanismo de intraplaca oceânica é distinta a partir das placas marginais construtivas ou de consumo, nos permitindo a tratar os produtos como uma única província petrogenética. A química e a petrologia é altamente variável, contudo, muito mais do que para o MORB. Ela está bem diante do alvo deste livro em tentar uma análise compreensiva dos produtos variados do vulcanismo de intraplacas oceânicas. Os espaços de limitações ditam que nós devemos endereçar os temas maiores de alguma maneira por exemplos bem estudados e construídos, cercando uma razoável seção transversal do espectro composicional dos OIBs e dos seus produtos diferenciados. Estes exemplos servem como base para futuras especulações nos processos petrogenéticos e das regiões fontes dos magmas de intraplaca oceânica. Os produtos mais familiares do vulcanismo de intraplaca oceânica são inúmeras ilhas que pontuam nos oceanos do mundo. As montanhas oceânicas – seamounts (ilhas erodidas ou subductadas ou acumulações que nunca constroem um edifício acima do nível do mar) também comprimem uma significante proporção do total da atividade intraplaca (embora seja pobremente estudada). Batiza (1982) estimou que existam cerca de 22,000 a 55,000 pontos de montanhas oceânicas no piso oceânico, o qual é somente aproximadamente 2000estão presentes em atividade ou dominantes. As montanhas oceânicas parecem estar concentradas ao longo das zonas fraturadas, o qual convicimente supri os condutos superficiais para a ascensão do magma em direção a superfície. Algumas montanhas oceânicas e ilhas oceânicas definem uma corrente linear o qual apresenta uma relação de idade progressiva, conduzida comumente para uma ilha vulcânica ativa. Algumas destas correntes estão apresentadas na Figura 14-1, talvez a mais famosa destas seja a corrente das Montanhas do Imperador do Hawaii. As correntes das ilhas na mesma placa seguem caminhos subparalelos e progridem em idade na mesma direção, levando Wilson (1963) a concluir que estas correntes foram resultados do vulcanismo gerado por hots spots, ou por plumas – plumes ascendentes geradas por uma anomalia hidrotermal originada em manto profundo (ou até mesmo no núcleo), e assim ancorado em locais diante das placas em movimento. A locomoção das placas acima dos hot spot estacionário dá a superfície uma impressão da migração do hot spot e a produção de correntes vulcânicas lineares. A mais recente atividade vulcânica no fim da corrente marca a presente posição do hot spot. A estimativa do numero de hot spot atinge de 16 (Morgan, 1971) para 122 (Burke e Wilson, 1976). Os hot spots 41 bem estabelecidos e identificados por Crough (1983) é apresentado na Figura 14-1. O autor adicionou a Ilha Gough, devido a ela ser provavelmente um hot spot e será mencionada na discussão. Note que alguns hots spots ocorrem em ou nas proximidades das cadeias meso-oceânicas (por exemplo, a Islândia, Azores, Galapagos, Bouvet, e Tristan). Estas situações correspondem a alguns dos E-MORB associados a cadeias discutidos no Capítulo 13. Estas plumas
335 podem ser consideradas hibridas entre o verdadeiro MORBs (N-MORB) e OIBs. Devemos em breve ver que as suas características químicas refletem esta natureza dúbia (ou intermediaria).
Figura 14-1: Mapa de Hot Spots bem estabelecido e pistas de Hot Spots selecionados (correntes de ilhas ou cadeias asismicas). Crough (1983). Walla Walla, acidentalmente, não deve ser confundido com um hot spot de qualquer tipo.
A maioria das familiares correntes de ilhas consiste de algumas separadas ilhas e montanhas oceânicas. Elas estão separadas devido à produção do magma Hot Spot e pode ser esporádico, e o condutor superior está eventualmente abandonado, assim que a placa o carrega para longe a partir de uma fonte quente de Hot Spot e um novo condutor deve ser estabelecido. A lenta locomoção da placa ou uma produção mais efusiva do magma resulta numa cadeia vulcânica mais continua, chamada de cadeia asísmica – aseismic ridge, o qual pode ou não emergir localmente acima do nível do mar para produzir uma ilha. As cadeias asísmicas não podem ser confundidas com as cadeias meso-oceâncias sísmicas, do mesmo modo que o anterior não marca os limites das placas. A similaridade no nome é uma infeliz coincidência. Algumas plumas das cadeias centrais deixam correntes de montanhas oceânicas/ilhas com na forma de V com o limbo em cada lado das cadeias meso-oceânicas para ambas as placas que estão sendo atingidas pelas plumas. Por exemplo, as cadeias asísmicas do Rio Grande e Walvis iniciam-se no hot spot Tristan da Figura 14-1. A pluma Tristan, contudo, está situado nos dias de hoje na Ilha de Tristan da Cunha, e está apenas a leste da Cadeia MesoAtlântica, tendo sido abandonada pelas cadeias logo que estas migram para a borda oeste em aproximadamente 30 Ma atrás. A criação de cadeia associada ao seu abandono pode ser verdadeira para inúmeros Hot Spots. Note também que o dobramento no número de trilhas de Hot Spots na Figura 14-1. O dobramento na trilha do Império Havaiano do Pacifico e do Tuamotu é duplicado por pequenas trilhas na placa do Pacifico, e representa uma mudança na direção da placa que assume uma posição de 40 para 50 Ma atrás. Os Hot Spots também ocorrem diante dos continentes, causando uma progressão vulcânica linear dentro da área continental. Um exemplo está no hot spot do Snake River Yellowstone (Figura 15-4), agora localizado no Parque Nacional Yellostone, em Wyoming. Tais Hot Spots comumente incorporam alguns dos baixos pontos de fusão da crosta continental, e possuem muito mais características vulcânicas diferenciadas do que as ocorrências oceânicas (ver Capítulo 15). Em profundidade, as plumas são consideradas a estarem estreitas e cilíndricas, com um diâmetro de < 100Km. Para descrição detalhadas das plumas, ver Wyllie (1988), Hill et al. (1992), Griffiths e Campbell (1990, 1991), Gallagher e Hawkesworth (1994), e White e McKenzie (1995). A produção de calor associado com as
336 plumas causa uma ampla expansão da litosfera, formando uma superfície inchada – swells com uma média em diâmetro de aproximadamente 1200 km, e altura de aproximadamente 1200 acima do fundo do mar. Hill et al. (1992) propor que uma nova pluma começa com uma grande quantidade de magma esférico atirado a frente com um diâmetro de 300 km, mas estes arremessos crescem e aplainam atingindo diâmetros de 1000 km ou até mais logo que estes ascendem. Quando o calor da nova pluma atinge a superfície, seu vulcanismo está em particular vigorosamente antes do refluxo para um pronto estado correspondente na redução do tamanho da coluna da pluma. Os hot spots não são exatamente estacionários, como se pensava antigamente. Os hot spots no Pacifico foram descobertos como migradores de alguns milímetros por ano no que diz respeito a cada um, enquanto a migração daqueles no Atlântico apresentam velocidades relativas no sentido de alguns centímetros por ano (BVTP, p. 831; Olson, 1987: Molnar e Stock, 1987). As explicações para os Hot Spots incluem perturbações térmicas em um manto profundo ou em um núcleo profundo, composições de plumas menos densa do que o material (Anderson, 1975), e influxo volátil que causam no ponto de fusão redução e ascensão das fusões flutuantes. Embora a teoria do hot spot seja muito atrativa, no momento presente é impossível caracterizar geofisicamente as plumas ou nos termos de temperatura, tamanho, taxa de ascensão, ou mecanismo de iniciação. Em adição, nem todos os vulcanismos das intraplacas oceânicas estão associadas com o mais obvio hot spot. Algumas ocorrências parecem ser transitórias, e não estão associadas à ilha ou as correntes de montanhas oceânicas.
14.2 Tipos de Magmas OIB Duas principais séries de magma resultantes a partir do vulcanismo da intraplaca oceânica. Os tipos mais comuns são as séries toleíticas – tholeiitic, com uma ilha oceânica de basalto toleítico parental, ou OIT. Este basalto é similar ao MORB, mas nós devemos ver algumas diferenças químicas e mineralógicas. Existe também uma serie alcalina – alkaline subordinada (com uma ilha oceânica de basaltos alcalinos parentais, ou OIA). Esperançosamente você poderá reconhecer estes dois tipos de magmas parentais a partir da nossa discussão de como criar ambos tanto pela fusão parcial do manto no Capítulo 10. As características predominantes destes dois tipos de são comparadas na Tabela 10-1. Eles também parecem dois tipos principais das séries subalcalina, um é a sílica subsaturada, e uma menos abundante série é levemente supersaturada em sílica. A atividade vulcânica moderna em algumas ilhas é dominantemente toleítica (por exemplo, o Havaí e Réunion), enquanto em outras ilhas são de caráter mais alcalino (por exemplo, Tahiti no Pacifico e uma concentração de ilhas no Atlântico, incluindo as Ilhas Canárias, o Azore, Ascensão, Tristão da Cunha, e Gough). As Ilhas Havaianas são as mais estudadas de todas as ilhas oceânicas, e elas nos apresenta alguns interessantes materiais para consideração. O Havaí revela padrões seqüenciais ou cíclicos para a história de erupção. É acreditado em um ciclo como sendo o começo de um estágio pré-campo – pre-shield field com erupções submarinas de basalto alcalino e elevado basanitos alcalinos seguido por basaltos toleíticos. A montanha oceânica Loihi (Moore et al., 1982), o mais recente centro de crescimento vulcânico a partir do fundo oceânico em aproximadamente 35 km SE da grande ilha do Havaí está presente neste estágio. Os basaltos alcalinos iniciais provavelmente representam baixos graus de fusão parcial assim que se inicia o novo sistema. Este estágio é imediatamente seguido por uma tremenda efusão de basaltos toleíticos no qual é chamado de estágio de construção do campo – shield-building stage. A ilha do Havaí, a maior ilha e aquela localizada em ou próximo do hot spot, comprime cinco passagens de campos. O Kilauea e o Mauna Loa (os dois maiores campos próximos do hot spot na parte sul e sudeste e da ilha) estão presentes neste estágio de desenvolvimento. A quantidade de basaltos e realmente impressionante, Mauna Loa representa aproximadamente 40,000 km3, e, devido as sua a sua ascensão a partir de 5000 m abaixo do nível do mar no fundo oceânico para mais de 4000 m acima do nível do mar, é a mais alta montanha (embora não seja a mais elevada) na Terra. O recente estagio de formação de campo produz de 98 a 99% do total de lava no Havaí. A permanência dos três campos no Havaí (Mauna Kea, Hualalai, e Kohala) tem mudado para o seguinte estágio de desenvolvimento, um estágio de campo posterior – post-shield stage que tipicamente segue que tipicamente segue o colapso da caldera. Este estágio é caracterizado por uma atividade decrescente que é mais
337 alcalina, episódica, e violenta. As lavas estão também mais diferentes, com um fracionamento superficial produzindo rochas que alcançam partindo dos havaititos (hawaiites) para mugearitos (mugearite) para benmoreito (benmoreite) para trachita (trachyte). Esta atividade eventualmente desfaz, e, seguido por um longo período de dormência (0.5 – 2,5 Ma), um posterior, estagio erosional posterior – post-erosional stage assume posição. Este estágio é caracterizado pelos magmas altamente alcalinos e subsaturados em sílica, incluindo basaltos alcalinos, basanitos, nefelinitos e melilitos nefelinos. Os dois estágios posteriores alcalino representam aproximadamente 1% do total da lava em saída. Os estágios alcalinos são percebidos por uma variedade de xenólitos – xenolith trazidos para a superfície. Alguns são acúmulos máficos e ultramáficos das câmaras magmáticas de um estágio toleítico recente, enquanto outros são matérias do manto que representam vários estágios de depletação pela extração da fusão (incluindo, talvez, tipos de um manto com prístino). As amostras incluem dunitos, harzburgitos, lherzolito spinel, e rara granada lherzolita e granadas piroxenitas. Estes citados estão em assembléias de altas pressões, o qual aparenta estarem em equilíbrio em profundidade de 60 a 80Km. A extensão para a qual uma seqüência havaiana pode ser considerada num padrão geral de vulcanismo de intraplaca oceânica ainda não é conhecida. Não é possível avaliar os volumes relativos das rochas toleíticas e alcalinas na maioria das ilhas devido ao limite exposto acima do nível do mar. Inúmeras ilhas parecem envolver em direção ao crescimento da alcalinidade e decaem com passar do tempo. Se os estágios havaianos são mesmo universais, então as porções submersas de qualquer ilha alcalina deve ser mais toleítica, uma proporção que não tenha sido testada devido as maiores parte para as dificuldades técnicas envolvidas na perfuração em um ambiente turbulento próximo a borda da praia. Os padrões havaianos comportam todas as três maiores séries de magma OIB numa única ocorrência geográfica. Este padrão de um recente e volumosos toleíticos acabam para mais tarde, os menos extensivo magmas alcalinos terem sido tradicionalmente relacionados com 1) decaimento da fusão parcial do manto (Figura 10-9) logo que a produtividade de calor diminui, ou 2) evolução toleítica para alcalina acompanhada pela cristalização fracional na câmara magmática (Figura 10-10). As porções citadas por ultimo são difíceis de conciliar com os saltos no número de Mg e separa-las dos trendes diferenciados das lavas toleíticas e alcalinas, assim bem como as baixas pressões térmicas dividem a separação das séries (Figura 8-13). É ainda possível envolver a partir do OIT para o OIA em altas pressões, contudo, o autor deve adiar tal especulação ate que tenhamos uma idéia mais concisa da natureza das séries envolvidas, uma idéia imensamente auxiliada pelos elementos traços e dados isotópicos.
14.2.1 Petrografia OIB e Química dos Elementos Maiores Fazendo por enquanto uma revisão do que foi discutido, nós aprendemos que a composição química dos elementos maiores é diretamente relacionada a mineralogia (ou potencial mineralógico) dos magmas. Dessa maneira é de grande uso na caracterização dos magmas no sentido descritivo, em adição aos valores interpretativos. Para o magma primário a química dos elementos maiores está relacionado a mineralogia da fonte e ao grau da fusão parcial (do mesmo modo no qual a pressão adquire uma posição). A ascensão da fusão pode permanecer em equilíbrio com o manto sólido, trocando elementos de acordo com a constante de equilíbrio (K), assim que a mineralogia do manto residual em profundidade de segregação (e não necessariamente da fusão original) pode deixar uma enorme impressão dos elementos maiores. O padrão dos elementos maiores para os líquidos derivados é também atingido (ou determinado) pelas fases que se cristalizam e fracionam ao longo da linha de descida do líquido. Como resultado de um re-equilíbrio continuo, a composição química dos elementos maiores pode ser pobre compelindo a ultima fonte da fusão inicial, pelo qual nós retornamos para os elemetos traços incompatíveis e isótopos. As ilhas oceânicas toleíticas (OITs) são similares aos MORBs, mas eles não tem características distintas. A Tabela 14-1 lista algumas das análises dos toleítos havaianos. Para o mesmo número de Mg as OITs tem altos K 2O, TiO2, e P2O5, e baixos (comparada com as Tabela 13-2). Existe mais um salto em outros elementos maiores. O alcance para os tipos de magma partido da sílica saturada para levemente subsaturado em olivinas toleíticas para picritos. A olivina (Fo70-90) é uma fase dominante em fenocristais nas OITs, com subordinado spinel Cr. Muito da evolução da série toleítica nas OIBs pode ser modelada pelo cristalização fracional da olivina pura. O padrão linear para os toleítos havaianos na Figura 11-2, por exemplo, é diferente do que aqueles no diagrama de variação que
338 estão curvados e dobrados para o MORBs (Figura 13-5) onde o plagioclásio e o clinopiroxênio se cristalizam também.
Tabela 14-1: Análise dos Toleítos Havaianos Selecionados
O plagioclásio e o clinopiroxênio estão usualmente somente nas fases da massa de solo (groundmass) nas OITs. Alguns megacristais do clinopiroxênios são encontrados, mas esses são mais enriquecidos em Mg do que as massas de solo dos clinopiroxênios e não estão em equilíbrio com o líquido em baixa pressão. Eles provavelmente representam minerais acumulados ou fenocristais a partir de grandes profundidades. Olivinas recentes e spinel de Cr são eventualmente adicionados por um posterior plagioclásio e clinopiroxênio nos líquidos mais envolvidos. O sentido pode ser tanto plagioclásio ou clinopiroxênio primeiro, devido a composição da OIT é daquele fracionamento da olivina de modo que conduz a composição diretamente em direção ao mínimo de olivinaclinopiroxênio-plagioclásio (similar ao ponto M no sistema simplificado Fo-Di-An, Figura 7-2). Pequenas diferenças composicionais no líquido inicial causaram no líquido um alcance no lado cotético do clinopiroxênio ou no lado do plagioclásio deste ponto. A ultima fase é o óxido Fe-Ti que permite um recente enriquecimento de Fe característico das séries toleíticas (o trende de Skaergard na Figura 8-3). Isto resulta a partir da remoção das olivinas enriquecidas em Mg. Quando o óxido de Fe-Ti finalmente se cristalizam, a curva do trende do líquido retorna a partir do enriquecimento do Fe derivado dos líquidos e o enriquecimento alcalino domina. Alguns quartzo toleíticos normativo cristalizam piroxênio pobre em Ca, tanto o ortopiroxênio (hiperstênio) ou pigeonito como um fase fenocristal (talvez como uma reação na borda da olivina) ou na massa do solo. Nenhum anfibolito ou outra fase hídrica se forma. O problema na identificação do magma primário OIT é similar ao, somente pior do que, aqueles para o MORB. Existem picritos com um alto número de Mg (80) que estariam em equilíbrio com a fase do manto em altas pressões, mas este elevado conteúdo de Mg poderia ser resultado do acumulo da olivina, devido aos vidros equivalentes terem sido encontrados substancialmente num verdadeiro liquido de picrito. A maioria dos vidros enriquecidos em Mg contém aproximadamente 10% do peso do MgO (o número do Mg é próximo de 62) e são menos primitivos do que os mais primitivos vidros do MORB. Eles assim ao são considerados fusões primárias do manto primitivo.
339 Pois nenhum K, Ti, P, ou Al estão incluídos na olivina, as diferenças entre estes elementos (e seus raios) entre o MORB e OIT não podem refletir o fracionamento superficial do cristal. Por exemplo, o raio do Al 2O3/TiO2 é próximo de 20 no MORB e somente 5 no OIT. Esta diferença não pode ser explicada pela cristalização fracional da olivina, a fase liquidus tanto nos magmas num recente estágio de desenvolvimento, e nos conduz a concluir que existem diferentes fontes ou processos de geração para os dois tipos de toleítos oceânicos. Tanto a OIT é um resultado de uma fusão parcial menos extensiva (Capítulo 10), ou de uma fonte menos depletada. Retornaremos a nossa conjuntura quando nós tivermos a chance de ver os elementos traços e características isotópicas das OIBs.
Tabela 14-2: Análise representativa e Normas do CIPW da sílica subsaturada da Série Alcalina de Tristão da Cunha.
Como discutido na Seção 8.7, os basaltos alcalinos – alkaline basalts (OIAs) são caracterizados por um alto conteúdo alcalino e baixa conteúdo de sílica do que nos toleítos (ver Figura 8-11). Isto deve também ser claro a partir da comparação das Tabelas 14-1 para 14-3 (contando as diferenças no número de Mg). Embora as séries alcalinas sejam altamente variadas comparando os MORBS com as OIT, alguns consistem claramente de diferenças mineralógicas reflexo do contraste alcalino/sílica em sua composição. Devido ao baixo conteúdo de sílica, a olivina está muito mais prevalente nas OIAs, ocorrendo nas massas de solo assim bem como nas em todas as fases fenocristais. A olivina também ocorre acima da borda de alcance do espectro diferenciado e tem um enorme alcance composicional (Fo35-90) do que ocorre em nas OIT. Existe usualmente somente um piroxênio nas OIAs, com coloração acastanhada de uma augita enriquecida em Ti. O anfibólio é também uma fase fenocristal ocasional, indicando um elevado conteúdo volátil. Devido às baixas curvaturas em P da curva de desidratação no espaço de pressão-temperatura (Figura 10-6, por exemplo) a fase hídrica tais como nos anfibólios se torna instável em baixas pressões e temperaturas de erupções em excesso de 1000ºC, logo a massa de solo são raras, e os fenocristais podem ser reabsorvidos, ou desenvolver reações de bordas finas de fase anídricas com o escape dos voláteis a partir do perímetro do cristal (Figura 3-11c). A massa de solo dos basaltos alcalinos usualmente contém mais o feldspato alcalino assim bem como os feldspatóides (tais como nefelina, leucita, ou sodalita). Como mencionado acima, a composição e mineralogia das OIB é muito mais variável do que MORB, e esta são particularmente verdadeiras em particular para as suítes alcalinas. A compreensão da avaliação está bem diante do escopo (e intenção) deste livro, e o autor sugere nos conter com um breve reflexo das duas ilhas: Ascensão e Tristão da Cunha. O autor escolheu essas devido a cada uma representar um dos dois mais comuns tipos de subséries
340 alcalinas, e dados de composição química cobre o quadro de alcance das composições. Embora ambas as séries estejam representadas no Havaí também, pode nos ser de grande beneficio em ampliar a nossa perspectiva geográfica. Para a locação dessas ilhas veja a Figura 14-1.
Tabela 14-3: Análise representativa e Norma CIPW da sílica supersaturada da Série Alcalina da Ilha Ascensão.
As Tabelas 14-2 e 14-3 nos provém de algumas análises provem algumas análises representativas e normas CIPW para o Tristão da Cunha e Ascensão, respectivamente. Lembrem-se, as séries subsaturadas são as de longe as mais comuns. Ascensão (e os Azores) é exemplo bem conhecido dos tipos menos comum de supersaturados. As duas séries alcalinas estão plotadas em um diagrama sílica – alcalina na Figura 14-2, ao longo com os OIT da Islândia (ou E-MORB) nos trendes de comparação. Este diagrama sílica – alcalina é um dos propostos por Cox et al. (1979) e difere a partir daqueles presentes na classificação IUGS (Figura 2-4, incluído na Figura 14-2 como uma inserção). O diagrama de Cox et al. (1979) está presente aqui devido aos nomes das rochas (também aceito pela IUGS) são mais descritivas paras essas rochas alcalinas, particularmente as rochas mais máficas. Assim como você pode lembrar a partir do Capítulo 2, que os basaltos e andesitos são distinguidos nas bases de tanto pelo índice de coloração quanto na composição de plagioclásio (o basalto sendo mais escuro e mais anortitico). Nas rochas alcalinas, contudo, a rocha máficas que classificam os basaltos tendo como base a coloração comumente tem muito plagioclásio sódico para qualificar as bases de composição do plagioclásio também. A havaíto - hawaiite é um termo para tais rochas basálticas com a normativa andesitica (An 30-50). Estas rochas se classificam dentro de uma mugearita – mugearite, com a sua normativa em oligoclásio (
341
Figura 14-2: Diagrama alcalino vs. Sílica de Cox et al. (1979) apresentando a diferenciação entre os trends para uma série toleitíca de ilha oceânica (Islândia), série alcalina das ilhas oceânicas subsaturadas em sílica (Tristão da Cunha) e uma série OIA levemente supersaturada (Ilha Ascensão). De Wilson (1989). A comum nomenclatura IUGS (Figura 2-4) é apresentada na inserção acima da comparação.
Note uma significante diferença nos raios alcalinos/sílica entre as duas séries na Figura 14-2. As elevadas séries alcalinas e de sílica subsaturada de Tristão da Cunha são envolvidas a partir do basalto alcalino através dos havaítos, mugearitos e benmoreitos para os trachitos alcalinos ou dos basanitos para fonolitos. A maioria das rochas são nefelinas normativas, e algumas contem leucita. A série de Ascensão saturada em sílica envolve a partir dos basaltos menos alcalinos através dos trachiandesitos para os trachitos e eventualmente para um riolito álcali composto por quartzo. A queda repentina no conteúdo alcalino na série Ascensão no campo do riolito é provavelmente associado com a cristalização fracional do feldspato alcalino. Os dois trendes alcalinos correspondem aproximadamente para os dois mínimos no sistema sílica-nefelina-calsilita (ver Figura 19-7). A passagem seguida por uma série me particular é determinada por uma leve e diferença composicional inicial, tais como o conteúdo de sílica, alcalinidade, ou conteúdo volátil no magma primário. A grande variedade nos magmas alcalinos nos vulcanismos da intraplaca oceânica podem ser ilustrados pelos raios álcalis/sílica apresentados na Tabela 14-4. Esses raios são determinados pelos últimos quadrados da regressão linear dos trendes álcalis vs. sílica no diagrama de variação para as suítes das rochas vulcânicas de cada
342 localidade. Para as séries contendo riolitos, as análises são altamente envolvidas por amostras que apresentam que o decaimento nos álcalis foi omitido no sentido de evitar os substanciais efeitos na medida da curvatura devido na esta relatividade do processo posterior. As ilhas são listadas na Tabela 14-4 na ordem do decaimento do total de alcalinidade. O autor tem incluído duas séries toleíticas também (Galapagos e Islândia) por comparação. Esses, claro, caem no meio da lista. Os raios do Na2O/SiO2 e K2O/SiO2 também são listados separadamente com a finalidade de compará-los. A inclina cão da linha de separação das séries alcalinas e subalcalinas (incluindo as toleíticas) na Figura 8-1 é aproximadamente 0.37. A partir da tabela 14-4, deve estar claramente abundante que existe uma considerável variabilidade no conteúdo de álcalis, tanto coletivamente como individualmente, para o vulcanismo de intraplaca oceânica.
Tabela 14-4: Raios de álcalis/sílica (regressão) paras as Ilhas Oceânicas Selecionadas.
Devido aos álcalis serem elementos incompatíveis, somente levemente afetados por uma cristalização fracional superficial acima de 50%, isto novamente confronta com as fontes distintas do manto ou com os mecanismos de geração. A variação em Na/K entre as suítes nos leva a suspeitar que o manto é mais heterogêneo dôo que se tinha sido previamente pensado. A partir da composição química dos elementos maiores nós podemos concluir que as OITs são distintas dos seus MORBs e que os formadores são tanto resultado de uma fusão parcial menos extensiva ou de uma fusão de um manto menos depletado, como os reservatórios do manto depletado em profundidade de 660 Km. As OIAs são também distintas, e heterogêneas, sugerindo processos de fusões complexos, uma fonte do manto quimicamente heterogênea, ou ambos. Podemos ainda continuar a analisar o comportamento dos elementos maiores de varias suítes nos diagramas de variação, mas o autor prefere que o leitor se concentre nos aspectos mais importantes da historia do OIB: o que eles podem nos dizer sobre a natureza do manto. Para isto nós devemos olhar nos sistema dos elementos traços e nos isótopos.
14.3 Química dos Elementos Traços da OIB Os elementos traços LIL (K, Rb, Cs, Ba, Pb 2+, e Sr) são incompatíveis (exceto para o Sr e Ba no plagioclásio), e estão todos enriquecidos em magmas OIB no sentido dos MORBs. Eles podem ser usado para medir a composição da fonte, o grau de fusão parcial (e fases residuais), e um subseqüente processo de cristalização fracional, embora eles não possam sempre ser capazes de discriminar entre estes fatores. Como mencionado previamente, os raios dos elementos incompatíveis tem sido empregado para distinguir entre as fontes reservatórios, e o raio do K/Ba é considerado por alguns a ser uma boa particularidade como indicador da fonte. Para os NMORBs o raio K/Ba está alto (usualmente > 100), enquanto que para os E-MORB este se encontra no meio de 30s, o alcance das OITs é de 25 a 40, e das OIAs é superior a 20s. assim tudo parece ter uma fonte distinta. Os elementos HFS (Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta, e Ti) são também incompatíveis, e estão enriquecidos em OIBs acima dos MORBs. Os raios destes elementos também tem sido usado para distinguir as fontes do manto das OIB. O raio Zr/Nb, por exemplo, é geralmente alto para os N-MORB (>30) e menor para os OIB (<10). Os MORBs próximos às plumas das ilhas oceânicas comumente apresentam menores valores de Zr/Nb e Y/Nb que se encaixam numa linha de mistura entre o N-MORB e a pluma adjacentes do OIB, implicando que os dois componentes estão variadamente combinados durante a ascensão (LeRoex et al., 1983, 1985; Humphris et al., 1985). Os metais de transição
343 compatíveis, tais como o Ni e o Cr, são indicadores úteis da cristalização fracional da olivina e do spinel, respectivamente. As OIAs tendem a serem depletadas tanto em ambos relativos para OITs e MORBs, o qual, ao longo como elevado número de Mg, sugere que eles vivenciaram um fracionamento destas fases durante a erupção. Inúmeras curvas de REE para as OIB são ilustradas na Figura 14-3. Os limites das curvas para os NMORBs e E-MORBs a partir da Figura 13-10 estão incluídos para referencia. Note que o as ilhas oceânicas toleíticas (representadas pelas amostras do Kilauea e Mauna Loa) pulam do MORB e não estão parecidas com o EMORB. Os basaltos alcalinos têm inclinações profundas e um maior enriquecimento dos LREE, embora alguns caiam dentro do campo superior do MORB.
Figura 14-3: Diagrama REE do condrito normalizado para os toleítos havaianos (círculos brancos e escuros), os basaltos alcalinos havaianos (círculos escuros) e os basaltos alcalinos de Azores (quadrado). Típicos N-MORB e E-MORB estão incluídos para comparação, com o intervalo do MORB escurecidos.
Os modelos para as fusões parciais discutidas no Capítulo 9 mostram que, se a fusão parcial é mais extensiva do que 10% (F > 0,1), deve haver um pequeno fracionamento inter-elemento dos REE (ver Figura 9-4), e os padrão (a inclinação ou os raios do La/Sm, La/Yb, ou La/Ce) deve ser similar ao da fonte. A Figura 14-3 sugere uma fonte heterogênea. O raio do La/Yb (a inclinação total sobre o diagrama REE) é grosseiramente ao grau de subsaturação em sílica nos OIBs. Os magmas altamente subsaturados podem ter os raios com excesso de 30, enquanto os raios do OIA estão próximos de 12, e os raios dos OITs em aproximadamente 4. note também que os REEs pesados também estão fracionados nas amostras dos OIBs na Figura 14-3 (quando comparados com os padrões planos nos N- e E-MORB). Isto indica que a granada era uma fase residual, devido a ela ser um dos minerais incomuns que preferencialmente incorporam os HREE. Estas fusões devem dessa maneira segregar-se a partir do manto em profundidade com um excesso de 60 km (Figura 10-2). A partir de uma consistente negativa inclinação na Figura 14-3 nós podemos deduzir que o E-MORB e todos os OIBs (OIAs e os OITs) são distintos a partir do N-MORB (inclinação positiva) e parecem originar de um reservatório inferior enriquecido no manto, embora muitos baixos graus da fusão parcial possam também produzir fusões enriquecidas em LREE a partir de uma fonte primordial ou levemente depletada. No Capítulo 10, o autor discutiu que os toleítos do MORB provavelmente são originados a partir do manto superior depletado, e os basaltos alcalinos no reservatório do manto inferior enriquecido. Agora parece que os E-MORB e as ilhas oceânicas toleíticas também tem uma fonte nos reservatórios profundos. Isto é perfeitamente consistente com os dados apresentados no Capítulo 10. Em particular, os resultados experimentais de Jacques e Green (1980) mostra, que a Figura 10-7 nos informa que, embora os basaltos alcalinos sejam mais parecidos a gerar em reservatórios inferiores, os toleítos podem ser criados de 5 a 20% da fusão parcial tanto de um fonte do manto depletada quanto enriquecida..
344 Um amplo espectro dos elementos traços para os OIB e N-MORB podem ser comparados usando os NMORB do diagrama spider normalizado (ver Figura 9-7). A Figura 14-4 compara alguns dos OIBs a partir de Gough e St. Helena, assim bem como a medida composicional do OIB proposta por Sun e McDonough (1989). Todos os três estão enriquecidos em elementos incompatíveis acima do MORB (valores normalizados maiores do que um). Eles mostram uma corcova ampla e central no qual tanto os elementos do LIL (Sr-Ba) e o HFS (Yb-Th) estão enriquecidos com o aumento da incompatibilidade (na parte interna em direção do Ba e Th). Isto é o padrão no qual nós esperaríamos em amostras enriquecidas por algum processo de único estágio (tal como a fusão parcial da quarta fase da lherzolita) que preferencialmente está concentrada em elementos incompatíveis. O padrão é estimado como uma típica fusão gerada a partir de um manto indepletado no conjunto das intraplacas.
Figura 14-4: Diagrama spider do MORB normalizado para os magmas OIB de Gough, St. Helena, e um OIN típico. Dados de Sun e McDonough (1989)
Os dados dos elementos traços provem uma clara indicação do que os elementos maiores de ares fontes distintas para os tipos de magmas oceânicos variados, mas os dados ainda não são conclusivos. As diferenças em pequenos graus da fusão parcial, e talvez na cristalização fracional em profundidade oceânica de altas fases de pressão, tais como a granada e o piroxênio, podem também produzir alguns dos padrões observados. Nós assim retornamos para os sistemas isotópicos, o qual não se fraciona durante o processo de fusão ou cristalização, onde uma fascinante historia por de trás da geração da emergência do magma oceânico. 14.4 Química Isotópica do OIB A química isotópica dos OIBs é muito mais variável do que para os MORBs. A assinatura isotópica das fusões acreditada a serem derivadas diretamente a partir do manto que nos provem com uma de suas melhores visões da natureza do manto por ele próprio. A variação isotópica mostra que o vulcanismo oceânico revela que o manto é de longe um reservatório uniforme, mesmo nos casos mais simples do manto sub-oceânico.
Figura 14-5: A mistura idealizada entre os reservatórios. (a) Mistura de dois componentes. As misturas ocorrem ao longo do arranjo linear entre a mistura dos dois membros terminais. (b) A mistura de três componentes. As misturas ocorrem na área restrita pelos membros terminais. Em ambos os casos, a posição de qualquer mistura depende das quantidades relativas dos componentes que estão sendo misturados.
345 Antes de continuarmos, iremos discutir os efeitos da mistura. Suponha que tenhamos dois reservatórios quimicamente distintos, A e B, que se misturam numa variação de quantidades. O resultado seria uma série de misturas com as composições que variam ao longo de um arranjo linear entre os dois membros terminais misturados (Figura 14-5a). a posição de qualquer ângulo da mistura depende da proporção relativa dos membros terminais. A Figura 14-5 assume algumas variabilidades em cada reservatório, logo que as misturas definem uma banda entre eles. Esta é uma situação no “arranjo do manto” na Figura 10-15a para os basaltos oceânicos. As fusões derivadas a partir de cada reservatório aparentemente se misturam durante a transição para a superfície, resultando numa mistura de arranjo. Se a mistura ocorre entre os três reservatórios, as misturas definirão um campo triangular entre eles, como na Figura 14-5b, a mistura entre os quatro componentes definem um tetraedro, etc.
14.4.1 Isótopos Sr e Nd A Figura 14-6 ilustra a sistemática 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para o espectro do vulcanismo oceânico. O autor percebeu que este é preferencialmente um diagrama não disponível, mas a questão não é necessariamente discernir o Havaí do Azores, mas perceba a variação extensiva e o completo padrão tanto no 143Nd/144Nd vs. 87 Sr/86Sr para as OIBs. Os dados da Figura 14-6 são tirados a partir de uma revisão compreensiva feita por Zindler e Hart (1986) e está consideravelmente expandida para todo o material usado nas Figuras 10-15 e 13-12. O Arranjo do Manto a partir da Figura 10-15 está incluído na Figura 14-6 para referência. Os MORBs estão escurecidos e se adequam ao arranjo, embora os E-MORBs e particularmente os MORBs do Oceano Indico se estendam aos dados do MORB para os valores mais enriquecidos (menores 143Nd/144Nd e altos 87Sr/86Sr). No Capítulo 10, o autor propôs que o arranjo do manto provavelmente resulta a partir da mistura de magmas derivados a partir de dois principais reservatórios, cada um com sua própria característica isotópica. Um dos reservatórios se encontrava na parte superior, com elementos incompatíveis de um manto depletado, hipoteticamente a existir sobre uma transição sísmica de 660-km. O outro reservatório não foi depletado ou mesmo enriquecido abaixo da transição de 660-km. Os dados da OIB nos mostram que isto foi um pouco mais simplificado, e a Figura 14-6 requer pelo menos três reservatórios. A maioria dos petrológos dos mantos prefere pelo menos seis reservatórios.
Figura 14-6: 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para os basaltos oceânicos, incluindo a OIB, de Zindlere e Hart (1986). Staudigel et al (1984), Hamelin et al (1986) e Wilson (1989).
Os primeiros reservatórios são comumente chamados de DM (para Manto Depletado). Estes são os reservatórios com menores valores de. 87Sr/86Sr e altos valores de 143Nd/144Nd no arranjo do manto que é presumido a ser a fonte de N-MORB. Um segundo reservatório pode ser um manto não depletado, chamado de BSE (Volume Silicático da Terra – Bulk Silicate Earth) por Zindler e Hart (1986), ou Reservatório Uniformemente Primário por alguns outros autores. Os BSE refletem a assinatura isotópica do manto primitivo assim como envolvem para o
346 presente sem qualquer fracionamento subseqüente dos elementos radioativos (o qual presumidamente foram depletados a partir da crosta continental e oceânica). Embora alguns basaltos oceânicos tenham esta assinatura isotópica, os dados não requerem que este reservatório ainda sobreviva, pois ele plota dentro da área misturada, e não tem qualquer distinção da assinatura dos membros terminais. O mesmo pode ser dito para o terceiro reservatório da Figura 14-6: PREMA (Manto prevalente – PREvalente MAntle). O PREMA representa um alcance isotópico restrito que é comum nas rochas vulcânicas oceânicas. Embora ele caia no arranjo do manto, e resultaria a partir de uma mistura das fusões a partir do DM e outras fontes, a prevalência das fusões com esta assinatura restrita sugere que pode ser uma fonte distinta do manto. Devido ao arranjo no manto do Nd-Sr para os OIBs, estes se estendem diante de valores primitivos (BSE) para um verdadeiro enriquecimento dos raios, deve existir um reservatório do manto enriquecido capaz de suprir com tais materiais. Se tais reservatórios existirem, certamente estes materiais apareceram, o BSE cai num DM ↔ linha de mistura de reservatório enriquecido, o qual se explica o porque deste não requerer a mistura dos componentes. Zindler e Hart (1986) propuseram dois reservatórios enriquecidos. O manto enriquecido do tipo 1 (EMI) possui menores 87Sr/86Sr (próximo ao primordial) e o manto enriquecido do tipo 2 (EMII) possui maiores 87 Sr/86Sr (> 0.720), o qual está bem a cima de qualquer uma das fontes nativa do manto. Ambos os reservatórios EM possuem um similar enriquecimento nos raios de Nd (menores que 0.5124). Note que todos os dados de Nd-Sr na Figura 14-6 podem ser reconciliados com a mistura dos três reservatórios: DM, EMI e EMII, pois seus dados estão confinados em um triangulo com seus ápices correspondendo a estes três componentes. Os elevados raios de Sr no EMI e EMII requerem um alto conteúdo parental de Rb e um longo período (> 1 Ga) para produzir em excesso 87Sr. Esta assinatura se correlaciona muito bem com a crosta continental (ou com os sedimentos derivados a partir dele). A crosta continental ou os sedimentos são outros candidatos próximos a serem estes reservatórios, porém existe menos Rb no ambiente oceânico, e iria requer muito mais deles para poder produzir a mesma assinatura. Porque existe ainda um sexto reservatório (HIMU) na Figura 14-6 que parece um pouco diferente do que o arranjo do manto?
14.4.2 Isótopos Pb No Capítulo 9, o autor prometeu (ou ameaçou) retornar para o sistema U-Th-Pb quando a sua aplicação foi tanto instrutiva e necessária para uma medição adequada dos sistemas magmáticos em mãos. Bem, agora é o momento. No Capítulo 9, nós aprendemos que o Pb é produzido pelo decaimento radioativo do urânio e tório pelos seguintes três esquemas de decaimento: 238
U → 234U → 206Pb
235
U→
232
207
Th →
Pb
205
Pb
(9-22) (9-23) (9-24)
Todos estes três elementos são elementos traços incompatíveis de íons grandes. Assim que eles tendem a se fracionar dentro da fase de fusão (ou fluido) no manto, se disponível, migrar para cima onde eles se tornam incorporados à crosta oceânica ou continental. O Pb é escasso no manto, logo os raios isotópicos para as fusões derivadas do manto estão particularmente susceptíveis a uma contaminação a partir dos reservatórios ricos em UTh-Pb pode adicionar uma significante proporção para o manto derivado do Pb. Como dito pelo autor no Capítulo 9, se você tiver uma dúzia de jujubas, metade vermelha e a outra metade verde, pode não ter muito efeito na proporção das cores dos seus sacos de doces se você tiver centenas de jujubas de uma outra cor, mas certamente irá ter um grande efeito se você apenas tiver somente três jujubas de cada cor. O U, Pb, e o Th estão concentrados nos reservatórios sialicos, tais como a crosta continental, o qual, ao longo do tempo, irá desenvolver elevadas concentrações de isótopos radiogênicos filho de Pb. Em adição da crosta o Pb irá assim ter um grande efeito nos sistemas do manto com baixo Pb (incluindo fusões do manto jovem). Lembres-se, que o 204Pb é não radiogênico, logo para os materiais com altas concentrações de U e Th, 208Pb/204Pb, e 206Pb/204Pb aumentarão com o decaimento do U e Th. A crosta oceânica também irá elevar o conteúdo de U e Th (quando comparada com o manto) logo que
347 os sedimentos forem derivados de uma crosta oceânica ou continental. O Pb, então, é talvez a medida mais sensível dos componentes crustais (incluindo os sedimentos) no sistema isotópico do manto. Pois, cerca de 99,3% do natural U é 238U, a reação (9-22) dominará para a reação (9-23), e assim 206Pb/204Pb será mais sensível a um componente enriquecido crustalmente. A Figura 14-7 apresenta dados de 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb para os basaltos oceânicos do Atlântico e do Pacífico. O geochron - geochrona (equipamento usado para medir o tempo no mundo) é uma linha ao longo da qual todo o moderno sistema isotópico Pb de um único estágio (não distribuído ou não reiniciado), tal como o BSE, deve plotar, não levando em consideração o conteúdo inicial de Pb. Parece que trabalho concordando com a Figura 9-14, no qual este representa a evolução simultânea das reações (9-22) e (9-23). Note que praticamente nenhum dos vulcanismos oceânicos cai na geochrona. Nenhum deles cai dentro do triangulo EMI-EMII-DM, eles aparentam caírem nos sistemas do Nd-Sr. O reservatório do manto permanecente: HIMU (altos μ) tem sido proposto na contagem para o padrão de um maior enriquecimento radiogênico do Pb. Incidentalmente, μ = 238U/204Pb, e é usado nos sistemas U-Pb para avaliar o enriquecimento do urânio pai. Embora escondido no sistema Sr-Nd, o reservatório HIMU é distinto no sistema Pb. Ele possui um alto raio 206Pb/204Pb, sugerindo de uma fonte com um lato U, mas não está enriquecido em Rb (baixos 87Sr/86Sr), e esta o suficientemente envelhecido (> 1 Ga) para poder desenvolver os raios isotópicos observados pelo decaimento radioativo ao longo do tempo. Alguns modelos têm sido propostos para estes reservatórios, incluindo a crista oceânica subductada e reciclada (possivelmente contaminada pela água oceânica), localizada no manto conduzida pela perda para o núcleo, e pela remoção do Pb-Rb por aqueles comumente deixados acima dos fluidos metasomáticos profundos (dificultando assim qualquer documentação). A similaridade destas rochas a partir da Ilha de St. Helena a sudeste do Atlântico para o reservatório HIMU tem levado alguns pesquisadores a chamar este reservatório de “componente St. Helena”.
Figura 14-7: 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb para o MORB e OIBs selecionados a partir dos oceanos Atlânticos e Pacíficos. Ver a Figura 14-6 para os dados das fontes e outras abreviações.
Os dados do 207Pb/204Pb, especialmente aqueles que são provenientes do hemisfério do norte, mostram uma aproximação na linha de mistura linear entre o DM e o HIMU, uma linha chamada de Linha de Referencia do Hemisfério Norte – Nothern Hemisphere Reference Line (NHRL) por Hart (1984). Os dados do hemisfério sul, em particular o proveniente do Oceano Indico, partem a partir desta linha, e parecem incluir grandes componentes EM (provavelmente EMII). Isto deveria estar aparente na Figura 14-8, o qual mostra os dados do 208Pb/204Pb. Note que o HIMU está também enriquecido 208Pb, o qual nos diz que este reservatório está enriquecido em th assim bem
348 como em U (reação 9-24). O conteúdo dos reservatórios de EM não estão claramente definidos assim bem como ele está para os outros isótopos, logo as posições na Figura 14-8 está bem menos contraídas. Este alto enriquecimento no componente EM tem sido chamado de componente DUPAL, nomeado por Dupré e Allègre (1983), quem primeiro o descobriu. Note que o “grupo Dupal” das ilhas com altos 208Pb/204Pb no Oceano Indico na Figura 14-8.
Figura 14-8: 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb para os MORBs e OIBs selecionados dos oceanos Atlântico, Indico e Pacifico. Fontes EM estão aproximados no que diz respeito ao 208Pb. Note que as ilhas do Oceano Indico com alto 208Pb/204Pb no grupo “DUPAL”. Os dados de Hamelin e Allègre (1985), Hart (1984), Vidal et al (1984). Ver Figura 14-6 para outras fontes de dados e abreviações.
Tabela 14-5: Raios isotópicos aproximados de vários reservatórios.
Os dados isotópicos para o Nd, Sr, e o Pb nas rochas vulcânicas oceânicas tem sido suprida por alguma informação provocativa na concentração da natureza do manto. Os geólogos continuarão a coletarem dados e ponderando nas implicações dos resultados por algum tempo que se segue. No presente estamos compelidos a aceitar a noção de que o manto é heterogêneo, e que existem vários reservatórios dentro, cada um com sua assinatura isotópica distinta (e elementos traços). As assinaturas isotópicas estão sumarizadas na tabela 14-5. Os valores da crosta continental nesta tabela devem ser vistos como aproximados, logo que existem varias fontes possíveis de processos de mistura/transporte (incluindo os processos sedimentares) que variam com o nível crustal e podem afetar diferencialmente no Rb/Sr, Nd/Sm, e U-Th/Pb.
349 A partir destes dados acumulados de longe, esses reservatórios parece serem distintos. Se eles não fossem, o manto estaria assim homogeneizado para um único reservatório e não seria possível derivar os magmas com tal variedade na assinatura isotópica a partir dele. Poderemos forçar uma conclusão em que estes reservatórios tem permanecido distinto por mais de 1 Ga, sem que houvesse uma re-hemogeneização.
Figura 14-9: Mapa apresentando a distribuição global dos contornos da anomalia isotópica conduz para o “Δ8/4”, uma medida do desvio no 208Pb/204Pb do NHRL. Os altos valores, o parental da linha de mistura de DM-HIMU e da grande influência da(s) fonte(s) do EMI-EMII (“DUPAL”). Os pontos das linhas pontudas em direção dos valores negativos e das áreas escurecidas têm valores acima de 100 de Hart (1984).
A partir da distribuição dos dados isotópicos é possível construir mapas de várias assinaturas. A Figura 149 é um exemplo de tal mapa criado por Hart (1984) para o dado 208Pb. Os contornos são para “Δ8/4” o qual, sem passar por dentro da matemática, é uma maneira quantitativa de estimar a distância que um conjunto de dado isotópico para o 208Pb e 204Pb plotam acima do NHRL (ver Rollinson, 1993, p. 240). Porque esta anomalia do enriquecimento se estende como uma banda através do hemisfério sul em aproximadamente 30ºS é ainda um mistério. Tem sido proposto que isto representa um arraste do manto litosférico subcontinental enriquecido em Pb do América do Sul pelo fluxo do manto. Talvez a idéia mais interessante vinda de um estudo destes reservatórios é que estes estudos são enriquecidos isotopicamente (EMI, EMII, e HIMU) todos têm um suficiente alto enriquecimento que sugere que eles estão muito enriquecidos para qualquer processo conhecido no manto, e eles podem corresponder as rochas crustais e/ou sedimentos. O EMI, com sua leve característica enriquecida, pode melhor ser correlacionada com a crosta continental inferior ou crosta oceânica. O EMII é muito mais enriquecido, especialmente no radiogênico Sr (indicando o parental do Sr) e Pb (U/Th parental), o qual se correlaciona melhor com a crosta continental superior ou com a crosta da ilha oceânica. Se os reservatórios EM e o HIMU realmente representam a crosta continental (ou possivelmente uma antiga crosta oceânica e sedimentos) eles poderiam somente ser introduzido dentro do manto profundo por uma subducção e reciclagem. Para permanecer isotopicamente distinto, contudo, eles poderiam não ter se re-hemogeneizado completamente com o resto do manto. Nós temos que estar certo de que a crosta oceânica, o manto superior, e sedimentos associados (tanto pelágico quanto os na cunha de arco, ambos dos quais foram derivados de uma porção continental) têm sido submetidos a uma subducção durante muito tempo, ainda que tenhamos pouca evidencia do seu destino de outros que estão relacionados ao vulcanismo a ser discutido no Capitulo 16. Aqui o primeiro bom indicador da sua presença numa ampla escala no manto.
350 14.5 A Petrogênese dos OIBs Os dados dos elementos maiores e dos elementos traços indicam que a fonte do magma das OIBs, tanto toleítico quanto o alcalino, são distinto a partir daqueles N-MORB, e sugere pelo menos um reservatório não depletado, tal como no manto abaixo de 660 km de transição proposto para o E-MORB no Capítulo 13. A Figura 1410 ilustra um modelo para a geração da OIB que inclui as duas camadas do manto (proposta no Capítulo 10) e as varias possibilidades para os reservatórios e fontes. A descontinuidade do manto acima de 660 km é um reservatório depletado DM, a fonte para o MORB do tipo N. Abaixo da descontinuidade é o E-MORB e a fonte OIB que é mais complexa. Thompson et al. (1984) sugere uma alternativa na qual somente acima de 200 km ou logo um manto que é depletado cria um MORB, e a fonte do OIB está abaixo disto. Por agora, o autor prefere fixar com uma distinção popular de 660 km, mas os dois modelos não são significantemente diferentes. Parece que a camada da fonte OIB (pelo menos) contém distintas zonas isotópicas e quimicamente, consistindo de uma não depletada (BSE), de alguma forma materiais depletados (PREMA), e variavelmente enriquecido (EMI, EMII, e HIMU). O EM (ambos os tipos) e o HIMU são presumidos a serem derivados a partir das fontes crustais, tanto de uma crosta oceânica antiga, ou sedimento (incluindo aqueles que são derivados de uma crosta continental), o qual talvez tenha sofrido alguma alteração por alguma água oceânica, a serem incorporados no manto superior, eles devem ser subductados e reciclam novamente, mas não completamente homogeneizado se sua assinatura isotópica é ainda reconhecida, mesmo nos basaltos gerados distantes a partir de uma zona de subducção contemporânea (Hofmann e White, 1982). No sentido de atingir este reservatório do manto profundo eles devem ser subductados numa profundidade de pelo menos 660 km, mas como pode uma leve crosta subductar para to longe?
Figura 14-10: Modelo esquemático para o vulcanismo oceânico. O manto acima de 660 km, descontinuidade sísmica é (variavelmente) manto depletado (DM), e é a fonte do MORB do tipo N. Abaixo de 660 km é a fonte de elementos maiores para os E-MORB e os magmas OIB. Este reservatório profundo é heterogêneo, e está em um manto depletado contendo um manto enriquecido (EM), alto μ do manto (HIMU), e talvez um manto primitivo (BSE) e um reservatório do manto “prevalente” (PREMA) bem como. A nomenclatura de Zindler e Hart (1986).
Nós geralmente correlacionamos a densidade com o caráter máfico, o qual explica o porquê tanto a crosta oceânica e continental “flutua” no topo de um manto ultramáfico, e porque a crosta continental levemente siálica é maior do que a crosta oceânica máfica. A densidade, contudo, é simplesmente a massa por unidade de volume, e o reticulo do mineral encaixado é igualmente importante. Numa pressão moderada, as rochas máficas, tais como os basaltos e os gabros que compõe a crosta oceânica, passam por uma fase de transição metamórfica para uma rocha de granada-piroxênio chamada de eclogito – eclogite (Seção 25.3.4) Como resultado deste conteúdo da granada, o
351 eclogito é mais denso do que o a olivina-piroxênio dominante no manto lherzolito ultramáfico em mesma pressão. Assim a crosta oceânica densa em zonas de subducção pode atualmente facilitar o afundamento das camadas mais grossas subductada. Mas lembre-se, a crosta oceânica é somente de 8 a 10 km de 100 km de espessura da camada mais grossa, o resto é material do manto. Mas este está mais resfriado, e então também densa, do que o manto diante da placa. O mecanismo que conduz as locomoções das placas não é completamente certo, mas parece ser clara claro que a subducção de uma parte grossa da crosta oceânica é grandemente facilitada por uma lata densidade tanto do manto litosférico quanto dos eclogitos na crosta oceânica máfica. O que acontece para que o eclogito sofra subducção quando este se encontra numa fase de transição que corresponde a uma descontinuidade de 660 km que ainda não está muito clara. A densidade do manto lherzolito e do eclogito, em ambos, muda talvez devido a similaridade das fases, logo a litosfera oceânica subductada pode tanto dilatar-se lateralmente ou simplesmente empilhar-se neste nível, como rudemente ilustrado na Figura 14-10. Em sua revisão da profundidade, contudo, Wysession (1995) descreveu as evidências geofísicas sugerindo que algum material subductado pode fazer todo o caminho para os limites do núcleo, onde ele pode participar na geração nas plumas dos Hot-Spots. O manto é claramente um local dinâmico e variável. Ao longo do tempo, as porções têm passado por perda de elementos incompatíveis e componentes voláteis a fundir e na fase de fluidos. A fusão ascende armazenada e fluidos metasomáticos podem ser localmente enriquecidos em alguns locais ou veios do manto em níveis superfícies (Morgan e Morgan, 1999). Para isto nós podemos adicionar uma reintrodução dos componentes perdidos por uma subducção e reciclagem. Este corpo heterogêneo é continuamente movimentado por uma mistura convectiva, presumidamente como duas camadas convectivas separadas, embora este processo aparentemente não esteja completamente homogeneizado nos reservatórios quimicamente distintos. A deformação relacionada a convecção pode cisalhar enriquecendo e depletando em materiais que produzem localmente um manto laminado numa escala de dez metros ou até mesmo no manto fino. As áreas locais são então parcialmente fundidas, e aquelas fusões ascendentes, incorporam partes de vários reservatórios que eles encontram no transito. O modelo de pluma é ainda o mais atrativo método para a origem da maioria dos magmas da OIA, mas o processo de geração da OIB é certamente mais complexo do que o originalmente visionado. Muito dos materiais enriquecidos parecem existir no manto superior também. Os experimentos de Cordery et al. (1997) e Kogiso et al. (1998) sugere que as misturas do peridotito e a produção dos basaltos tanto nas fusões toleíticas e basaltos alcalinos similares aos magmas OIB. Recentes técnicas experimentais de fusões do tipo “sanduíche” em finas camadas do material basáltico prensado dentro de um groundmass peridotitico. Quando a mistura é fundida nos basaltos (atualmente eclogito em condições de fusão) primeira fusão, mas as fusões mantêm o equilíbrio com matriz peridotitica, e rapidamente assume um caráter das fusões do manto. Pois a maioria dos eclogito está sendo fundida, grandes quantidades de basalto podem ser geradas a partir do mesmo volume do material da pluma. Os resultados de Cordery et al. (1997) e Kogiso et al. (1998) sugerem que as plumas podem contaminar as misturas do peridotito e de uma antiga crosta oceânica de uma subducção reciclada que está rotacionando junto, mas não completamente homogeneizado. A verdadeira origem das plumas ainda não está clara. Certamente elas estão associadas com a anomalia termal-gravitacional, o qual pode originar em 660Km dos limites das camadas ou até mesmo em profundidade. Uma interessante correlação entre o tempo da intensidade da atividade vulcânica no Havaí e os períodos da polaridade magnética normal foi apontada por Moberly e Campbell (1984), o qual sugere que algumas plumas pelo menos estão relacionadas aos processos do núcleo. As concentrações de fluídos localizadas podem também decair a densidade do manto lherzolito e iniciar uma ascensão diapirica do material quente através do material resfriado acima da pluma termal. Similarmente a baixa densidade dos componentes subductados EM com um caráter siálico continental, poderiam iniciar uma pluma. Qualquer que seja a origem, as plumas são caracterizadas por uma subida de pontos diapiricos sólidos num limite de camada de 660 km. Esta camada pode também ser uma zona no qual o material subductado é concentrado, talvez resultando numa mistura basalto peridotito (eclogito) a descompressão parcial da fusão ocorre nos diapiros ascendentes. Os basaltos alcalinos são resultantes de aproximadamente 5 a 15% da fusão parcial, e toleítos a partir de 15 a 30% do peridotito, e menos se o eclogito estiver incluído na fonte. A fusão também pode envolver os empacotamentos adjacentes do material do manto depletado pego em um fluxo acima de plumas logo que eles
352 ascendem através do reservatório depletado. Esses componentes enriquecidos e depletados serão inevitavelmente misturas em alguns graus. Os Hot-Spots das cadeias centrais serão associados com mais ascensão do manto quente e depletado, e serão assim misturado com mais componentes do MORB, resultando nos E-MORBs. As fusões segregadas a partir do sólido em profundidade entre 50 a 80 km, e eles começam a agir como sistemas independentes, o qual determina muito do caráter dos elementos maiores do magma. O resultado é primariamente basáltico, mas a cristalização fracional nas câmaras superficiais (< 15Km) pode produzir mais envolvido e diferenciado para tanto as séries toleíticos e alcalina. A mistura do magma nesses reservatórios pode assim complicar os produtos vulcânicos. Nós devemos também lembrar a variação temporal a partir de um toleítico voluminoso dando passagem para um magma alcalino posterior extensivo no Havaí. Este trende do aumento da alcalinidade com o tempo parece estar relacionado às comuns ilhas vulcânicas na crosta oceânica madura, mas ainda não está conhecida como comum. A transição a partir dos toleíticos para os magmas alcalinos por uma cristalização fracional superficial foi rejeitada recentemente quando estas em baixas pressões térmicas dividem-se e são reconhecidas (Figura 8-13). A explicação costumeira então fracional contado para os recentes toleitos criados por um alto grau da fusão parcial de umas fontes superficiais seguidas por uma fusão parcial menos extensiva de fontes profundas logo que a atividade diminui uma explicação para os graus dos dados experimental revistas no Capítulo 10.
Figura 14-11: 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr para o Maui e Oahu Havaiano de uma recente construção do campo toleítico, e uma lava alcalina posterior. De Wilson (1989).
Para o Havaí, pelo menos, esta explicação não funciona devido ao elemento maior, elemento traço, e diferenças isotópicas entre as séries toleíticas e alcalina evitem a derivação a partir de uma única fonte, e sugere uma origem a partir de fontes separadas. A Figura 14-11 mostra os dados isotópicos para alguns toleítos havaianos e basaltos alcalinos. Os dados rudemente se encaixam numa linha de mistura binária entre os componentes enriquecidos e depletados, mas os dados havaianos são estranhos. Perceba que os magmas alcalinos (os elementos
353 maiores e elementos traços enriquecidos) são topicamente depletados, e vice versa. Esta incomum e geral relação para o Havaí tem gerado algum interesse e modelos complexos para a gênese havaiana envolvendo variações em fusões parciais de um manto heterogêneo e/ou de graus diferentes de assimilação litosférica (Staudigel et al., 1984; Chen e Frey, 1983, Clague, 1987). As mais simples explicações envolvem baixos graus de fusão parcial (quimicamente enriquecido) das fontes do manto isotopicamente depletado e altos graus de fusão parcial de fontes do manto enriquecidas. Os dados do isótopo do Pb sugerem três componentes, um dos quais é provavelmente a litosfera oceânica. A maioria dos dados para outras ilhas não apresentam este relação de enriquecimento reversa (compare as Tabelas 14-4 e a Figura 14-6), logo nós podemos questionar tanto se o Havaí serve como um modelo pelo qual nós podemos julgar as outras ilhas. Isto serve como um sumário condensado do nosso conhecimento do manto e ele deriva numa das mais simples situações, diante da crosta oceânica onde a contaminação pelo transverso da litosfera continental não complica os produtos em atingir a superfície. No próximo capitulo, iremos olhar o que acontece quando ao magma basáltico entra em erupção dentro dos continentes.
