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John D. Winter INTRODUÇÃO A PETROLOGIA ÍGNEA E METAMÓRFICA Segunda Edição 1 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 9.6Critérios 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. 7 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 daTerra 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). 9 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 composição da Terra estão à esquerda. Subdivisões reológicas à direita. 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 comoo 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 IV- camada 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 T- Tauri 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 (edaí 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 Al2O3, CaO e TiO2, falharam na total volatilização ou se condensaram rapidamente nas porções intermediárias do sistema solar. Ligas metálicas de Fe-Ni, silicatos de Fe- Mg-Ni, metais alcalinos e silicatos, sulfetos hidrosilicatos, H20 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/cm 3 . 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/cm 3 , 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. 17 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/cm 3 . Para calcular a pressão na base de 35 km de crosta continental, precisamos somente substituir esses dados na Equação (1- 1), tomando cuidado em manter as unidades uniformes. P = 2800 kg . 9,8 m . 35.000 m m 3 s 2 = 9,6 x 10 8 Kg/ (m s 2 ) = 9,6 x 10 8 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/cm 3 , 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
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