CAPÍTULO-7-ROCHAS-ÍGNEAS-COMO-INDICADORES-PETROGENÉTICOS

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CAPÍTULO 7
CARACTERÍSTICAS GEOQUÍMICAS DE ROCHAS ÍGNEAS COMO INDICADORES PETROGENÉTICOS
INTRODUÇÃO
	Na investigação das características geoquímicas de suítes de rochas cogenéticas deve-se ter dois objetivos principais:
O conhecimento dos processos envolvidos na petrogênese do espectro de magmas primários
O conhecimento dos processos envolvidos na diferenciação dos magmas primários.
	A interpretação petrogenética é o resultado de diversas etapas de estudo, que podem ser sumarizadas, segundo o fluxograma abaixo:
OS ELEMENTOS MAIORES
	Os magmas com diferentes características de elementos maiores estão associados a ambientes tectônicos específicos. Contudo, os elementos maiores não são bons indicadores petrogenéticos, devido ao fato de serem facilmente mobilizados durante os processos pós-magmáticos (hidrotermalismo, metamorfismo), podendo gerar ambiguidades.
	A química dos elementos maiores é bastante útil:
na distinção das séries magmáticas;
Série Subalcalina	 Toleiítica ou subalcalina de baixo K
	 Calcioalcalina
Série Alcalina
na interpretação dos processos responsáveis pela evolução e modificação dos magmas.
	2.1. Distinção das Séries Magmáticas
	O diagrama de variação, total de álcalis-sílica (diagrama TAS, Le Maitre 1984) é um dos mais úteis esquemas de classificação para rochas vulcânicas. Os dados químicos – a soma dos teores de Na2O e K2O (total de álcalis, TA) e os teores de SiO2 (S) são fornecidos diretamente das análises químicas das amostras de rochas como porcentagem em peso dos seus óxidos e projetados diretamente dentro do diagrama. 
	Esse diagrama possibilita o estabelecimento dos nomes de rochas vulcânicas (Cox 1979, Le Maitre 1984, Middlemost 1980) como também a distinção entre as séries subalcalina e alcalina (fig. 1).
Figura 1 – Classificação química e nomenclatura de rochas vulcânicas usando o diagrama TAS (Cox 1976).
	
Em geral, os magmas da série subalcalina podem ser divididos em uma série rica em alumina ou série calcioalcalina e uma série toleítica de baixo K. Essas séries podem ser diferenciadas em termos dos seus trends em diagrama denominado AFM (fig. 2A, 2B e 2C). As rochas da série toleítica mostram um trend de enriquecimento em ferro nos primeiros estágios de diferenciação, embora, o trend da série calcioalcalina cortam transversalmente o diagrama, devido à supressão de enriquecimento em ferro pela cristalização precoce de óxidos de Fe-Ti. 
	
Figura 2A – Diagrama AFM para as rochas vulcânicas De Oregon Cascades mostrando o enriquecimento em ferro para as rochas da série toleítica de Skaergard e o trend de enriquecimento em álcalis para as rochas da série calcioalcalina de Crater Lake.
	
Figura 2B – Diagrama AFM mostrando os trends das séries toleítica ((), calcioalcalina ((), calcioalcalina de alto-K (() e o limite entre as séries calcioalcalina e alcalina (---).
	Adicionalmente, o diagrama A.I. vs % Al2O3 (fig. 3) pode ser também utilizado na distinção entre as séries toleítica e calcioalcalina. Uma das mais proeminentes diferenças entre os membros mais básicos das séries toleítica e calcioalcalina é o seu teor em Al2O3: basaltos e andesitos calcioalcalinos contêm 16 – 20 % de Al2O3, embora, os seus equivalentes toleíticos contêm somente 12 – 16 % de Al2O3.
Figura 2B – Diagrama AFM mostrando a evolução de rochas das séries toleítica e calcioalcalina formadas a partir de um mesmo magma progenitor.
Figura 3 – Diagrama índice de álcalis (A.I.) vs Al2O3 (%) para a classificação basaltos calcioalcalinos ricos em Al2O3 e basaltos toleíticos (Middlemost 1975).
	Rochas vulcânicas das séries subalcalinas podem ser também distintas na base de suas concentrações em K2O e SiO2 (Peccerillo & Taylor 1976). Le Maitre et al (1989) propuseram uma subdivisão das rochas subalcalinas em baixo-K, médio-K e alto-K e sugere que esses termos podem ser usados para qualificar basaltos, basalto andesítico, andesito, dacito e riolito. Esses termos coincidem com os termos série toleítica, calcioalcalina e calcioalcalina de alto de Rickwood (1989) e complementando coma série shoshonítica (ligeiramente coincidente com a série alcalina) de Peccerillo & Taylor (1976, fig. 4).
Figura 4 – A subdivisão das rochas subalcalinas utilizando o diagrama K2O vs SiO2.
Interpretação dos Processos de Diferenciação Magmática
Em geral, para suítes de rochas cogenéticas, pares de óxidos são extremamente correlacionáveis positivo ou negativamente. Tais correlações ou trends podem ser geradas como conseqüência de fusão parcial, cristalização fracionada, mistura de magmas, assimilação, isoladamente ou em combinação (vide capítulo 6).
ELEMENTOS TRAÇO 
	Os elementos traços também podem ser utilizados para construção de diagramas de Harker sendo interpretados de forma similar aos que utilizam óxidos de elementos maiores.
	Devido à sua baixa concentração são insuficientes para se estabilizar nas fases minerais majoritárias, nas quais ocorrem, em geral, substituindo os elementos maiores. Contudo, podem ser estabilizados nas fases acessórias (apatita, epidoto, alanita, granada, etc.).
	O quadro abaixo apresenta um resumo do comportamento dos elementos traços durante os processos magmáticos, os quais são de grande utilidade na interpretação petrogenética.
	Elemento
	Interpretação
	Ni, Co, Cr
	Altos valores para esses elementos (por ex. Ni + 250-300 ppm, Cr = 500-600 ppm) são bons indicadores de que os magmas foram originados de uma fonte mantélica peridotítica.
Decréscimo Ni, Co ( fracionamento de olivina
Decréscimo em Cr ( fracionamento de espinélio e cpx.
	V, Ti
	Mostram comportamento semelhante nos processos de fusão e cristalização. 
Indicam fracionamento de óxidos de Fe-Ti (ilmenita ou titanomagnetita).
V e Ti mostrando comportamento deivergente ( substituição de Ti em titanita e rutilo.
	Zr, Hf
	Elementos incompatíveis
Substituem o Ti em titanita e rutilo.
	Ba
	Substitui o K em K-feldspato, biotita e hornblenda.
Ba ou K/Ba ( indicam o comportamento desses minerais
	Rb
	Substitui o K em K-feldspato, biotita e hornblenda.
Rb ou K/Rb ( indicam o comportamento desses minerais
	Sr
	Substitui o Ca em plagioclásio e K-feldspato
Ca ou Ca/Sr ( indicam o comportamento do plagioclásio.
	ETR
	ETRP entram na composição da granada e hornblenda;
ETRL entram na composição da titanita e da alanita.
Eu é incorporado ao plagioclásio e K-feldspato
	Y
	Semelhante aos ETRP
OS ELEMENTOS TERRAS RARAS (ETR-REE)
	Os ETR formam um grupo de 15 elementos com números atômicos variando de 57 (La) a 71 (Lu); Pm (61) não é observado naturalmente. Aqueles com os números atômicos mais baixos são denominados de ETR leves (ETRL – LREE); aqueles com números atômicos mais elevados são denominados de ETR pesados (ETRP – HREE), e aqueles com números atômicos intermediários são denominados de ETR médios (ETRM – MREE) – Tabela 1.
Tabela 1 – Os elementos terras raras.
	NÚMERO ATÔMICO
	NOME
	SÍMBOLO
	VALÊNCIA
	RAIO IÔNICO (Å)
	57
	Lantânio
	La
	La3+
	1.032
	58
	Cério
	Ce
	Ce3+
Ce4+
	1.01
	59
	Praseodímio
	Pr
	Pr3+
	0.99
	60
	Neodímio
	Nd
	Nd3+
	0.983
	61
	Promécio
	Pm
	Pm não ocorre naturalmente
	62
	Samário
	Sm
	Sm3+
	0.958
	63
	Európio
	Eu
	Eu3+
Eu2+
	0.947
	64
	Gadolínio
	Gd
	Gd3+
	0.938
	65
	Térbio
	Tb
	Tb3+
	0.923
	66
	Disprósio
	Dy
	Dy3+
	0.912
	67
	Hólmio
	Ho
	Ho3+
	0.901
	68
	Érbio
	Er
	Er3+
	0.890
	69
	Túlio
	Tm
	Tm3+
	0.880
	70
	Ytérbio
	Yb
	Yb3+
	0.868
	71
	Lutécio
	Lu
	Lu3+
	0.861
	Todos, exceto Eu e Ce são trivalentes, Ce3+ pode ser tetravalente sob condições altamente oxidantes. O Eu pode ser desalente ou trivalente em sistemas ígneose a razão Eu2+/Eu3+ é dependente das condições de fO2. Outras propriedades tornam os ETR especialmente úteis como indicadores petrogenéticos:
seu baixíssimo grau de mobilidade nos processos pós-magmáticos (hidrotermalismo, alteração e metamorfismo), devido ao seu caráter geralmente insolúvel nos fluidos aquosos, permitindo portanto, a utilização de rochas alteradas e intemperizadas;
a diminuição do raio atômico com o aumento do número atômico – a denominada “Contração dos Lantanídeos” (fig. 5). Os ETR incluem aqueles elementos que têm dois elétrons no nível de energia 6s e um elétron no 5d. A partir do Ce ocorre o preenchimento do nível 4f (La não tem nenhum elétron no nível 4f, Ce tem um elétron e Lu tem quatro elétrons no nível 4f). Ocorre, então, um aumento na força de atração elétrons/núcleo, o que implica na diminuição do raio atômico, e por conseguinte, aumento na relação Z/r.
Figura 5 – Gráfico mostrando a diminuição do raio iônico com o aumento do número atômico nos ETR.
	Para se comparar graficamente os ETR, é necessário eliminar o “efeito Oddo-Harskins”, que é a ocorrência de concentrações maiores os elementos pares (“odd”) em relação aos ímpares (os ETR com números atômicos pares são mais estáveis, por isso são mais abundantes - fig. 6A), o que produz um padrão em zig-zag no diagrama abundância.
	A concentração de cada ETR em uma rocha é normalizada, dividindo-a em relação a um padrão comum, um material que tenha sofrido pouca diferenciação. O padrão mais freqüentemente usado é o meteorito condrito, porque eles representam amostras pouco diferenciadas do sistema solar datando da nucleossíntese original, semelhantes aos materiais primitivos da Terra. Os ETR são normalmente apresentados em um diagrama onde se projetam número atômico vs concentrações normalizadas em relação ao valor de referência do condrito, expressas como logaritmo na base 10. Esses diagramas são denominados de padrões normalizados dos ETR (fig. 6B).
Figura 6 – A) Diagrama ETR mostrando o padrão em zig-zag para as concentrações desses elementos em um basalto e as concentrações dos ETR no condrito. B – padrão de ETR normalizados em relação ao condrito.
	Se todos os REE tivessem o mesmo coeficiente de fracionamento para todos os minerais em um sistema magmático, o padrão normalizado para o condrito seria uma linha horizontal. Contudo, poucas rochas magmáticas têm esse padrão, portanto, os padrões variam sendo ora, enriquecidos nos LREE (incompatíveis) e ora, empobrecidos nesses elementos. A declividade, os picos e as depressões fornecem importantes informações sobre a ambiência tectônica, a fonte os processos envolvidos na geração dos magmas.
	Rochas com padrões aproximadamente horizontalizados, caracterizam rochas derivadas por magmas semelhantes ao material parental, como por exemplo basaltos toleíticos de arcos de ilha (fig. 7).
	A Terra primordial tinha abundâncias de ETR próximas a do condrito, e durante a diferenciação manto/núcleo os ETR concentraram-se no manto porque são litófilos. Isso resultaria em um manto primordial com maiores abundâncias de ETR (2 ou 3x condrito). Fusão parcial do manto para formar basaltos (material crustal) resultaria em remoção dos ETRL, porque eles são incompatíveis, e o manto residual tornar-se-ia progressivamente empobrecido nesses elementos durante o decorrer do tempo geológico.
Figura 7 – Padrão normalizado de ETR para basaltos toleíticos de arco de ilhas.
	A concentração de um ETR em relação ao condrito é função da concentração inicial desse elemento na fonte 	e/ou do grau de fusão parcial. Para uma mineralogia comum do manto (olivina, cpx, opx, espinélio e granada), onde com exceção da granada, todas as fases minerais possuem D < 1 para os REE com valores levemente menores para os ETRP, os primeiros líquidos formados (baixo grau de fusão parcial) tenderiam a ser enriquecidos nos ETRL (fig. 8), o que, como visto acima, tornaria o manto residual empobrecido nesses elementos durante a evolução da Terra. O padrão normalizado de ETR para basaltos de rugas mesoceânicas (MORB), mostrando empobrecimento nos ETRL, é decorrente de sua origem a partir de um elevado grau de fusão parcial de uma fonte empobrecida nos ETRL.
	Basaltos calcioalcalinos de arcos magmáticos são enriquecidos nos ETRL, portanto, deve ter ocorrido algum mecanismo que promoveu a adição desses elementos nesse ambiente particular (ver item seguinte).
	Certos minerais podem ter um efeito característico sob a forma do padrão de ETR durante fusão parcial e cristalização fracionada, dependendo dos valores de D. Feldspatos têm baixos valores de D para todos os ETR, exceto para o Eu, portanto, remoção ou retenção de feldspato não afetaria o padrão de ETR no líquido remanescente, exceto no Eu. Por isso, a posição do Eu projetada nos padrões de ETR podem fugir ao trend geral definido pelos outros elementos definindo uma anomalia de európio. Se a composição projetada está acima do trend geral, a anomalia é descrita como positiva, e se a composição projetada fica abaixo do trend, a anomalia é dita ser negativa (fig. 9).
Figura 9 – Padrão de ETR resultante da retenção de feldspato durante fusão parcial ou remoça durante cristalização fracionada.
	A valência do Eu modifica-se em função da fO2. Sob baixas condições de fO2, o Eu torna-se divalente tornando-se geoquimicamente semelhante ao Ca2+ e Sr2+, substituindo-os no feldspato. Assim, remoção de feldspato de um líquido por cristalização fracionada ou a fusão parcial de uma rocha na qual feldspato é retido na fonte, produziria anomalia negativa de Eu no líquido. Sob condições elevadas de fO2 o Eu tem comportamento semelhante aos demais ETR (fig. 10). A anomalia a de Eu é expressa pela razão (Eu/EuN) ou Eu/Eu*, que quando maior que 1.0 é positiva, e quando menor que 1.0 é negativa, e segundo Taylor & McLennan (1985) pode ser determinada pela expressão:
Figura 10 – Padrão normalizado de ETR para feldspatos, mostrando o aumento na anomalia de Eu com a variação na fO2. Sob elevadas condições de fO2 o Eu trivalente é incompatível não produzindo anomalias. Sob baixas condições de fO2 o Eu2+ entra na estrutura de feldspatos produzindo anomalias (+) de Eu em rochas cumuláticas, por exemplo.
Fracionamento dos ETR e os Minerais do Manto
Granada – baixo D para os ETRL
 aumentando para os ETRP (fig. 11)
Retenção de granada na fonte (
( ETRP nos líquidos formados
Cpx – moderado D para os ETRL
 levemente > para os ETRP (fig. 11)
 Retenção de cpx na fonte (
 Moderado enriquecimento ETRL 
 nos líquidos formados
Olivina – D < 1 para todos ETR
 Retenção de olivina na fonte (
 Não afetaria o padrão ETR dos Figura 11
 líquidos formados
OUTROS PADRÕES NORMALIZADOS – OS “SPIDER DIAGRAMS”
	A utilidade dos diagramas normalizados de ETR levou ao desenvolvimento similar de diagramas normalizados de elementos traços que envolvem uma ampla variação, geralmente de elementos traços incompatíveis. Esses diagramas são denominados diagramas multielementais normalizados ou diagramas de elementos incompatíveis, os quais de uma forma coloquial são conhecidos como “spider diagrams” ou “spidergram” e têm sido amplamente empregados na discussão da geoquímica de magmas formados em diferentes ambientes tectônicos.
	Várias normalizações foram adotadas. Wood (1979) adotou como padrão um manto primitivo hipotético; Thompson et al. (1984) e Sun (1980) normalizaram seus dados para o condrito;Pearce et al. (1983) para o MORB. Nesses diagramas, tende-se a projetar os elementos menos incompatíveis (HFSE) do lado direito, os quais devem ser menos enriquecidos durante os processos de fusão parcial (fig. 12).
Figura 12 – “Spiderdiagram” normalizado para o MORB (Pearce et al. 1983) para basaltosde ilhas oceânicas.
	Basaltos toleíticos de rugas mesoceânicas, de arco de ilhas e de ilhas oceânicas são produtos da fusão parcial do manto, e conseqüentemente, seus padrões de elementos traços devem refletir a sua fonte.
	Assim, a fonte do MORB deve ser empobrecida nos LILE (K, Rb, Ba e Sr), sugerindo que esse empobrecimento deve ter acompanhado o crescimento da crosta continental durante o tempo geológico (fig. 13). Em contraste, os “spiderdiagrams” para basaltos alcalinos de ilhas oceânicas, mostram um forte enriquecimentos nos elementos incompatíveis com um pico em Ta-Nb, sugerindo que a fonte sofreu enriquecimento nos elementos incompatíveis, ou sofreu contaminação por outro material, ou então, que eles foram gerados a partir da fusão de um manto mais profundo e pouco diferenciado (fig. 13 e fig. 12). Basaltos toleíticos de arco de ilhas mostram um padrão pontiagudo, enriquecimento nos LILE e marcante depressão em Ta-Nb (fig. 13 e fig. 14). Esse padrão é típico de magmas gerados em zonas de subducção, conseqüência da adição dos LILE por fluidos oriundos da crosta oceânica subductada e retenção de Nb e Ta nas fases refratárias.
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Figura 8 – Padrão normalizado de ETR para líquidos produzidos por vários graus de fusão de um granada lherzolhito hipotético.
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Eu/Eu* = EuN/(SmN + GdN)/2
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Figura 13 – Spiderdiagrams típicos para basaltos de rugas mesoceânicas (MORB), de ilhas oceânicas (OIB) e de arco de ilhas (OIT), normalizados para o manto primitivo (Wood 1979).
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Figura 14 – Spiderdiagram típico para basaltos de arco de ilhas, normalizados para o MORB (Pearce et al. 1983).
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