Curso: Processos magmáticos
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Curso: Processos magmáticos
Unidade 1: Fundamentos de Termodinâmica.
Unidade 2: Fusão parcial: abordagem qualitativa.
Unidade 3: Diferenciação magmática: abordagem qualitativa.
Unidade 4: Dinâmica dos magmas e processos mineralizantes.
Unidade 5: Interpretação da textura das rochas.
Estrutura:
Uma unidade por mês.
Entre os dias 1 e 7 do mês: participantes recebem aula gravada e questionário.
Entre os dias 7 e 20 do mês: participantes estudam os tópicos da unidade na bibliografia recomendada e retornam o questionário ao professor para correção.
Entre os dias 25 e 28 do mês: professor corrige o questionário.
Entre os dias 29, 30 ou 31 do mês: vídeo conferência com debate sobre os tópicos estudados.
UNIDADE 3
Unidade 3: Diferenciação magmática: abordagem qualitativa.
Tópicos:
1. Petrogênese magmática.
2. Classificação modal, normativa e química das rochas.
3. Séries, suítes e províncias.
4. Diferenciação magmática.
5. Principais processos de diferenciação (cristalização, assimilação e hibridização) e modelos de câmaras magmáticas.
6. Câmaras magmáticas fechadas e abertas e potenciais processos mineralizantes.
7. Processos menos comuns de diferenciação magmática (fracionamento líquido, imiscibilidade líquida, zone refining, ATA e RTF) e potenciais processos mineralizantes.
8. Diferenciação e geoquímica: variações de elementos, razões de elementos e razões isotópicas durante os principais processos de diferenciação magmática.
Bibliografia recomendada (Unidade 3)
Wilson, M. 1989. Igneous petrogenesis. Springer-Verlag. 466p. Atenção: há várias reimpressões (a última de 2007) mas apenas uma edição (1989) deste livro. Logo, a estrutura dos capítulos será a mesma que a desta única edição, qualquer que seja a reimpressão disponível.
CAPÍTULO DE INTERESSE: 4
CAPÍTULOS PARA COMPLEMENTAÇÃO DE CONTEÚDO:
Os capítulos a seguir complementam o conteúdo do capítulo 4 de Wilson (1989).
Os vários processos de diferenciação magmática são bem apresentados no capítulo 7 de Hall, A. (1989).
Igneous Petrology. Isso também vale para o capítulo 2 de Middlemost, E.A.K. (1985). Magmas and Magmatic
Rocks, e para o capítulo 3 de Gill, R. (2010). Igneous Rocks and Processes: a practical guide.
O capítulo 5 de Turner & Verhoogen (1978). Petrología Ígnea y Metamórfica adota uma abordagem mais
detalhada, associando o tema diferenciação magmática à interpretação de sistemas silicáticos binários e
ternários utilizando conceitos termodinâmicos. Um apresentação semelhante, embora melhor ilustrada e
atualizada, é feita no capítulo 12 de Best, M.G. (2003). Igneous and Metamorphic Petrology.
Diagramas de fase binários e ternários, e respectivas interpretações petrológicas relevantes, podem ser
encontradas nos capítulos 1 a 6 de Cox et al. (1979). The Interpretation of Igneous Rocks. No capítulo 2, eu
considero muito importante a leitura atenciosa do item liquid line of descent, onde os autores ressaltam a
necessidade da consideração do fator tempo nos processos evolutivos. Neste item também percebe-se que o
termo whole rock analysis não implica, necessariamente, analisar a rocha toda!
O que é Petrogênese Magmática?
www.fukubonsai.com
Afinal: em Petrogênese Magmática se estudam rochas ou magmas?
itc.gsw.edu
facweb.bhc.edu
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
Petrogênese magmática é...
o estudo dos processos de fusão parcial de uma fonte para a geração de
magmas primários
e
dos processos evolutivos que ocorrem em câmara magmática para a geração
das séries magmáticas!
Já aprendemos, na Unidade 2, o que significam os termos fusão parcial, fonte
e magmas primários. Agora, na Unidade 3, temos que entender ...
O que são processos evolutivos?
O que é uma câmara magmática?
O que são séries magmáticas?
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
O que antecede a diferenciação (ou evolução) magmática?
A diferenciação magmática requer
que um volume considerável de
magma seja capaz de separar-se, ou
seja, segregar-se da fonte original, e
mover-se, por empuxo,
ascendentemente, até atingir
profundidades onde sua densidade
seja a mesma que a densidade das
rochas encaixantes. A maioria dos
magmas silicáticos consegue
ascender acima da descontinuidade
de Mohorovicic e, portanto, atinge
equilíbrio isostático na crosta
(continental superior ou inferior, ou na
crosta oceânica). Os locais da crosta
que armazenam grandes volumes de
magmas são chamados de câmaras
magmáticas.
Saturação da fonte residual em magma
Antes da fusão parcial
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
www.wtamu.edu
Magma primário
Fonte residual
Fonte original
Segregação incipiente dos fundidos
Segregação avançada
Câmara magmática!
Magmas ultramáficos e máficos, gerados no manto, têm densidades que permitem ascensão até a crosta continental inferior
(composta por anfibolitos e gabros), mas tendem a ser mais densos que a crosta continental superior (granodiorítica). Magmas
basálticos (p.ex.: MORB) pícríticos (isto é, pouco evoluídos ou muito magnesianos) conseguem ascender até 1-3km na crosta
oceânica (não mostrada na figura acima), mas somente os magmas basálticos mais evoluídos (isto é, menos magnesianos, como
os formadores de grandes províncias basálticas continentais, como Paraná-Etendeka, por exemplo) conseguem chegar à superfície
da crosta continental. Magmas intermediários (andesíticos) são menos densos que as rochas granitóides da crosta superior e,
assim, são a composição mais comum das lavas extravasadas por vulcões.
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
Câmaras magmáticas se localizam, predominantemente, na crosta terrestre porque os magmas tendem a
ser menos densos que as fontes residuais e só atingem equilíbrio isostático com as rochas encaixantes
acima de Moho.
Best, 2003
Quando os magmas segregados alcançam densidades
semelhantes às rochas circundantes eles interrompem
sua ascensão e acumulam em câmaras magmáticas de
diferentes dimensões e formas. O espaço necessário à
formação de câmaras magmáticas na crosta é gerado
por diferentes mecanismos. Na crosta continental
superior, por exemplo, o teto das câmaras desabam e
os fragmentos rochosos são pelo menos parcialmente
assimilados pelo magma, gerando espaço (mecanismo
de stoping). Os processos de evolução ou diferenciação
magmática mais importantes ocorrem em câmaras
magmáticas, onde grandes volumes de magma podem
ser estocados por um longo período de tempo.
Understanding the Earth (fig. 4.23)
FC-AP-71
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
FC-AP-71
VulcãoStockDerrame
Dique Materialpiroclástico
Soleira
Neck vulcânico ediques anelares
Batólito
Plúton
Nem sempre as câmaras magmáticas são expostas à superfície, depois de sua completa solidificação em
subsuperfície, para poderem ser estudadas diretamente. Câmaras magmáticas bem expostas constituem os
grandes batólitos e plútons (no caso de rochas granitóides) ou os grandes complexos acamadados (no caso de
rochas gabroicas).
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
É possível entrar numa câmara magmática?
Obviamente, o acesso a uma câmara magmática em profundidade é
impossível. No entanto, eventualmente o magma se solidifica e se transforma
numa rocha magmática. Os processos tectônicos e erosivos são capazes de
trazer essas rochas à superfície (ou seja, fazê-las aflorar) de modo que
podemos estudar suas feições para entender os processos que ocorreram
quando as rochas ainda não haviam se formado e o magma residia na câmara
magmática. Quando uma câmara magmática consolidada aflora à superfície
da Terra ela é chamada de maciço rochoso.
Ero
sã
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So
erg
uim
ento
www.cecilio.ime.eb.br/adventures
http://www.pjslack.com/iceberg.jpg
Vista aérea do Maciço Granítico da Pedra Branca,
Rio de Janeiro
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
Investigamos a geração de series de
magmas (series magmáticas) a
partir das rochas magmáticas que
mapeamos nos maciços.
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
Séries magmáticas são séries de rochas magmáticas?
http://ppegeo.igc.usp.br/img/revistas/rbg/v41n2/html/2a03f04.jpg (Granito Seringa; SSE PA; Paiva Jr et al., 2011; RBG).
Investigamos a geração de series de
magmas (series magmáticas) a
partir das rochas magmáticas que
mapeamos nos maciços.
PETROGÊNESE MAGMÁTICA
Séries magmáticas são séries de rochas magmáticas?
http://ppegeo.igc.usp.br/img/revistas/guspsc/v7n2/05f2.gif (Maciço Tunas; PF; Siga Jr et al., 2007; Geologia USP, S.Científica).
CLASSIFICAÇÃO MODAL, NORMATIVA E QUÍMICA
Como a petrografia pode gerar dados petrológicos?
Moda: %volume. Serve à
classificação de rochas.
Dado petrológico: moda da
matriz separada da moda da
assembleia de fenocristais.
Exemplos de diagramas de classificação modal
recomendados pelo IUGS (International Union of
Geological Sciences; LeMaitre, 2002 (ed). Igneous
Rocks: a classification and a glossary of terms. 2 ed.
Cambridge, Cambridge University Press. 254 p.).
CLASSIFICAÇÃO MODAL, NORMATIVA E QUÍMICA
Como a petrografia pode gerar dados petrológicos?
Normas:
1. Vários tipos (CIPW, Shand, Mesonorma e Catanorma, só para rochas magmáticas).
2. Alguns autores (Wilson, 1989, p. ex.!!) desaconselham o uso.
3. Mais usada: CIPW (Clarke, Iddings, Poldervaart e Washington).
• Baseada na composição química da rocha.
• Simula a cristalização de um magma basáltico, gerando uma composição mineral normativa
totalmente devolatizada (p.ex.: biotita normativa ou hornblenda normativa não são geradas pela
norma CIPW).
• Os minerais normativos não têm, necessariamente, que pertencer à moda da rocha.
• Essencial fixar a fazão Fe+3/Fe+2 (vide Cox et al., 1979 e Middlemost, 1989(1)).
• Bastante utilizada para classificar series basálticas e granitoides (p.ex.: tipos I e S, em adição a
outros critérios discriminantes).
Exemplo de classificação de séries basálticas em base normativa
Série Mineral
normativo
Observações
Toleítica Hiperstênio Acompanhado de
quartzo ou olivina
normativos
Alcalina Nefelina
(1): Middlemost, E.A.K. 1989. Iron oxidation ratios, norms and the classification of volcanic rocks. Chemical Geology, 77,19-26.
CLASSIFICAÇÃO MODAL, NORMATIVA E QUÍMICA
A classificação química é para rochas ou magmas?
Diagrama TAS (Total de Álcalis versus Sílica) de classificação química recomentado pelo IUGS
(International Union of Geological Sciences; LeMaitre, 2002 (ed). Igneous Rocks: a classification
and a glossary of terms. 2 ed. Cambridge, Cambridge University Press. 254 p.).
Composição química:
%peso.
Em 1 kg de rocha ácida,
qual é o peso mínimo de
todos os átomos de Si e O?
Dado petrológico: o que é
mostrado no gráfico são
magmas, e não rochas!.
CLASSIFICAÇÃO MODAL, NORMATIVA E QUÍMICA
A classificação química é para rochas ou magmas?
Diagramas de classificação química com base elementos imóveis (Winchester & Floyd, 1977.
Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using
immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343).
O diagrama de classificação de De La Roche et al. 1980 (A classification of volcanic and plutonic
rocks using R1-R2 diagram and major elements analysis. Chem. Geol., 28:183-210) utiliza os
índices R1 e R2, calculados a partir da composição química das rochas, expressa em miliátomos.
SÉRIES, SUÍTES E PROVÍNCIAS
Por que rochas ao invés de magmas?
SÉRIES, SUÍTES E PROVÍNCIAS
Séries de rochas ou série de magmas?
Para cada série magmática, um magma parental.
Para cada suite magmática, mais que um magma parental
dentro da mesma série.
Província: conotação especial.
Há várias curvas,
propostas por
diferentes autores, para
deliminar os campos
alcalino, subalcalino,
toleítico e calcialcalino.
As curvas utilizadas
neste slide são de
Irvine & Baragar (1971).
SÉRIES, SUÍTES E PROVÍNCIAS
Qual o significado dos trends de diferenciação toleítico e calcialcalino?
Essa curva é um divisor termal:
funciona como um muro!
Diferenciação!
Diferenciação!
A diferença fundamental entre magmas de séries toleíticas
e calcialcalinas é que os magmas parentais dos primeiros
não cristalizam óxidos de Fe e Ti e, assim, geram um
trend evolutivo em direção ao vértice F no diagrama AFM.
Já os líquidos parentais calcialcalinos cristalizam óxidos de
Fe e Ti, gerando trends que não seguem em direção a F
mas sim a A.
A curva no diagrama TAS é um divisor termal, isto é, uma
barreira que impede que magmas parentais alcalinos se
diferenciem em magmas mais evoluídos subalcalinos e
vice-e-versa. Essa regra pode ser quebrada a depender
dos valores de pressão (a seco e de fluidos). Mas há
apenas duas exceções onde o muro pode ser pulado!
SÉRIES, SUÍTES E PROVÍNCIAS
Séries de rochas ou série de magmas?
Para cada série magmática, um magma
parental.
Para cada suite magmática, mais que um
magma parental dentro da mesma série.
Província: conotação especial.
Os magmas parentais de cada suíte são
representados pelas amostras de rochas
com maiores teores de MgO (%peso) e
menores teores de SiO2 (%peso).
Di-Fo
volcanoes.usgs.gov/about/pglossary/PeleHair.php
1,0 mm
Afírica e vítrea (ou holohialina)
MacKenzie et al., 1982
Afírica e vítrea (ou holohialina) Margem resfriada em dique de diabásio
AR-NF-5
AR-NF-4
D1
H3H1 H2
H0
D3
Oeste Leste
D2
D0
1 km
Legenda
t T M 0; 0; 0
t T M 1; 1; 1
t T M2; 2; 2
t T Mn; n; n
Superfícies erosivas
Rochas
H D : textura afírica 0; 0
H D : texturas porfiríticas com fenocristais
de olivina e/ou piroxênio e/ou plagioclásio. n-1; n-1
Rochas plutônicas: dunitos, piroxenitos eanortositos com texturas cumuláticas.
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Di-Fo
1,0 mm
Porfirítica com matriz vítrea (ou hipohialina) Centro de dique de diabásio
AR-NF-4
FC-AP-74
Porfirítica com matriz afanítica
D1
H3H1 H2
H0
D3
Oeste Leste
D2
D0
1 km
Legenda
t T M 0; 0; 0
t T M 1; 1; 1
t T M2; 2; 2
t T Mn; n; n
Superfícies erosivas
Rochas
H D : textura afírica 0; 0
H D : texturas porfiríticas com fenocristais
de olivina e/ou piroxênio e/ou plagioclásio. n-1; n-1
Rochas plutônicas: dunitos, piroxenitos eanortositos com texturas cumuláticas.
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Di-Fo
1,0 mm
Plúton (Complexo de Itatiaia)
AR-NF-4
FC-AP-74
Holocristalina porfirítica com matriz fanerítica Holocristalina porfirítica com matriz fanerítica
D1
H3H1 H2
H0
D3
Oeste Leste
D2
D0
1 km
Legenda
t T M 0; 0; 0
t T M 1; 1; 1
t T M2; 2; 2
t T Mn; n; n
Superfícies erosivas
Rochas
H D : textura afírica 0; 0
H D : texturas porfiríticas com fenocristais
de olivina e/ou piroxênio e/ou plagioclásio. n-1; n-1
Rochas plutônicas: dunitos, piroxenitos eanortositos com texturas cumuláticas.
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Di-Fo
1,0 mm
Basalto cumulático do topo da Ilha Santa Bárbara.
FC-AP-74
Textura fanerítica Estrutura cumulática do basalto Santa Bárbara
D1
H3H1 H2
H0
D3
Oeste Leste
D2
D0
1 km
Legenda
t T M 0; 0; 0
t T M 1; 1; 1
t T M2; 2; 2
t T Mn; n; n
Superfícies erosivas
Rochas
H D : textura afírica 0; 0
H D : texturas porfiríticas com fenocristais
de olivina e/ou piroxênio e/ou plagioclásio. n-1; n-1
Rochas plutônicas: dunitos, piroxenitos eanortositos com texturas cumuláticas.
Ilha Santa Bárbara, Arquipélago de Abrolhos, BA.
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Rocha afírica e afanítica: rocha ~ magma.
Rocha afírica e fanerítica: rocha ~ magma.
Rocha porfirítica com matriz afanítica: matriz ~ magma.
Fenocristais não concentrados e < 20%vol. Rocha porfirítica com matriz microfanerítica: matriz ~ magma.
Fenocristais concentrados e > 20%vol.
Há 4 processos principais de diferenciação
magmática:
1.Cristalização fracionada sem assimilação.
2.Cristalização fracionada com assimilação
(AFC).
3.Assimilação sem cristalização fracionada.
4.Hibridização.
Esses processos evolutivos podem ser
investigados mesmo quando a câmara
magmática não está exposta à superfície
sob a forma de batólitos ou plútons.
Para isso, utiliza-se a sistemática do estudo
petrológico, associando dados de campo,
petrográficos e geoquímicos.
As reações necessárias à formação de
minerais a partir de magmas são
exotérmicas, fazendo com que processos
evolutivos envolvendo cristalização
fracionada sejam capazes de conduzir calor
eficientemente para as rochas encaixantes
circundantes.
D1
H3H1 H2
H0
D3
Oeste Leste
D2
D0
1 km
Legenda
t T M 0; 0; 0
t T M 1; 1; 1
t T M2; 2; 2
t T Mn; n; n
Superfícies erosivas
Rochas
H D : textura afírica 0; 0
H D : texturas porfiríticas com fenocristais
de olivina e/ou piroxênio e/ou plagioclásio. n-1; n-1
Rochas plutônicas: dunitos, piroxenitos eanortositos com texturas cumuláticas.
PRINCIPAIS PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
PRINCIPAIS PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Understanding the Earth (fig. 4.16)
Understanding the Earth (fig. 4.17) Understanding the Earth (fig. 4.21)
Understanding the Earth (fig. 4.23) 1) Cristalização
fracionada
sem
ou
2) com
Assimilação
3) Assilação sem
cristalização
fracionada
4) Hibridização
Outros processos
Dados de campo são importantes indicadores de processos evolutivos nos casos em que as câmaras estão
aflorantes sob a forma de maciços granitóides ou complexos acamadados. Pillow-like structures no
Batólito Achala, Sierras
Grandes de Córdoba,
Argentina. Esta feição de
campo é indicativa de mistura
magmática (ou mistura
heterogênea, como óleo e
água, abaixo) que, em alguns
casos, pode estar associada
à processos evolutivos
envolvendo hibridização.
http://sosriosdobrasil.blogspot.com.br
www.geosociety.org FC-AP-76
PRINCIPAIS PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
De volta à câmara magmática!
Dados de campo são importantes indicadores de processos evolutivos nos casos em que as câmaras estão
aflorantes sob a forma de maciços granitóides ou complexos acamadados.
Fragmentos de gnaisse
encaixante com
contornos arredondados
e aspecto plástico,
indicativos de processos
evolutivos envolvendo
assimilação.
PRINCIPAIS PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
De volta à câmara magmática!
Dados de campo são importantes indicadores de processos evolutivos nos casos em que as câmaras estão
aflorantes sob a forma de maciços granitóides ou complexos acamadados.
Acamamento magmático em rocha da
suíte sanukitóide Rio Maria (2,81 Ga,
cráton Amazônico, PA), indicativo de
processos de cristalização fracionada em
câmara magmática fechada.
Magmas sanukitóides são formados sob
condições muito oxidantes, sendo ricos
em minerais volatizados (presença de
água).
O termo sanukitóide faz alusão a uma
rocha vulcânica (sanukito) encontrada no
Japão.
PRINCIPAIS PROCESSOS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
De volta à câmara magmática!
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Câmaras magmáticas fechadas: complexos estratiformes
http://platinex.com/Muskox/
Complexo estratiforme (ou acamadado) de Skaergaard, na Groelândia.
htt
p:/
/ww
w.s
kaerg
aard
.org
/
http://www.geodz.com/ http://www.geochemsoc.org/
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Câmaras magmáticas fechadas: complexos estratiformes
http://platinex.com/Muskox/
Complexo estratiforme (ou acamadado) de
Muskox, no Canadá.
Depósitos ortomagmáticos diretamente
relacionados aos processos de
diferenciação magmática em câmara
fechada. http://www.adrianaresources.com/
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
De volta à câmara magmática (fechada).
http://platinex.com/Muskox/
Complexo estratiforme (ou acamadado) de Skaergaard, Groelândia. Depósitos de Elementos do Grupo da
Platina.
Acamamento
magmático em
várias escalas (a, b,
c).
Em c, detalhe do
acamamento rítmico
visto em b, onde
podem ser vistos
óxidos (escuros) e
plagioclásio (claros).
Em d, dique de
granófiro.
(a)
(b)
(c)
(d)
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Diferenciação em câmaras magmáticas fechadas
Magma = líquido + cristais + fluidos.
Em câmaras magmáticas fechadas, a diferenciação pode ocorrer se:
1. Cristais e líquido se separam (isto é, fracionamento cristal-líquido ou cristalização
fracionada);
2. Um líquido homogêneo gera dois líquidos imiscíveis; e
3. Líquido e voláteis se separam.
Líquido
evoluído
Líquido
parental
Cristais
Cumulado
Câmara aberta: Líquido parental – Cristais = Líquido evoluído
Câmara fechada: Cristais + Líquido parental = Cumulado
Elemento (ou óxido) A (%peso ou ppm)
Ele
me
nto
(ou ó
xid
o)
B (
%p
eso
ou p
pm
)
0,00
2,00
4,00
6,00
8,00
10,00
12,00
14,00
16,00
0,00 5,00 10,00 15,00 20,00 25,00 30,00 35,00 40,00
FeO
(%
pes
o)
MgO (%peso)
Piroxenito
Piroxênios
Líquido parental
Líquido evoluído
Câmara fechada: Piroxênios + Líquido parental = Piroxenito
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Diagramas de fases e relações de equilíbrio
Estes diagramas podem ser do tipo P-T, P-X ou T-X (quando representados no plano sem projeções). Eles
mostram áreas que representam campos onde determinada fase estará em equilíbrio estável (isto é, com a
menor energia livre de Gibbs possível ou potencial químico). Essas áreas são separadas por uma curva
formada por coordenadas que representam os valores das variáveis intensivas de estado para os quais as
fases estarão em equilíbrio dinâmico.
No diagram P-T ao lado, cristais e líquido estarão em
equilíbrio dinâmico para quaisquer valores de P e T que
correspondam a uma coordenada da curva de estabilidade.
Como sobre a curva o volume molar dos cristais é sempre
menor que o volume molar do líquido, qualquer aumento
positivo de pressão será moderado (Princípio de LeChatelier)
por uma diminuição do volume molar de todo o sistema
(devido à cristalização). Segundo o Princípio de LeChatelier,
se uma mudança ocorre no estado de equilíbrio de um
sistema, ele responderá de tal modo a minimizar ou moderar
os efeitos dessa mudança de modo a restaurar as condições
de equilíbrio anteriores. Neste caso, para aumentos
infinitesimais de pressão, a formação de cristais diminui o
volume molar do sistema como um todo, restaurando o
equilíbrio estável do mesmo representado pela curva de
estabilidade. Uma vez que cristais são estáveis a mais alta P
enquanto líquidos são mais estáveis a mais alta T, a curva de
estabilidade adquire a forma mostrada no diagrama ao lado,
indicando que sob altas P será necessário uma maior T para
fundir cristais e gerar líquidos.
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Uma regra para os diagramas de fases
A Regra das Fases de Gibbs reúne os parâmetros componentes (C), fases (ɸ) e grau de liberdade (F) que
expressam as condições de estabilidade das fases de acordo com as mudanças de variáveis intensivas de
estado, tais como pressão (P) e temperature (T) e fração molar (X). Ela é expressa por: F = 2 + C – ɸ. O
número 2 na equação expressa a quantidade de variáveis intensivas, neste caso, P e T, como em geral ocorre
nos sistemas magmáticos. Haveria ainda uma terceira variável (X), mas ela é incorporada ao fator C devido às
relações entre número de components (C) e fração molar (X) (vide seção 5.1.1 em Best, 2003). A investigação
das condições de estabilidade de fases devido apenas à variação de P ou T, reduz a equação a F = 1 + C – ɸ,
ou mesmo a F = C – ɸ, nos casos em que nem P nem T são variáveis intensivas a serem consideradas.
Investigue as relações de fase no sistema
mononário (apenas um componente;
SiO2) representado pelo diagrama P x T
ao lado.
Explique a forma das curvas de
estabilidade entre os campos ocupados
pelas fases sólidas e o campo ocupado
pela fase líquida.
Qual seria o significado de um valor
negativo de F?
Exemplo de um sistema com apenas
um componente
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
Diagramas multicomponentes, como os binários, podem ser construídos a P fixa (diagramas isobáricos do tipo
T x X) ou a T fixa (diagramas isotérmidos do tipo P x X). Estes diagramas são úteis na representação de
processos de equilíbrio cristal-líquido. O diagrama abaixo representa, simplificadamente, tanto a fusão da
crosta oceânica quanto a cristalização de um magma basáltico, em que não há formação de compostos
intermediários nem solução sólida entre os dois componentes.
Isoterma
http://www.brocku.ca/
Iso
ple
ta
100% líquido
100% sólido
%peso ou fração molar
Te
mp
era
tura
(⁰C
)
CÂMARAS MAGMÁTICAS FECHADAS E ABERTAS E PROCESSOS MINERALIZANTES
Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
Sob temperaturas acima da liquidus, nenhuma cristalização ocorre e o calor do líquido (magma) é utilizado na realização de trabalho
PdV nas rochas encaixantes. O líquido originalmente é saturado no componente representado pela fase diopsídio. Entre a liquidus e
a solidus ocorre somente a cristalização desta fase, ao longo de um intervalo de temperatura. De acordo com o Princípio de
LeChatelier, quedas infinitesimais de temperatura (dT negativos) são moderadas pelo aumento da fração molar de diopsídio (regra
da alavanca), restabelecendo o equilíbrio dinâmico representado pelas coordenadas ao longo da liquidus, onde o volume molar do
cristal será sempre menor que o volume molar do líquido, e a energia livre dos cristais será igual a energia livre do líquido. Para
cada ponto da liquidus a composição do cristal é invariável (mas não o seu volume), mas a composição do líquido varia, tornando-se
continuamente diferente da composição do líquido original. Se não houver separação entre cristais formados e líquido coexistente, o
equilíbrio dinâmico prossegue, e a curva de estabilidade contina a ser representada pela liquidus. Quando o decréscimo de
temperatura atinge um valor crítico (a temperatura eutética), todo o calor remanescente no magma passa a ser usado como calor
latente de cristalização, sob temperatura fixa (a temperatura eutética). Sob um dT imediatamente anterior à temperatura eutética,
havia um volume de 57% de diopsídio e 43% de líquido remanescente, que irá cristalizar um sólido final representado pela
composição eutética (42% de anortita e 58% de diopsídio). Ou seja, dos 43% de líquido restante, 58% formaram diopsídio (0,58 x 43
~ 25%) e 42% formaram anortita (0,42 x 43 ~ 18%). O sólido final terá, portanto: 82% de diopsídio (57% fenocristais + 25% da
matriz) + 18% de anortita (somente na matriz). Assim, a trajetória completa, desde 100% líquido (sob uma temperatura acima da
liquidus) até 100% sólido (sob uma temperatura abaixo da solidus) resulta num sólido de composição idêntica àquela do líquido
inicial (18% anortita + 82% diopsídio), desde que cristais e líquidos possam reagir continuamente num estado de equilíbrio dinâmico.
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Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
A cristalização em equilíbrio, ocorrida num
intervalo dT, teve como resultado final uma
rocha de textura porfirítica, com matriz
constituída de diopsídio e anortita, com
fenocristais de diopsídio. Mas qual seria a
textura e a moda de uma rocha formada a
partir de um líquido cuja composição
original fosse igual à composição eutética?
Imagine, agora, que o líquido ao lado
represente um magma que ocupa uma
câmara magmática subvulcânica. Que
material sólido seria formado devido ao
extravasamento deste magma sob a forma
de lava a partir do vulcão? Qual seria a
composição química deste material sólido?
Que tipo de sistema termodinâmico
(isolado, fechado ou aberto) serviria de
análogo para esta câmara magmática?
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Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
Considere que a figura ao lado representa
um tempo t qualquer de uma câmara
magmática fechada. Proponha um
mecanismo capaz de garantir a
cristalização em equilíbrio dentro desta
câmara. Depois, proponha um mecanismo
capaz de impedir a cristalização em
equilíbrio dentro desta mesma câmara.
Considere que as duas figuras (acima e ao
lado) representem dois tempos distintos (t1
e t2) de uma mesma câmara magmática
aberta. Como seria possível reconstruir a
diferenciação magmática de uma série de
diabásios toleíticos num enxame de
diques? E numa província basáltica
continental? Que tipo de textura diabásios
e basaltos precisariam ter para a
reconstrução do processo de
diferenciação? Explique o porquê da
necessidade de proceder à análise
litogeoquímica utilizando apenas a matriz
das amostras de rochas porfiríticas.
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Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
O gráfico (B) mostra a variação da temperatura ao longo do tempo durante um processo que pode
ser representado no gráfico (A). Responda, justificadamente:
1. Que processo é esse?
2. Em (B), por que a inclinação da reta do trecho Entre a liquidus e a solidus é maior que a
inclinação da reta do trecho Acima da liquidus?
3. Como o calor do magma é utilizado no trecho representado pela reta Eutético em (B)?
(A)
Tempo
Te
mp
era
tura
(⁰C
)
(B)
Acima da liquidus
Entre a liquidus e a solidus
Eutético
Abaixo da solidus
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Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
O diagrama abaixo representa, simplificadamente, as relações de equilíbrio cristal-líquido entre dois
componentes que não formam solução sólida entre si, mas podem reagir formando um compost intermediário
que funde congruentemente (um tipo de fusão onde a composição do líquido é iqual à composição do sólido
sob fusão). Neste caso, a reação é: Nefelina + Sílica = Albita. A formula da nefelina está simplificada no
diagrama.
http://www.und.nodak.edu/
A isopleta tracejada em vermelho representa uma barreira térmica
(ponto mais alto do segmento de curva entre os pontos eutéticos E1
e E2). Ou seja, qualquer líquido cuja composição esteja à direita da
barreira terá uma trajetória de cristalização no sentido de E1,
enquanto que líquidos à esquerda da barreira tenderão a E2. Deste
modo, nunca haverá cristalização simultânea de nefelina e quartzo
(aqui considerado o polimorfo de SiO2 estável).
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Sistemas multicomponentes: diagramas binários (2 componentes) no espaço T x X
http://www.tulane.edu/
A barreira termal tem uma relação com a atividade de sílica (vide Unidade 1 do curso) porque as reações
tampão (como nefelina + quartzo = albita) fixam a atividade de sílica nos magmas para determinados valores de
P e T. Por sua vez, a atividade (ou saturação) em sílica tem uma relação com a composição normativa. Assim,
magmas basálticos parentais situados próximo ao divisor termal podem gerar três caminhos de diferenciação
distintos (basalto-traquito, basalto-riolito e basalto-fonolito). Valores um pouco mais baixos que aqueles
correspondentes à barreira termal, levam à formação de traquitos que, cristalizando feldspatos, podem levar a
líquidos residuais fonolíticos (note que, diferentemente de outros casos, o caminho traquito-fonolito implica
diminuição de sílica). O basalto parental será alcalino, denotado pela presença de nefelina e albita normativas,
enquanto que os líquidos traquítico e fonolítico conterão nefelina (e albita) na moda. Por outro lado, valores
pouco mais altos de atividade de sílica correspondente ao divisor termal no magma basáltico parental, podem
levar à formação de traquitos e, posteriormente, a líquidos residuais riolíticos. Este é um típico trend toleítico,
controlado pela reação tampão olivina + sílica = enstatita, e marcado pela presença de hiperstênio e quartzo na
norma do basalto parental e quartzo modal nos líquidos evoluídos. Em resumo: basaltos parentais levemente
insaturados em sílica se diferenciam em traquitos insaturados e até mesmo em fonolitos (insaturados por
definição), enquanto basaltos parentais levemente saturados em sílica se diferenciam em traquitos saturados e
supersaturados, e até mesmo em riolitos supersaturados.
http://www.tulane.edu/ Best, 2003)
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Pelo exposto, entende-se porque fonolitos são rochas insaturadas em sílica (por definição), enquanto há
traquitos insaturados, saturados e supersaturados em sílica. Do mesmo modo, percebe-se que riolitos e fonolitos
podem representar líquidos residuais por diferenciação magmática a partir de basaltos parentais. Vale ressaltar
que fonolitos também podem ser gerados a partir de nefelinitos (e magmas composicionalmentes semelhantes),
sem geração de traquitos, ao longo de um caminho evolutivo chamado fortemente insaturado (foidito-tefrito-
fonotefrito-tefrifonolito-fonolito).
Trends de diferenciação possíveis para a
geração de líquidos residuais traquíticos,
fonolíticos e riolíticos. Notar como o plano
crítico de insaturação em sílica
corresponde, aproximadamente, às linhas
divisórias de Irvine & Baragar (1971, e
outros autores, no TAS de discriminação
de séries magmáticas alcalinas e
subalcalinas. Essas curvas representam,
portanto, divisores termais, mostrados em
diagramas de fase binários, tais como o
do sistema nefelina-quartzo, ou em
diagramas normativos, como o caso dos
planos críticos no tetraedro basáltico
CPX-Ne-Q-Ol. É por causa dessas
barreiras termais que parentais de um
lado da curva do TAS não geram
evoluídos do outro lado, exceção feita a
poucos casos onde os divisores termais
são suprimidos em função de cristalização
sob alta pressão.
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http://www.geo.arizona.edu/
O diagrama ao lado representa o
sistema periclásio (MgO) - Quartzo
ou outro polimorfo de sílica estável
abaixo de 20 kb (SiO2). À
semelhança do diagrama do sistema
nefelina-sílica, ele também tem um
divisor termal (seta vermelha) e seus
componentes não formam solução
sólida entre si. No entanto, este
diagrama difere do outro porque o
composto intermediário (enstatita)
funde incongruentemente (isto é, o
líquido não tem a mesma
composição do sólido fundido). A
reação tampão forsterita + sílica =
enstatita ocorre sob temperatura
correspondente ao ponto P
(peritético) Periclásio Olivina Enstatita Polimorfo de sílica
P
E1
E2
http://www.geo.arizona.edu/
Periclásio Olivina Enstatita Polimorfo de sílica
P
E1
E2
M1
Sob cristalização em equilíbrio, um líquido de composição M1
cristaliza forsterita ao atingir a liquidus, mas antes de atingir o
eutético E1, parte da forsterita formada até a temperatura do
peritético reage com todo o líquido remanescente para formar
enstatita (sob T constante). A rocha será ultramáfica com
textura porfirítica, com fenocristais de olivina e matriz
composta por cerca de 50% de olivina (matriz + fenocristais)
e 50% de enstatita (um pouco de plagioclásio permitiria
classificar a rocha como melagabro). Sob cristalização
fracionada, não há reação em P devido à remoção da olivina,
mas alguns cristais formados previamente podem ser
manteados por enstatita (textura coronada). O magma se
diferencia a partir de uma nova composição mais rica em
sílica (MP), diferente da original (M1), o que permite a
cristalização de enstatita (que pode, igualmente, ser
removida). A diferenciação prossegue até o eutético E1, com a
cristalização de enstatita e uma forma de sílica, sob T
constante. Neste caso pode-se formar um cumulado, com
dunito (gerado pela acumulação de forsterita) na parte
inferior, piroxenito (gerado pela acumulação de enstatita) ou
peridotito (mistura de cumulados de olivina e enstatita) e
quartzo piroxenito (ou, adicionado algum feldspato, algo como
um charnockito) no topo. Note que ambos os processos
podem ocorrer em câmaras fechadas. No caso de uma
câmara aberta, a cristalização em equilíbrio pode ser
interrompida devido à diminuição brusca da temperatura, para
a formação de uma intrusão hipabissal ou extravasamento à
superfície. Se a abertura da câmara ocorresse num tempo t
correspondente à T < TP, também se formariam textura
coronadas pela interrupção da reação peritética.
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http://www.geo.arizona.edu/ Líquido de composição M2 (equivalente à enstatita
pura).
Cristalização em equilíbrio: atingida a liquidus,
formação de forsterita. Reação peritética (ou
tampão) em P, consumindo toda a forsterita
formada e todo o líquido residual. A rocha formada
é um piroxenito de textura equigranular com moda
igual a 100% de enstatita.
Cristalização fracionada: atingida a liquidus,
formação de forsterita que é perfeitamente
removida da presença do líquido, que vai se
tornando mais rico em sílica (move-se sentido a
P). No peritético, nenhuma reação, e o líquido
passa a ser representado por MP, cristalizando
enstatita até o eutético E1, onde cristaliza enstatita
com uma forma de sílica. Forma-se um cumulado
semelhante ao formado a partir de M1, com
pequenas diferenças em volume (menos dunito e
mais charnockito (ou quartzo piroxenito).
Periclásio Olivina Enstatita Polimorfo de sílica
P
E1
E2
M2
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http://www.geo.arizona.edu/ Líquido de composição M3 (entre a composição
peritética e da enstatita pura).
Cristalização em equilíbrio: atingida a liquidus,
formação de forsterita. Reação peritética (ou
tampão) em P, consumindo toda a forsterita
formada e parte do líquido residual. Cristalização
de mais enstatita a partir do líquido residual, até a
cristalização de enstatita e uma forma de sílica no
eutético E1. A rocha formada é um quarzo
piroxenito (ou charnockito, havendo algum
feldspato) de textura porfirítica com fenocristais de
enstatita.
Cristalização fracionada: atingida a liquidus,
formação de forsterita que é perfeitamente
removida da presença do líquido, que vai se
tornando mais rico em sílica (move-se sentido a
P). No peritético, nenhuma reação, e o líquido
passa a ser representado por MP, cristalizando
enstatita até o eutético E1, onde cristaliza enstatita
com uma forma de sílica. Forma-se um cumulado
semelhante ao formado a partir de M1 e M2, mas
com menor volume de dunito já que M3 tem
menos MgO que M2, que, por sua vez, tem menos
MgO que M1.
Periclásio Olivina Enstatita Polimorfo de sílica
P
E1
E2
M3
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http://www.geo.arizona.edu/ Líquido de composição M3 (entre a composição
peritética e eutética).
Cristalização em equilíbrio: idêntica àquela do
sistema binário com eutético simples. A rocha
formada será um quartzo piroxenito de textura
porfirítica com fenocristais de enstatita.
Cristalização fracionada: atingida a liquidus,
formação de enstatita que é perfeitamente
removida da presença do líquido, que vai se
tornando mais rico em sílica (move-se sentido a
E1). Não há reação em P porque a composição do
líquido é mais rica em sílica que a composição
peritética. , cristalizando enstatita até o eutético
E1, onde cristaliza enstatita com uma forma de
sílica. Forma-se um cumulado semelhante ao
formado a partir de M1 e M2, mas com menor
volume de dunito já que M3 tem menos MgO que
M2, que, por sua vez, tem menos MgO que M1.
Periclásio Olivina Enstatita Polimorfo de sílica
P
E1
E2
M4
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O diagrama de fases acima mostra as relações de equilíbrio entre dois componentes com solução sólida
completa entre si. É o caso dos plagioclásios. Neste tipo de sistema as fases sólidas que vão cristalizando não
representam a composição pura de nenhum dos componentes. Neste diagrama, a curva superior é a liquidus e a
curva inferior é a solidus. A inclinação da liquidus indica que o ponto de fusão do componente puro anortita
diminui regularmente com a adição do outro componente puro (albita). Ou seja, a temperatura de fusão e
cristalização de qualquer mistura entre os componentes será sempre menor que aquela do componente puro de
maior ponto de fusão. Essa relação de fases permitiu a Bowen construir a sua Série de Reações Contínuas, que
envolvem trocas acopladas de Na+Si4+ e Ca2+Al3+.
.
http://www.colegiovascodagama.pt/
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Líquido M1 (An65Ab35) está saturado no componente
An e começa a cristalizar um plagioclásio cuja
composição é representada por S1 (An90Ab10) na
solidus.
Cristalização em equilíbrio: as composições do líquido
e dos sólidos coexistentes vão mudando
continuamente, sendo representadas pelos pontos de
interseção entre as isotermas e as curvas liquidus e
solidus, respectivamente. O sólido final (Sf) terá a
mesma composição que M1. A proporção entre sólidos
e líquido coexistentes, para cada T, é dada pela regra
da alavanca aplicada sobre a respectiva isoterma.
Cristalização fracionada: a remoção dos cristais
formados por gravidade, por exemplo, faz com que as
reações não sejam contínuas. Tudo é reiniciado a
cada T a partir de um magma de composição
diferente de M1 (M2, por exemplo). Deste modo,
havendo líquido suficiente, nada impediria a
cristalização de albita pura. Em câmaras magmáticas
fechadas, o resultado seria a formação de camadas
de plagioclásio com diferentes composições (figura A).
Já os cristais zonados (figura B) são formados quando
a difusão iônica acoplada no sistema cristal-líquido é
retardada (porque os cristais inicialmente formados
são muito grandes e/ou a T diminui rapidamente
devido à uma intrusão hipabissal ou extravasamento
em câmaras abertas), preservando núcleos mais ricos
em An circundados por bordas mais ricas em Ab.
M1
S1
Sf
M2
http://www.tulane.edu/
(A) (B)
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As relações de fases em sistemas
binários com solução sólida completa
entre componentes mudam sob
diferentes condições de P e pela a dição
de mais componentes, conforme
mostrado no diagrama ao lado. O
aumento da P aumenta as temperaturas
liquidus e solidus do sistema, enquanto
que a adição de componentes,
especialmente água, diminui as mesmas.
A adição do componente diopsídio
rebaixa as composições anortíticas mas
não as albíticas, fazendo com que
variações pequenas de T resultem em
grandes mudanças composicionais em
condições de equilíbrio cristal-líquido.
Água dissolvida não somente diminui a
liquidus e a solidus mas também
estabiliza plagioclásios mais cálcicos em
sistemas multicomponentes, como os
magmas naturais.
Best, 2003
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Os casos mais gerais de diagramas de variação
binários com solução sólida completa entre
componentes envolvem um ponto mínimo de fusão
(figura A) e um ponto máximo de fusão (semelhante
ao mostrado na figura B). A sequência de
cristalização é a mesma discutida anteriormente
para os plagioclásios, com exceção que líquidos
possuindo composições correspondentes às
temperaturas máxima e mínima irão cristalizar uma
fase sólida com composição idêntica a do líquido.
Em nenhum dos dois casos, no entanto, os
máximos e mínimos não correspondem a eutéticos
porque nestes pontos o sistema não é invariante
porque há apenas duas fases presentes; uma
sólida e outra líquida (F = 1 + C - ɸ = 1 + 2 - 2 = 1).
http://www.doitpoms.ac.uk/
http://upload.wikimedia.org/
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Um exemplo de um sistema binário com ponto mínimo de fusão é dado pelo sistema albita (Ab)-Kfeldspato (Kf).
Sob baixas P, o sistema mostra um campo de estabilidade para a leucita que, no entanto, desaparece sob
condições de saturação de água entre 0,3 GPa e 0,5 GPa. Neste caso, há uma solução sólida completa entre os
dois componentes, com a solidus e a liquidus formando elipsoides em cada lado do ponto mínimo. Sob alta P,
qualquer feldspato formado a partir do líquido será uma solução sólida homogênea. Quando qualquer feldspato
se resfria abaixo da solidus, a sua isopleta intercepta a curva côncavo-convexa chamada solvus, e o feldspato se
desmistura (ou exsolve) formando dois feldspatos; um processo subsolidus. No diagrama à esquerda, um
feldspato homogêneo (Kf60) a 600⁰C exsolve a mais baixa temperatura (sob a solvus) para formar uma solução
sólida de feldspato potássico (Kf68) e uma solução sólida de feldspato sódico (Kf21). Os dois feldspatos
exsolvidos ficam segregados na estrutura cristalina do feldspato homogêneo original, formando lamelas paralelas
que geram a textura de intercrescimento chamada pertita. Rochas plutônicas sob resfriamento muito lento
possuem lamelas de pertita largas, enquanto que nas rochas vulcânicas as lamelas são submicroscópicas.
Assim, as lamelas permitem avaliar qualitativamente as taxas de resfriamento das rochas.
Best, 2003
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Sob maiores pressões de água, não há formação de um feldspato homogêneo, mas sim de dois feldspatos,
sendo um sódico e outro potássico. Alguns granitos e sienitos possuem feldspato potássico com pertitas,
indicando condições de cristalização de um feldspato originalmente homogêneo, a partir de magmas
relativamente secos (diagrama à esquerda), que sob T subsolvus exsolve lamelas de pertita. Em geral, essas
rochas combinam feldspato pertítico com minerais máficos devolatizados, tais como piroxênios e mesmo olivina.
Os granitoides com essas características texturais são chamados hipersolvus. Por outro lado, há granitoides que
combinam dois feldspatos (um feldspato potássico e um plagioclásio, sem lamelas perceptíveis) com minerais
máficos volatizados, tais como micas e anfibólios. Isto indica cristalização a partir de magmas mais hidratados e
os granitoides são chamados de subsolvus, e este sistema é representado pelo diagrama à direita. Este mesmo
diagrama mostra um mínimo que intercepta a solvus e, neste caso, o ponto mínimo é um ponto eutético. Líquidos
com composição inicial entre Kf19 e Kf52 sob cristalização em equilíbrio ou fracionada irão cristalizar dois
feldspatos com composições Kf19 e Kf52.
Best, 2003
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Os diagramas binários estudados até aqui permitem concluir que:
1. As reações do processo de cristalização em equilíbrio são reversíveis, enquanto que na
cristalização fracionada elas são irreversíveis.
2. Os processos de equilíbrio cristal-líquido, como cristalização, envolvem mudanças de
propriedades intensivas, não importando as variações de propriedades extensivas de estado.
3. Os intervalos de temperatura no processo de cristalização fracionada são maiores que no
processo de cristalização em equilíbrio.
4. Tanto cristalização em equilíbrio quanto cristalização fracionada levam a uma diminuição dos
teores de MgO e aumento nos teores de SiO2 dos magmas (diagrama periclásio-sílica).
5. Cristalização fracionada ou em equilíbrio podem ocorrer em câmaras magmáticas fechadas,
mas apenas cristalização fracionada ocorre em câmaras magmáticas abertas.
6. Zonamento composicional e texturas coronadas refletem reações incompletas entre líquido e
cristais devido à segregação de cristais por gravidade (câmaras fechadas) ou mudanças
rápidas de variáveis intensivas (p.ex.: T) devido à intrusões hipabissais ou extravasamento de
lava (câmaras abertas).
7. Texturas de intercrescimento não implicam cristalização fracionada, mas sim condições de
cristalização sob pressões de água distintas.
8. Magmas basálticos (ou gabroicos) mais evoluídos, sob cristalização fracionada em câmaras
fechadas, resultarão numa razão volumétrica camadas félsicas/camadas máficas maior que no
caso de magmas basálticos (ou gabroicos) menos evoluídos.
PROCESSOS MENOS COMUNS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Dos quatro processos principais de diferenciação magmática apresentados, os dois envolvendo
cristalização são os mais comuns na natureza.
A assimilação sem cristalização concomitante é um processo evolutivo possível mas improvável
porque teria que envolver líquidos superaquecidos, que são raros na natureza. Líquidos
superaquecidos são aqueles que atingem a liquidus mas não iniciam a cristalização. Somente
esses líquidos têm calor suficiente para fundir e assimilar as rochas encaixantes com menores
temperaturas de fusão, como granitoides, por exemplo. Por isso, Bowen já chamada à atenção,
em seu livro de 1928 The Evolution of Igneous Rocks, para a necessidade de geração de um calor
adicional para que a assimilação ocorresse a partir de magmas quentes mas não superaquecidos.
Ele sugeriu que esse acréscimo de calor corresponderia ao calor latente de cristalização dos
magmas, levando, assim, à concomitância entre assimilação e cristalização fracionada, um
processo evolutivo chamado AFC (assimilation and fractional crystallization).
A assimilação sem cristalização concomitante é semelhante à hibridização entre dois magmas
porque envolve uma mistura binária. A diferença entre os dois processos depende de observações
de campo, onde um dos membros da mistura possa ser identificado como originalmente sólido
(assimilação) ou líquido (hibridização). A hibridização implica mistura homogênea entre dois
líquidos, com consequente formação de um híbrido. Ela se distingue, portanto, da mistura
heterogênea, como água e óleo, onde não há formação de híbridos e, assim, não há diferenciação.
Em inglês, o termo magma mingling corresponde à mistura heterogênea, enquanto que magma
mixing corresponde à hibridização. Toda hibridização se inicia com uma mistura inicialmente
heterogênea, que pode ser identificada no campo, mas nem toda mistura heterogênea inicial irá
resultar em hibridização. A hibridização depende da existência de câmaras magmáticas pequenas
e próximas, em ambientes tectonicamente ativos capazes de fraturar a crosta e interconectar as
câmaras próximas
PROCESSOS MENOS COMUNS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
Um outro processo de diferenciação envolvendo assimilação, mas menos comum, é chamado de ATA
(assimilation by turbulent ascent). Ele foi inicialmente proposto para séries magmáticas onde, ao contrário
do esperado para o processo de AFC, os magmas menos evoluídos eram os mais contaminados
(denotado pelos valores elevados de Sr radiogênico, por exemplo). O modelo envolve a assimilação de
rochas encaixantes por magmas parentais quentes devido ao fluxo turbulento no seu caminho de
ascenção à crosta.
RTF (replenished, tapped (erupted) and fractionated) é um processo evolutivo proposto para câmaras
magmáticas com taxas de erupção pouco variáveis e que são periodicamente alimentadas por novos
pulsos de magmas parentais. Este processo pode ser modelado numericamente (vide Capítulo 4 de
Rollinson, 1993, por exemplo). O reconhecimento de câmaras magmáticas associadas a RTF é
importante na medida que a realimentação periódica depende da manutenção de calor na fonte, o que
pode implicar em gradientes geotérmicos elevados para a região crustal imediatamente acima.
O fracionamento líquido é a separação física entre dois líquidos devido à diferenças de densidade ou
viscosidade, por exemplo. Ele é um processo difícil de identificar e possivelmente ocorre restritamente na
natureza porque o fracionamento depende da existência de câmaras magmáticas muito extensas
verticalmente, o que é incomum.
Zone refining é outro processo evolutivo pouco provável na natureza, inspirado pela engenharia
metalúrgica. Ele se aplicaria à diferenciação iniciada durante a segregação a partir da fonte. No caso de
magmas basálticos, haveria fusão do manto e segregação de fases (principalmente olivina) durante a
ascenção até níveis crustais, o que explicaria o caráter relativamente evoluído da maioria dos basaltos
nas grandes províncias basálticas continentais, como Paraná-Etendeka, por exemplo. Trata-se de um
processo semelhante à AFC, onde a quantidade de assimilação é igual à quantidade de cristalização.
PROCESSOS MENOS COMUNS DE DIFERENCIAÇÃO MAGMÁTICA
De todos os processos menos comuns de diferenciação magmática, talvez o mais relevante seja a
imiscibilidade líquida. Este é um processo evolutivo diretamente relacionado à formação de
carbonatitos. A relação de fases pode ser representada pelo diagrama
forsterita-sílica (parte do sistema periclásio-sílica já estudado),
mostrado ao lado. O diagrama mostra uma região de
imiscibilidade entre dois líquidos. Um líquido homogêneo M1
se resfria até atingir a curva abaixo, quando, então, se separa
em dois líquidos distintos (M2 e M3 sob T ~ 1900⁰C, p.ex.)
cujas composições são dadas pela isoterma mostrada no
diagrama. Em geral, a imiscibilidade se inicia por formação de
pequenos glóbulos de composição muito distinta a partir do
líquido homogêneo, já então transformado num outro líquido
em coexistência com os glóbulos. A diminuição progressiva da
T faz com que o líquido M2 se enriqueça em MgO e o líquido
M3 se enriqueça em sílica. A contínua diminuição da T faz com
que a imiscibilidade cesse, passando a existir apenas um
líquido e cristobalita (M4 = cristobalita + M5). Terminada esta
reação, por consumo total do líquido M4, o sistema passa a
ser constituído por M5 + cristobalita. A formação de cristobalita
continua e o líquido muda de composição no sentido do
eutético, onde se cristalizam cristobalita e enstatita na mistura
eutética. Num estágio subsolidus, a cristobalita é transformada
em tridmita. A imiscibilidade líquida pode envolver líquidos
silicáticos e sulfetados ou oxidados, gerando importantes
jazimentos ortomagmáticos. A geração de carbonatitos por
imiscibilidade também leva à formação de vários tipos de
jazimentos, incluindo fosfatos, ETR e óxidos.
www2.imperial.ac.uk M1
M2 M3
M5 M4
Elementos incompatíveis e compatíveis: os dois lados de uma mesma moeda!
Os principais processos petrogenéticos são a fusão parcial e cristalização fracionada. Estes processos são
conhecidos como de equilíbrio cristal-líquido porque envolvem sólidos cristalinos e líquidos magmáticos em
coexistência.
Na fusão parcial, tudo começa 100% sólido. A rigor, todos
os elementos químicos da tabela periódica estarão na
estrutura de algum mineral da rocha fonte.
O início do processo de fusão parcial cria um dilema
químico. Alguns elementos parecem ter afinidade com a
estrutura cristalina dos minerais onde se encontram. Isto
ocorre porque estes elementos têm valência e raios
iônicos compatíveis com aquela determinada estrutura
cristalina. Por isso, eles são chamados de elementos
compatíveis. Durante a fusão, eles permanecem no sólido
residual. Por outro lado, há elementos cujas valências e
raios iônicos são incompatíveis com as estruturas
cristalinas dos minerais onde residem . Estes elementos
irão preferir a fase líquida nos processos de fusão parcial.
Por isso, eles são chamados de elementos incompatíveis.
Na cristalização fracionada, tudo começa 100% líquido. A rigor,
todos os elementos químicos da tabela periódica estarão
dispersos no magma primário.
O início do processo de cristalização cria um dilema químico.
Alguns elementos parecem ter afinidade com a estrutura
cristalina dos minerais que começam a cristalizar. Isto ocorre
porque estes elementos têm valência e raios iônicos
compatíveis com aquelas estruturas cristalinas. Por isso, eles
são chamados de elementos compatíveis. Durante a
cristalização, eles criam os núcleos dos primeiros minerais. Por
outro lado, há elementos cujas valências e raios iônicos são
incompatíveis com as estruturas cristalinas que se formam a
uma determinada temperatura ou grau de saturação do
magma. Estes elementos irão preferir a fase líquida nos
processos de cristalização. Por isso, eles são chamados de
elementos incompatíveis.
Logo, nos processos de equilíbrio cristal-líquido, os elementos incompatíveis sempre irão concentrar-se na fase
líquida enquanto que os elementos compatíveis irão concentrar-se na fase sólida.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Estudos experimentais conseguem determinar qual a quantidade de um elemento num magma
primário e no sólido residual durante os processos de fusão parcial. O mesmo pode ser feito com
relação à cristalização fracionada simulada em laboratório.
A diferença entre os teores de um determinado elemento químico na fase sólida e na fase líquida
durante os processos de equilíbrio cristal-líquido pode ser expressa por um coeficiente de partição
cristal-líquido (ou Kd).
Este coeficiente é simplesmente a razão entre a concentração de um determinado elemento no
sólido dividida pela concentração deste mesmo elemento no líquido, conforme medidas em
laboratório. Ou seja:
Kd = Csól / Cliq
Neste caso, se Kd < 1, o elemento é incompatível e se o Kd > 1, o elemento é compatível durante
os processos de equilíbrio cristal-líquido (ou seja, fusão parcial e cristalização fracionada).
Os valores de Kd dependem de vários fatores mas especialmente da composição do magma. Por
isso, um mesmo mineral pode ter valores de Kd diferentes para um mesmo elemento, a depender
da composição do magma coexistente.
Uma lista de valores de Kd pode ser obtida em www.earthref.org.
Elementos incompatíveis e compatíveis: os dois lados de uma mesma moeda!
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Kd = Cs/CL
Por exemplo:
Medida da concentração de La no fenocristal de piroxênio: 5 ppm
Medida da concentração de La no vidro: 500 ppm
Kd = 5/500 = 0,01.
scienceblogs.com
Elementos incompatíveis e compatíveis: os dois lados de uma mesma moeda!
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Um sitezinho, por favor!
www.earthref.org
Kd = Cs/CL
Por exemplo:
Medida da concentração de Ti no fenocristal de titanomagnetita: 500 ppm
Medida da concentração de Ti no vidro: 50 ppm
Kd = 500/50 = 10.
scienceblogs.com
Elementos incompatíveis e compatíveis: os dois lados de uma mesma moeda!
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Elementos incompatíveis e compatíveis: coeficientes de partição total
O coeficiente de partição total (D) leva em consideração todos os minerais de uma dada
assembleia fracionante ou assembleia da fonte residual (ou original). Ou seja:
D = Σ (Mn-1 . Kdn-1 ), sendo M a proporção dos minerais fracionantes ou existentes na fonte original
ou resicual.
Por exemplo (no caso de minerais fracionantes): se um magma basáltico fraciona 50% de olivina,
30% de augita e 20% de plagioclásio, sabendo-se que os valores de Kd para o elemento La são:
KdLa Olivina = 0,001; Kd
La Augita = 0,01 e KdLa Plagioclásio = 0,001, tem-se:
D = (0,50 x 0,001) + (0,30 x 0,01) + (0,20 x 0,001) = 0,0005 + 0,003 + 0,0002 = 0,0037
Logo, sendo D < 1, o La irá concentrar-se no líquido durante o fracionamento de Olivina, Augita e
Plagioclásio a partir do magma basáltico.
O mesmo procedimento seria feito no caso da fusão parcial, onde o conjunto olivina + augita +
plagioclásio representaria a assembleia da fonte residual ou da fonte original.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Cristalização fracionada sem assimilação e AFC
Os pontos nestes diagramas
de variação (chamados de
diagramas de Harker porque
têm a sílica como índice de
diferenciação no eixo das
abcissas) representam
magmas, e não rochas.
Como não há hiatos
composicionais
consideráveis entre as
composições desses
magmas, o processo de
evolução deve ter envolvido
mudanças contínuas, típicas
de cristalização fracionada.
Note que as linhas de
tendência nestes diagramas
serão retas quando não
houver mudança de
assembleia fracionante, e
serão curvas (isto é, terão
um ponto de inflexão)
quando houver mudana de
assembleia fracionante.
Estes diagramas podem ser
construídos para óxidos e
elementos traço. No primeiro
caso, não é possível
distinguir saber se o
processo de cristalização foi
ou não foi acompanhado de
assimilação.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Wilson, 1989
Cristalização fracionada sem assimilação e AFC
A cristalização, em equilíbrio e fracionada, modifica as concentrações de elementos traço nos líquidos
diferenciados. Em ambos os casos, quanto maior a quantidade de cristalização (1 - F), mais enriquecido num
elemento traço ficará o líquido diferenciado. No entanto, para grandes quantidades de cristalização (> 80%), o
enriquecimento é muito maior por fracionamento do que por processo de equilíbrio. Além disso, a razão entre
elementos com coeficientes de partição com diferenças de até duas ordens de grandeza varia muito pouco
durante o processo de cristalização fracionada.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Wilson, 1989
Cristalização fracionada sem assimilação e AFC
AFC é um processo capaz de enriquecer mais rapidamente (isto é, com menos quantidade de cristalização fracionada) os
líquidos diferenciados nos elementos traços incompatíveis. Este é um processo de diferenciação associado à câmaras
magmáticas com longo tempo de residência. As curvas de AFC podem ser construídas para elementos traço e razões
isotópicas, de acordo com as equações de DePaolo (1981). As variações elementais e isotópicas dependem de vários
fatores, principalmente da concentração do elemento no magma não contaminado e no contaminante e a razão
assimilação/contaminação, conhecida como fator r, que é diferente para câmaras magmáticas localizadas na crosta
superior e inferior.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Wilson, 1989
Cristalização fracionada sem assimilação e AFC
Algumas conclusões importantes sobre cristalização fracionada sem assimilação e AFC:
1. Ausência de hiatos composicionais em diagramas de variação.
2. Funções lineares (retas) e polinomiais (curvas) não havendo ou havendo mudança da
assembleia de fenocristais, respectivamente.
3. Indistintos em diagramas de variação para óxidos. Basicamente, o magma só consegue
assimilar aquilo que cristaliza, o que mantém os teores de elementos maiores relativamente
balanceados.
4. Razões entre elementos incompatíveis praticamente invariável na cristalização sem
assimilação, e muito variável no caso de AFC.
5. No AFC, os magmas mais contaminados são também os magmas mais evoluídos. Logo, o
magma parental é sempre o magma não contaminado (ou menos contaminado) dentro de uma
série ou suíte magmática.
Além disso, os dois processos podem ser distintos com base em dados isotópicos:
1. Razões isotópicas invariáveis (até a quarta casa decimal) no caso de cristalização fracionada
sem assimilação, mas variáveis (na quarta casa decimal ou antes) no caso de AFC.
2. Diagramas do tipo razão isotópica x recíproco do elemento (p.ex.: 87Sr/86Sr x 1/Sr) são capazes
de distinguir processos de assimilação sem cristalização fracionada (a função nestes
diagramas é linear) e AFC (função hiperbólica).
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Assimilação sem cristalização fracionada e hibridização
A característica mais marcante dos
processos de assimilação sem cristalização
fracionada e hibridização é o hiato
composicional em diagramas de variação.
Estes dois processos são indistintos sob o
ponto de vista geoquímico porque ambos
representam misturas binárias. Dados de
campo e petrográficos têm que ser
associados aos dados geoquímicos para que
os dois processos possam ser distinguidos.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Assimilação sem cristalização fracionada e hibridização
Envolvem misturas binárias (membro A + membro B = híbrido). Modelagem numérica permitem
acessar os efeitos da contaminação crustal sobre magmas originalmente não contaminados.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Assimilação sem cristalização fracionada e hibridização
Uma das características mais marcantes dos magmas basálticos contaminados pela crosta é a
anomalia negativa de Nb nos spiderdiagrams.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA
Outros processos evolutivos
Além dos quatro principais processos evolutivos poderem ser modelados numericamente, também
há equações que permitem modelar Zone Refining e RTF (vide Capítulo 4 de Rollinson, 1993,
adicionalmente ao Capítulo 4 de Wilson, 1989, para encontrar essas equações).
Vale notar que é importante recorrer aos papers originais onde estas equações foram
primeiramente apresentadas, porque algumas vezes elas são impressas com erros nos livros.
DIFERENCIAÇÃO E GEOQUÍMICA