Curso: Processos magmáticos

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?


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


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.


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


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).


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

o

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


Investigamos a geração de series de

magmas (series magmáticas) a

partir das rochas magmáticas que

mapeamos nos maciços.


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.


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).

http://ppegeo.igc.usp.br/img/revistas/guspsc/v7n2/05f2.gif

http://ppegeo.igc.usp.br/img/revistas/guspsc/v7n2/05f2.gif

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.).


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.


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!.


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 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).


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 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

C:/Users/Sergio/SV/CPRM_SGB/Curso SV/Curso/Unidade 3/Aula/DI_An.pdf

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


Rochas







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


Rochas







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


Rochas





Ilha Santa Bárbara, Arquipélago de Abrolhos, BA.





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


Rochas





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


De volta à câmara magmática!


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.




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.



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: complexos estratiformes


Complexo estratiforme (ou acamadado) de

Muskox, no Canadá.

Depósitos ortomagmáticos diretamente

relacionados aos processos de

diferenciação magmática em câmara

fechada. http://www.adrianaresources.com/


De volta à câmara magmática (fechada).


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)


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


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.


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


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

)



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.



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?



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.



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



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).



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)



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.



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.





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).


P

E1

E2

M2



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.


formação de forsterita que é perfeitamente



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.


P

E1

E2

M3



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.


formação de enstatita que é perfeitamente



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.


P

E1

E2

M4



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/



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)



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



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/



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



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



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


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.


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.



http://www.earthref.org/





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



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: 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.


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.


Wilson, 1989


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.


Wilson, 1989


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.


Wilson, 1989


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).


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.



Envolvem misturas binárias (membro A + membro B = híbrido). Modelagem numérica permitem

acessar os efeitos da contaminação crustal sobre magmas originalmente não contaminados.



Uma das características mais marcantes dos magmas basálticos contaminados pela crosta é a

anomalia negativa de Nb nos spiderdiagrams.


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.


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Curso: Processos magmáticos