A Química das Rochas Ígneas

Disciplina: Petrologia de Granitoides

Docente: Davis

Discentes: Eliã Silva

Vedrana Costa

Universidade Federal do ParáInstituto de GeociênciasFaculdade de Geologia

Introdução

A classificação de suítes de rochas ígneas é feita pela variação em suas composições químicas. De fato, a geoquímica ígnea é um campo complexo em que elementos maiores, menores e traços, composições isotópicas, ajudam a caracterizar e determinar a origem e a evolução de rochas ígneas.

Os elementos maiores representam mais que 1% do peso na rocha, os elementos menores entre 0,1 e 1% e os elementos traços menos de 0,1%.

Mineralogia modal vs Mineralogia normativa

A moda pode ser determinada por contagem de pontos em microscópios petrográficos em rochas plutônicas , mas é muito difícil em rochas extrusivas.

Em rochas finas os petrologistas introduziram a norma. O calculo de composição mineral, baseado na abundancia de óxidos de elementos maiores, chamado de norma CIPW.

Diagramas de Variação baseados em Elementos Maiores

Diagrama mostrando o comportamento dos elementos compatíveis (caminho A) e dos incompatíveis (caminho B) durante a diferenciação do liquido.

Diagramas Harker mostrando a variação composicional no Batólito de Sherman, Wyoming USA

Diagramas Harker do pluton Red mountain. FM= fayalita monzonita, CQM= clinopiroxênio-quartzo monzonito, BHS= biotita-hornblenda sianita, RMG= pluton Red mountain, FQM= quartzo monzonito fino, MQM= quartzo monzonito médio, BHM= biotita-hornblenda monzonito.

Diagrama mostrando o efeito da cristalização de fracionamento no trend seguindo por magmas no diagrama de Harker.

Diagrama mostrando que a composição geoquímica do dacito é consistente com sua origem de mistura de magmas rioliticos e andesiticos.

Diagramas Harker comparando trends do batolito sherman e do Pluton red mountain, Wyoming, USA.

Fotografias mostrando as relações entre as unidades de rochas compondo o batólito sherman. (A) granito Lincoln de granulação fina e magmas máficos misturados, formando pillows de magma mafico e contatos lobado e cuspide entre os dois magmas. (B) magma intermediário é formado pela mistura de magmas máficos e graníticos; enclaves máficos são visíveis dentro da rocha hibrida hospedeira.(C) enclaves máficos no granito sherman. (D) assimilações heterogêneas de materiais máficos produz o granito sherman com conteúdos minerais máficos variáveis. (E) Bordas de plagioclásio em cristais de K-feldspatos ( textura rapakivi; seta) indicando que a mistura de magma mudou a composição do magma sherman , e tambem mudou a composição de cristalização do feldspato estável. (F) granito porfirítico , que também é interpretado como formado pela mistura do granito sherman com o granito Lincoln, e tambem contem k-feldspato bordejado por plagioclásio (seta).

Índices de diferenciação de Elementos maiores

Em adição aos diagramas de Harker, outros diagramas de variação química podem ajudar a identificar a historia de diferenciação do magma. Muitos dos índices de diferenciação comumente usados são baseados em elementos maiores. Os índices álcali-lime, enriquecimento de ferro, saturação de alumínio e de alcalinidade tem sido usados por muitas décadas para categorizar series de rochas e para identificar os processos que produzem seus espectros de composição.

Índice modificado de álcali-lime

Diagrama de Harker mostra a variação de CaO e Na2O +K2O em três batólitos. Linhas solidas escuras= pluton red mountain. Linhas escuras tracejadas= pluton Tuolumne, batólito Sierra nevada, California, USA. Linha tracejada= Pluton Zarza, Baja California, Mexico.

Tabela de Classificação álcali-lime para rochas ígneas.

Plot de MALI (Na2O+K2O-CaO) vs SiO2 mostrando onde rochas Alcalina, alcalina-cálcica, cálcica-alcalina, e cálcica caem. Os alcances das composições de plutons red mountains, sherman, tuolumne e zarza são mostrados para comparação.

Diagrama Fe- Index [FeOtot/ (FeOtot+ MgO)] vs. SiO2 comparando o pluton Red Mountain ferrico com o batólito Tuolumne magnesiano.

Índice de Saturação em Alumínio (ASI)

O índice foi definido originalmente por Shand (1943);

Este parâmetro indica se os álcalis necessários para formar feldspatos estão em equilíbrio ou possuem excesso de alumínio;

Rochas saturadas em alumínio possuem índices >1.0;

Os principais hospedeiros de alumínio em rochas ígneas são os feldspatos;

Rochas Máficas (comumente metaluminosas): não possui excesso de alumínio em álcalis;

Rochas Graníticas (metaluminosas, peraluminosas e peralcalinas)

Exemplos: Granito Harney Peak, Black Hills, Dakota do Sul (fortemente peraluminoso)

Pluton Tuolumne, Sierra Nevada, Califórnia (metaluminoso)

Índice de Alcalinidade (AI)

O índice de alcalinidade (Al- (Na + K)) mede a abundância relativa de alumínio e álcalis.

Sorensen (1974) identificou três subgrupos de rochas alcalinas.

1ª. sílica é adequado, mas a alumina é deficiente;

minerais que podem acomodar o excesso de álcalis incluem piroxênios sódicos e anfibólios sódicos (granitos peralcalinos)

2ª. alumina é adequada, mas a sílica é deficiente;

rochas contêm feldspatóides juntamente com micas, hornblenda, e/ou augita (nefelina sienito metaluminosos)

3ª. alumina e a sílica são deficientes;

feldspatóides e piroxênios sódicos e/ou anfibólio cristalizam (sienitos nefelina peralcalinos)

Índice de Saturação em Sílica do Feldspatóide (FSSI) Frost e Frost (2008);

FSSI = (Q - (LCT + 2Nph)) / 100

Onde Q, Lct e Nph são os conteúdos de quartzo, leucita, nefelina e normativos, respectivamente.

O índice é positivo para rochas saturadas em quartzo.

Classificação das rochas alcalinas, mostrando Índice de Alcalinidade (AI) versus índice de saturação feldspathoid sílica (FSSI). Rochas alcalinas ocupam as porções sombreadas do diagrama. Eles podem ser subsaturada em sílica (canto superior esquerdo), deficiente em alumina (canto inferior direito), ou ambos deficientes em sílica e alumina (canto inferior esquerdo). De Frost e Frost (2008).

Identificação dos processos de diferenciação Usando Elementos Traço Elementos traço que estão presentes nas rochas em concentrações de menores que 0,1 por cento em peso, incluem os metais de transição;

São impressões digitais úteis na origem das rochas ígneas e processos ígneos;

Devido às suas grandes variações de abundância, os elementos traço podem ser usados para identificar e quantificar os processos de cristalização e fusão parcial;

D = Cimineral/Ci

fusão

D é chamado de coeficiente de partição e Ci é a concentração de um elemento traço/cristal ou do material fundido.

Enquanto cristalizam, os magmas podem estar em equilíbrio com mais de uma fase mineral.

Essa situação pode ser definida através da análise de coeficiente de distribuição de massa (DB), que é calculado a partir das proporções de massa (m) de cada mineral na assembleia:

DB= ∑nj=1 wi.Di

Elementos que se comportam compativelmente (se concentram preferencialmente nos minerais) tem DB maior do que 1. E os elementos que são incompatíveis e se concentram na massa fundida tem DB menor do que 1.

Uso de Elementos Traços como Modelo em Processos de fusão e cristalização.

Uma série de modelos simples, utilizando a concentrações de elementos traço, podem resolver os processos de fusão e de cristalização de uma rocha;

A variação de concentrações de elementos traço durante a cristalização fracionada pode ser calculada a partir da equação de Rayleigh;

Ci/Ci°= F(D-1)

Ci é a concentração do elemento i na massa fundida depois que uma certa quantidade de fraccionamento tenha ocorrido, Ciº é a concentração do elemento i no fundido inicial, e F é a fração do fundido remanescente.

A abundância de elementos-traço em minerais e rochas pode ser usado para testar várias hipóteses para a origem das rochas ígneas. Variação das concentrações de elementos traço durante a cristalização fracionada de um

magma de acordo com a lei de Rayleigh. O diagrama ilustra a rápida remoção de elementos altamente compatíveis a partir do magma durante a cristalização, e o enriquecimento resultante de elementos altamente incompatíveis no magma. De Cox, Bell, e Pankhurst (1979).

Representações gráficas das Composições de Elementos-Traços As composições de elementos traços pode ser representadas graficamente

em:

Diagramas de Harker: plotados semelhantes a forma como os elementos principais são retratados.

A percentagem de elementos-traço em SiO2 é o eixo x e a concentração de elementos traço, geralmente em ppm, é no eixo y.

Variação do teor de Zr de rochas do pluton Red Mountain, complexo anortosítico Laramie, Wyoming, EUA. Os contornos mostram a temperatura na qual a saturação em zircão funde pluton Red Mountain (Watson e Harrison, 1983). As rochas Red Mountain contêm faialita e clinopiroxênio e cristalizado a partir magmas quentes, mas eles provavelmente não começaram a se cristalizar em temperaturas muito acima de 1.000 ° C. Zircão cristalizado cedo, acumulando-se na fase sólida nas amostras que têm maior do que 1.000 ppm de Zr e ultrapasse os 1000 ° C, isotérmica. De Anderson, Frost, e Frost (2003).

Diagrama de Elemento Terras Raras (REE): os REE são representados como um grupo, arranjado pelo aumento do número atómico ao longo do eixo x. O eixo y representa a concentração de elementos na amostra dividida pela sua concentração em meteoritos condriticos primitivos.

Raros padrões de elementos terra das rochas lunares. A lacuna entre o neodímio e o samário é ocupado pelo o promécio, o qual não tem isótopos estáveis. De Taylor (1975).

Diferentes ambientes tectônicos envolvem diferentes condições de fusão ou diferente rochas geradoras, e eles tendem a gerar magmas com diferentes composições de elementos traço.

O uso da abundância de elementos traço pode indicar a origem de rochas que tenham sido posteriormente deformadas ou removidas do seu ambiente original.

Nb e Y contidos em rochas do batólito Sherman, Mountains Laramie, Wyoming, EUA. A maioria das amostras estão no campo do within-plate granite (granito intra-placa)(WPG), mas as amostras do granito Lincoln altamente diferenciada (que provavelmente já assimilaram alguma crosta continental) se estender para o campo do volcanic-arc granite (granito de arco-vulcânico)(VAG). De Frost et al. (1999).

4.6 Aplicação dos isótopos radioativos estáveis em Petrologia Ígnea.

Os elementos são caracterizados pelo número de prótons em seu núcleo;

O número de nêutrons no núcleo de um elemento em particular podem variar;

Com a variação de nêutrons, um elemento pode ter seu peso atómico alterado.

Variações de nêutrons de um único elemento podem ser estáveis ou radioativos. Um isótopo radioativo (Pai) sofre decaimento e produz outro isótopo (Filho).

Ex.: C

As composições isotópicas são importantes na identificação das fontes de magmas e os processos que têm lhes afetado, bem como a cristalização e idade de metamorfismo das rochas.

Isótopos estáveis de elementos relativamente leves, tais como H, C e S comportam-se de maneira diferente um do outro em função de grandes diferenças relativas de massa entre os seus isótopos. Esta diferença de comportamento é chamado fracionamento de massa.

4.6.1 Geocronologia

A geocronologia é um campo de estudo que envolve o uso de muitos pares de isótopos pai-filho com diferentes taxas de decaimento.

A comparação do coeficiente do pai radioativo ao isótopo do filho radiogênicos pode preservar informações em tempo inferido a partir da taxa constante de decaimento que caracteriza cada isótopo pai.

Decidir qual o sistema radiométrico melhor lhe convém, para qualquer problema particular que envolve a determinação da idade de um evento geológico, depende da taxa de decaimento, abundâncias dos elementos, e comportamento químico de elementos pai e filho.

4.6.2 Traços Isotópicos nos Magma Fontes

Composições isotópicas de elementos pesados que têm mais isótopos radiogênicos, incluindo Sr, Nd, Hf, e Pb, variam de acordo com sua localização na Terra.

As variações de 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 176Hf/177Hf, 208Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, e 206Pb/204Pb são, em parte em função da idade da rocha: as quantidades de isótopos filhos radiogênicos, 87Sr, 143Nd, 176Hf, e 208Pb, 207Pb e 206Pb aumentam com tempo enquanto seus isótopos pai decaem, ao passo que a abundância dos isótopos não-radiogênicos 86Sr, 144Nd, 177Hf, e 204Pb permanece o mesmo.

A taxa à qual estes filhos radiogênicos são produzidos depende não só do tempo, mas também da abundância do isótopo radioativo pai.

Uma demonstração da utilidade das relações isotópicas radiogênicas para identificação de fontes de magmas foi fornecido por Kistler e Peterman (1973). Eles determinaram o 87Sr/86Sr das composições isotópicas dos granitos Mesozóicos da Califórnia.

Diagrama de Contour mostrando a variação regional inicial em 87Sr/86Sr em rochas graníticas do Mesozóico na região central da Califórnia. Pontos cheio indicam locais de amostras analisadas. Por Kistler e Peterman (1973).