Prof: Geól. Dr. Leonardo Cardoso Renner
Disciplina: GEOQUÍMICA
Disciplina de Geoquímica Geoquímica de rochas ígneas
Código: 0800020
Professor: Geól. Dr. Leonardo Cardoso Renner ESTUDO COMPLEMENTAR: GEOQUÍMICA DE ROCHAS ÍGNEAS SUMÁRIO 1 - INTRODUÇÃO 2 – MÉTODOS DE ANÁLISES QUÍMICAS 3 – CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA 3.1 – Saturação de sílica 3.2 – Conteúdo de alumínio nas rochas ígneas 4 – TENDÊNCIAS QUÍMICAS (TRENDS) 4.1 – Diagramas de Harker 4.1.1 – Modelos de evolução magmática 4.2 – Diagrama total de álcalis-sílica (TAS) 4.3 – Diagrama AFM 5 - REFERÊNCIAS
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1 - INTRODUÇÃO As rochas ígneas, como outros materiais, consistem de elementos químicos. Os dois elementos de maior importância para estas rochas são os de maior abundância na crosta: oxigênio e silício. Contudo, muitos outros elementos também ocorrem em magmas e em rochas ígneas. Os constituintes químicos das rochas ígneas geralmente caem em três categorias de elementos: 1. Elementos maiores – ocorrência em concentrações maiores de 2 (peso %); 2. Elementos menores – concentrações entre 0,1 e 2 (peso %); 3. Elementos traços – concentrações menores que 0,1 (peso %) e são tipicamente representados em (ppm – partes por milhão), e em alguns raros casos em ppb e ppt. Na tabela periódica podemos classificar os elementos traços em 4 grupos: REE – rare earth elements – elementos terras raras (ETR); HFSE – high Field strength elements – elementos de alto campo; LILE – large íon lithophile elements – grande ions litófilos; PGE – platinum group elements – elementos do grupo da platina (EGP).
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A melhor maneira de reportar a abundância dos elementos maiores e menores é na forma de óxidos: SiO2, TiO2, Al2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e P2O5.
Dois outros importantes constituintes químicos são o dióxido de carbono e a água. Nas rochas ígneas estes componentes ocorrem nas análises somente em minerais hidratados ou minerais de carbonatos. Grande parte destes componentes são dissolvidos em magmas e são completamente perdidos no processo de cristalização. É importante ressaltar que a ausência destes elementos das análises químicas não implica a sua ausência na composição do magma original. Ambos, água e dióxido de carbono possuem grande importância no transporte e equilíbrio de fases nos processos magmáticos. Isótopos de muitos elementos formam outra importante categoria na geoquímica de rochas ígneas. Os isótopos de um simples elemento são átomos que possuem diferentes números de nêutrons, mas com o mesmo número de prótons no seu núcleo. Os elementos isotópicos possuem o mesmo número atômico, mas com diferentes pesos.
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São vários os isótopos estáveis, mas não todos, podemos citar os isótopos estáveis de hidrogênio, carbono, nitrogênio, oxigênio e enxofre. Umas das principais utilizações dos isótopos estáveis são nos estudos de proveniência e processos de fracionamento. Os isótopos radiogênicos são isótopos que são depletados através do tempo pelo decaimento radioativo (elementos pais) ou são criados pelo decaimento de outros elementos (elementos filhos). Podemos citar os isótopos radiogênicos de potássio, argônio, estrôncio, rubídio, urânio, chumbo, tório entre outros. Uma das principais utilizações dos isótopos radiogênicos é a determinação de idades, também sendo usado no monitoramento de processos ígneos.
2 – MÉTODOS DE ANÁLISES QUÍMICAS Os métodos para determinar quantitativamente os elementos químicos nas rochas e minerais são muitos. As técnicas da tabela 1 mostram uma variedade nos tipos de elementos analisados e cada técnica possui limites de detecção variados. Tabela 1 – Métodos analíticos para análise em rochas ígneas.
Método Via úmida Absorção atômica Espectrometria de fluorescência de raios-X Microssonda eletrônica Espectrometria de plasma indutivamente acoplado Ativação neutrônica Espectrometria de massa com plasma indutivamente acoplado
Elementos analisados Maiores e menores Maiores, menores e traços Maiores, menores e traços Maiores, menores e traços Maiores, menores e traços Traços Maiores, menores, traços e isótopos
As rochas ígneas raramente contêm menos que 45 % (peso %) de sílica ou mais que 75 % (peso %). Nos últimos 200 anos petrólogos trabalham para uma melhor classificação das rochas ígneas. O nome é baseado na composição modal (tipos de minerais e suas proporções %), química e textural.
3 – CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA Uma grande variedade de classificação química de rochas ígneas foram proposta, algumas baseadas em análises químicas de uma rocha outras de uma porção química da rocha.
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3.1 – Saturação de sílica O teor de sílica em peso % obtido através de análises de geoquímica de rocha total ou macroscopicamente associando a paragênese mineral (minerais ricos em sílica) pode determinar a classificação da rocha em: Ácida
> 65% de SiO2
Intermediária 52 à 65% de SiO2
Básica Ultrabásica
45 à 52% de SiO2 < 45% de SiO2
Como as rochas ígneas são cristalizadas a partir de magmas é conveniente pensar que o líquido magmático é saturado em um determinado mineral. Se o magma resfria e é saturado por um determinado mineral, este mineral irá precipitar e tornará parte da rocha. Este conceito é comumente utilizado para sílica e sua variedade de rochas ígneas (de basaltos a granitóides). As rochas descritas como supersaturadas - rocha com sílica livre, contêm quartzo, tridimita e cristobalita. Se a rocha é insaturada - esta possui uma deficiência de minerais de sílica ou quartzo, caracterizando a presença de feldspatóides (leucita, nefelina, sodalita) ou olivina magnesiana que não podem existir com a presença de quartzo. Alguns magmas formam minerais deficientes em sílica no início da cristalização, mas tendem a ser saturados em sílica nos estágios posteriores. Em certas condições, grãos de olivina cristalizados precocemente irão combinar com sílica para a formação de ortopiroxênios:
Mg2SiO4 + SiO2 = 2 MgSiO3 Feldspatóides combinam com a sílica para formar feldspatos:
KAlSi2O6 (leucita) + SiO2 (quartzo) = KAlSi3O8 (ortoclásio) NaAlSiO4 (nefelina) + 2SiO2 (quartzo) = NaAlSi3O8 (albita) 3.2 – Conteúdo de alumínio nas rochas ígneas Na litosfera superior Al é um elemento oxífilo muito pronunciado. Está sempre combinado com oxigênio e não são conhecidos sulfetos de Al. A tendência do Al a concentra-se na litosfera superior é refletida também no seu comportamento durante a diferenciação magmática. Nos primeiros produtos de cristalização não se encontram quantidades de Al dignas de menção. Entre os cristalizados iniciais só os feldspatos plagioclásicos dos anortositos e 4
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espinélios contém Al como componente essencial. Assim o conteúdo médio em Al dos gabros é maior que nas rochas silicáticas. Os feldspatos, que são os componentes de maior importância quantitativa das rochas ígneas, são aluminossilicatos de certos metais mono e bivalentes. Portanto, são os que contêm a maior a parte do Al litosférico. Como alguns metais trivalentes podem substituir teoricamente o Al na estrutura feldspática, o grau dessa substituição é demasiado pequeno para ter importância geoquímica. Além dos feldspatos, as micas contêm também Al como um dos seus componentes principais. Do ponto de vista geoquímico, a biotita é o membro mais importante do grupo das micas; a muscovita é menos importante. As variedades distintas de biotita contém de 10 a 20% de Al2O3. Por sua parte, a muscovita e micas análogas contêm mais alumina, às vezes mais de 30%. A muscovita é o componente essencial quase unicamente nas rochas graníticas e falta por geral nas rochas básicas. A biotita cristaliza antes da muscovita, pelo qual pode separa-se dos magmas ricos em água numa fase bastante precoce. Portanto, a presença ou ausência de biotita não influi demasiado sobre o conteúdo de alumina nas rochas ígneas, enquanto que se existe muscovita, o conteúdo de Al pode aumentar algo nas rochas cristalizadas até no final do estágio principal de diferenciação. Sem dúvida, o efeito da muscovita é menos pronunciado que dos feldspatos. Ademais, a maior parte da muscovita dos granitos, senão na totalidade, é de origem secundária proveniente da alteração dos feldspatos. Os piroxênios e anfibólios, em particular augita e hornblenda, que são os termos mais importantes desses grupos minerais, contém Al com regularidade. Sem dúvida, seu conteúdo em Al é menor ou aproximadamente igual ao da totalidade da rocha. A exposição precedente demonstra que o Al não se encontra nas rochas ígneas como silicatos simples, senão que está sempre combinado com outros metais formando aluminosilicatos complexos. Granitos são definidos pelo sistema de classificação da IUGS como rochas que possuem entre 20 e 60 % de quartzo em que o feldspato alcalino contido é superior a 35 % de feldspatos totais. Contudo, petrólogos assumem que as rochas magmáticas que possuem esta distribuição possuem equivalência nos valores de Al2O3. Por exemplo, alguns granitos possuem altas concentrações de Al2O3 contendo minerais com a granada ou muscovita, onde granitos com baixas concentrações em Al2O3 continham minerais com a riebeckita ou aegerina-augita. O conteúdo de alumínio em granitos pode ser um monitor direto da característica ou tipo de rocha crustal que foi fundida para formar o magma granítico, então a classificação de granitos é
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baseada no conteúdo de Al2O3. Esta classificação tem influência no conteúdo de alumina, álcalis e cálcio em minerais normativos, em particular referência na taxa de alumina e álcalis + cálcio em feldspatos. Em magmas graníticos hidratados não irá cristalizar muscovita, a menos que o somatório de Al2O3 exceda o somatório de Na2O + K2O + CaO. Granitos que possuem mais alumina são chamados de peraluminosos. Se o conteúdo molar de Al2O3 < Na2O + K2O, excedendo o de álcalis (ou deficiência em alumina) irá provavelmente resultar na presença de minerais ricos em sódio com a aegerina-augita ou um anfibólio sódico. Estes granitos irão ser chamados de peralcalino. Se a composição do magma for Na2O + K2O < Al2O3 < Na2O + K2O + CaO irá ser classificado de metaluminoso. A classificação química dos granitos em peraluminoso, peralcalino e metaluminoso é de suma importância na petrologia de granitos e na proveniência de ambientes graníticos (Fig. 1).
Figura 1 – Índice de saturação em alumina de análises de granito peraluminoso do batólito Achala, Argentina. 4 – TENDÊNCIAS QUÍMICAS (TRENDS) Suítes de rochas ígneas que afloram possuem uma variação da composição química em rocha total. Para decifrar a relação genética entre as diferentes rochas ígneas em uma determinada área, petrólogos desenvolvem uma variedade de índices químicos e mineralógicos e gráficos. Alguns usam medidas de mineralogia modal ou mineralogia estimada (norma CIPW) e outros usam variações das taxas de componentes químicos. Um tipo comum de diagrama é chamado de diagramas de variação, em que uma grande variedade de dados de química são plotados para ter acesso os possíveis efeitos da química do magma na remoção de cristais durante a evolução do magma.
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4.1 – Diagramas de Harker Um dos diagramas de variação mais amplamente usados são os diagramas de Harker (Fig. 2), onde o óxido de silício (SiO2) é plotado no eixo x do diagrama e os outros óxidos são plotados no eixo y. Este diagrama é usado como um indicador da evolução do magma e pode também indicar a cogeneticidade dos magmas na suíte estudada. Os membros mais primitivos da suíte possuem baixas concentrações de sílica. Esta distinção ocorre porque os minerais cristalizados inicialmente são tipicamente empobrecidos em sílica. Removendo estes cristais por fracionamento o magma fica mais félsico. O MgO (mg # = 100 x [MgO/(MgO+FeOtotal)]) também é usado no eixo x, porque é extremamente controlado pelo fracionamento da olivina e piroxênio, sendo recomendando no caso de rochas básicas. Correlações ou tendências (trends) nos diagramas de Harker indicam vários processos ígneos em séries magmáticas, fracionamento e mistura de magmas. No geral, correlações de trends lineares indicam uma evolução química cogenética de magmas.
Figura 2 – Diagrama de Harker de 310 análises de rochas vulcânicas de Crater Lake (Mt. Mazama), Oregon Cascades. Fonte: Winter (2001). 7
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4.1.1 – Modelos de evolução magmática Na tabela 2 são mostrados dados de rocha total e a seguir diagramas de variação química mostrando trends da tabela 2 (Fig. 3) e trends hipotéticos (Fig. 4) de evolução na determinação de cogeneticidade de magmas. Tabela 2 – Análises químicas (peso %) de relações vulcânicas hipotéticas.
Oxide SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3* MgO CaO Na 2O K2O LOI Total
B 50.2 1.1 14.9 10.4 7.4 10.0 2.6 1.0 1.9 99.5
BA A D 54.3 60.1 64.9 0.8 0.7 0.6 15.7 16.1 16.4 9.2 6.9 5.1 3.7 2.8 1.7 8.2 5.9 3.6 3.2 3.8 3.6 2.1 2.5 2.5 2.0 1.8 1.6 99.2 100.6 100.0
RD 66.2 0.5 15.3 5.1 0.9 3.5 3.9 3.1 1.2 99.7
R 71.5 0.3 14.1 2.8 0.5 1.1 3.4 4.1 1.4 99.2
B = basalt, BA = basaltic andesite, A = andesite, D = dacite, RD = rhyo-dacite, R = rhyolite. Data from Ragland (1989)
Figura 3 – Diagrama do tipo Harker para os óxidos Na2O, MgO e Al2O3 para as rochas B = 8 basalto, BA = basalto andesítico, A = andesito, D = dacito, RD = riodacito e R = riolito.
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Figura 4 – Diagrama de variação hipotética para componentes X e Y em peso %. P = pai, D = filho, S = extração sólida, A, B, C = possível extração de fase sólida. 4.2 – Diagrama total de álcalis-sílica (TAS) Este diagrama é um dos mais usados para classificação de rochas vulcânicas. O somatório de Na2O e K2O (total de álcalis – TA) e o conteúdo de SiO2 (S) para análises em peso % (Fig. 5). Proposto inicialmente por Cox et al. (1979), atualmente este diagrama foi modificado por Le Maitre et al. (1989), dividindo as rochas em ultrabásicas, básicas, intermediárias e ácidas baseado no conteúdo de sílica. É possível a discriminação entre series alcalinas e subalcalinas (toleítica) no diagrama TAS (Fig. 6). Rochas vulcânicas da série subalcalina possuem subdivisões na base de concentrações K2O e SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). Le Maitre et al. (1989) propôs a subdivisão de rochas subalcalinas em baixo-K, médio-K e alto-K usado para qualificar os nomes de basalto, andesito basalto, andesito, dacito e riolito. A nomenclatura coincide com os termos baixo-K (toleítico) e alto-K (cálcio-alcalino), mostrado na figura 7.
Figura 5 – Diagrama TAS, mostrando dados de sills da Bacia do Paraná, Renner et al. 2008. 9
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Figura 6 – Diagrama álcalis (Na2O + K2O) versus SiO2 peso % mostrando análises de rochas vulcânicas Havaianas.
Figura 7 – Diagrama K2O versus SiO2 mostrando os limites de baixo K, médio K e alto K e a série shoshonítica. Área colorida mostra a dispersão de 2500 análises de andesito.
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4.3 – Diagrama AFM O diagrama AFM é um dos mais populares para variações triangulares de óxidos plotados nos ápices do triângulo eqüilátero, sendo os óxidos: Álcalis (Na2O + K2O), óxidos de Fe (FeO +Fe2O3) e MgO (Fig. 8) e deve ser recalculado para somatório de percentagem (Fig. 9).
Figura 8 – Diagrama AFM mostrando os limites entre séries cálcio-alcalinas e toleíticas. Os 2 tipos principais de basalto (toleiítico e cálcioalcalino) evoluem via cristalização como séries separadas em caminhos diferentes.
Figura 9 – Diagrama ternário com linhas de referência para plotagem.
5 – REFERÊNCIAS COX, K.G., BELL, J.D. AND PANKHURST, R.J. 1979. The interpretation of igneous rocks. George Allen & Unwin Ltd, London. 450pp. HARKER, A., 1909, The natural history of igneous rocks: New York, NY, Macmillan. PECCERILLO, A. AND TAYLOR, R. S. 1976. Geochemistry of Eocene calc- alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58:63-81. RENNER, L. C.; HARTMANN, L. A.; WILDNER, W. 2008. Caracterização geoquímica de sills da região de Manoel Viana e Agudo, porção sul da Formação Serra Geral e comparação com os sills da porção leste e norte da Bacia do Paraná. In: SIMPÓSIO DO VULCANISMO E AMBIENTES ASSOCIADOS , 4., Foz do Iguaçu, PR. Anais... Foz do Iguaçu, PR : SBG. 1 CD.ROM. ROLLINSON, H. 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation and interpretation. Longman Group UK Ltd, London, 352pp. WINTER, J. D. 2001. An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, USA. 697 p.
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