Aula 7
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Tipos de Magmas que podem-se achar nas Ilhas Oceanicas: Toleitica, alcalina e altamente alcalina
Depois Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer.
Series magmáticas alcalinas: -alcalinas (magmas de ilhas oceánicas, pontos quentes, rift continental) -Sobresaturada -Sub-saturada - altamente alcalinas (magmas de rift continental, intraplaca continental) -Subsatura
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Os magmas alcalinos, dependiendo do conteúdo em Na2O e K2O, podem evoluir gerando líquidos sovrassaturo (riolitos alcalinos) o sobsaturos (fonolitos). Os basáltos alcalinos que geram, por diffrenciação, riolítos alcalino chamam-se basáltos transicionais 16 F o n o lit o
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Magmas tipo OIB
Vulcanismo de Intraplaca
Ilhas oceânicas e seamounts Comumente associados com hot spots
Depois de Crough (1983) Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 11, 165-193.
Ilhas oceânicas e seamounts Comumente associados com hot spots
Elementos traços Os elementos traço LIL (K, Rb, Cs, Ba, Pb2+ and Sr) e HFS (Th,
U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta) são incompatíveis e encontram-se enriquecidos nos magmas tipo OIB com respeito aos MORB.
As razões dos elementos incompatíveis são usadas para distinguir as diferentes fontes magmaticas: –N-MORB: a razão K/Ba è alta (> 100) –E-MORB: a razão K/Ba è baixa (~30) •N-MORB: a razão Zr/Nb geralmente è alta (>30) •OIBs: a razão Zr/Nb geralmente è baixa(<10)
Elementos traços
Figure 14-2. After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer.
MORB-normalized Spider Diagrams
Figure 14-3. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Data from Sun and McDonough (1989).
Basaltos alcalinos Fenocristais OLIVINA: Os fenocristais de olivina grande são frequentes. São fortemente zonados OPX: ausente PLAGIOCLASIO: Pouco comum, pode ocorrer nos estágios tardios da seqüência de cristalização CPX: Fenocristais de augita titanifera, fortemente onadas com bordas marrompúrpura Basaltos toleíticos Fenocristais OLIVINA: Os fenocristais de olivina grande não são frequentes. São não zonados e podem apresentar borda de ortopiroxênio OPX: Podem ocorrer em fenocristais PLAGIOCLASIO: Pode ocorrer nos primeiros estágios da seqüência de cristalização CPX: Fenocristais de augita
Composição isotópica de Sr e Nd para os differentes tipos de basáltos
Figure 14-10. Nomenclature from Zindler and Hart (1986). After Wilson (1989) and Rollinson (1993).
Exemplo de Ilhas de Havaí
Na Ilha de Hawaii existem dois tipos principais de séries - Séries Toleíticas (tipo dominante ) –Basalto primordial: Toleito de ilhas oceânicas ou OIT –Similares do MORB, porém com algumas diferenças químicas e mineralógicas. - Séries Acalinas (subordinadas) –Basalto primordial: Basalto de ilhas oceânicas, ou OIA –Dois tipos principais de sub-séries alcalinas •Sub-saturadas em sílica •Levemente sobresaturadas (séries menos comuns)
SIO2 AL2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO TiO2 P2O5 H2O La ce Sm Eu Yb Rb Sr Ba
Kilauea Basálto Toleitico
Kohala Basálto alcalino
50.51 13.45 1.78 9.59 7.41 11.18 2.28 0.49 0.12 2.63 0.28
47.52 15.95 7.16 5.3 5.18 8.96 3.56 1.29 0.19 3.29 0.64 1.16
13.4 35.5 6.14 1.88 1.98 9.2 371 150
38 85 11.8 3.5 3.08 26 650 340
MORB 48.77 15.9 1.33 8.62 9.67 11.16 2.43 0.08 0.17 1.15 0.09 0.3 2.1 2.74 1.06 3.2 0.56 88.7 4.2
Exemplo Hawaí Vulcanismo Cíclico, comportamento da história eruptiva ● Estágio de construção Pré-escudo tipo alcalino e variável ● Estágio de construção do escudo começa com tremendas erupções de basaltos toleíticos
Contexto do Hawaí 3. Atividade eruptiva mais alcalina, esporádica e violenta (Mauna Kea, Hualalai e Kohala). As Lavas são mais diversificadas, com importantes proporções de líquidos diferenciados. 4. Um período comprido latente, seguido por um estágio pós-erosivo. Caracterizado por magmas altamente alcalinos e magmas subsaturados em sílica, incluindo basaltos alcalinos, nefelinitos, basaltos melilíticos e basaltos
Um Modelo de Magmatismo Continental Oceânico Reservoirs
DM
OIB EM e HIMU de crustal sources (subducted OC + CC seds) Nomenclature from Zindler and Hart (1986). After Wilson (1989) and Rollinson (1993).
Os elementos traços como ferramentas para determinar os paleo-ambientes tectônicos •Útil para as rochas nas faixas moveis antigas e nos crátons onde não se pode reconhecer o ambiente tectônico original •Os elementos traços podem discriminar um ambiente tectônico? •O método è empírico para as rochas modernas •Utilizam-se os elementos imóveis nas condições de baixo e médio metamorfismo
Figure 9-8. (a) after Pearce and Cann (1973), Earth Planet, Sci. Lett., 19, 19, 290-300. 290-300. (b) after Pearce (1982) in Thorpe (ed.), Andesites: Orogenic andesites and related rocks. Wiley. Chichester. pp. 525-548, 525-548, Coish et al. (1986), Amer. J. Sci., 286, 286, 1-28. 1-28. (c) after Mullen (1983), Earth Planet. Sci. Lett., 62, 62, 53-62.
Ciclo de Wilson
Magmatismo de Rift
Exemplo de fusão por descompressão adiabática (caso do ascenso do manto nas cadeia meso-oceânicas e nas zonas de rift)
0
500
1000
T (°C )
1500
50 %
S o li dus
GE OT ER M A
L iq u id u s
15 %
50
A’
km 100 A
150
2000
Estagio Pre-rift: ascenso do manto astenosferico (ativamente o passivamente) na litossfera. Fusão do manto por descompressão adiabatica (área verde indica o sector onde acontece a fusão parcial) e produção de magmas alcalinos. Pode acontecer tambem a fusão parcial do manto litosferico subcontinental metasomatizado.
Estagio de Rift : desenvolvimento do rift continental com erupção dos magmas alcalinos (vermelho) desde uma fonte astenosferica. Ascenso da astenosfera quente produze processos de fusão parcial na crosta. Na estrutura do rift acumulam-se materiais vulcânico e vulcaniclástico.
Estagio tipo Afar: a astenosfera alcança os níveis crustais. Representa a transição ao desenvolvimento e formação da crosta oceânica.
Figure 19-9. Hypothetical cross sections (same vertical and horizontal scales) showing a proposed model for the progressive development of the East African Rift System. a. Pre-rift stage, in which an asthenospheric mantle diapir rises (forcefully or passively) into the lithosphere. Decompression melting (cross-hatch-green indicate areas undergoing partial melting) produces variably alkaline melts. Some partial melting of the metasomatized subcontinental lithospheric mantle (SCLM) may also occur. Reversed decollements (D1) provide room for the diapir. b. Rift stage: development of continental rifting, eruption of alkaline magmas (red) mostly from a deep asthenospheric source. Rise of hot asthenosphere induces some crustal anatexis. Rift valleys accumulate volcanics and volcaniclastic material. c. Afar stage, in which asthenospheric ascent reaches crustal levels. This is transitional to the development of oceanic crust. Successively higher reversed decollements (D2 and D3) accommodate space for the rising diapir. After Kampunzu and Mohr (1991), Magmatic evolution and petrogenesis in the East African Rift system. In A. B. Kampunzu and R. T. Lubala (eds.), Magmatism in Extensional Settings, the Phanerozoic African Plate. Springer-Verlag, Berlin, pp. 85-136 and P. Mohr (personal communication). Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Volcão Erta Ale
Magmatismo bimodal e o problema do “Daly gap”
“Daly gap”: ausência o escassez de rochas com composição intermédia (~ de 55 a 65 % em SiO2) Prováveis causas do “Daily gap”: -O processo de Cristalização Fracionada diminui volumem dos líquidos de composição intermedia
o
-Estratificação das câmaras magmáticas favorecem a erupção dos magmas mais evoluídos -Os magmas evoluídos no derivam dos magmas basálticos
Entre 1250 º e 1150º C cristaliza só olivina e o conteúdo de SiO2 no magma não varia muito e da mesma maneira a quantidade do líquido residual diminui pouco.
Entre 1150 º e 1000º C cristalizam olivina, cpx, plagioclasio, oxidos de Fe, e o conteúdo de SiO2 no magma varia muito e da mesma maneira diminui muito a quantidade do líquido residual.
Entre 1000 º e 750º C cristalizam plagioclásio, feldspato alcalino e fémicos; o conteúdo de SiO2 no magma varia pouco e da mesma maneira a quantidade do líquido residual volta a diminuir pouco.
Os productos intermedios estão representado por “enclaves” magmáticas achadas nas rochas riolíticas pos-calder
Províncias basálticas continentais e oceânicas (Continental Flood Basalts)
Table 15-1. Major Flood Basalt Provinces Name
Volume 5
Age
3
Locality
CRB
(1.7x10 km )
Miocene
NW US
Keeweenawan
(4x105 km3 )
Precambrian
Superior area
Cret.-Eocene
India
Deccan Parana Karroo
6
3
(10 km ) 6
2
(area > 10 km ) early Cret. 6
3
(2x10 km ?)
Brazil
early Jurassic S. Africa
Figure 15-1. Columbia River Basalts at Hat Point, Snake River area. Cover of Geol. Soc. Amer Special Paper 239. Photo courtesy Steve Reidel.
Províncias basálticas continentais e oceânicas
Figure 15-2. Flood basalt provinces of Gondwanaland prior to break-up and separation. After Cox (1978) Nature, 274, 47-49.
Figure 15-3. Relationship of the Etendeka and Paraná plateau provinces to the Tristan hot spot. After Wilson (1989), Igneous Petrogenesis. Kluwer.
Figure 15-9. OIB-normalized spider diagram for some representative CRBG analyses. Winter (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. (data as in Figure 15-8).
Figure 15-4. Present setting of the Columbia River Basalt Group in the Northwestern United States. Winter (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Also shown is the Snake River Plain (SRP) basalt-rhyolite province and proposed trace of the Snake River-Yellowstone hot spot by Geist and Richards (1993) Geology, 21, 789-792.
Figure 15-13. A model for the origin of the Columbia River Basalt Group From Takahahshi et al. (1998) Earth Planet. Sci. Lett., 162, 63-80.
Figure 15-14. Diagrammatic cross section illustrating possible models for the development of continental flood basalts. DM is the depleted mantle (MORB source reservoir), and the area below 660 km depth is the less depleted, or enriched OIB source reservoir. Winter (20010 An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo potássico e ultrapotássico
Na maioria dos ambientes tectônicos uma das características dos magmas basálticos primários é que têm uma concentração de Na2O maior que a de K2O. As exceções mais importantes são alguns magmas básicos e ultramáficos, de ambiente tectônico de tipo intraplaca continental, que caracterizam-se por um conteudo de K2O maior que o de Na2O.
Figure 19-1. Variations in alkali ratios (wt. %) for oceanic (a) and continental (b) alkaline series. The heavy dashed lines distinguish the alkaline magma subdivisions from Figure 8-14 and the shaded area represents the range for the more common oceanic intraplate series. After McBirney (1993). Igneous Petrology (2nd ed.), Jones and Bartlett. Boston. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
•As rochas alcalinas têm geralmente mais álcalis do que pode ser acomodado por um Feldspato. Os álcalis do excesso aparecem nos feldspatóides, em piroxêniosanfíbólios sódicos, ou em outras fases alcalis-ricas, em um sentido mais restrito, rochas alcalinas possuem falta de SiO2 em relação a NaÒ, KÒ, e ao CaO. •Isto chega ao ponto em que se tornam "crìticamente subsaturadas" em SiO2, e a nefelina ou Acmite aparecem na norma alternativamente, algumas rochas pode ser deficientes no Al2Ò3 (e não necessariamente no SiO2) de modo que o Al2Ò3 não pode transformar os álcalis em Feldspatos normativos. •Essas rochas são peralcalinas e podem ter, por vezes, sílica subsaturada ou baixa saturação de sílica.
Em particular, estes magmas definem-se ULTRAPOTASSICOS quando têm as seguintes características (Foley et al., 1987) :
-K2O>3% -K2O/ Na2O>3 -MgO>3% -Alto #MgO -Alto conteúdo de Cr e Ni
Existem três tipos situações geodinámicas que podem estar relacionadas â producção de magmas potássicos e ultrapotássicos: 2) Regiões de subducção onde os magmas potássicos estão associados a os magmas da serie calcio-alcalina (Arco de Sunda). 3) Regiões de extensão continental (East African Rift) 4) Durante o depois duma colisão continental sucessivamente a um cerre oceânico. A fase poscollisional de magmatismo potassico pode durar decenais de milhões de anos antes de evoluir a um magmatismo alcalino de intraplaca continental (Italia)
Em geral os principais modelos petrogenéticos explicam como os magmas básicos e ultrabásicos podem ser derivados por distintos graus de fusão parcial de um lerzholito fertil no manto superior
O grau de fusão parcial e a profundidade de segregação dos magmas são as variáveis mais importantes que controlam a composição dos magmas basálticos.
Figure 19-5. Chondrite-normalized REE variation diagram for examples of the four magmatic series of the East African Rift (after Kampunzu and Mohr, 1991), Magmatic evolution and petrogenesis in the East African Rift system. In A. B. Kampunzu and R. T. Lubala (eds.), Magmatism in Extensional Settings, the Phanerozoic African Plate. Springer-Verlag, Berlin, pp. 85-136. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Os magmas potássicos e ultrapotássicos caracterizam-se por conteúdos muitos altos em elementos incompatíveis (Rb, Ba, Zr, La, Ce....). Essas concentrações anômalas no podem ser explicada com um processo de fusão parcial dum manto comum (lerzolito a espinélio o granada), dado que precisaria-se dum grau de fusão muito baixo (<1%). Esse tipo de processo geraria uma quantidade de fusão demasiado pequena para poder ser segregada e mobilizada.
Muitos autores propõem que esses tipos de magmas fortemente enriquecidos em elementos incompatíveis podem ser gerado por um processo de fusão parcial dum manto metasomatizado o enriquecido
Figure 15-14. Diagrammatic cross section illustrating possible models for the development of continental flood basalts. DM is the depleted mantle (MORB source reservoir), and the area below 660 km depth is the less depleted, or enriched OIB source reservoir. Winter (20010 An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS
Chondrite-normalized rare earth element diagram showing the range of patterns for olivine-, phlogopite-, and madupitic-lamproites from Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Typical MORB and OIB from Figure 10-13 for comparison. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS Table 19-6. Lamproite Nomenclature Old Nomenclature
Recommended by IUGS
wyomingite orendite madupite cedricite mamilite wolgidite fitzroyite verite jumillite fortunite cancalite
diopside-leucite-phlogopite lamproite diopside-sanidine-phlogopite lamproite diopside madupidic lamproite diopside-leucite lamproite leucite-richterite lamproite diopside-leucite-richterite madupidic lamproite leucite-phlogopite lamproite hyalo-olivine-diopside-phlogopite lamproite olivine diopside-richterite madupidic lamproite hyalo-enstatite-phlogopite lamproite enstatite-sanidine-phlogopite lamproite
From Mitchell and Bergman (1991).
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS
Initial 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd for lamproites (red-brown) and kimberlites (red). MORB and the Mantle Array are included for reference. After Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Typical MORB and OIB from Figure 10-13 for comparison. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROFÍROS Table 19-7. Lamprophyre Nomenclature Light-colored constituents
Predominant mafic minerals
biotite, hornblende, Na- Ti- amphib., melilite, biotite, feldspar foid diopsidic augite, diopsidic augite, Ti-augite, ± Ti-augite (± olivine) (± olivine) olivine, biotite ± olivine ± calcite or > pl -minette vogesite pl > or -kersantite spessartite or > pl feld > foid sannaite pl > or feld > foid camptonite -glass or foid monchiquite polzenite --alnöite Lamprophyre branch: Calc-alkaline Alkaline Melilitic After Le Maitre (1989), Table B.3, p. 11.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Model of an idealized kimberlite system, illustrating the hypabyssal dike-sill complex leading to a diatreme and tuff ring explosive crater. This model is not to scale, as the diatreme portion is expanded to illustrate it better. From Mitchell (1986) Kimberlites: Mineralogy, Geochemistry, and Petrology. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Table 19-8. Average Analyses and Compositional Ranges of Kimberlites, Orangeites, and Lamproites.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
SiO2
Kimberlite 33.0 27.8-37.5
Orangeite 35.0 27.6-41.9
Lamproite* 45.5
TiO2
1.3
0.4-2.8
1.1
0.4-2.5
2.3
Al2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O
2.0 7.6 0.14 34.0 6.7 0.12
1.0-5.1 5.9-12.2 0.1-0.17 17.0-38.6 2.1-21.3 0.03-0.48
2.9 7.1 0.19 27. 7.5 0.17
0.9-6.0 4.6-9.3 0.1-0.6 10.4-39.8 2.9-24.5 0.01-0.7
8.9 6.0 11.2 11.8 0.8
K2O
0.8
0.4-2.1
3.0
0.5-6.7
7.8
P2O5 LOI
1.3 10.9
0.5-1.9 7.4-13.9
1.0 11.7
0.1-3.3 5.2-21.5
2.1 3.5
Sc V Cr Ni Co Cu Zn Ba Sr Zr Hf Nb Ta Th U La Yb
14 100 893 965 65 93 69 885 847 263 5 171 12 20 4 150 1
20 95 1722 1227 77 28 65 3164 1263 268 7 120 9 28 5 186 1
Data from Mitchell (1995), Mitchell and Bergman (1991) * Leucite Hills madupidic lamproite
19 66 430 152 41
9831 3860 1302 42 99 6 37 9 297 1
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Chondrite-normalized REE diagram for kimberlites, unevolved orangeites, and phlogopite lamproites (with typical OIB and MORB). After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. and Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Chondrite-normalized spider diagram for kimberlites, unevolved orangeites, and phlogopite lamproites (with typical OIB and MORB). After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. and Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Hypothetical cross section of an Archean craton with an extinct ancient mobile belt (once associated with subduction) and a young rift. The low cratonal geotherm causes the graphite-diamond transition to rise in the central portion. Lithospheric diamonds therefore occur only in the peridotites and eclogites of the deep cratonal root, where they are then incorporated by rising magmas (mostly kimberlitic“K”). Lithospheric orangeites (“O”) and some lamproites (“L”) may also scavenge diamonds. Melilitites (“M”) are generated by more extensive partial melting of the asthenosphere. Depending on the depth of segregation they may contain diamonds. Nephelinites (“N”) and associated carbonatites develop from extensive partial melting at shallow depths in rift areas. After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Depois Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer.
Series magmáticas alcalinas: -alcalinas (magmas de ilhas oceánicas, pontos quentes, rift continental) -Sobresaturada -Sub-saturada - altamente alcalinas (magmas de rift continental, intraplaca continental) -Subsatura
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R io lito
D a c ito
A n d e s it o b a s a ltic o
55 S iO
60 2
65
70
75
Magmas tipo OIB
Vulcanismo de Intraplaca
Ilhas oceânicas e seamounts Comumente associados com hot spots
Depois de Crough (1983) Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 11, 165-193.
Ilhas oceânicas e seamounts Comumente associados com hot spots
Elementos traços Os elementos traço LIL (K, Rb, Cs, Ba, Pb2+ and Sr) e HFS (Th,
U, Ce, Zr, Hf, Nb, Ta) são incompatíveis e encontram-se enriquecidos nos magmas tipo OIB com respeito aos MORB.
As razões dos elementos incompatíveis são usadas para distinguir as diferentes fontes magmaticas: –N-MORB: a razão K/Ba è alta (> 100) –E-MORB: a razão K/Ba è baixa (~30) •N-MORB: a razão Zr/Nb geralmente è alta (>30) •OIBs: a razão Zr/Nb geralmente è baixa(<10)
Elementos traços
Figure 14-2. After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis. Kluwer.
MORB-normalized Spider Diagrams
Figure 14-3. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Data from Sun and McDonough (1989).
Basaltos alcalinos Fenocristais OLIVINA: Os fenocristais de olivina grande são frequentes. São fortemente zonados OPX: ausente PLAGIOCLASIO: Pouco comum, pode ocorrer nos estágios tardios da seqüência de cristalização CPX: Fenocristais de augita titanifera, fortemente onadas com bordas marrompúrpura Basaltos toleíticos Fenocristais OLIVINA: Os fenocristais de olivina grande não são frequentes. São não zonados e podem apresentar borda de ortopiroxênio OPX: Podem ocorrer em fenocristais PLAGIOCLASIO: Pode ocorrer nos primeiros estágios da seqüência de cristalização CPX: Fenocristais de augita
Composição isotópica de Sr e Nd para os differentes tipos de basáltos
Figure 14-10. Nomenclature from Zindler and Hart (1986). After Wilson (1989) and Rollinson (1993).
Exemplo de Ilhas de Havaí
Na Ilha de Hawaii existem dois tipos principais de séries - Séries Toleíticas (tipo dominante ) –Basalto primordial: Toleito de ilhas oceânicas ou OIT –Similares do MORB, porém com algumas diferenças químicas e mineralógicas. - Séries Acalinas (subordinadas) –Basalto primordial: Basalto de ilhas oceânicas, ou OIA –Dois tipos principais de sub-séries alcalinas •Sub-saturadas em sílica •Levemente sobresaturadas (séries menos comuns)
SIO2 AL2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO TiO2 P2O5 H2O La ce Sm Eu Yb Rb Sr Ba
Kilauea Basálto Toleitico
Kohala Basálto alcalino
50.51 13.45 1.78 9.59 7.41 11.18 2.28 0.49 0.12 2.63 0.28
47.52 15.95 7.16 5.3 5.18 8.96 3.56 1.29 0.19 3.29 0.64 1.16
13.4 35.5 6.14 1.88 1.98 9.2 371 150
38 85 11.8 3.5 3.08 26 650 340
MORB 48.77 15.9 1.33 8.62 9.67 11.16 2.43 0.08 0.17 1.15 0.09 0.3 2.1 2.74 1.06 3.2 0.56 88.7 4.2
Exemplo Hawaí Vulcanismo Cíclico, comportamento da história eruptiva ● Estágio de construção Pré-escudo tipo alcalino e variável ● Estágio de construção do escudo começa com tremendas erupções de basaltos toleíticos
Contexto do Hawaí 3. Atividade eruptiva mais alcalina, esporádica e violenta (Mauna Kea, Hualalai e Kohala). As Lavas são mais diversificadas, com importantes proporções de líquidos diferenciados. 4. Um período comprido latente, seguido por um estágio pós-erosivo. Caracterizado por magmas altamente alcalinos e magmas subsaturados em sílica, incluindo basaltos alcalinos, nefelinitos, basaltos melilíticos e basaltos
Um Modelo de Magmatismo Continental Oceânico Reservoirs
DM
OIB EM e HIMU de crustal sources (subducted OC + CC seds) Nomenclature from Zindler and Hart (1986). After Wilson (1989) and Rollinson (1993).
Os elementos traços como ferramentas para determinar os paleo-ambientes tectônicos •Útil para as rochas nas faixas moveis antigas e nos crátons onde não se pode reconhecer o ambiente tectônico original •Os elementos traços podem discriminar um ambiente tectônico? •O método è empírico para as rochas modernas •Utilizam-se os elementos imóveis nas condições de baixo e médio metamorfismo
Figure 9-8. (a) after Pearce and Cann (1973), Earth Planet, Sci. Lett., 19, 19, 290-300. 290-300. (b) after Pearce (1982) in Thorpe (ed.), Andesites: Orogenic andesites and related rocks. Wiley. Chichester. pp. 525-548, 525-548, Coish et al. (1986), Amer. J. Sci., 286, 286, 1-28. 1-28. (c) after Mullen (1983), Earth Planet. Sci. Lett., 62, 62, 53-62.
Ciclo de Wilson
Magmatismo de Rift
Exemplo de fusão por descompressão adiabática (caso do ascenso do manto nas cadeia meso-oceânicas e nas zonas de rift)
0
500
1000
T (°C )
1500
50 %
S o li dus
GE OT ER M A
L iq u id u s
15 %
50
A’
km 100 A
150
2000
Estagio Pre-rift: ascenso do manto astenosferico (ativamente o passivamente) na litossfera. Fusão do manto por descompressão adiabatica (área verde indica o sector onde acontece a fusão parcial) e produção de magmas alcalinos. Pode acontecer tambem a fusão parcial do manto litosferico subcontinental metasomatizado.
Estagio de Rift : desenvolvimento do rift continental com erupção dos magmas alcalinos (vermelho) desde uma fonte astenosferica. Ascenso da astenosfera quente produze processos de fusão parcial na crosta. Na estrutura do rift acumulam-se materiais vulcânico e vulcaniclástico.
Estagio tipo Afar: a astenosfera alcança os níveis crustais. Representa a transição ao desenvolvimento e formação da crosta oceânica.
Figure 19-9. Hypothetical cross sections (same vertical and horizontal scales) showing a proposed model for the progressive development of the East African Rift System. a. Pre-rift stage, in which an asthenospheric mantle diapir rises (forcefully or passively) into the lithosphere. Decompression melting (cross-hatch-green indicate areas undergoing partial melting) produces variably alkaline melts. Some partial melting of the metasomatized subcontinental lithospheric mantle (SCLM) may also occur. Reversed decollements (D1) provide room for the diapir. b. Rift stage: development of continental rifting, eruption of alkaline magmas (red) mostly from a deep asthenospheric source. Rise of hot asthenosphere induces some crustal anatexis. Rift valleys accumulate volcanics and volcaniclastic material. c. Afar stage, in which asthenospheric ascent reaches crustal levels. This is transitional to the development of oceanic crust. Successively higher reversed decollements (D2 and D3) accommodate space for the rising diapir. After Kampunzu and Mohr (1991), Magmatic evolution and petrogenesis in the East African Rift system. In A. B. Kampunzu and R. T. Lubala (eds.), Magmatism in Extensional Settings, the Phanerozoic African Plate. Springer-Verlag, Berlin, pp. 85-136 and P. Mohr (personal communication). Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Volcão Erta Ale
Magmatismo bimodal e o problema do “Daly gap”
“Daly gap”: ausência o escassez de rochas com composição intermédia (~ de 55 a 65 % em SiO2) Prováveis causas do “Daily gap”: -O processo de Cristalização Fracionada diminui volumem dos líquidos de composição intermedia
o
-Estratificação das câmaras magmáticas favorecem a erupção dos magmas mais evoluídos -Os magmas evoluídos no derivam dos magmas basálticos
Entre 1250 º e 1150º C cristaliza só olivina e o conteúdo de SiO2 no magma não varia muito e da mesma maneira a quantidade do líquido residual diminui pouco.
Entre 1150 º e 1000º C cristalizam olivina, cpx, plagioclasio, oxidos de Fe, e o conteúdo de SiO2 no magma varia muito e da mesma maneira diminui muito a quantidade do líquido residual.
Entre 1000 º e 750º C cristalizam plagioclásio, feldspato alcalino e fémicos; o conteúdo de SiO2 no magma varia pouco e da mesma maneira a quantidade do líquido residual volta a diminuir pouco.
Os productos intermedios estão representado por “enclaves” magmáticas achadas nas rochas riolíticas pos-calder
Províncias basálticas continentais e oceânicas (Continental Flood Basalts)
Table 15-1. Major Flood Basalt Provinces Name
Volume 5
Age
3
Locality
CRB
(1.7x10 km )
Miocene
NW US
Keeweenawan
(4x105 km3 )
Precambrian
Superior area
Cret.-Eocene
India
Deccan Parana Karroo
6
3
(10 km ) 6
2
(area > 10 km ) early Cret. 6
3
(2x10 km ?)
Brazil
early Jurassic S. Africa
Figure 15-1. Columbia River Basalts at Hat Point, Snake River area. Cover of Geol. Soc. Amer Special Paper 239. Photo courtesy Steve Reidel.
Províncias basálticas continentais e oceânicas
Figure 15-2. Flood basalt provinces of Gondwanaland prior to break-up and separation. After Cox (1978) Nature, 274, 47-49.
Figure 15-3. Relationship of the Etendeka and Paraná plateau provinces to the Tristan hot spot. After Wilson (1989), Igneous Petrogenesis. Kluwer.
Figure 15-9. OIB-normalized spider diagram for some representative CRBG analyses. Winter (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. (data as in Figure 15-8).
Figure 15-4. Present setting of the Columbia River Basalt Group in the Northwestern United States. Winter (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Also shown is the Snake River Plain (SRP) basalt-rhyolite province and proposed trace of the Snake River-Yellowstone hot spot by Geist and Richards (1993) Geology, 21, 789-792.
Figure 15-13. A model for the origin of the Columbia River Basalt Group From Takahahshi et al. (1998) Earth Planet. Sci. Lett., 162, 63-80.
Figure 15-14. Diagrammatic cross section illustrating possible models for the development of continental flood basalts. DM is the depleted mantle (MORB source reservoir), and the area below 660 km depth is the less depleted, or enriched OIB source reservoir. Winter (20010 An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo potássico e ultrapotássico
Na maioria dos ambientes tectônicos uma das características dos magmas basálticos primários é que têm uma concentração de Na2O maior que a de K2O. As exceções mais importantes são alguns magmas básicos e ultramáficos, de ambiente tectônico de tipo intraplaca continental, que caracterizam-se por um conteudo de K2O maior que o de Na2O.
Figure 19-1. Variations in alkali ratios (wt. %) for oceanic (a) and continental (b) alkaline series. The heavy dashed lines distinguish the alkaline magma subdivisions from Figure 8-14 and the shaded area represents the range for the more common oceanic intraplate series. After McBirney (1993). Igneous Petrology (2nd ed.), Jones and Bartlett. Boston. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
•As rochas alcalinas têm geralmente mais álcalis do que pode ser acomodado por um Feldspato. Os álcalis do excesso aparecem nos feldspatóides, em piroxêniosanfíbólios sódicos, ou em outras fases alcalis-ricas, em um sentido mais restrito, rochas alcalinas possuem falta de SiO2 em relação a NaÒ, KÒ, e ao CaO. •Isto chega ao ponto em que se tornam "crìticamente subsaturadas" em SiO2, e a nefelina ou Acmite aparecem na norma alternativamente, algumas rochas pode ser deficientes no Al2Ò3 (e não necessariamente no SiO2) de modo que o Al2Ò3 não pode transformar os álcalis em Feldspatos normativos. •Essas rochas são peralcalinas e podem ter, por vezes, sílica subsaturada ou baixa saturação de sílica.
Em particular, estes magmas definem-se ULTRAPOTASSICOS quando têm as seguintes características (Foley et al., 1987) :
-K2O>3% -K2O/ Na2O>3 -MgO>3% -Alto #MgO -Alto conteúdo de Cr e Ni
Existem três tipos situações geodinámicas que podem estar relacionadas â producção de magmas potássicos e ultrapotássicos: 2) Regiões de subducção onde os magmas potássicos estão associados a os magmas da serie calcio-alcalina (Arco de Sunda). 3) Regiões de extensão continental (East African Rift) 4) Durante o depois duma colisão continental sucessivamente a um cerre oceânico. A fase poscollisional de magmatismo potassico pode durar decenais de milhões de anos antes de evoluir a um magmatismo alcalino de intraplaca continental (Italia)
Em geral os principais modelos petrogenéticos explicam como os magmas básicos e ultrabásicos podem ser derivados por distintos graus de fusão parcial de um lerzholito fertil no manto superior
O grau de fusão parcial e a profundidade de segregação dos magmas são as variáveis mais importantes que controlam a composição dos magmas basálticos.
Figure 19-5. Chondrite-normalized REE variation diagram for examples of the four magmatic series of the East African Rift (after Kampunzu and Mohr, 1991), Magmatic evolution and petrogenesis in the East African Rift system. In A. B. Kampunzu and R. T. Lubala (eds.), Magmatism in Extensional Settings, the Phanerozoic African Plate. Springer-Verlag, Berlin, pp. 85-136. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Os magmas potássicos e ultrapotássicos caracterizam-se por conteúdos muitos altos em elementos incompatíveis (Rb, Ba, Zr, La, Ce....). Essas concentrações anômalas no podem ser explicada com um processo de fusão parcial dum manto comum (lerzolito a espinélio o granada), dado que precisaria-se dum grau de fusão muito baixo (<1%). Esse tipo de processo geraria uma quantidade de fusão demasiado pequena para poder ser segregada e mobilizada.
Muitos autores propõem que esses tipos de magmas fortemente enriquecidos em elementos incompatíveis podem ser gerado por um processo de fusão parcial dum manto metasomatizado o enriquecido
Figure 15-14. Diagrammatic cross section illustrating possible models for the development of continental flood basalts. DM is the depleted mantle (MORB source reservoir), and the area below 660 km depth is the less depleted, or enriched OIB source reservoir. Winter (20010 An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS
Chondrite-normalized rare earth element diagram showing the range of patterns for olivine-, phlogopite-, and madupitic-lamproites from Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Typical MORB and OIB from Figure 10-13 for comparison. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS Table 19-6. Lamproite Nomenclature Old Nomenclature
Recommended by IUGS
wyomingite orendite madupite cedricite mamilite wolgidite fitzroyite verite jumillite fortunite cancalite
diopside-leucite-phlogopite lamproite diopside-sanidine-phlogopite lamproite diopside madupidic lamproite diopside-leucite lamproite leucite-richterite lamproite diopside-leucite-richterite madupidic lamproite leucite-phlogopite lamproite hyalo-olivine-diopside-phlogopite lamproite olivine diopside-richterite madupidic lamproite hyalo-enstatite-phlogopite lamproite enstatite-sanidine-phlogopite lamproite
From Mitchell and Bergman (1991).
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROÍTOS
Initial 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd for lamproites (red-brown) and kimberlites (red). MORB and the Mantle Array are included for reference. After Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Typical MORB and OIB from Figure 10-13 for comparison. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental LAMPROFÍROS Table 19-7. Lamprophyre Nomenclature Light-colored constituents
Predominant mafic minerals
biotite, hornblende, Na- Ti- amphib., melilite, biotite, feldspar foid diopsidic augite, diopsidic augite, Ti-augite, ± Ti-augite (± olivine) (± olivine) olivine, biotite ± olivine ± calcite or > pl -minette vogesite pl > or -kersantite spessartite or > pl feld > foid sannaite pl > or feld > foid camptonite -glass or foid monchiquite polzenite --alnöite Lamprophyre branch: Calc-alkaline Alkaline Melilitic After Le Maitre (1989), Table B.3, p. 11.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Model of an idealized kimberlite system, illustrating the hypabyssal dike-sill complex leading to a diatreme and tuff ring explosive crater. This model is not to scale, as the diatreme portion is expanded to illustrate it better. From Mitchell (1986) Kimberlites: Mineralogy, Geochemistry, and Petrology. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Table 19-8. Average Analyses and Compositional Ranges of Kimberlites, Orangeites, and Lamproites.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
SiO2
Kimberlite 33.0 27.8-37.5
Orangeite 35.0 27.6-41.9
Lamproite* 45.5
TiO2
1.3
0.4-2.8
1.1
0.4-2.5
2.3
Al2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O
2.0 7.6 0.14 34.0 6.7 0.12
1.0-5.1 5.9-12.2 0.1-0.17 17.0-38.6 2.1-21.3 0.03-0.48
2.9 7.1 0.19 27. 7.5 0.17
0.9-6.0 4.6-9.3 0.1-0.6 10.4-39.8 2.9-24.5 0.01-0.7
8.9 6.0 11.2 11.8 0.8
K2O
0.8
0.4-2.1
3.0
0.5-6.7
7.8
P2O5 LOI
1.3 10.9
0.5-1.9 7.4-13.9
1.0 11.7
0.1-3.3 5.2-21.5
2.1 3.5
Sc V Cr Ni Co Cu Zn Ba Sr Zr Hf Nb Ta Th U La Yb
14 100 893 965 65 93 69 885 847 263 5 171 12 20 4 150 1
20 95 1722 1227 77 28 65 3164 1263 268 7 120 9 28 5 186 1
Data from Mitchell (1995), Mitchell and Bergman (1991) * Leucite Hills madupidic lamproite
19 66 430 152 41
9831 3860 1302 42 99 6 37 9 297 1
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Chondrite-normalized REE diagram for kimberlites, unevolved orangeites, and phlogopite lamproites (with typical OIB and MORB). After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. and Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Chondrite-normalized spider diagram for kimberlites, unevolved orangeites, and phlogopite lamproites (with typical OIB and MORB). After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. and Mitchell and Bergman (1991) Petrology of Lamproites. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Magmatismo Alcalino Continental KIMBERLITOS
Hypothetical cross section of an Archean craton with an extinct ancient mobile belt (once associated with subduction) and a young rift. The low cratonal geotherm causes the graphite-diamond transition to rise in the central portion. Lithospheric diamonds therefore occur only in the peridotites and eclogites of the deep cratonal root, where they are then incorporated by rising magmas (mostly kimberlitic“K”). Lithospheric orangeites (“O”) and some lamproites (“L”) may also scavenge diamonds. Melilitites (“M”) are generated by more extensive partial melting of the asthenosphere. Depending on the depth of segregation they may contain diamonds. Nephelinites (“N”) and associated carbonatites develop from extensive partial melting at shallow depths in rift areas. After Mitchell (1995) Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. Plenum. New York. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
