Aula 9

backarc region: area on opposite side of arc from forearc basin …structural character of backarcs is highly variable… three types:

• extensional • contractional • stable

why three types? consider motion of trench through time: --it rolls back oceanward-VOR

depends on relative motion of trench and overriding plate VOR: overriding plate velocity

VRB trench rollback

VRB: trench rollback velocity

backarc de tipo compressivo : não se forma a bacía de backarc

VRB < VOR --- compressão exemplo: Andes

backarc de tipo extensivo : rifting ativo e expansão oceânica

VRB > VOR (VIA) --- extensão exemplo: Mariana arc (Philippine Sea backarc)

Backarc estável : termina a apertura da bacia de backarc

VRB = VOR (VIA)--- estável exemplo: Japon

• Flogopita permanece estavel nas rochas ultramaficas (da placa em subducção) depois que o anfibolio ficou inestavel. • A dehidratação da flogopita acontece a os ~200 km de profundidade.

Figure 16-11b. A proposed model for subduction zone magmatism with particular reference to island arcs. Dehydration of slab crust causes hydration of the mantle (violet), which undergoes partial melting as amphibole (A) and phlogopite (B) dehydrate. From Tatsumi (1989), J. Geophys. Res., 94, 4697-4707 and Tatsumi and Eggins (1995). Subduction Zone Magmatism. Blackwell. Oxford.

Figure 16-6. b. AFM diagram distinguishing tholeiitic and calc-alkaline series. Arrows represent differentiation trends within a series.

Figure 16-11a. MORB-normalized spider diagrams for selected island arc basalts. Using the normalization and ordering scheme of Pearce (1983) with LIL on the left and HFS on the right and compatibility increasing outward from BaTh. Data from BVTP. Composite OIB from Fig 14-3 in yellow.

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.