O Processo de Ascensão e Empacotamento do Magma e o “Room Problem”

Rochas ígneas intrusivas são magmas simples que não atingiram a superfície. O plutonismo sente a falta do vulcanismo, devido a nenhum ter precendes do empacotamento do plutonismo e nunca ter ocorrido um aviso de ocorrência de um pluton. O volume de rochas ígneas em corpos plutônicos, embora, sejam consideráveis, e existam alguma variedade de plutons diante dos vulcões. No sentido de que nos podemos pensar que estes corpos assim como os liquido se cristalizam ou congelam num sistema perpendicular em direção à superfície.

Quando o magma forma em processo de fusão em profundidade, ele segrega a partir de sólidos residuais difundidos para formar uma discreta massa de liquido (ver Capitulo 5), se tornado boiante. O corpo de magma boiante tende a ascender e se o material da superfície for suficientemente dúctil é geralmente considerado como um

diapir. Um diapir é uma massa móvel que ascende e penetras nas camadas acima. Quando a massa da rocha é

suficientemente dúctil esta coberta por uma rocha densa que também é dúctil os diapiros são capazes de se formarem.

Um exemplo bem documentado de diapirismo e a formação do sal diapirico nas áreas como no norte da Alemanha, Irã e a Costa do Golfo da América. Nestes casos os bandamentos de sal (depósitos evaporiticos) são cobertos por sedimentos subsequentes e se tornam mais densos do que o sal. Hálito (sal) não possui apenas uma baixa densidade, mas também possuem uma modelo ductilidade e condição de fluxo de pressão confinante. Depois de 5 para 10 km de desenvolvimento sobrepeso, os bandamento de sal começam a fluir e a superfície desenvolve irregulares inchaços (Figura 4-33). O fluxo de sal externo dentro destes inchaços formam os diapiros que ascendem em direção à superfície, se esta ascensão ocorrer acima da fonte e não for suprida por nenhum fluxo de sal a partir do bandamento evaporiticos, a coluna alimenta o diapiro alongando e construindo-o até que o corpo se separa da fonte. A forma de gota de chuva invertida com bolhas que conduzem ai limite são características de diapiros em ascensão. Pois quando bóiam ocorre uma força que os conduzem causando assim a sua ascensão, uma vez que atingida a um nível onde a densidade da rocha e a mesma do sal ocorre uma interrupção da ascensão.

Figura 4-33 Bloco Bloco diagrama mostrando em subsuperficie a formação de diapiros de sal. Segundo diapiros do Northern

Germany. Segundo Trusheim (1960), Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 44, 1519-1540 © AAPG.

Magmas diapiricos são deixados a se comportarem em modo similar: aquelas formas ocorrem na ascensão do manto através da ductilidade do manto, apenas o sal através do acamadamento dos sedimentos. Assim como a viscosidade do magma e a rocha matriz são similares, eles ascendem pela distensão radiante da superposição das

rochas de maneira que force a sua subida a superfície. Em área menos dúcteis a parte superior do manto e da crosta, o magma ascendente pode não mais ascender o modo diapirico. Contudo pode haver explosão das fraturas ou enfraquecimento da rocha devido a esta ascensão.

O método pelo qual grandes corpos intrusivos se movem internamente através da crosta e criam um quarto suficiente para eles próprio esta muito longe de estar claro. Este “room problem” tem sido assunto de consideráveis debates e ainda continuam sendo um enigmático problema. Fraturas abertas são limitadas para bem próximo a um ambiente da superfície (aproximadamente alguns metros). Abaixo disto, o magma ascende pelo simples preenchimento de voids abertos. A ascensão do magma pode ser seguida de fraturas pré-existente (fechadas), embora, forçando o deslocamento destas rochas possam formar paredes de fraturas seguindo de condutores planares. Em profundidade, a habilidade do magma em forçar a abertura de farturas é limitada, devido à pressão de injeção do magma é raramente grande o suficiente em deslocar paredes de rochas sólidas que são forçadas junto à pressão litostatica em alguns quilômetros de profundidade.

O room problem se torna mais difícil de solucionar quando em grandes corpos intrusivos, no qual ocupam um volume significante e muito mais rochas são deslocadas para se moverem internamente. A Figura 4-34 sumariza o mecanismo proposto pelo qual o pluton pode fazer um room e ascender. Plutons como lacolitos podem elevar o teto (Figura 4-34) tanto durante o dobramento o elevação do bloco ao longo das falhas. Existem controvérsias quando a força de elevação dos plutons esta restrita apenas quando o magma flutua, no qual os limites de habilidade de um pluton em se elevar quando atinge um nível no qual a densidade se tornar igual a da rocha matriz. A elevação pode ser facilitada em alguns casos pelo supressão magmática (magmatic overpressure), o qual pode suprir uma pressão derivada adicional em profundidade. O teto dos domos está limitado em formar lacolitos em pequenas profundidades de 2 a 3 km, onde a pressão magmática pode exceder em espessura (Corry, 1988). Restrições similares aplicadas aos blocos sob elevados ao longo das falhas.

Figura 4-34: Diagrama ilustrando o um pluton e seus mecanismos de colocação. 1- forma do topo do domo e suas encaixantes; 2- assimilação de rochas e fusão parcial da zona marginal; 3- stoping; 4- deformação ductil das encaixantes; 5- deslocamento das

paredes laterais por falha e dobramentos; 6- (and 1)- colocação do pluton em ambiente estensional. After Paterson et al. (1991),

Contact Metamorphism. Rev. in Mineralogy, 26, pp. 105-206. © Min. Soc. Amer.

Alternadamente os magmas podem fundir de maneira interna (processo chamado de assimilação: numero 2 na Figura 4-34). A habilidade em fundir as paredes usando o calor magmático está limitado pelo calor disponível do magma (e a quantidade de magma que pode penetrar nos primeiros locais). Como veremos no capitulo 10, magmas intrudidos são por eles mesmos em sua maioria gerados a partir de uma fusão parcial logo eles são raros de se apreciar “superheated” (aquecido acima da temperatura na qual a fusão coexiste com os sólidos). Logo o calor disponível para a fusão das rochas matriz não existe em excesso e deve ser aplicado pelo calor latente de cristalização de algumas porções do magma ocorrendo de maneira parcial nos sólidos e também menos móvel. Este tipo de aquecimento e necessariamente limitado.

Se as rochas matriz forem suficientemente fragmentadas, os blocos do teto acima de um pluton ascendente podem se tornar deslocados, caírem e se afundarem através do magma (numero 3 na Figura 4-34). Este processo é chamado de stoping, depois da pratica de mineralização do teto de um trabalho no subsolo. Evidências consideráveis deste processo são encontradas em porções acima do plúton onde o bloco da rocha matriz é suspenso em rochas ígneas cristalizadas como os rafts e xenólitos. O processo fica mais evidente quando os agmatitos são formados pela injeção ao longo da rede fraturas (ver Figura 4-27a). O processo de stoping requer que a rocha matriz seja mais densa que o magma. A subsidência dos caldeirões (Figura 17-16) e a formação do caldeirão (Figura 4-9) são exemplos em grande escala de processo de stoping em profundidade. A falta de um campo de evidência para

quantidades significantes de xenólitos parados chama a questão dos efeitos da processo stoping como processo principal na empacotamento do magma,

A combinação da assimilação e do stoping são chamados de solução de stoping ou zona de fusão

(solution stoping ou zone melting) pode operar em profundidade onde a rocha matriz está próxima de ponto de

fusão. Neste processo os minerais do teto do pescoço da rocha e uma quantidade equivalente de magma são cristalizados no assoalho, como proposto por Ahren et al. (1980). Este processo mitiga a perda do calor a partir da intrusão do magma, principal impedimento para a assimilação. Assim como o processo pode ser efetivo ao manto e crosta profunda, onde o magma ascende, como um diapirico, mas se as rochas matriz estão bem abaixo do ponto de fusão, mais minerais poderão se cristalizar na fusão e o pluton rapidamente se solidifica.

Deformação dúctil e retorno do fluxo descendente (numero 4 na Figura 4-34) são mecanismos associados com a ascensão de diapiros em grandes profundidades e são provavelmente eficientes onde à viscosidade das rochas é baixa. Em qualquer profundidade, ballooning, ou expansão radial da câmara magmática na adição do magma abaixo que também pode assumir o lugar. Balloning pode também fisicamente comprimir as paredes da rocha pelos lados do diapiro, forçando as paredes a se separar com o acompanhamento da deformação da aureola (número 5 no Figura 4-34). A evidencia rara da textura para as paredes das rochas ao redor do parte superior e do meio dos níveis elevados de plutons debatem contra o diapirismo como uma forma de mecanismo de empacotamento destes níveis crutais (paterson et al., 1991). Como no caso dos diques mencionados acima, ambiente extensionais (numero 6 na Figura 4-34) facilitariam o processo, mas como mencionado acima, a taxa de extensão coloca limites no grau ao qual pode contribuir.

Embora se acredite que o magma entre em ascensão por alguns ou todos os processos acima, todos eles possuem limites para se estenderem às circunstancias nas quais eles podem operar. Devido a estes corpos estarem intrudidos abaixo, existe uma tendência natural de pensar que eles estendam externamente com profundidade e ocupando considerável volume diante da superfície que podemos observar (na Figura 4-20). Esta é forma no quais os batolitos tem sido empurrados por décadas na maioria das seções geológicas envolvendo eles. Eles simplesmente se alongam externamente, no qual certamente deixa impressões de muito mais material ígneo. A forma de diapiritos experimental por outro lado é diferente, porque pelo menos eles estão próximos à superfície. A figura 4-35é um desenho de alguns resultados de alguns experimentos realizados por Ramberg (1970), no qual ele modelou diapiritos usando material macio coberto por baixa densidade em camadas de alta densidade de estrato e colocados em uma centrifuga para conduzir a moção do diapirico. Baseada nos modelos de gravidade e campos erodidos de batolitos, alguns agora estão suspeitos de serem intrusões de assoalho superficial.

Figura 4-35: Modelos de diápiros criados por massa de vidraceiro em centrifugas, segundo Ramberg (1970), In Newell, G., and N. Rast, (1970) (eds.), Mechanism of Igneous Intrusion. Liverpool Geol. Soc., Geol. J. Spec. Issue no. 2.

A Figura 4-36 é uma seção composta de Batolitos Bouder em Montana, no qual sugere que a espessura é menos do que 10 km. Outros plutons agora são suspeitos de estarem finos ou mesmo em películas. O Granito de Lilesville, Carolina do Norte (Waskome Butler, 1971), o Pluton de Katahdin, New Hampshire (Hodge et al., 1982).

Figura 4-36Seção geológica no Boulder Batholith, Montana. Segundo Hamilton e Myers (1967), The nature of batholiths. USGS

4.3 Sistemas Hidrotermais

Rochas vulcânicas e sedimentares fraturadas e sedimentos permeáveis provem algum aquecimento, intrusões superficiais são locais ideais para o desenvolvimento de um sistema hidrotermal extenso. Um sistema hidrotermal tipicamente associado a terrenos vulcânicos e silicosos é mostrado na Figura 4-37. Estudo de isótopos estáveis tem mostrado água meteórica predominante sobre a juvenil na maioria dos sistemas hidrotermais (Mazor, 1975), mas a proporção é variável partindo de um para o outro localmente. O calor da superfície da câmara magmática está tipicamente associado com o aquecimento do vulcanismo recente da água subterrâneas (mais algum componente juvenil associado) então se expande e ascende o material permeável acima, resultando comumente em fumarolas e aquecimento na superfície. A água então se resfria, se movendo lateralmente como a ascensão da água quente e descende novamente logo que se torna densa em um sistema tipicamente convectivo. O resultado é a circulação de um sistema de groundwater acima do corpo magmático e talvez com porções solidificadas de corpos no qual pode estar truncado (Henley e Ellis, 1983: Hildreth, 1981).

Sistemas hidrotermais acima de batolitos podem afetar consideravelmente o volume da rocha. Fluxo de fluido aquoso é controlado pela permeabilidade das rochas. Sistemas de fraturas extensivas são comuns acima das intrusões e isto age como um condutor efetivo para fluidos hidrotermal. Estruturas calderas são mais comuns centro de atividade hidrotermal. Buracos ocorrentes em alguns sistemas estendendo a profundidade para 3km, onde eles tem encontrado águas salinas próximos a um pH neutro (brines) em temperaturas acima de 350ºC. Abaixo disso as características das soluções são imprecisas, mas sob altas temperaturas são certamente ocorrentes. Se houver um aquecimento na parte superficial da porção do sistema, o CO2 e H2S são tipicamente concentrados no vapor o qual pode atingir a superfície como uma atividade fumarolica, condensado ou oxidado a partir de um distinta solução de ácido sulfato/bicarbonato comum em alguns campos geotermais.

Figura 4-37: Seção esquemática através de um sistema hidrotermal desenvolvido acima da camara magmática, em terreno

vulcânico silicoso. Segundo Henley and Ellis (1983), Earth Sci. Rev., 19, 1-50. Estudos isotópicos de oxigênio mostram que muito do fluxo de água (setas cinzas) é circulaçào de água meteorica . Água magmática (juvenil) é tipicamente de menor importância (linhas tracejadas vermelhas). Elsevier Science.

Os fluidos hidrotermais envolvem através da troca química (isotópica) com os silicatos fundidos e/ou porções solidificadas de pluton, onde a maioria da água é juvenil ou não. Irá conter um numero de constituintes ígneos dissolvidos. Como este fluído interage com as rochas ao redor isto pode causar um numero de trocas químicas, mineralógicas e texturais para assumirem um local, dependendo da temperatura, permeabilidade, composição química e natureza dos fluidos junto com a rocha, a proporção de fluido e rocha atinge 0,001 para aproximadamente 4, baseado na troca isotópica de oxigênio (Taylor, 1974). A grande variação da natureza física e química dos sistemas hidrotermais resultam em uma variedade similar de produtos de alterações, incluindo quartzo, feldspato, minerais cinzas, clorita, zeolita, biotita, actinolita, epídoto e uma numero de sulfetos.

Capítulo 5

Introdução a Termodinâmica

Petrológos usam o conhecimento em termodinâmica de duas maneiras: Primeiro, os princípios da termodinâmica podem ser aplicados qualitativamente para tachar um sistema geológico ou para diagnosticar os efeitos que mudam com a pressão (P), temperatura (T) ou composição (X) podem ter uma montagem da fusão rocha/fluído. Qualitativamente nós podemos responder importantes questões como, “Qual seria o efeito, em geral, para o aumento da pressão em rochas pouco fundidas?” ou “O que aconteceria se a água fosse adicionada numa rocha próxima da temperatura de fusão?”. Segundo, se alguns dados fundamentais básicos podem ser experimentalmente determinados, nós podemos calcular quantativamente tanto para uma certa montagem de minerais (i.e., uma rocha), quanto para ± uma fase de fluídos ou de fusão, se são estáveis ou não em alguma combinação em particular de P, T e X. ambos destas aproximações são baseadas num entendimento de equilíbrio e energia. Através dos anos de experimento nós temos copilados dados suficientes de minerais e gases que nos permitem calcular quantativamente o limite de estabilidade de alguns minerais e montantes de minerais-fluído. Devido às fusões de composição serem complexas e variavelmente comparavelmente com os minerais e gases nós estamos somente no estágio recente de tornar possível um tratamento quantitativo do sistema ígneo. Eu irei adiar a aproximação quantitativa até que nós possamos lidar com o metamorfismo e ter uma ocasião em que possamos aplicar este resultado. Para o presente momento, eu irei desenvolver bases termodinâmicas gerais e então concentrar numa aproximação qualitativa que irá nos ajudar a tachar numa variedade de fenômenos ígneos.