A evolução do Planeta Terra à luz dos dados do magmatismo

João Mata

Departamento de Geologia Centro de Geologia FCUL Universidade de Lisboa

jmata@fc.ul.pt www.fc.ul.pt/node/2165

Apoios:

Organização:

A evolução do Planeta Terra à luz dos dados do magmatismo

A evolução do Planeta Terra à luz dos dados do magmatismo

VII Encontro de Professores de Geociências do Alentejo e Algarve

6357 km

6378 km

Planeta Terra

Modelos de zonalidade do globo terrestre

Crosta

Manto

Velocidade (km/s)

0 5 10

1000

2000

3000

4000

5000

6000 Depth (km)

ondas S

ondas P

Litosfera Asteno-

esfera

Sólido Líquido Meso- esfera

S waves

670 km

2 900 km

5 150 km

6 371 km

Núcleo

Núcleo externo

Núcleo interno

Geoquímica

Tempo

4.5# Ga 0

Profundidade

6371 km

Geofísica

Stromboli, Janeiro 2013 http://news.discovery.com/adventure/tags/volcanoes.htm

Lay et al. (2008)

Fontes de calor internas (≈ 46±3TW):

1 TW = 10⁹KW = 10¹²W

Distribuição da temperatura no interior da Terra

Geoquímica:

 elementos traço

isótopos radiogénicos

 Elementos-traço

Fusão parcial em equilíbrio (batch melting)

) 1 ( 1

D F D C

Cl

i i



 

0

À medida que D → 0

F Cli  C0i

2 1 2

1

0 0

C C Cl

Cl 

A razão entre dois elementos incompatíveis tende a manter-se constante durante os processos de fusão parcial.

2 1 2 1

2 1

0 0 0 0 l

C C C C C

F F

Cl  

Cl: concentração no líquido; C0: concentração na fonte mantélica; F: percentagem de fusão; D: coeficiente de distribuição

La/Th = 9.5

72 Ma Complexo Vulcânico de Lisboa

Miranda et al. (2009) 2 Ma Nb/Ta = 10

Ilha de Santiago (Cabo Verde)

Martins et al. (2010) Cretaceous Research 30 (2009) 575–586

Mineralogy and Petrology (2010) 99:43–65

http://oceanexplorer.noaa.gov/edu/learning/15_seamounts/

 Isótopos radiogénicos

87Rb → ⁸⁷Sr: = 48.8 x 10⁹a

147Sm → ¹⁴³Nd: T_1/2 = 106 x 10⁹a

176Lu → ¹⁷⁶Hf: T_1/2 = 35.7 x 10⁹a

238U→ ²⁰⁶Pb: T_1/2= 4.47 x 10⁹a

235U → ²⁰⁷Pb: T_1/2= 0.704 x 10⁹a

232Th→ ²⁰⁸Pb: T_1/2= 14.0 x 10⁹a Tempos de semi-vida (T_1/2)

Os isótopos radiogénicos na interpretação geoquímica

0.512 0.511 0.510 0.509 0.513 143Nd / ¹⁴⁴Nd

CHUR: ¹⁴³Nd / ¹⁴⁴Nd = 0.512638

147Sm / ¹⁴⁴Nd = 0.1967 Fontes enriquecidas Fontes empobrecidas:

Fraccionação

1967

147Sm / ¹⁴ 4Nd > 0.1967

147Sm / ¹⁴⁴Nd < 0.1967

 

147 144

143   

 



 e ^t

Nd Sm Nd

Nd

i

 144

143

Nd

Nd ₁₄₄

 

144

143   

 



 e ^t

Nd Sm Nd

Nd

i

 144

143

Nd

Nd

D

< D

filho mais incompatível









0 .

144 143









Nd

 Nd

11

?

?

?

?

?

?

?

idade

0 a 0.5 x 10⁹a 1.0 x 10⁹a 1.5 x 10⁹a 2.0 x 10⁹a 3.0 x 10⁹a

4.0 x 10⁹a 4.55 x 10⁹a

86 87

Sr Sr Razões elementares Razões isotópicas

0.70233

0.70195

0.70158

0.70120

0.70083

0.70010

0.69938

0.69899

Assumindo um valor médio de ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr = 0.05

La Th

A Terra

Uma história longa de 4.5## Ga…

… contada à luz dos dados geoquímicos

NASA/JPL-Caltech

Idade do Sistema Solar: 4567.18±0.50 Ma

A acreção

http://www.space-art.co.uk/

O Planeta Terra

Formação da Lua ( 4.53 Ga)

Impactor: m  Marte ( 0.1 massa daTerra)

173 m 1 200 m

Meteor Crater (Arizona, USA): 50 000 anos

Meteorito siderítico (Canyon Diablo) com cerca de 30 - 40 m de raio Energia libertada 2 500 a 4000 t TNT ≈ 180 a 280 bombas de Hiroshima

Terra: um planeta inicialmente “homogéneo”

Composição Condritos carbonáceos C1

The Earth's Birth (Chesley Bonestell, 1950)

A diferenciação do núcleo

Magma Ocean

Formação do Núcleo

182

Hf 

W T

= 9 Ma

Hf: litófilo; W: siderófilo

BSE: ε

^{ +2}

Formação do núcleo: muito precoce na história da Terra

(¹⁸²W/¹⁸⁰W)_BSE (¹⁸²W/¹⁸⁰W)_CHUR

ε

=

N t    N

e

t0 = 100 % 9 Ma = 50 % 18 Ma = 25 % 27 Ma = 12.5 % 36 Ma = 6.25 % 45 Ma = 3.13 % 54 Ma = 1.56 % 63 Ma = 0.78 %

182

Hf 

W T

= 9 Ma

0 t

0

Elemento Pai (N)

tempo

2t 3t 4t

Abundância

Hf: litófilo; W: siderófilo

BSE

CHUR

29.5 1.5 Ma

-1.0 +2.0

+1.0

0 +3.0

ε

60 50 40 30

10 20 70

0

Tempo após a formação do Sistema Solar

Yin et al. (2002) Klein et al. (2002)

Terra ^{- Núcleo}

Manto primitivo

Atmosfera Hidrosfera Crosta Manto

Vulcão Cleveland (Alaska)

A atmosfera

A desgaseificação da Terra tem produzido a sua atmosfera

Assinaturas isotópicas de MORBe de Carbonatitos de Cabo Verde

Mata et al. (2010)

Earth and Planetary Science Letters 29: 70–83 6.0

6.5 7.0 7.5 8.0

2.00 2.10 2.20 2.30 2.40 2.50 2.60

136Xe / ¹³⁰Xe

air

129Xe / 130Xe

air MORB Apatite

Calcite

A idade da formação da Atmosfera

129

I 

Xe

T

= 16 Ma

N t    N

e

T0 = 100 % 16 Ma = 50 % 32 Ma = 25 % 48 Ma = 12.5 % 64 Ma = 6.25 % 80 Ma = 3.13 % 96 Ma = 1.56 % 112 Ma = 0.78 %

129

I 

Xe T

= 16 Ma

Idade da atmosfera:  100 Ma após a formação da Terra

0 t

0

Elemento Pai (N)

tempo

2t 3t 4t

Abundância

A idade da Atmosfera

40

K 

Ar T

= 1.25 Ga

Atmosfera:

Ar/

Ar = 295.5

Ainda que a esmagadora maioria (90%) da atmosfera tenha sido formada muito precocemente (ver

Xe), ela

tem continuado a desenvolver-se (ver

Ar).

Terra há 4.55 Ga:

Ar/

Ar ≈ 0

Manto actual:

Ar/

Ar ≈ 5 000

Allègre et al. (1987)

Uma hipótese alternativa…

… acreção tardia (≈ 100 Ma) de voláteis

Albarède (2009) Natutre, 461:1227-1233

Terra ^{- Núcleo}

Manto primitivo

Atmosfera Hidrosfera Crosta Manto

Cristas médias oceânicas: 60 000 km de extensão 71 % do magmatismo actual

MORB:mid-ocean ridge basalts

MORB:





CC sup: ε

≈ -2.5

87

Sr/

Sr ≈ 0.710 CC inf: ε

≈ -15

87

Sr/

Sr ≈ 0.707

ε

0.5123 0.5125 0.5127 0.5129 0.5131

0.703

0.702 0.704 0.705 0.706 0.707 0.708

-4 -2 0 +5 +10

-25 -10 0 +10 +40

N-Morb

CC sup CC inf 143

Nd /

Nd

87

Sr /

Sr

ε

Chur

O empobrecimento do manto superior como resultado da extracção da crosta continental

Manto superior empobrecido em elementos incompatíveis

O empobrecimento do manto superior como

resultado da extracção da crosta continental

Idade média da crosta continental: 2.1 Ga

“Curva” de crescimento crostal

Taylor & McLennan (1995)

% de volume crostal

20 60 80

40 100

0

4 3 2 1 0

Idade (Ga)

Arcaico

A crosta continental como produto do magmatismo orogénico A extracção da crosta continental: um processo em duas etapas

A- magmatismo nas cristas médias oceânicas B- magmatismo associado às zonas de subducção

DePaolo (1981)

A

B

Idades modelo 

(Sm/Nd)

49.78 57.3

SiO

de arco continental

49.78 57.3

SiO

Basaltos Crosta

A construção da crosta continental

Magmatismo de arco no Fanerozóico

CROSTA ANTIGA E FRIA LITOSFERA

OCEÂNICA Extracção de MORB

Metassomatismo aquoso + fusão parcial Astenosfera

empobrecida

Magmatismode Arco

H₂O

CROSTA ANTIGA E FRIA LITOSFERA

OCEÂNICA Extracção de MORB

Metassomatismo aquoso + fusão parcial Astenosfera

empobrecida

Magmatismode Arco

H₂O

300

100 200

0 1 2 3 4

Idade (Ga) Fluxo calórico superficial ( mW.m-2) 400

Total

235U

238U

232Th

40K

Evolução da temperatura na base do manto superior

A Terra: um planeta em arrefecimento

Períodos de semi-vida:

40K = 1.3 x 10⁹a

235U = 7.1 x 10⁸a

238U = 4.5 x 10⁹a

232Th = 1.4 x 10¹⁰a

Gradientes geotérmicos nas zonas de subducção

1- Actualidade 2-Arcaico (TTG) 1- Actualidade 2-Arcaico (TTG)

1 2

A C Ta

Z

Hbl

Tr

5% H₂O

0 200 400 600 800 1000 1200

T ºC

0 20

10 30

P kb

G

Arcaico Post-Arcaico

Idade média da crosta

oceânica subductada

15 Ma 60 Ma

Gradiente geotérmico

nas zonas de subducção

30 ºC km

10ºC Km



Fusão

 TTG



Desidratação

 Basaltos

TTG: Tonalitos, Trondhjemitos e Granodioritos

Martin (1986); Martin et al. ( 2005)

A construção da crosta continental

Magmatismo de Arco Magmatismo de Arco

Pós-ARCAICO

Gneisses de Acasta, Canadá: 3.96 Ga – 4.03 Ga

Bowring et al., 1989; Bennett et al., 1993; Bowring & Williams, 1999

ε

 +2

Zircões detríticos em metaconglomerado (3.1Ga) de Jake Hills (Austrália):

4.28 Ga (Compston & Pidgeon, 1986); 4.4 Ga ( Mojzsis et al., 2001; Wilde et al., 2001)

50 m

Wilde et al. (2001) - Nature, 409:175-178

Isótopos de oxigénio nos zircões de Jake Hills

Hidrosfera: condensação da atmosfera

Zircões detríticos em metaquartzitos (3.1Ga) de Jake Hills (Austrália): 4.4 Ga



O (Zircões)  + 7 a + 8 %



O (granitóides)  +8.5 a + 9.5 %



O (manto)  +5.5 a + 6 %

http://www.complex-life.org/timeline_events

300

100 200

0 1 2 3 4

Idade (Ga) Fluxo calórico superficial ( mW.m-2) 400

Total

235U

238U

232Th

40K

Evolução da temperatura na base do manto superior

A Terra: um planeta em arrefecimento

Períodos de semi-vida:

40K = 1.3 x 10⁹a

235U = 7.1 x 10⁸a

238U = 4.5 x 10⁹a

 40ºC/km

 30ºC/km

 10ºC/km

Arcaico: extrema raridade de eclogitos e xistos azuis

Terra ^{- Núcleo}

Manto primitivo

Atmosfera Hidrosfera Crosta Manto

A razão da escolha do magmatismo oceânico como testemunho da evolução do Manto

Ambiente continental é muito propício a contaminação crostal

http://www.largeigneousprovinces.org/

Cristas médias oceânicas: 60 000 km de extensão 71 % do magmatismo actual

MORB:mid-ocean ridge basalts OFB:ocean-floor basalts

21 km

.a

Manto superior empobrecido como resultado da extracção da crosta continental

R/Ra ≈ 8

Manto superior

Manto inferior R/Ra ≈ 8

Manto superior

Manto inferior 3

He

4

He

Primordial

Radiogénico (²³⁸U; ²³⁵U; ²³²Th)

Modelo de manto estratificado

Manto superior desgaseificado

Manto inferior pouco desgaseificado (i.e. mais primitivo)

Allègre (2005)

O modelo mantélico de dois reservatórios (  1975)

J.M. Brandão

Actualmente

CHUR

Hofmann & White (1982)– Mantle plumes from ancient oceanic crust

Earth Planet. Sci. Lett., 57: 421-436

 10 % do volume do manto (t = 4.55 Ga)

 30% do volume do manto superior (t = 4.55 Ga) Taxa actual de subducção crostal21 km³.a^-1 :

Jamstec

The subduction factory

Evidência para a penetração profunda do manto

Zhao (2004)

Tomografia sísmica: Ondas P

Tomografia sísmica: Ondas P

Zhao (2004)

Karason & van der Hilst (2000)

670 km

200 300 400 500 600 700 800 900 4.8

4.4

4.0

3.6

3.2

Profundidade (km) Densidade (g.cm

)

MORB

Manto

Basalto Eclogito Granatito (> 14 GPa) Perovskitito (> 26 GPa)

Crosta oceânica em subducção

Irifune & Ringwood (1987)

20 40 60 80 100 120

Pressão (GPa) Densidade (g.cm-3 )

4.0 6.0

5.5

5.0

4.5

800 1200 1600 2000 2400 2800 Profundidade (km)

MORB

Manto

Hirose et al. (2005)

A pluma mantélica da Islândia (tomografia sísmica)

Wolfe et al. (1997)

150 km Anomalia:

Ondas S: 4%

Ondas P: 2%

Evidência para a existência de plumas mantélicas

A pluma mantélica de Yellowstone (tomografia sísmica)

Tomografia

sísmica (ondas P)

Zhao (2004; 2007)

Simulações numéricas

670 km

2900 km

Farnetani & Samuel (2006)

Ilha do Fogo - Cabo Verde

O caso de Cabo Verde

4

He /

He

-5 0 5 10 15 20

0.001 0.01 0.1 1

4He ((µ CCSTP/g) apatite

calcite

MORB

144.509 72.000 48.000

10 São Vicente Brava

R / Ra

Cabo Verde: uma pluma profundamente ancorada

Carbonatitos: R/Ra até 15.5

Mata et al. (2010) Mourão et al. (2012) Contrib. Mineral. Petrol., 163: 995-1009

Zona de Transição

Montelli et al. (2006)

Ondas P: ≥1900 km Ondas S: 2800 km

Cabo Verde: uma pluma profundamente ancorada

Os componentes mantélicos

HIMU: High mantle



HIMU

EM I

EM II

17 18 19 20 21 22

DMM (MORB-N)

15.2 15.4 15.6 15.8 16.0

15.0

206Pb/ ²⁰⁴Pb

207 Pb/204Pb

Walvis Ridge Samoa N-MORB St. Helena Tubuai Mangaia

Modelo de estádio único (Holmes-Houtermans)

Pb U

204 238



HIMU

EM I

EM II

17 18 19 20 21 22

DMM (MORB-N)

15.2 15.4 15.6 15.8 16.0

15.0

206Pb/ ²⁰⁴Pb

207 Pb/204Pb

Walvis Ridge Samoa N-MORB St. Helena Tubuai Mangaia

O paradoxo do futuro (Allègre, 1969)

206

Pb /

Pb

207

Pb /

Pb

3.0 Ga

2.0 Ga

1.0 Ga

13 12

16

15

14

14 16 18 20

 = 9

Incremento de U/Pb

2.5 Ga

Decréscimo de U/Pb

207 204

207 204

206 204

206 204

235 238

Pb Pb

Pb Pb Pb

Pb

Pb Pb

U U





 

















  

 



  

 

i

i

e e

t t

235 238

1 1





 

204 238 204

206

204 206







 

 





e^t

i

Pb U Pb

Pb

Pb

Pb

 

235 204

207

204 207







 

 





e^t

i

Pb U Pb

Pb

Pb

Pb

m 1

137 88. 













 1 1

238 235

e e

t





207

Pb /

Pb vs.

Pb /

Pb

onde ²³⁵U /²³⁸U pode ser substituído pelo valor 1/137.88 que corresponde ao valor que a referida razão toma actualmente no sistema Terra.

Pode, portanto calcular-se a idade da modificação de U/Pb sem conhecer as concentrações em U

17 18 19 20 21 22

15.2 15.4 15.6 15.8 16.0

15.0

206Pb/ ²⁰⁴Pb

207Pb/204Pb

Madeira

Incremento de U/Pb

Mourão et al. (2012) Chemical Geology, 334: 44-61

Ilha Brava: Cabo Verde

Evolução da pressão parcial de oxigénio na atmosfera

Rye & Holland (1998) Robb (2005) Kerrich et al. (2005)

Pressão parcial de O2(atm)

0.1

0.01

0.001

0.0001

0.00001

2.8 2.6 2.4 2.2 2.0 1.8 1.1 0.45

Idade (Ga)

Uraninite (UO₂) em conglomerados

Jazigos uraníferos de sed. química

“red beds”

hematíticas Oxigénio livre

Incremento de U durante a alteração da crosta oceânica só possível pós 2.2 Ga (atmosfera oxidante)

U adicionado à crosta océanica: 1.5 - 4 x 10⁹g.a^-1(Elliot et al., 1999)

Turcotte et al. (2001)

http://www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture6/lect6-10.html

Taxa de subducção de sedimentos:  1.6 km

a

A Origem dos componentes mantélicos

DMM: manto superior empobrecido pela extracção da crosta continental HIMU: crosta oceânica reciclada (> 1Ga)

EM I: HIMU + sedimentos pelágicos e/ou litosfera sub-continental EM II: HIMU + sedimentos terrígenos

O sistema Terra

Adaptado de Turcotte &

Schubert et al. (2002) Atmosfera

Oceanos

Crosta Oceânica

Crosta Continental

Manto Superior

Manto Inferior

Núcleo Externo

Núcleo Interno

Solidificação

Dissolução Exsolução

Reacções Químicas

Subducção Delaminação

Subducção Cristas

Arcos insulares Delaminação Arcos insulares

Sedimentos Vulcanismo Alteração

hidrotermal Erosão

Vulcanismo

Plumas

Plumas

Atmosfera

Oceanos

Crosta Oceânica

Crosta Continental

Manto Superior

Manto Inferior

Núcleo Externo

Núcleo Interno

Solidificação

Dissolução Exsolução

Reacções Químicas

Subducção Delaminação

Subducção Cristas

Arcos insulares Delaminação Arcos insulares

Sedimentos Vulcanismo Alteração

hidrotermal Erosão

Vulcanismo

Plumas

Plumas

 T  6000ºC

Fontes de energia internas:

46±3TW

Energia

Terra um planeta dinâmico

Correntes de convecção

Distribuição da tempetatura no interior do planeta Terra

Terra um planeta dinâmico

Energia Solar recebida pela Terra

(i.e. pelas camadas superficiais da atmosfera) 1.7 x 10¹⁴kW Raio = 695 510 km Raio = 6 371 km

Energia libertada pelo Sol 3.8×10²³kW

1.7 x 10¹⁴kW

Fontes de energia internas:

46±3TW

Vulcanismo, Deformação, Tectónica de placas

Energia Solar  4000 vezes superior à energia interna

Energia solar:energia motriz da circulação atmosférica e oceânica processos de meteorização

Energia Potencial Gravítica

Ep = m.g.h Ep= energia potencial gravítica m = massa

g = aceleração da gravidade (9.8 m.s^-2na Terra) h = altura

Se a energia solar fosse a única a actuar sobre o nosso planeta… não haveria terras emersas.

A Terra estaria totalmente coberta por água com mais de 2000 m de espessura

4.55 Ga de história

A Terra …

… tanto por revelar

Bibliografia recomendada

Mata, J. & Martins, L. (2010/11) –A evolução do manto: uma perspectiva geoquímica. Geonovas, 23/24: 97-98.

Mata, J. (2010/11) – Metamorfismo. Geonovas, 23/24: 99-100.

Um livro indispensável para amantes da Geologia e Biologia