Le cycle indochinois, une autobiographie ?

A química mineral das rochas da fácies anfibolito é apresentada a seguir:

10.2.1 Anfibólio

Na amostra 187A as análises obtidas indicam que o anfibólio é usualmente cálcico (magnésio-hornblenda), mas há ainda relíquias de anfibólio sódicos–cálcicos (barroisita) (Figura 10.9), segundo a classificação de Leake et al. (1997). A barroisita foi identificada tanto no núcleo como na borda de cristais de magnésio-hornblenda, indicando a evolução do anfibólio de composições mais alcalinas para as mais cálcicas durante o retrometamorfismo, o que sugere que as rochas tenham experimentado pressões mais altas antes de alcançar o equilíbrio na fácies anfibolito.

Figura 10.9. Diagrama de classificação dos anfibólios da amostra 187A nos quatro grupos principais (esquerda), dos anfibólios cálcicos (centro) e dos anfibólios sódico–cálcicos (direita), segundo Leake et al. (1997), indicando composições de magnesio-hornblenda, com duas análises correspondentes a barroisita.

Na amostra 187B todo anfibólio é magnésio-hornblenda (Figura 10.10). Não se nota nenhuma tendência de evolução núcleo–borda, pois as variações composicionais se sobrepõem.

Figura 10.10. Diagrama de classificação dos anfibólios da amostra 187B nos quatro grupos principais (esquerda) e dos anfibólios cálcicos (direita), indicando composições de magnésio–hornblenda.

Na amostra 188 os anfibólios também são magnésio–hornblenda (Figura 10.11) e mostram grãos com composições distintas, mas tendência evolutiva semelhante em direção ao campo da actinolita, reflexo do retrometamorfismo.

Figura 10.11. Diagrama de classificação dos anfibólios da amostra 188 nos quatro grupos principais (esquerda) e dos anfibólios cálcicos (direita), indicando composições de magnésio-hornblenda, com tendência evolutiva para actinolita. Os numeros 1 e 2 correspondem a grãos diferentes e as setas indicam a tendência evolutiva.

Com as análises obtidas para a amostra 189, encontrou-se que os anfibólios pertencem ao grupo dos cálcicos (Figura 10.12), mas são também verificadas relíquias de anfibólio sódico– cálcico (Figura 10.12), segundo a classificação de Leake et al. (1997), identificados como magnésio-hornblenda e barroisita. Estas análises sugerem uma evolução de um anfibólio de mais alta pressão e mais enriquecido em Na no núcleo com uma tendência evolutiva para anfibólios de cálcico nas bordas. Já a magnésio-hornblenda mostra uma tendência evolutiva para ferro- hornblenda, possivelmente devido a variações na temperatura.

Figura 10.12. Diagrama de classificação dos anfibólios da amostra 189 nos quatro grupos principais (esquerda), dos anfibólios cálcicos (centro) e dos anfibólios sódico–cálcicos (direita), indicando composições de magnésio-hornblenda e barroisita. A seta no diagrama central indica a possível tendência evolutiva da magnésio-hornblenda para ferro-hornblenda.

Na amostra 189A os anfibólios estão todos igualmente dentro do grupo dos cálcicos (Figura 10.13), com composições de magnésio-hornblenda, segundo a classificação proposta por Leake et al. (1997). Embora não haja uma clara tendência de evolução do anfibólio nesta amostra, há uma leve indicação de variação composicional semelhante à verificada no anfibólio da amostra anterior, com gradação para o campo da ferro-hornblenda.

Figura 10.13. Diagrama de classificação dos anfibólios da amostra 189A nos quatro grupos principais (esquerda) e dos anfibólios cálcicos (direita), nos quais se notam as composições de magnésio-hornblenda.

De modo geral, todos os anfibólios aqui analisados são magnésio-hornblenda e mostram relíquias de anfibólios mais sódicos, cristalizados sob regimes de alta pressão. Os anfibólios cálcicos comumente apresentam linearidade entre as substituições tschermakítica e edenítica o que caracteriza a substituição pargasítica (Spear, 1995). Em todas as amostras da fácies anfibolito da região de Barragán pode-se verificar a existência de substituição tschermakítica (Figura 10.14A) predominante nos anfibólios, com algo de contribuição da substituição edenítica (Figura 10.14B). O conjunto de anfibólios analisados também sugere uma substituição magnésio- pargasítica (Figura 10.14C) e em menor proporção a ferro-pargasítica (Figura 10.14D). Principalmente a substituição tschermakítica e magnésio-pargasítica podem ser consideradas como o enriquecimento de Mg em detrimento do Na nos anfibólios cálcicos, como foi notado nas figuras apresentadas para os anfibólios analisados da região de Barragán.

Figura 10.14. Diagramas representativos das substituições tschermakítica (A), edenítica (B), ferro- pargasítica (C) e magnésio-pargasítica (D) dos anfibólios analisados nas rochas da fácies anfibolito da região de Barragán.

10.2.2 Granada

Um perfil composicional feito em um grão de granada da amostra 187A apresenta um padrão de zonamento do Mg e do Mn muito marcado. O Mg apresenta-se empobrecido no núcleo e enriquecido na borda, de modo inverso ao que ocorre com o Mn. O Ca mostra uma distribuição relativamente uniforme, mas com pequenos aumentos na borda comparado com o núcleo, e o Fe2+ _{tem uma variação relativamente irregular, com dois picos de aumento nos pontos}

intermediários, mas pode-se notar um certo enriquecimento no núcleo e borda empobrecida (Figura 10.15).

A variação da composição da granada, expressa em termos de almandina (Alm) + grossularia (Grs) + piropo (Pyp) + espessartita (Sps) é: Alm_{49,32–54,75}Grs_{28,32–31,95}Pyp_7,82–13,43Sps_8,55–8,55.

Figura 10.15. Padrão de zonamento dos principais cátions da granada analisada na amostra 187A. O diagrama representa os pontos obtidos num perfil borda_{–núcleo–borda.}

Na amostra 187B foi analisado um único grão de granada. Esse apresenta um padrão de zonamento (Figura 10.16) diferente do observado na amostra 187A, pois o Ca apresenta uma borda mais pobre do que a outra, provavelmente devido à fase em contato ou nas proximidades, mas, de modo geral os teores das bordas são menores que os do núcleo. O Mg, apresenta um padrão inverso ao observado para o Ca, sendo que o núcleo é mais empobrecido do que as bordas, mas com uma borda mas rica em Mg do que a outra. O Mn apresenta um perfil de zonamento relativamente plano, mas com leves insinuações de um núcleo, mas enriquecido que as bordas. O Fe2+ _{apresenta irregularidade na sua distribuição, pois se observa um núcleo, mas}

enriquecido que as bordas, mas com leves aumentos e quedas no conteúdo deste cátion nos pontos intermediários.

A variação da composição dos principais componentes da granada da amostra 187B e pode ser expressada da seguinte forma: Alm52,71–57,17Grs29,77–32,10Pyp8,00–13,56Sps1,18–5,90

Figura 10.16. Padrão de zonamento dos principais cátions da granada analisada na amostra 187B. O diagrama representa os pontos obtidos num perfil borda–núcleo–borda.

Na amostra 188 o perfil feito em um único grão mostra uma complexa distribuição dos principais cátions (Figura 10.17). O Mn está enriquecido no núcleo, seguem-se pontos intermediários mais empobrecidos até chegar a bordas novamente enriquecidas. O Mg apresenta um comportamento totalmente oposto ao Mn, sendo que o núcleo apresenta-se mais empobrecido que os pontos intermediários e as bordas estão igualmente empobrecidas. O Ca apresenta um padrão de distribuição mais irregular, mas com o núcleo mais enriquecido seguido de pontos intermediários nos quais há uma queda no conteúdo deste elemento e antes de chegar à borda empobrecida. O Fe2+ _{apresenta um comportamento oposto ao observado para o Ca, pois nota-se}

um núcleo mais empobrecido seguido de pontos intermediários mais enriquecidos e uma das bordas mais enriquecida e outra mais empobrecida que o núcleo. A variação dos principais componentes da granada analisada na amostra 188 pode expressar-se da seguinte forma: Alm54,74–60,44Grs28,762–33,57Pyp4,84–11,15Sps1,07–8,98.

Figura 10.17. Padrão de zonamento dos principais cátions da granada analisada na amostra 188. O diagrama representa os pontos obtidos num perfil borda–núcleo–borda.

Na amostra 189 o perfil obtido em um grão de granada apresenta um zonamento relativamente irregular (Figura 10.18), onde o Mg apresenta um núcleo mais enriquecido que os pontos intermediários e que as bordas. O Mn apresenta um comportamento inverso ao do Mg, sendo que o núcleo apresenta-se mais empobrecido, seguido de pontos intermediários mais enriquecidos e finalizando nas bordas mais pobres. O Ca apresenta um padrão de distribuição relativamente homogêneo, com uma leve tendência de empobrecimento nas bordas. Já para o caso do Fe2+ _{apresenta-se certa irregularidade na sua distribuição, sendo o núcleo o mais}

empobrecido seguido de um aumento, uma diminuição, um posterior aumento até uma nova redução no seu conteúdo nas bordas. As variações dos principais componentes da granada nesta amostra se expressa da seguinte forma: Alm44,83–52,02Grs30,18–32,14Pyp6,12–11,96Sps5,32–14,36.

Figura 10.18. Padrão de zonamento dos principais cátions da granada analisada na amostra 189. O diagrama representa os pontos obtidos num perfil borda_{–núcleo–borda.}

Na amostra 189A, foi também feito um perfil composicional em um grão de granada (Figura 10.19).

Figura 10.19. Padrão de zonamento dos principais cátions da granada analisada na amostra 189A. O diagrama representa os pontos obtidos num perfil borda–núcleo–borda.

Esta amostra apresenta um padrão de zonamento com conteúdos Mn mais altos no núcleo do que nas bordas. O Mg apresenta uma distribuição com o núcleo mais empobrecido que as bordas. No caso do Ca, este se apresenta distribuição relativamente homogênea, tendo somente alguns pontos intermediários mais empobrecidos que as bordas estão levemente mais enriquecidas que o núcleo. O Fe2+ _{está mais empobrecido no núcleo que alguns pontos}

intermediários, os quais são por sua vez, mas enriquecidos que as bordas. A variação dos principais componentes da granada analisada na amostra 189 se expressa da seguinte forma: Alm53,22–57,65Grs26,72–30,38Pyp6,64–13,62Sps1,12–11,35.

10.2.3 Plagioclásio

Poucas análises foram feitas neste mineral nas amostras da fácies anfibolito da região de Barragán. Estas análises estão representadas na Figura 10.20.

Figura 10.20. Diagrama de classificação do plagioclásio das rochas fácies anfibolito, onde Or = ortoclásio, Ab = albita e An = anortita.

A maior parte dos cristais está afetada por sericitização incipiente, o que não permitiu a obtenção de dados analíticos precisos do plagioclásio. Isso também impossibilitou a identificação de variações composicionais em perfis para determinação do zonamento observado na petrografia. Somente na amostra 189A foi possível analisar o núcleo do mineral, no qual se notam conteúdos de anortita que variam entre An15,5–18,8. Os demais pontos obtidos nas bordas dos grãos

correspondem a albita quase pura, o que permite sugerir que o zonamento observado na petrografia e normal. A variação dos conteúdos de anortita na amostra 187B está no intervalo entre An0,9–1,7; na amostra 188 varia entre An1,2–1,4 e na 189 entre An0,5–4,1.

10.2.4 Minerais do grupo do epidoto

Foi analisada a clinozoisita das amostras 187A, 189, 189A e 188 e zoisita na 187B.

A clinozoisita possui teores de Fe3+ _{entre 0,10 e 0,16 a.p.f.u. na amostra 187A; de 0,10 e}

0,15 a.p.f.u. na 189, de 0,11 e 0,13 a.p.f.u. na 189A e de 0,39 e 0,52 a.p.f.u. na 188, indicando uma relativa homogeneidade composicional. O Mn3+ _{somente apresenta-se detectável na amostra}

A zoisita tem teor de Fe3+ _{0,10 a 0,46 a.p.f.u. e de Mn}3+ _{no limite de detecção (~0,01}

a.p.f.u.).

10.2.5 Clorita

A clorita das amostras da fácies anfibolito da região de Barragán é sempre produto do retrometamorfismo e foi analisada apenas pontualmente. Todas as análises indicam composição da ripidolita, com gradação para picnoclorita e a brunsvigita (Figura 10.21) nas amostras 189 e 189A, segundo a classificação proposta por Hey (1954).

Figura 10.21. Classificação da clorita, segundo Hey (1954), das rochas da fácies anfibolito da região de Barragán.

Os conteúdos de Fe2+ _{e Mg são relativamente homogêneos para as amostras 189 e 189A,}

enquanto a amostra 187B apresenta valores de Fe2+ _{mais baixos e Mg mais altos quando}

comparado com as anteriores. No caso da amostra 189, o Fe2+ _{varia entre 4,44 e 4,57 a.p.f.u. e o}

Mg entre 4,56 e 4,68 a.p.f.u. A amostra 189A apresenta valores de Fe2+ _{entre 4,52 e 4,58 a.p.f.u.}

e Mg entre 4,20 e 4,63%. Na amostra 187B somente foi obtido uma análise, pois os grãos geralmente apresentam finas inclusões de minerais opacos e as análises não se mostraram de boa qualidade. Nessa análise o Fe2+ _{compõe 3,48 a.p.f.u. e o Mg 5,78 a.p.f.u.}

10.2.6 Titanita e rutilo

A titanita foi analisada nas amostras 187A, 187B, 188, 189 e 189A. Em todos os casos apresenta-se como uma fase essencialmente pura. O rutilo foi analisado unicamente na amostra 187 e não apresenta impurezas na sua composição.

11 GEOTERMOBAROMETRIA: Conceitos, calibrações e aplicações

Geotermobarometria é o nome dado aos cálculos da pressão e da temperatura de formação dos minerais, obtidos a partir de uma constante de equilíbrio (Spear, 1989). Esta técnica pode ser aplicada às paragêneses ígneas, mas seu uso é mais generalizado no estudo das rochas metamórficas. As calibrações dos geotermômetros e geobarômetros são feitas de dois modos: o primeiro deles é o experimental, no qual as calibrações dependem das medidas em laboratório da constante de equilíbrio de uma determinada reação em função da temperatura e a pressão em experimentos, sob condições químicas controladas. No segundo, conhecido como calibrações empíricas, as medidas dependem da constante de equilíbrio em associações que ocorrem naturalmente, das quais, a temperatura e a pressão do equilíbrio são inferidas a partir de outros dados, como as paragêneses minerais ou dados de isótopos estáveis (Spear, 1989).

A hipótese fundamental na aplicação de alguma relação de equilíbrio é que as fases envolvidas estejam em equilíbrio. A confirmação dessa condição é difícil e, conseqüentemente, resulta na maior fonte de erros na aplicação dos geotermobarômetros, uma vez que, sempre é possível provar que as fases não estão em equilíbrio, mas é impossível provar se uma associação está em equilíbrio termodinâmico (Spear, 1989).

O fundamento da geotermobarometria baseia-se no fato de que a constante de equilíbrio de uma determinada reação, representada na equação (1), pode ser determinada pela medida da composição química dos minerais coexistentes aplicadas a modelos de atividade, desde que, as propriedades calorimétricas das substâncias sejam conhecidas. Uma constante de equilíbrio simples definiria uma linha em um diagrama P–T e, como os equilíbrios de end-members ou de diferentes minerais em paragênese apresentam-se como reações com diferentes taxas de inclinação nos diagramas P–T, a intersecção de dois equilíbrios pode ser usada para a estimativa das condições de pressão e temperatura do equilíbrio das reações e, portanto, da formação e/ou reequilíbrio dos minerais das rochas.

0 =∆H TR, PR + ∆CPdT− T ∆S TR, PR + ((∆CP T)dT) +∆VS P − 1 + RTlnKeq (1)

onde:

ΔH = Entalpia, TR = Temperatura de referência, PR= Pressão de referência, ΔCP = Capacidade de troca de

calor da reação, T = Temperatura, ΔS = Entropia, ΔVS = Mudança de volume dos sólidos, P = Pressão, R =

Constante dos gases, Keq = Constante de equilíbrio.

Como geotermômetros são utilizados os equilíbrios pouco dependentes da pressão e como geobarômetros os equilíbrios que são relativamente insensíveis à temperatura.

Uma avaliação dos equilíbrios que podem ser utilizados na geotermometria e geobarometria pode ser feita examinando a dependência da pressão e da temperatura da constante de equilíbrio apresentada nas duas equações seguintes:

0 =(∆H TR,PR + ∆CPdT +∆VS(P−1))

T dT +∆VSdP + RTdlnKeq (3)

Iniciando com a derivada total da lei de ação de massa obtém-se: dP dT (dP dT)_{ln K} eq = Rln K_eq−∆S T_R,P_R − (∆C_P dT)T ∆V = (∆H T_R,P_R + ∆C_PdT +∆V_S(P−1)) T∆V (4) (dlnKeq dT)_P= Rln Keq−∆S TR,PR − (∆CP dT)T RT = (∆H TR,PR + ∆CPdT +∆VS(P−1)) RT2 (5) (dlnKeq dP)_T =∆V_RTS (6)

Da equação 4, a inclinação de uma isopleta de Keq resulta numa função da entropia e no

volume de uma reação. Geralmente um equilíbrio com grande ΔS é relacionado a fortes inclinações de RlnKeq e um equilíbrio com grande ΔV tem inclinações suaves. A dependência da

pressão e da temperatura da constante de equilíbrio é tão importante como a inclinação da curva P–T para as determinações precisas da pressão e da temperatura. Como se pode deduzir das equações 5 e 6, um grande ΔH é necessário para uma alta dependência da temperatura e um grande ΔV é exigido para uma forte dependência da pressão, como pode ser visto na Figura 11.1.

Figura 11.1. Diagramas esquemáticos P-T mostrando equilíbrios com inclinações P–T representativas de reações utilizáveis como geotermômetros (A) e geobarômetros (B), segundo Spear (1989).

Segundo Spear (1989; 1993), as reações usadas como geotermômetros são as de troca catiônica (exchange reactions) e com base em solvus e como geobarômetros são usadas reações de transferência de cátions entre uma determinada assembléia de minerais (net transfer).

As reações de troca catiônica são utilizadas num grande número de geotermômetros, sendo os principais para rochas metamórficas os que envolvem a troca de Fe e Mg entre silicatos

coexistentes. As reações de troca geralmente apresentam um pequeno _{ΔV com um moderado ΔS} e _{ΔH de forma que a isopleta da K}eq tem uma inclinação relativamente forte. A constante de

equilíbrio para as reações de troca catiônica geralmente pode ser simplificada como uma relação de troca catiônica em uma fase dividida pela mesma relação na segunda fase (Spear, 1989). Esta formulação é definida como o coeficiente de distribuição (KD). Assim, por exemplo, o coeficiente de

distribuição para a troca de Fe e Mg entre as fases A e B é definida como �� =(₍�� ��)_{�� ��)} (Spear, 1989).

No caso dos geotermômetros de solvus, várias calibrações têm como base a distribuição dos elementos através do solvus. Em muitos casos a frase “geotermometria solvus” é um nome equivocado porque o termo “solvus” restringe-se a fases isoestruturais e vários dos denominados “geotermômetros solvus” atualmente envolvem duas fases que não são isoestruturais, devendo, portanto, serem mais corretamente chamados geotermômetros de troca catiônica (Spear, 1989; 1993).

As reações de transferência de cátions entre uma determinada assembléia de minerais (net transfer equilibria) são excelentes geobarômetros, pois elas têm grandes variações de volume o que significa que são reações que causam produção e consumo das fases sendo, conseqüentemente, a constante de equilíbrio sensível às variações da pressão (Spear, 1989; 1993).