Atendendo à fraccionação entre lantanídeos leves e pesados, observada nos diferentes litótipos das Sequências Ofiolíticas Internas, torna-se necessário invocar, na fonte magmática, a presença de fases mineralógicas, que em função dos coeficientes de distribuição sólido/líquido sejam capazes de produzir os referidos fraccionamentos.
Como as Sequência Ofiolíticas Internas correspondem a fragmentos de crusta oceânica com assinaturas anorogénicas, por comparação com os análogos recentes (BVTP, 1981; Wilson, 1989; Floyd; 1991; Juteau and Maury; 1999), a sua fonte localizar-se-ia no manto superior (DMM – “Depleted Mantle MORB”; Zindler and Hart, 1986). Segundo os estudos atrás referidos, seria uma fonte mineralogicamente constituída por olivina + ortopiroxena + clinopiroxena ± espinela ± plagioclase, sujeita a processos de extracção magmática ao longo dos tempos, os quais originaram empobrecimentos graduais desde os lantanídeos pesados até aos Nb e Ta e empobrecimentos generalizados nos elementos mais incompatíveis que o Nb e Ta (e.g. Ce, K, Ba, Th).
Considerando a fraccionação entre lantanídeos leves e pesados, observada nas Sequências Ofiolíticas Internas, expressa nas variações (La/Yb)cn, apresentadas no capítulo anterior, chega-se à conclusão que em
função dos coeficientes de distribuição sólido/líquido para os minerais presentes nos peridotitos mantélicos (Wilson, 1989; Rollison, 1993; Donnelly, 2001, in: Cottrell et al., 2002; Koppers and Nielsen; 2003) é necessário invocar a presença de granada residual na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas, por forma a justificar o referido fraccionamento em lantanídeos.
A formação de magmas a partir de lherzolitos granatíferos faz-se a profundidades entre os 80 e 100 Km e está, normalmente, associada ao magmatismo alcalino e/ou toleítico das ilhas oceânicas (Wilson, 1989). No entanto, diferentes autores referem a presença de granada residual nas fontes mantélicas de basaltos oceânicos abissais no Atlântico (Hannigan et al., 2001), Pacífico (Kela et al., 2003) e Índico (Sobolev et al., 2003), por forma a
explicarem o quimismo exibido por estas rochas. A ocorrência de granada na fonte de basaltos oceânicos tipo MORB é reforçada quer pelos estudos experimentais de Hirschmann and Stolper (1996) e Lundstrom et al. (2000), em basaltos oceânicos actuais com diferentes proveniências, quer pelos estudos efectuados nos peridotitos abissais do Oceano Atlântico (Salter and Dick, 2001) e nos lherzolitos basais dos ofiolitos de Oman (Takazawa, et al., 2003) e de Horoman no Japão (Takazawa, et al., 2000).
Na grande maioria dos casos, a presença de granada residual na fonte dos MORB é evidenciada pelos desequilíbrios isotópicos dos sistemas U-Th e Lu-Hf. Segundo Salters and Hart (1989), a presença deste mineral, na fonte dos MORB, pode ser indicada pelas variações das razões Lu/Hf e Sm/Nd, dado que a razão Lu/Hf é fortemente fraccionada sem se observarem variações significativas nas razões Sm/Nd.
Assim, admitindo que os metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas correspondem aos litótipos cujas composições estão mais próximas da composições dos magmas parentais, visto nestas rochas não se detectarem evidências, claras, de processos de acumulação, projectaram-se na figura 5.1 as razões Sm/Nd vs. Lu/Hf, destes litótipos, de forma a avaliar a presença de granada residual na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas. Os resultados obtidos nesta figura (5.1) mostram que os metabasaltos mais diferenciados possuem razões Lu/Hf e Sm/Nd inferiores às dos metabasaltos empobrecidos. No entanto, em termos gerais, as referidas variações correlacionam-se linearmente, segundo uma tendência idêntica à da grande maioria dos MORB (Wilson, 1989), pelo que a detecção de granada residual na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas, com base nas variações de Sm/Nd vs. Lu/Hf torna-se inconclusiva.
Como os coeficientes de distribuição sólido/líquido do Hf e do Sm são praticamente iguais (Rollinson, 1993, Donnelly, 2001, in: Cottrell et al., 2002; Koppers and Nielsen; 2003) para os minerais presentes nos peridotitos mantélicos (e.g. olivina, clinopiroxena, ortopiroxena, granada, espinela,
Fig. 5.1 – Diagrama Lu/Hf vs. Sm/Nd para metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas.
Fig. 5.2 – Diagrama Sm/Yb vs. Lu/Hf para metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas. Os segmentos dos vectores de fraccionação correspondem a 10% de fraccionação para cada mineral. Os dados correspondentes aos MORB foram retirados de: 1 – N-MORB segundo Sun & McDonough (1989); 2 – média de 17 amostras do Atlântico à latitude 32N (PETDB, 2003); 3 – média de 10 amostras próximas da junção tripla Rodriguez no Oceano Índico (PETDB, 2003).
plagioclase), a utilização das razões Sm/Yb vs. Lu/Hf reveste-se de maior utilidade na tentativa de avaliar a presença de granada residual, na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas; assume-se que apenas a granada e a clinopiroxena, em menor grau, fraccionam as referidas razões.
Na figura 5.2 confrontaram-se os metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas com valores médios de basaltos actuais de cristas médias oceânicas, com diferentes proveniências. A analise desta figura (5.2) mostra que nos metabasaltos empobrecidos as razões Sm/Yb vs. Lu/Hf caem dentro do espectro composicional dos MORB, utilizados como termo de comparação.
Relativamente aos metabasaltos mais evoluídos as razões Sm/Yb vs. Lu/Hf apresentam-se fraccionadas, com enriquecimento em Sm e Hf, relativamente ao Yb e Lu. Como estes elementos (Yb e Lu) são altamente compatíveis com a granada, a sua fraccionação indica a presença deste mineral na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas.
Assim sendo, a presença de granada na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas, indica uma natureza mais enriquecida da mesma, relativamente ao estabelecido como normal para os MORB (BVTP, 1981; Wilson, 1989; Floyd; 1991; Juteau and Maury; 1999), sendo que os líquidos gerados por fusão de fontes mantélicas semelhantes à das Sequências Ofiolíticas Internas encontram-se empobrecidos em lantanídeos pesados, relativamente aos lantanídeos leves e restantes elementos incompatíveis.
Diferentes autores (Cox et al., 1979; Sun & McDonough, 1989; Wilson, 1989) defendem que as razões de pares de elementos altamente incompatíveis, com coeficientes de distribuição sólido/líquido semelhantes, não devem variar significativamente durante os processos de fusão parcial e cristalização fraccionada. Por outro lado, durante a fusão mantélica as razões entre elementos altamente incompatíveis (e.g. Th/Yb, Ta/Yb, Th/Ta, La/Nb, Th/Nb Zr/Y, Ti/Zr, Ti/Y, etc.) devem reflectir, aproximadamente, as respectivas razões na fonte (Sun & McDonough, 1989). Assim, quaisquer variações observadas nestas razões, para um conjunto de rochas cogenéticas, traduzem- se em heterogeneidades ao nível da fonte (Bougault et al., 1980; in: Rollinson, 1993).
Fig. 5.3 – Diagrama Th/Yb vs. Ta/Yb para os metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas. Os campos inseridos na figura foram adaptados de Pearce (1982) e Wilson (1989).
Fig. 5.4 – Diagrama (La/Sm)cn vs. Zr/Nb para metabasaltos das Sequências
Ofiolíticas Internas. Os símbolos utilizados são iguais aos da figura anterior. Valores condríticos, N-MORB e E-MORB segundo Sun & McDonough (1989).
Segundo Saunders et al. (1988) o confronto de pares de razões, entre elementos altamente incompatíveis, minimiza os efeitos da fraccionação, permitindo caracterizar as fontes magmáticas. Os mesmos autores (op. cit.) argumentam que em diagramas tipo razão vs. razão, os basaltos oceânicos provenientes de fontes diferentes projectam-se segundo linhas de tendência com declives distintos.
Considerando como válidos os pressupostos referidos nos dois últimos parágrafos, projectaram-se na figura 5.3 as razões Th/Yb vs. Ta/Yb dos metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas; com esta metodologia pretende-se detectar eventuais heterogeneidades ao nível da fonte magmática. Refira-se que a utilização do Yb, como factor de normalização, entre razões de elementos altamente incompatíveis minimiza os efeitos da fraccionação, produzida por cristalização fraccionada e/ou fusão parcial, permitindo que a composição da fonte magmática seja considerada a principal variável petrogenética (Pearce, 1982).
A projecção dos dados na figura 5.3 evidencia variações nas razões Th/Yb e Ta/Yb, sendo que os metabasaltos empobrecidos apresentam valores, em Th/Yb e Ta/Yb, nitidamente inferiores aos dos metabasaltos mais enriquecidos. Admitindo que estas razões reflectem as razões na fonte (Sun & McDonough, 1989), as variações observadas sugerem que os metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas resultem de fontes diferentes.
Com efeito, Wilson (1989) refere que tendências idênticas à estabelecida, na figura 5.3, para os metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas são semelhantes às tendências exibidas por diferentes basaltos oceânicos não orogénicos, argumentando que o maior, ou menor, enriquecimento em Th e Ta, relativamente ao Yb, traduz as heterogeneidades ao nível da fonte mantélica.
Assim, confirma-se, de forma inequívoca, que as variações detectadas nos diferentes padrões geoquímicos, das rochas estudadas, relacionam-se directamente com as heterogeneidades na fonte magmática, heterogeneidades estas, que se constituem como uma das principais variáveis petrogenéticas, envolvidas na génese das Sequências Ofiolíticas Internas.
Admitindo que as taxas de fusão ocorreram dentro dos limites admitidos por diferentes autores (BVTP, 1981; Wilson, 1989; Juteau and Maury; 1999; Lundstrom et al., 2000; Roux et al., 2002; Weyer et al., 2003), para os MORB, a partir de uma fonte com composição heterogénea, os lantanídeos não devem ser fraccionados e as razões La/Ce, La/Sm e La/Yb devem reflectir as heterogeneidades da fonte. Se estas razões caracterizam a fonte magmática, a sua conjugação com outras razões de elementos de alto potencial iónico (e. g. Zr/Nb, Ti/Y, Y/Nb) é fundamental no sentido de interpretar o quimismo da fonte magmática.
Na figura 5.4 projectaram-se os valores de (La/Sm)cn em função das
razões Zr/Nb, para os diferentes metabasaltos das Sequências Ofiolíticas Internas. Da análise desta figura, conclui-se que a distribuição dos respectivos valores faz-se ao longo de uma linha de mistura binária entre dois componentes finais: um componente semelhante aos E-MORB, com (La/Sm)cn
> 2 e Zr/Nb < 10 e outro semelhante aos N-MORB, com (La/Sm)cn < 1 e Zr/Nb
> 30. A presença destes componentes na fonte magmática está de acordo com as características litogeoquímicas gerais das Sequências Ofiolíticas Internas, justificando o seu quimismo toleítico transicional entre os referidos componentes.
A ocorrência deste tipo de heterogeneidades na fonte das Sequências Ofiolíticas Internas não constitui novidade; heterogeneidades idênticas são frequentemente referidas para MORB actuais (BVTP, 1981; Wilson, 1989; Floyd, 1991; Juteau and Maury, 1999; Hannigan, et al., 2001; Roux, et al., 2002), em amostras geograficamente bastante próximas, tendo inclusive sido observadas em amostras provenientes de um mesmo perfil vertical (BVSP, 1981; Juteau and Maury, 1999; Roux, et al., 2002).
Assim sendo, conclui-se que o quimismo das Sequências Ofiolíticas Internas é fortemente influenciado pelas heterogeneidades da fonte magmática, as quais são responsáveis, em grande parte, pelas variações geoquímicas detectadas nos diferentes sectores.