BÖLÜM I: KAVRAMSAL ÇERÇEVE
BÖLÜM 2: TÜRKİYE’DE MODERNLEŞME SÜRECİ VE MUHAFAZAKAR
2.2. Cumhuriyet Dönemi ve Modernleşme
Vários autores tem destacado a importância do Cr-espinélio como um indicador petrogenético (BARNES e ROEDER, 2001; EVANS e FROST 1975; SACK; GHIORSO 1991a e 1991b; IRVINE 1965 e 1967; MACGREGOR e SMITH 1963 apud IRVINE, 1967; THAYER (1946 e 1956 apud IRVINE. 1967, entre outros). Desde que o termo indicador petrogenético foi aplicado pela primeira vez aos espinélios por Irvine (1965), baseado na avaliação termodinâmica desses mineraiss, vários estudos mineralógicos e petrológicos têm apontado que o Cr-espinélio é sensível às condições de cristalização em ambientes magmáticos, assim sua composição reflete características do magma a partir do qual foram formadas as rochas que o contém.
A importância da cromita na petrogênese de rochas máficas e especialmente de rochas ultramáficas está relacionada a algumas características especiais deste mineral. Ela é uma
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das primeiras fases a cristalizar em uma ampla gama de composições de magmas máficos e ultramáficos, ocorrendo em uma grande variedade de rochas máficas e ultramáficas, porém geralmente representando um constituinte acessório (<20 vol.%). A cromita em particular os espinélios em geral são notavelmente refratários e resistentes ao metamorfismo e à alteração, quando comparados com outros minerais ígneos de alta temperatura (e.g. olivina).
Figura 28. Tendências generalizadas e lacuna do espinélio. Os contornos encerram os percentis de 50% (linha
grossa, área sombreada mais escura) e 90% (linha fina e área sombreada clara) dos dados usados por Barnes e Roeder (2001).
Neste capitulo, a discussão sobre o Cr-espinélio será concentrada em função dos dois principais tipos de cromititos e seus ambientes tectono-magmáticos: 1) Cromititos ofiolíticos e, 2) Cromititos estratiformes. Irvine (1967), baseado em resultados dos seus estudos sobre a termodinâmica dos Cr-espinélios (IRVINE 1965), descreve uma série de diferenças composicionais destes minerais para vários ambientes tectono-magmáticos onde ocorrem. Em um trabalho mais recente, Barnes e Roeder (2001) utilizam uma base de dados global de aproximadamente 26.000 análises de química mineral de espinélios de diferentes ambientes tectono-magmáticos, para estabelecer contornos em vários diagramas discriminantes para esses ambientes. Estabelecem também 4 tendências (fig. 28), definidas pelo comportamento dos cátions nos espinélios: A tendência Cr-Al, a tendência Fe-Ti, a tendência kimberlítica e a tendência tipo Rum.
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- A tendência Cr-Al mostra Cr/(Cr + Al) amplamente variável com Fe2+/(Mg + Fe2+)
geralmente baixo, além de baixas concentrações de Fe3+ e TiO
2, com tendência para
aumento de Cr/(Cr + Al) com acréscimo de Fe2+/(Mg + Fe2+). Esta tendência representa a
relação Cr/(Cr + Al) vs. Fe2+/(Mg + Fe2+) inclinada (fig. 28b), originalmente descrita por
IRVINE (1967), e corresponde a espinélios em equilíbrio com olivina de composição constante e em temperatura constante. Ocorre em amostras do manto e da crosta inferior, assim como em alguns tipos de basaltos.
- A tendência Fe-Ti mostra acréscimo de Fe3+ e Fe2+/(Mg + Fe2+) que inflete para cima em
direção à magnetita e é acompanhada por acréscimo de TiO2. Esta tendência pode ser
atribuída à evolução da composição do espinélio durante a cristalização fracionada de olivina ou ortopiroxênio (com ou sem plagioclásio), que aumenta a razão Fe/Mg e o conteúdo de Ti do líquido. A evolução das composições do líquido durante a cristalização e a troca de Fe2+ e Mg entre espinélio e as fases silicáticas coexistentes (usualmente olivina)
são fatores que favorecem o acréscimo de Fe2+/(Mg + Fe2+) com a queda da temperatura.
- A tendência kimberlítica é similar à tendência Fe-Ti, pois o ocorre um acréscimo de Fe3+ e
TiO2 com Fe2+/(Mg + Fe2+) aproximadamente constante e variação ampla em Fe3+ (fig. 28a e
c). O enriquecimento em Ti é uma consequência da tendência de incorporação do Ti no espinélio para conteúdos maiores de magnetita.
- A tendência tipo Rum implica acréscimo em Al, principalmente às custas de Cr, com algum decréscimo em Fe3+, acompanhado por decréscimo de Fe2+/(Mg + Fe2+) e é atribuído à
reação entre a cromita cumulática, o liquido intercumulus preso, plagioclásio e olivina. O decréscimo de Fe concomitante com a queda da temperatura é a tendência oposta da normal.
7.2.1. Cromita em Complexos Estratiformes.
Segundo Barnes e Roeder (2001), em complexos estratiformes a cromita exibe uma lacuna do espinélio claramente definida, e combinação de uma forte tendência Fe-Ti e uma tendência tipo Rum (fig. 28) menos acentuada. Tais características são relacionadas à mudança na composição do magma como resultado do fracionamento na crosta, associado a um forte overprint devido à reação entre grãos de espinélio do cumulato e o líquido intercumulus evoluído preso. Irvine (1967) destaca que no Complexo Bushveld a cromita concentrada em camadas comumente apresenta razão Fe2+/Mg mais baixa do que quando
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mais rica em ferro ferroso), feição relacionada à tendência Fe-Ti e às mudanças químicas do magma, explicadas acima (tendências definidas por Barnes e Roeder, 2001). Além disso, a razão Fe2+/Mg do ortopiroxênio decresce das camadas de ortopiroxenito para as
camadas ricas em cromita (silicato mais magnesiano subordinado). Assim, tendo em conta essas duas relações e baseando-se na teoria desenvolvida por Irvine (1965) pode ser assumido que: 1) a cromita cumulática e o silicato máfico foram inicialmente uniformes em composição independentemente de suas concentrações relativas; 2) o silicato tende ao equilíbrio mútuo numa escala local como os cumulatos resfriados desde sua temperatura de formação; e 3) o coeficiente de distribuição (Mg/Fe2+)
silicato / (Fe2+/Mg)espinélio aumenta com a
queda da temperatura. Para Barnes e Roeder (2001), o baixo conteúdo de Fe3+, assim
como o desenvolvimento menos extenso da tendência Fe-Ti nos cromititos estratiformes, são feições ligadas ao fato de que cromita é menos susceptível a efeitos de reação do líquido confinado quando a proporção cromita/líquido é muito alta. Portanto, o campo composicional de cromititos se aproxima das composições de cromitas liquidus primárias.
7.2.2. Cromita em Ofiolitos, Peridotitos Alpinos e Peridotitos Oceânicos.
Para Barnes e Roeder (2001) esta categoria exibe uma forte tendência Cr-Al (identificada também por Irvine, 1967), desde espinélio rico em Al (sensu stricto) em corpos de espinélio lherzolito de alta pressão a cromititos pobres em Fe3+ em corpos refratários estratiformes e
podiformes. Os cromititos apresentam variação mais baixa e restrita de Fe2+/(Mg + Fe2+)
comparados com rochas com cromita subordinada, devido ao efeito menos pervasivo do reequilíbrio com olivina. Em peridotitos de assoalho oceânico pode ocorrer uma tendência similar, mas não se estendendo até cromita rica em Cr, contudo se estendendo a valores mais baixos de Fe2+/(Fe2+ + Mg) comparativamente com os cromititos, em função da
temperatura alta de equilíbrio com olivina. Conteúdos de Ti são baixos, com os valores mais altos em rochas da câmara do magma ofiolítico. O efeito da pressão na partição do Cr entre espinélio e fases silicáticas (piroxênio e granada), assim como a variação na composição da rocha total de lherzolito relativamente ‘fértil’ rico em Al a harzburgitos refratários pobres em Al são fatores intimamente ligados às tendências acima mencionadas.
Para Irvine (1967), o espinélio rico em Cr apresenta uma composição similar à da cromita (cumulus) magmática primitiva em intrusões estratiformes e sua razão Mg/Fe2+ geralmente
é levemente mais alta, fato que também foi observado por Barnes e Roeder (2001) para os cromititos ofiolíticos, que apresentam cromita com conteúdos mais altos de Cr.
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Os depósitos de cromita de corpos de peridotitos tipo alpino, gabros e rochas associadas foram remobilizados e recolocados após diferenciação primária, ao menos em parte pela acumulação de cristais por sedimentação na câmara magmática (crystal settling), na crosta inferior ou manto superior. Muitas das características texturais e estruturais dos depósitos de cromita podem ser atribuídas à recristalização ou metamorfismo associado à possível reintrusão (THAYER 1964, apud. IRVINE, 1967).
Para Irvine (1967) o fator mais importante na formação do espinélio aluminoso em peridotitos de tipo alpino é a pressão moderadamente alta, que pode favorecer reações a partir das quais minerais mais densos podem ser gerados. Assim, em pressões apropriadamente altas, uma pequena quantidade de liquido basáltico intersticial em cumulatos de olivina cristalizaria espinélio aluminoso e piroxênio em vez de plagioclásio. Em pressões ainda maiores espinélio e piroxênio reagiriam para formar granada (piropo).
O contraste no conteúdo de Fe2O3 entre espinélio de peridotitos de tipo alpino e cromita de
intrusões estratiformes representa um contraste entre um estado de oxidação baixo, relativamente uniforme na crosta inferior ou no manto superior, e fugacidades de oxigênio mais variáveis e geralmente mais altas em rochas e fluidos dos ambientes próximos à superfície, onde as intrusões estratiformes se consolidam.