LYDİA EGEMENLİĞİ DÖNEMİ (M.Ö 687 – 547/6)

Para as interpretações corretas dos dados isotópicos, é fundamental que se entenda como os isótopos se comportam ao longo do tempo geológico, principalmente em rochas polideformadas. Usaremos exemplos da sistemática Rb-Sr por ser uma das mais sensíveis a eventos metamórficos subseqüentes à formação das rochas. Primeiro colocaremos um exemplo hipotético mostrado por Rollinson (1998) para a evolução de uma suíte de rochas ígneas, por ser mais simples (Figura 4.8) e em seguida mostraremos casos mais complexos, como é o caso de migmatização.

Na Figura 4.8, tem-se a evolução de três amostras de rochas cogenéticas A0, B0 e C0

em 500 Ma e 1000 Ma. Em t = 0 todas tem a mesma razão inicial (Ri), mas em função das diferentes composições, cada rocha tem diferentes concentrações de Rb e Sr e consequentemente diferentes razões 87Rb/86Sr (A0 < B0 < C0) com seus pontos ficando

separados no diagrama isocrônico 87Rb/86Sr versus 87Sr/86Sr. De t = 0 a t = 500 Ma ou t = 1000 Ma, cada amostra individualmente evolui ao longo de segmentos (ex. A0 - A – A`, B0 –

B – B` e C0 – C – C`) que forma o ângulo α refletindo o decaimento do 87Rb para 87Sr. A

inclinação das isócronas (em t = 500 Ma e t = 1000 Ma) é proporcional às idades de cada amostra e não ocorre variação na razão inicial da suíte.

1 0 1 2 4 3 5 6 7 8 2 3 4 5 6 7 8 9 A0 B0 B B` C` C C0

Figura 4.8 - Evolução do sistema isotópico Rb-Sr numa suíte de rochas ígneas cogenéti- cas c om o tempo. A ,B e C representam as roc ha em t = 0. Em t = 500 Ma os pon- tos

0 0 0

A ,B e C migraram para A, B e C e em t = 1000 Ma para A` , B` e C` . Ri = razão

inicial Sr/ Sr0870 86 0 0

T = 1000 Ma

T = 500 Ma

Em casos mais complexos (Fig. 4.9 e 4.10), como em rochas submetidas a anatexia, podemos nos deparar com várias situações, como por exemplo, migmatização formada por injeção de material externo (sistema aberto), fusão parcial in situ de um único protólito ou fusão parcial in situ de mais de um protólito (sistema fechado).

Na figura 4.9, temos a situação para um sistema aberto, nesse caso, é lógico que a evolução do Rb e do Sr será independente no paleossoma e no leucossoma. O primeiro vai evoluir ao longo da trajetória A0 - A – A`, enquanto que o segundo ao longo da trajetória B -

B` é evidente que as razões iniciais (Ri) serão diferentes. A análise da mistura fará com que a isócrona obtida seja a que liga A`-B`. A variação da inclinação dessa isócrona vai depender da proporção relativa entre o leucossoma e o paleossoma e sua razão terá valor entre Ri0 e Ri1.

Para o caso de migmatização formada por fusão parcial in situ, poderemos supor duas situações. (i) fusão parcial de um ortognaisse como mostrado na Figura 4.10A. Nesse caso, em T=0 o paleossoma passa a evoluir segundo o segmento A0 – A, ao atingir esse último

ponto sofreu um evento de fusão parcial com formação do neossoma representado pelos pontos B (melanossoma) e pelo ponto C (leucossoma). A isócrona do paleossoma passando pelo ponto A registra o momento do evento. O melanossoma e o leucossoma, representados pelos pontos B e C respectivamente sofrramu re-equilíbrio isotópico total passando a evoluir segundo as trajetórias B – B` e C – C` com razão inicial (Ri) mais elevada do que a do paleossoma e hoje mostrarão uma isócrona definida pelos pontos B` - A` - C` cujo ângulo (β1)

α β0 β1 B` B A<sub>0</sub> A A` Ri0 Ri₁ 87 Sr 86 Sr 87 Rb 86 Sr

Formação do ortognaisse (Pal.) Injeção do leuc ossom a Situação atual

Situação no mom ento da migmatização

Figura 4.9 - Migmatização em sistema aberto. A trajetória da evoluç ão do paleossoma é descrita pelo segmentos de A para A` e a do leucossoma injetado de B para B` .O re- sultado da mistura define uma isóc rona que passa pelos pontos A` e B` com idade su- perior à do leuc ossoma e inferior à do paleossoma (Pal.).

formado com a horizontal (T=0 para o neossoma) terá mesmo valor do ângulo (β0) formado

entre o momento da fusão e hoje, correspondendo a idade da migmatização. Já a isócrona obtida com o paleossoma registrará a do ortognaisse. (ii) Numa segunda situação como mostra a Figura 4.10B, onde dois ortognaisses cogenéticos (paleossoma 1 e 2) com composições mineralógicas e razões 87Rb/86Sr diferentes passam a evoluir, de t=0 com mesma razão inicial (Ri), seguindo a trajetória A10 – A1 e A20 – A2 para os peleossomas 1 e 2

respectivamente. Nesse momento ocorre fusão parcial formando os neossomas: B1, C1 que são o melanossoma e leucossoma foramados a partir do paleossoma 1 e B2, C2 para o melanossoma e leucossoma do paleossoma 2. Nos dois processos ocorrem um re-equilíbrio isotópico total com razões iniciais (Ri1 e Ri2) distintas. A partir daí os neossomas passam a

evoluir seguindo as trajetórias B1 – B1`, C1 – C1` e B2 – B2`, C2 – C2` gerando as isócronas definidas pelos pontos B1`, A1`, C1` para o neossoma 1 e B2`, A2`, C2`para o neossoma 2. Nesse caso, os dois neossomas definem isócronas com mesma inclinação (β0 = β1 = β2)

indicando a idade da migmatização, enquanto que os dois paleossomas definem a isócrona passando pelos pontos A1` e A2`que define a idade do metamorfismo gerador do ortognaisse.

Estes não são os únicos casos que poderemos nos deparar nos estudos isotópicos em migmatitos, como mais um complicador, pode-se estudar unidades geológicas formadas por paleossomas não cogenéticos e intrudidos em épocas distintas, que posteriormente sofreram o

β0 β1

α

Figura 4.10 - Migmatização em sistema fec hado. (A) Fusão parcial de um ortognaisse. A evoluç ão do paleossoma é desc rita pela trajetória A para A` . Em A o processo de fusão parcial gera um melanossoma que passa a evoluir de B para B` e um leuc ossoma que evolui de C para C` . O ângulo dá o momento da fusão, e terão o mesmo valor, que Será a idade da migmatização (segmento B` , A` , C` ) . (B) Fusão parcia l de dois ortognaisses (Paleossomas 1 e 2) que evoluírão segundo as trajetórias A1 , A1, A1` e B1 , B1, B1` . Os pontos B1 e C1 representam o melanossoma e o leucossoma (neossoma) do paleossoma 1 e B2 e C2 do paleossoma 2. Pal. = paleossoma, Leuc = leucossoma, Mel = melanossoma. in situ 0 0 0 A` A B C C` B` A0 Mel Ri0 Ri1 <sub>Leuc</sub> α β0 β1 Idade da in trusão (paleo ssoma ) Migmatiza ção Momento da Migmatizaç ão 87<sub>Sr</sub> 86<sub>Sr</sub> 87<sub>Rb</sub> 86<sub>Sr</sub> A B1` A1 A2 B2` B2 C1 C2 C2` A2` B1 C1` A1` Mel Mel A10 A2₀ Ri0 Ri1 Ri2 Leuc Leuc Pal. 1 Pal. 1 α _{Pal. 2} β0 β1 β2 Idade da intrus ão (pale osso ma) Migmatiza ção Migmatizaç

ão 87_Sr 86 Sr 87 Rb 86 Sr B

mesmo processo de fusão parcial. Para não correr esse risco é fundamental que selecionemos afloramentos bem estudados geologicamente.

Muitas vezes, a saída do elemento radiogênico é recuperada na mesma rocha por um outro mineral onde este elemento se enquadra melhor. Por exemplo, No sistema biotita-apatita o 87Sr produzido pela desintegração do 87Rb, abundante na biotita, se encontra mal instalado na rede cristalina da mica (problema de raio iônico-número de coordenação). Desta forma, qualquer catalisador de difusão iônica na rede cristalina (deformação, temperatura, fluido) fará sair o 87Sr, que poderá ser recuperado por um mineral cálcico que acomodará melhor seu raio iônico, no caso, a apatita. Neste caso, se os minerais se comportam como um sistema aberto, a rocha para os isótopos radiogênicos é um sistema fechado, e assim a geocronologia baseada sobre rocha total marcará a idade do fechamento do sistema termodinâmico, ou seja, a intrusão (Faure, 1986).

Entretanto, a literatura evidencia também casos onde a rocha se comporta como um sistema aberto. Andre e Deutsch (1985) mostram um “reseting” dos minerais, como das rochas magmáticas a temperaturas abaixo de 250ºC. Este “reseting” seria a conseqüência do impacto tectônico de uma zona de falha onde circulariam fluidos capazes de homogeneizar os sistemas. No caso do metamorfismo regional mais intenso já foram registradas migrações isotópicas que ultrapassam a fronteira das rochas totais. O fenômeno da anatexia é o exemplo mais significativo. Ele é capaz de homogeneizar isotopicamente as rochas sobre distâncias quilométricas. Por outro lado na fácies granulito, que corresponde a condições PT mais elevadas ainda, a homogeneização é muito parcial e é possível muitas vezes reencontrar a linha isotópica da idade de formação das rochas. Essas diferenças de comportamento dos sistemas rochosos em relação sobre tudo ao Sr são causadas pela existência de água com circulação livre na zona anatética e a ausência de água na fácies granulito. O sistema Rb/Sr é justamente mais sensível à rehomogeneização, porque os elementos químicos correspondentes são alojados em minerais muito sensíveis à solubilização.

Se a circulação de água é o fator determinante nos processos de homogeneização isotópica, é óbvio que dependendo do tipo de migmatização (sistema aberto ou sistema fechado), o comportamento isotópico será deferente e as interpretações geocronológicas serão complexas.

O sistema U/Pb dependerá principalmente do comportamento dos zircões durante os diferentes tipos de migmatitização. Por exemplo, no caso de migmatitização de um protólito ígneo por injeção ”lit-par lit” (camada por camada), os zircões do paleossoma e do neossoma

serão alinhados em duas discórdias distintas com perda contínua de Pb definindo cada um, um intercepto superior diferente. Se a injeção granítica provoca abertura do zircão do paleossoma, teremos uma discórdia com intercepto inferior correspondente a intrusão “lit-par-lit” e o intercepto superior marcando a idade de intrusão do leucossoma.

O uso dos isótopos do Sm e Nd nos diferentes tipos de migmatitos possibilita que se estabeleçam seus comportamentos nos paleossomas, melanossomas e leucossomas estabelecendo parâmetros para identificar migmatitos formados por diferentes processos. O parâmetro (εNd) introduzido por DePaolo (1981) pode ser usado como um excelente indicador

petrogenético, será de grande valia na identificação de fontes dos paleossomas e mobilizados anatéticos, principalmente se o migmatito for do tipo de injeção, nesse caso os parâmetros εNd

CAPÍTULO V – MIGMATIZAÇÃO EM ROCHAS METASSEDIMENTARES