A ilha Deception constitui o exemplo mais importante da actividade ígnea de idade Quaternária que tem ocorrido na região do arquipélago das Shetland do Sul. Estando esta ilha enquadrada num ambiente geotectónico complexo, em que coexistem uma
bacia do tipo “back-arc” (Bacia de Bransfield, com rifting activo desde há 4 Ma atrás), e uma zona de subducção (da placa Phoenix sob a placa Antárctica, interpretada como estando inactiva desde há 4 Ma atrás), e tendo em consideração que ambos os ambientes geram magmatismo com características geoquímicas específicas e distintas, é importante determinar a assinatura geoquímica destes magmas Quaternários, de modo a constranger a evolução temporal das características geoquímicas
do manto superior e, assim, contribuir para o conhecimento da dinâmica da sua diferenciação.
Vários estudos de petrologia ígnea têm sido realizados sobre este magmatismo recente - que, para além de Deception, ocorre nas ilhas Penguim e Bridgeman (Weaver et al., 1979), zonas restritas e localizadas nas ilhas Shetland do Sul (Smellie, 1990) e
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ainda alguns pequenos seamounts e cristas ao longo do fundo da bacia, entre as ilhas Deception e Bridgeman (Fisk, 1990; Keller e Fisk, 2002) - baseados, quase exclusivamente, nos dados
geoquímicos (elementos maiores e traço, isótopos radiogénicos de Sr e Nd) obtidos na rocha total. Os resultados obtidos por estes autores indicam que este magmatismo foi gerado em fontes mantélicas possuidoras de características químicas normalmente associadas às zonas de subducção.
Com este trabalho pretende-se apresentar e discutir os dados químicos obtidos nas principais fases mineralógicas identificadas nas rochas piroclásticas (do tipo lapilli) da ilha Deception, que
são ainda muito escassos na literatura, e simultaneamente contribuir para uma melhor caracterização das séries magmáticas, e respectivas fontes mantélicas, que originaram o magmatismo Quaternário da região das Shetland do Sul e, especificamente, o vulcanismo recente da ilha Deception. Os dados deste trabalho são baseados num conjunto de 32 amostras de lapilli que foram recolhidas nos depósitos das formações pós-caldeira da ilha Deception (Smellie, 2001), no âmbito da actividade do Grupo
Polar Português (PROPOLAR, campanhas científicas 2012/2013), através do projecto CONTANTARC (Mão de Ferro et al., 2013).
2. Enquadramento Geológico
A ilha Deception fica localizada no extremo Oeste da bacia de Bransfield, entre o arquipélago das Shetland do Sul e a Península Antárctica, numa região com uma elevada complexidade geotectónica (e.g. Lawver et al., 1995), em que duas placas tectónicas importantes convergem (Placas América do Sul e Antárctida) e várias pequenas placas interagem (Placas Scotia,
Phoenix e South Shetland) (Fig. 1).
a)
b)
Fig. 1. a) Enquadramento geotectónico da região do arquipélago das Shetland do Sul,
com indicação das principais placas tectónicas. b) Esquema interpretativo da formação
da microplaca South Shetland, com a subducção da placa Phoenix e alastramento
oceânico na bacia de Bransfield (adaptado de Berrocoso et al., 2016). Área a tracejado
detalhada na figura 2.
Fig. 1. a) Geotectonic setting for the northern Antarctic Peninsula region showing the
main tectonic plates. b) Interpretative illustration for the South Shetland microplate’s
formation, showing the Phoenix plate subduction and seafloor spreading in Bransfield
Basin. (adapted from Berrocoso et al., 2016). Dashed area detailed in figure 2.
Esta complexidade tectónica inicia com a formação de um arco vulcânico na margem continental Andina / Antárctica-Oeste no Triássico superior (Barker, 1982). Durante o Cretácico, há
uma migração do magmatismo associado ao arco para o extremo Oeste da península Antárctica, originando o desenvolvimento de um outro arco magmático (e.g. Pankhurst e Smellie, 1983; Birkenmajer et al., 1991) com a subducção da placa Phoenix sob a placa Antárctica. Durante o final do Cretácico e/ou durante o Cenozóico (Eagles, 2003; Taylor et al., 2008) inicia-se o alastramento oceânico ao longo da crista Antárctica – Phoenix (também designada por somente Phoenix ou Aluk). Com
excepção de três segmentos (com as designações P1, P2 e P3, Livermore et al., 2000), localizados entre as zonas de fractura Hero e Shackleton, todos os outros segmentos desta crista foram sequencialmente subductados, de Oeste para Este, por debaixo da placa Antárctica. O alastramento oceânico desta crista ficou inactivo há cerca de 4 Ma atrás (Larter e Barker, 1991). Ainda durante o Pliocénico, inicia-se a formação da bacia de Bransfield, dando origem ao arquipélago das Shetland do Sul como bloco
crustal individualizado (e.g. Birkenmajer et al., 1990; Larter e Barker, 1991).
A bacia de Bransfield é uma bacia do tipo “back-arc” (igualmente designada por bacia marginal), estreita e alongada segundo uma direcção ENE-WSW com 500 km de comprimento por 100 km de largura e que separa o extremo norte da península Antárctica do arquipélago das Shetland do Sul. Constitui um exemplo de uma bacia extensional formada por rifting de um
arco vulcânico continental durante a subducção da placa Phoenix sob o arquipélago das Shetland do Sul (Dalziel, 1984).
Fig. 2. Localização tectónica e geográfica da Ilha Deception na bacia de Bransfield
(adaptado de Martí et al., 2013).
Fig. 2. Tectonic and geographical location of Deception Island along the spreading axis
of Bransfield Through (adapted from Martí et al., 2013).
O rifting na bacia de Bransfield começou há cerca de 4 Ma (Lawver et al., 1995, 1996) e, possivelmente, está relacionado com o fim do alastramento oceânico na Crista Antarctica-Phoenix. Esta bacia apresenta um eixo vulcânico activo (Fig. 2., Lawver et al., 1996) e os dados existentes indicam que,
Química mineral dos lapilli de Deception 13
presentemente, a bacia se encontra em extensão segundo uma direcção perpendicular a este eixo (Dietrich, 2001). O estabelecimento do rifting na bacia de Bransfield individualiza a
microplaca South Shetland. A evolução tectónica da Bacia de Bransfield continua a ser um tema debatido com diversas hipóteses levantadas, salientando-se a sua origem como o resultado do efeito “rollback” da placa Antárctica em resposta à subdução lenta (e.g. Robertson Maurice et al., 2003) ou ausência de subducção (e.g. Barker et al., 1991) da placa Phoenix sob esta placa (Lawver et al., 1995; Maldonado et al., 1994); a extensão na bacia é alternativamente explicada como resultado da
movimentação esquerda ocorrida entra as placas Antarctica e Scotia (e.g. González-Casado, 2000; Rey et al., 1995).
A ilha Deception fica localizada no interior da bacia de Bransfield, no seu extremo Oeste, 40 km a sul da ilha Livingston (Fig. 2). Constitui o maior e mais activo vulcão da região das Shetland do Sul, com mais de 20 erupções identificadas nos últimos dois séculos (Pallas et al. 2001; Smellie, 2001) e terá sido originado há menos de 0,75 Ma atrás (Valencio et al., 1979;
Smellie, 1988). O diâmetro da ilha é de 13 km, mas em profundidade atinge na base os 25 km de diâmetro (Smellie, 1988; Barclay et al. 2009). A estrutura vulcânica corresponde a um estratovulcão (Smellie, 2001), que apresenta uma forma de ferradura, possuindo uma depressão central imersa (designada Port Foster) que é interpretada como constituindo a respectiva caldeira. Esta caldeira é o resultado do abatimento da estrutura vulcânica através de um conjunto de falhas normais pré-
existentes, formando uma estrutural poligonal, logo após terem ocorrido várias e extensas erupções explosivas de magmas com uma composição química basáltica e basáltica-andesítica (com um volume total estimado na ordem dos 60-90 km3) (Ben-Zvi et al., 2009; Martí et al., 2013).
Estudos anteriores relativos à litostratigrafia da ilha Deception, consideram uma distinção principal entre as formações que se originaram antes e depois da geração da caldeira (segundo Martí et al., 2013, ocorrida entre o final do
Plistocénico e início do Holocénico) e são, por isso, designadas por formações pré-caldeira e pós-caldeira, respectivamente (Hawkes, 1961; Smellie, 2001). As amostras recolhidas para o presente estudo provieram todas dos depósitos pós-caldeira (áreas de amostragem representadas na figura 3) e estão incluídas na formação de Pendulum Cove de Smellie (2001). Trata-se da formação geológica com maior distribuição pela ilha Deception, sendo maioritariamente constituída por materiais piroclásticos
ricos em lapilli.
3. Petrografia
Os estudos de petrografia revelaram que a maioria dos lapilli de Deception apresenta uma matriz vítrea, que pontualmente está palagonitizada, contendo uma significativa percentagem de vesículas que, em alguns casos, pode atingir 70 % da amostra. Estas vesículas encontram-se normalmente individualizadas, apresentam dimensões inferiores a 1000 μm e possuem contornos irregulares. Representam a exsolução dos elementos voláteis dos magmas, como resposta à descompressão, estimando-se que a sua
abundância nos magmas seja directamente proporcional à percentagem das vesículas das rochas vulcânicas. Quando a matriz é criptocristalina, o feldspato é um mineral ubíquo, apresentando dimensões reduzidas (normalmente <200 μm), e com hábito subédrico a euédrico. Contudo, em algumas amostras, este mineral pode formar microfenocristais de carácter predominantemente euédrico e distintos da matriz (Fig. 4). Pontualmente, os cristais tabulares da matriz apresentam texturas
fluidais ou formam pseudo-glomérulos radiais individualizados
por uma matriz de granularidade mais fina. Nos interstícios dos cristais tabulares de feldspato, ocorrem minerais opacos, piroxenas (ambos em proporções idênticas) e, mais raramente,
olivinas. Todos estes minerais apresentam, predominantemente, um carácter subédrico a anédrico e com dimensões inferiores a 100 μm, denotando uma cristalização rápida e tardia a partir dos líquidos magmáticos. A composição de todos estes minerais foi determinada por microssonda electrónica (ver Secção 5.1).
Fig. 3. Mapa geológico simplificado da ilha Deception (adaptado de Martí e Baraldo,
1990), mostrando a distribuição das formações vulcânicas pré- e pós-caldeira. A
localização das áreas de amostragem deste estudo encontra-se, igualmente, assinalada
(círculos negros).
Fig. 3. Simplified geological map of Deception Island (adapted from Martí and
Baraldo, 1990), illustrating the distribution of the pre- and post-caldera volcanic
formations. Also shown, the location of sampling areas (black-solid circles) of this
study.
Fig. 4. Fotomicrografia de uma amostra de lapilli da ilha Deception, sem
vesicularidade, matriz predominantemente formada por feldspatos, mas contendo
igualmente piroxena, minerais opacos e, mais raramente, olivina. Também visível o
aspecto de um microfenocristal de feldspato.
Fig. 4. Photomicrograph of a Deception Island lapilli sample, non-vesicular, matrix
predominantly made by feldspars, but also containing pyroxene, opaque minerals and,
more rarely, olivine. Also visible a feldspar microphenocryst.
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4. Geoquímica de rocha total
Este tema foi abordado noutro trabalho (Ferreira et al., 2014), referindo-se aqui, somente, as principais características geoquímicas dos lapilli da ilha Deception. As amostras
apresentam uma variação na composição química limitada, com concentrações em SiO2 a variar entre os 52,5 % e os 55,5 %. No diagrama que relaciona os alcalis (Na2O+K2O) e a sílica (diagrama TAS), as amostras são classificadas como basaltos andesíticos e encontram-se no domínio das rochas subalcalinas (de acordo com MacDonald, 1968). No entanto, a integração das características geoquímicas destes lapilli na terminologia das séries magmáticas subalcalinas é ambígua: no diagrama ternário AFM (A-Na2O+K2O; F-FeO; M-MgO) os dados de Deception
encontram-se projectados no campo calco-alcalino (segundo Irvine e Baragar, 1971), com os termos menos diferenciados a mostrar um enriquecimento em Fe que desaparece nos termos mais evoluídos (com concentrações mais elevadas em alcalis); no diagrama de Miyashiro (1974), que relaciona a razão FeO/MgO com a sílica, todos os pontos amostrais são projectados no campo toleítico. As baixas concentrações de MgO (3,09 % - 5,08 %) e os reduzidos valores obtidos para Mg# (41-53), indicam que os
líquidos magmáticos que originaram estas rochas piroclásticas de Deception não correspondem a magmas primitivos. Apesar desta variação composicional limitada, foram obtidas várias correlações inter-elementares, verificando-se que o Ca e o Al diminuem com a diferenciação, ao contrário do Na, K e P, cujas concentrações aumentam. O Fe e o Ti apresentam um incremento até valores de Mg#=43, mostrando um significativo decréscimo para os termos mais diferenciados.
Relativamente aos elementos do grupo das terras raras (REE), os respectivos padrões normalizados (relativamente aos condritos) apresentam um enriquecimento significativo em todas as REE, sendo mais significativo para as LREE (com valores de Lan entre 42-61, enquanto o Lun varia entre 17-23). As diferentes razões normalizadas que caracterizam a fraccionação entre as diferentes REE são: (La/Yb)n = 2,34 - 2,65; (La/Yb)n = 1,50 - 1,70; (Gd/Yb)n = 1,31 - 1,42. Diagramas multi-elementares
normalizados, relativamente aos MORB-N, indicam um claro enriquecimento dos elementos LILE relativamente aos HFSE, com significativas anomalias negativas em Nb e Ta.
5. Química mineral
5.1 Metodologia analítica
As análises químicas dos minerais em estudo foram obtidas no Laboratório do LNEG (Campus de S. Mamede de Infesta, Porto) em lâminas polidas dos lapilli de Deception, através da utilização de uma microssonda electrónica JEOL JXA – 8500F, com as seguintes condições analíticas: energia do feixe - 15 kV; corrente do feixe - 10 nA; diâmetro do feixe -1 µm; tempo de contagem para cada elemento - 20 s. A maioria dos padrões usados
correspondem a minerais naturais (Na - albite; Ca - apatite; K e Al - ortóclase; Si e Mg - olivina; Mn e Ti - MnTiO3; P – apatite; Ba - BaSO4), e a precisão obtida para os elementos maiores é estimada, através de análise de replicados, como sendo melhor que 2 %.
5.2 Feldspatos
Os feldspatos constituem os minerais mais abundantes dos lapilli de Deception e a sua gama composicional está ilustrada na figura
5 (ver também tabela 1). Todas as análises obtidas são plagioclases, sendo projectadas no campo da solução sólida entre a anortite e a albite. A plagioclase apresenta uma variação
significativa na percentagem da molécula anortítica (An), com valores entre 44 % e 82 %. Os valores mais elevados de An são obtidos no centro dos microfenocristais com uma média de 80 % An (labradorite; estes elevados valores são directamente proporcionais aos teores em Ca da rocha total), sendo menores nos bordos dos respectivos microfenocristais (labradorite, 60 % de Ca, em média). O zonamento das plagioclases, quando existente, é assim normal. Os valores mais baixos de An das
plagioclases são obtidos nos micrólitos da matriz com valores médios entre 45% e 50% (andesina). A percentagem da molécula anortítica distribui-se assim por três níveis distintos, pondo-se em evidência uma lacuna entre os bordos dos fenocristais e os minerais da matriz, pelo que ambos não terão cristalizado em simultâneo. A percentagem da molécula da ortose não tem significado, sendo sempre inferior a 1%. Com a diferenciação magmática, representada pela diminuição do conteúdo em Ca da
plagioclase, o Si aumenta e o Al diminui como resultado da substituição do constituinte An (CaAl2Si2O8) pelo da Ab (NaAlSi3O8).
Ab
An
OrAnortoclase Sanidina
Fig. 5. Diagrama ternário da variação composicional dos feldspatos das rochas
piroclásticas da Ilha Deception em termos dos componentes Anortite (An), Albite (Ab)
e Ortose (Or).
Fig. 5. Compositional ternary diagram for feldspars of Deception tephras taking into
account the Anorthite (An), Albite (Ab) and Ortose (Or) component proportions.
O cálculo de temperaturas de cristalização plagioclase –
líquido (Putirka, 2008; eq. 24a) indica valores entre 1055 e 1228 ºC. Nas rochas mais primitivas, verifica-se que existe uma variação intra-amostra de T e P significativa; nos microfenocristais, as temperaturas dos núcleos são superiores às dos bordos. As pressões de equilíbrio obtidas pelo método de
Putirka (2005) foram de 0,2 a 0,5 GPa para os bordos dos microfenocristais e micrólitos da matriz, e valores inferiores para os núcleos dos microfenocristais (0,015 – 0,2 GPa). Refira-se, no entanto, que os valores de KD(Ab-An) obtidos para os núcleos não são consentâneos com o estado de equilíbrio com o líquido, ao contrário do determinado para os bordos dos fenocristais e micrólitos da matriz, onde aqueles valores variam entre 0,21 e 0,38, dentro dos limites apontados por Putirka (2008), i.e. para T
> 1050 ºC → KD(Ab-Na) = 0,27 ± 0,11. A necessidade de melhor calibração do geobarómetro de plagioclases em rochashidratadas, salientada por Putirka (2008), bem como a ausência de equilíbrio dos núcleos dos fenocristais–líquido aumentam a incerteza dos valores P e T obtidos.
Química mineral dos lapilli de Deception 15
Tabela 1. Análises representativas dos principais minerais constituintes dos lapilli da ilha Deception: olivinas, clinopiroxenas, feldspatos e óxidos. Com excepção das análises Co(7) e
Co(9), correspondentes ao centro e bordo de um microfenocristal de plagioclase, respectivamente, todas as outras análises foram efectuadas em minerais da matriz. Fe2O3 calculado
com base na estequiometria dos respectivos minerais analisados. Valores dos diferentes membros das soluções sólidas em percentagem em que Ulvsp é calculada de acordo com
Carmichael (1966).
Table 1. Representative analyses of the main mineralogical phases of Deception Island: olivines, pyroxenes, feldspars and oxide minerals. All microprobe determinations were
performed in matrix minerals, excepting in Co(7) e Co(9) that correspond to a center and border of a plagioclase microphenocryst, respectively. Fe2O3 was determined based on the
stoichiometry for each mineral type analyzed. Solid solution values in percentage whereas Ulvsp is calculated accordingly Carmichael (1966).
5.3 Piroxenas
A variabilidade composicional das piroxenas magmáticas constitui um bom indicador petrogenético, contribuindo para a caracterização dos magmas e discriminação do ambiente geotectónico a partir dos quais foram gerados, bem como possibilita uma melhor caracterização dos processos de diferenciação magmática.
A piroxena é o mineral máfico dominante nos lapilli da ilha Deception, e os minerais analisados encontram-se restritos à
matriz, não tendo sido identificados microfenocristais. A sua variabilidade composicional está restrita ao campo das designadas piroxenas “Quadrilaterais” (QUAD) que incluem a piroxenas cálcico-ferro-magnesianas (Morimoto, 1988) denotando, assim, a baixa concentração em Na.
O diagrama triangular que relaciona o Ca-Mg-Fe das clinopiroxenas, que se encontra ilustrado na figura 6, permite constatar que todos os pontos composicionais se encontram
abaixo da linha correspondente a 45 % de Wo e localizadas no
campo das augites. A variação relativa nestes três catiões é limitada (Wo34-43 En41-50Fs13-18), não se estabelecendo correlações com o grau de diferenciação das respectivas rochas piroclásticas, que apresentam uma variação limitada nas concentrações de SiO2 (53,72-54,97 %) e nos valores de Mg# (42,5-45,4). Os elementos constituintes das piroxenas, com concentrações afastadas dos respectivos limites de determinação, que apresentam maior
variabilidade são o Al e o Ti (1,5 % ≤ Al2O3 ≤ 6,5 %, RSD = 87 %; 0,55 % ≤ TiO2 ≤ 2,51 %, RSD = 62 %).
Relativamente às substituições possíveis nas piroxenas, a posição tetraédrica é ocupada pelo Si, mas pode também incluir o AlIV e/ou Fe3+. Nas piroxenas de Deception, qualquer deficiência em sílica foi colmatada por AlIV não sendo necessário invocar a entrada de Fe3+ nesta posição. No entanto, esta substituição origina uma redução do número de cargas que tem de ser
compensada com substituições na posição M1 (catiões divalentes) na estrutura da piroxena (as substituições envolvendo o Na+ na posição M2 não têm expressão, em virtude das baixas concentrações neste elemento). A forte correlação existente entre
Fo 45,8 36,4 27,1 Wo 42,1 34,0 42,8 Na 45,8 82,1 61,2 Ulvsp 69,6 40,7 49,7
Fa 54,2 63,6 72,9 En 43,0 50,4 42,0 Ab 53,3 17,7 38,4
Fs 14,9 15,6 15,2 Or 0,9 0,1 0,5
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o AlIV e o Ti (R2 = 0,98) indica que este é o principal elemento a entrar na posição M1, mas não o único, uma vez que o somatório de Ti+Mg+Fe2+ (a.p.f.u.) não é suficiente para saturar esta
posição. Deste modo é igualmente necessário invocar a entrada de AlVI e Fe3+ nesta posição.
Ca2Si2O6 (Wo)
Fe2Si2O6 (Fs)Mg2Si2O6 (En)
Diópsido
Augite
Pigeonite
Hedembergite50
45
20
Fig. 6. Diagrama ternário Wo-En-Fs para classificação das piroxenas dos lapilli da ilha
Deception, mostrando a pequena variabilidade obtida na sua composição. En =
enstatite; Fs = ferrosilite; Wo = volastonite.
Fig. 6. Classification diagram Wo-En-Fs for pyroxenes of Deception tephra, showing
their limited chemical variability. En = enstatite; Fs = ferrosilite; Wo = wollastonite.
As razões AlVI/AlIV, têm sido utilizados por diversos autores para distinção entre as piroxenas formadas a alta ou a baixa profundidade (e.g. Wass, 1979), uma vez que estas razões apresentam valores mais elevados nas piroxenas formadas a alta pressão. Os dados obtidos para as piroxenas de Deception não são conclusivos, uma vez que a dispersão nesta razão é significativa (0,11 – 0,62; média = 0,24; desvio-padrão = 0,20), com valores que caracterizam tanto os campos de alta como de
baixa pressão (normalmente separados por um valor de AlVI/AlIV = 0,25, como sugerido por Wass, 1979).
Os coeficientes de distribuição de todos os cristais analisados de piroxena da matriz mostram que estão em equilíbrio com o liquido (KD(cpx-liq)Fe-Mg= 0,25 - 0,26) podendo assim ser utilizados geotermobarómetros com base nas composições da clinopiroxena e da rocha total. O geotermómetro de Putirka et al. (2003) que utiliza uma iteração entre T e P, indica variação de
temperaturas de equilíbrio para as clinopiroxenas entre 1072 e 1134ºC e pressões entre 0,01 e 0,4 GPa, respectivamente, correspondendo as pressões mais elevadas a maiores temperaturas. A equação 32b de Putirka (2008), baseada em Nimis (1995), que somente considera a composição da clinopiroxena, melhorada e corrigida para a presença de H2O, indica pressões de 0,02 a 0,32 GPa. As temperaturas de cristalização determinadas com base apenas nas composições dos cristais (Putirka, 2008; eq.32d) variam de 1110 a 1150 ºC. Os
valores obtidos para o Mg# (MgO/(MgO+FeO), em percentagem molar) das clinopiroxenas, variam entre 72 e 80, estando directamente correlacionados com o aumento da temperatura de cristalização (Putirka et al., 1996).
5.4 Olivina
A olivina ocorre somente como mineral da matriz e apresenta uma variação nos valores de forsterite (Fo) entre 53 % e 73 %. Sendo a composição da olivina fortemente dependente da composição do magma a partir do qual cristalizou, era expectável uma diferença apreciável nas concentrações de SiO2 na rocha
total das amostras correspondentes, o que não se verifica (a variação em SiO2 é de 1,2 %). Os dados determinados permitem ainda evidenciar uma significativa correlação positiva (R2=0,91)
entre o número de catiões de Mn e Fe na estrutura da olivina, e constatar as baixas concentrações de CaO, sempre inferiores a 0,5%.
Os geotermómetros de Putirka (2008; eq.13) e Helz e Thornber (1987; Mg therm) para a olivina, baseados na composição do líquido e não dependentes da variável pressão, indicam temperaturas de equilíbrio de a 1095 a 1108 ºC. Quando a pressão é considerada, com o valor de 0,2 GPa, obtêm-se valores muito similares (de 1064 a 1123 ºC), o que permite concluir que aquele valor de pressão estará próximo do que condicionou a cristalização dos cristais de olivina da matriz. Os
geotermómetros com base no equilíbrio olivina-liquido, foram apenas considerados para os casos em que KD(Fe-Mg)ol-liq = 0,30 ± 0,03 (Fig. 7). O método de Putirka et al. (2008; eq. 22), considerado o mais adequado para as rochas em estudo, uma vez que apresenta melhores resultados para sistemas hidratados, indica temperaturas de equilíbrio semelhantes entre 1065 e 1126 ºC, para pressão de 0,2 GPa, confirmando assim os resultados obtidos no método baseado apenas na composição do líquido.
Dife
ren
cia
ção
Fig. 7. Diagrama de Rhodes et al. (1979) – Teste de equilíbrio olivina- liquido.
Projeção das olivinas analisadas Mg Oliv vs. MG# liq. As linhas a cheio e tracejado
indicam condição ideal de equilíbrio KD (Fe-Mg)ol-liq = 0,30 ± 0,03. De notar que o
trend vertical, a partir das olivinas em equilíbrio com a rocha total, é consistente com
diferenciação em sistema fechado.
Fig. 7. Rhodes diagram - Test of olivine-liquid equilibrium. Projection of the analised
olivines Mg# against the Mg# Liquid. The solid and trace lines indicate equilibrium
with coexisting whole rock given by KD (Fe-Mg)ol-liq = 0.30 ± 0.03. The vertical trend is
consistent with closed system differentiation (Rhodes et al. 1979)
5.5 Óxidos
A grande maioria dos óxidos identificados nos lapilli da ilha Deception pertence ao grupo das espinelas mas, pontualmente, foram também observadas hematites e ilmenites.
O grupo das espinelas inclui óxidos de composição geral do tipo A[B2]O4 (espinelas normais). Os catiões que ocupam a posição “A” apresentam coordenação 4 (tetraédrica), carga +2, e incluem o Fe e o Mg. Os iões positivos de carga +3, apresentam
coordenação octaédrica (representada pelos parêntesis rectos) e, dentro de uma grande variabilidade possível, incluem principalmente o Al, Fe e Cr. No entanto, é preciso ter presente que existem espinelas com uma outra estrutura atómica, que é representada pela fórmula geral B[BA]O4, sendo designadas por espinelas inversas e que incluem todos os termos da solução
Química mineral dos lapilli de Deception 17
sólida magnetite-ulvoespinela. Nestes termos, a entrada do Ti4+, substituindo o Fe3+, leva a que o Fe2+ substitua também o Fe3+ (2Fe3+ ↔ Fe2++Ti4+).
O diagrama triangular considerando as concentrações em TiO2, FeO e Fe2O3 permite identificar a variabilidade composicional obtida para os óxidos dos lapilli da ilha Deception (Fig. 8), que maioritariamente é explicável em termos das variações na solução sólida ulvoespinela (Fe2TiO4) - magnetite (Fe3O4), e que constituem as designadas titanomagnetites, cujos valores de TiO2 variam entre 14,6 % e 24,6 %. Os valores da molécula ulvoespinela variam entre 41 % e 70 %. As relações Al-
Ti-Fe3+ indicam a limitada expressão do Al na composição destas titanomagnetites (a concentração máxima de Al2O3 é de 3,7 %). O MgO apresenta uma variação das concentrações entre 1,6 % e 4,8 %. Os espectros de EDS obtidos na microssonda electrónica não revelaram a presença de Cr, pelo que este elemento não foi incluído no programa de análise.
FeO
TiO2
½ Fe2O3
Fe2TiO4
FeTiO3
Fe3O4
Fig. 8. Diagrama ternário Fe2O3-TiO2-FeO para as espinelas dos lapilli da ilha
Deception.
Fig. 8. Fe2O3-TiO2-FeO ternary diagram for spinels of Deception Island tephras.
A significativa correlação negativa (R2= 0,95) identificada
entre o Fe3+ e o Ti na posição octaédrica, permite concluir que se trata do mecanismo de substituição dominante nestes óxidos. A estrutura inversa das espinelas de Deception é posta em evidência pelo défice de catiões na posição octaédrica (em que a soma Al+Ti+Fe3+ varia entre 1,27 e 1,59, para um valor de saturação de 2 a.p.f.u), concomitantemente por um excesso de catiões Mg e Fe2+ na posição tetraédrica (com valores de Mg+Fe3+ entre 1,39 e 1,68 a.p.f.u, para um valor de saturação de 1 a.p.f.u). Verifica-se,
deste modo, a necessidade de invocar que parte do Fe2+ terá de entrar também na posição octaédrica, e que essa entrada será mais significativa nas titanomagnetites com maiores concentrações de Ti.
No que respeita à variação química das espinelas com a diferenciação magmática (diminuição de Mg# (=Mg/[Mg+Fe2+]) nestes óxidos), verifica-se um progressivo enriquecimento em Ti e diminuição de Fe3+/Fe2+, conduzindo a um progressivo enriquecimento na molécula ulvoespinela, em detrimento da
magnetite.
6. Discussão
A diversidade química e mineralógica dos magmas nos domínios oceânicos tem sido reconhecida desde há muito tempo (Lacroix, 1927), e foi inicialmente interpretada como traduzindo variáveis graus de fusão parcial de uma fonte mantélica homogénea (e.g. o “pirólito” de Green e Ringwood, 1963), sendo os basaltos toleíticos derivados por maiores graus de fusão parcial que os
necessários invocar para a geração dos basaltos alcalinos. A sistemática dos isótopos radiogénicos (Sr, Nd, Pb), em que as razões entre os isótopos radiogénicos e os respectivos isótopos
estáveis não são fraccionadas nos processos de fusão parcial nem nos de cristalização fraccionada, veio claramente demonstrar que os principais tipos de basaltos oceânicos derivam de distintas fontes mantélicas. As características geoquímicas destas fontes mantélicas estão intimamente relacionadas com o ambiente geotectónico onde ocorrem (e.g. Miyashiro, 1975; Wilson, 1989).
A ilha Deception constitui a parte emersa de um vulcão activo que se encontra localizado numa bacia tipo “back-arc”
(regime extensional) cuja dinâmica está directamente relacionada com uma zona de subducção que esteve activa desde o Cretácico até há 4 Ma atrás (Larter e Barker, 1991). Deste modo, e durante cerca de 135 Ma, as características do manto sub-oceânico desta região deverão ter sido condicionadas com a introdução de componentes químicos da superfície terreste – crosta basáltica oceânica e sedimentos suprajacentes associados – através dos processos de subducção (e.g. Gill, 1981; Tatsumi, 2005), como
frequentemente tem sido interpretado em inúmeros estudos geoquímicos (com especial ênfase nos dados dos isótopos radiogénicos) em arcos vulcânicos (oceânicos e continentais).
A grande extensão temporal da actividade ígnea na região das Shetland do Sul é posta em evidência através das idades isotópicas determinadas, cujos valores se estendem desde o início do Cretácico (135 Ma) até à actualidade (e.g. Pankhurst e Smellie, 1983; Birkenmajer et al., 1986). A actividade ígnea
resultante gerou rochas vulcânicas que mostram um enriquecimento nos elementos de baixo potencial iónico (os designados LILE- large ion lithophile elements, como sejam o Rb, Ba, K) e, simultaneamente, pronunciadas anomalias negativas em Nb e Ta (Fig. 9); adicionalmente, todas as rochas apresentam padrões condríticos com enriquecimento das REE leves (LREE) relativamente às REE pesadas (HREE) (Haase et al., 2012; Machado et al., 2005; Lee et al., 2008). Estas características geoquímicas são típicas das séries calco-alcalinas
associadas a zonas de subducção. Os dados isotópicos obtidos para estas lavas permitem detalhar esta assinatura, indicando que as diferentes razões isotópicas Sr-Nd-Pb são semelhantes aos magmas produzidos noutros arcos vulcânicos (e.g. Hawkesworth et al., 1994) em que os respectivos magmas se geraram na cunha mantélica empobrecida (localizada acima do plano de subducção), apresentando baixos valores isotópicos de Sr e altos de Nd. Este volume do manto superior terá sido metassomatizado
por fluidos resultantes da desidratação da placa Phoenix, e dos sedimentos a ela associada, durante a subducção (e.g. Machado et al., 2005).
O vulcanismo da ilha Deception, bem como o vulcanismo submarino associado ao fundo da bacia de Bransfield, tem idade Quaternária e terá, por isso, sido gerado após a finalização da subducção da placa Phoenix sob a placa Antárctica (4 Ma atrás). Os dados geoquímicos publicados (incluindo, simultaneamente,
os elementos maiores e os mais importantes elementos-traço com interesse petrogenético, como sejam os LILE, HFSE, REE) referentes ao vulcanismo Quaternário da ilha Deception são bem mais escassos (Weaver et al., 1979; Agusto et al., 2007; Kraus et al., 2013; Ferreira et al., 2014), comparativamente aos dados do vulcanismo mais antigo das restantes ilhas Shetland do Sul (não existindo quaisquer dados isotópicos que incluam, simultaneamente, os sistemas Sr-Nd-Pb). No entanto, estes dados
indicam que as amostras vulcânicas de Deception apresentam características geoquímicas muito idênticas às rochas vulcânicas de idade Cretácica-Cenozóica das ilhas Shetland do Sul (razões LILE/HFSE e LREE/HREE elevadas, com anomalias negativas em Nb-Ta, Fig. 9).
18 Ferreira et al. / Comunicações Geológicas (2015) 102, Especial I, 11-22
0,1
1
10
100
Th U Nb Ta K2O La Ce Pr P2O5 Nd Hf Sm Eu TiO2 Dy Yb Lu
Rocha / MORB-N Bacia Bransfield
Ilhas Shetland do Sul
Ilha Deception
MORB-E
K2O P2O5 TiO2
Fig. 9. Diagrama multielementar para as concentrações normalizadas, relativamente aos MORB-N (de Sun e McDonough, 1989), em várias rochas vulcânicas na região das ilhas
Shetland do Sul: lapilli de Deception (Ferreira et al., 2014); lavas da bacia de Bransfield (Keller et al., 2002); lavas da ilha King George (Haase et al., 2012). Os valores para os
MORB-E são de Sun e McDonough (1989) e permitem comparar os diversos graus de enriquecimento obtidos, bem como avaliar as ubíquas anomalias negativas de Nb-Ta
apresentadas por todas as rochas vulcânicas desta região Antárctica.
Fig. 9. MORB-N normalized (Sun and McDonough, 1989) element concentration for several volcanic rocks in the South Shetland region: tephra from Deception island (Ferreira et al.,
2014); lavas from Bransfield basin (Keller et al., 2002); lavas from King George island (Haase et al., 2012). The MORB-E values are from Sun and McDonough (1989), and their
normalization allow the evaluation of the distinct enrichment degrees obtained and the magnitude of the Nb-Ta negative anomalies, shown by all the volcanic rocks from this
Antarctic region.
Relativamente ao vulcanismo submarino da bacia de Bransfield, os dados de Keller et al. (1991, 2002) e de Fretzdorff et al. (2004), indicam que diversas relações inter-elementares continuam a apresentar características típicas do magmatismo associado às zonas de subducção. Em complemento, os dados isotópicos apontam para a necessidade de se invocar uma
contaminação dessa fonte mantélica empobrecida através de sedimentos subductados associados à placa Phoenix (e.g. Keller et al., 1991).
A figura 9 põe em evidência as semelhanças da geoquímica encontradas nas rochas vulcânicas produzidas nestes três domínios realçando-se, no entanto, o maior enriquecimento dos elementos mais incompatíveis, relativamente aos menos incompatíveis, e as maiores anomalias negativas de Nb-Ta,
apresentadas pelas lavas Cretácicas-Paleogénicas associadas ao arco vulcânico das Shetland do Sul (e que nesta figura são representadas por rochas da ilha King George). Estas características indicam que a assinatura química associada aos arcos vulcânicos permanece no vulcanismo Quaternário da bacia de Bransfield e da ilha Deception.
A composição química dos minerais magmáticos primários é considerada uma ferramenta importante para a caracterização do
magmatismo, e desde a definição por Bowen (1928) das designadas séries de cristalização contínuas e descontínuas nas rochas magmáticas que inúmeras metodologias têm sido usadas com sucesso para estudar as condições petrogenéticas condicionantes. Deste modo, e através da química mineral das fases existentes nos lapilli da ilha Deception (plagioclases, piroxenas, olivinas e espinelas) algumas considerações petrogenéticas irão ser feitas.
A plagioclase é o único mineral a formar microfenocristais e
a sua percentagem modal na rocha é muito baixa (<1 %). Estes microfenocristais apresentam pequenas dimensões (<1 mm) indicando a ausência de estagnação numa câmara magmática onde teriam tempo para se desenvolver. A existência de três valores modais para a molécula anortítica (centro ~80, bordo ~60, matriz ~45) poderá estar a retratar três etapas distintas da evolução magmática:
- uma primeira fase, a maior pressão e temperatura, com
geração das plagioclases a partir de magmas mais ricos em Ca (líquidos menos diferenciados, com maiores valores de MgO) de modo a atingir-se o equilíbrio químico mineral-líquido;
- uma segunda fase, em que o líquido magmático continua a diferenciar, com formação de magmas mais siliciosos e cujo desenvolvimento dos cristais de plagioclase vai sendo acompanhado com a diminuição do respectivo conteúdo da molécula anortítica (e a uma temperatura mais baixa);
- uma terceira fase, com uma rápida diferenciação
magmática, indiciada pelo hiato da percentagem de An existente entre os bordos dos microfenocristais e as plagioclases da matriz. A ausência de equilíbrio químico entre este mineral e o líquido poderá resultar, igualmente, de um fenómeno de agregação de outras fracções magmáticas mais diferenciadas da mesma série.
Assim, é provável que os líquidos que originaram estes lapilli de Deception estejam a retratar a fase final de diferenciação numa câmara magmática, com uma ascensão rápida na crusta e não
muito longe da sua superfície. O elevado conteúdo em voláteis destes magmas, posto em evidência pela percentagem de área ocupada pelas vesículas nestas amostras, poderá ter contribuído para a rápida migração destes magmas para a superfície.
Uma outra característica frequentemente referida na literatura, e que está presente nas amostras de Deception, diz respeito ao elevado valor de An das plagioclases de lavas calco-alcalinas associadas aos arcos vulcânicos (Danyushevsky et al.,
1997; Hamada et al., 2014). Vários são os parâmetros que podem influenciar o conteúdo de An na plagioclase, destacando-se as razões Ca/Na e Al/Si do magma, pressões e temperaturas de cristalização e conteúdo magmático de H2O (e.g. Sisson e Grove, 1993). Nos ambientes geotectónicos de arcos vulcânicos o papel deste volátil é preponderante devido à sua abundância (cujas concentrações pré-eruptivas nos magmas podem atingir os 7,5 % (e.g. Grove et al., 2012)) como resultado da desidratação das placas subductadas e subsequente enriquecimento da região
mantélica suprajacente (a fonte dos magmas calco-alcalinos). Sisson e Grove (1993) mostraram experimentalmente que as razões Ca/Na na plagioclase dependem linearmente do conteúdo de H2O do magma coexistente. Os seus resultados demonstraram que numa situação de equilíbrio mineral-líquido, o coeficiente de partição KD(Ca-Na)plag-liq a pressões < 1 GPa num magma anidro é 1. Os mesmos autores determinaram igualmente que os coeficientes de partição aumentam com o conteúdo de água no
magma: KD~1,7 para 2 % H2O, KD~3.4 para 4 % H2O, e KD~5,5 para 6 % H2O (Fig.10). As razões de Ca/Na para os núcleos das plagioclases de Deception variam entre 7,8 e 9,3, o que de acordo com os modelos vigentes reflectem um valor elevado de H2O
Química mineral dos lapilli de Deception 19
para os magmas, cerca de 5 % (apesar de não se poder eliminar uma fonte mantélica possuidora de elevada razão Ca/Na) (Fig. 10). No entanto, é preciso notar que este valor corresponderá ao
máximo teórico possível, uma vez que é provável que o líquido magmático coexistente com os núcleos da plagioclase também apresente uma maior razão Ca/Na, comparativamente aos valores da matriz das amostras de Deception. Verifica-se ainda que o valor máximo teórico estimado para H2O dos líquidos em equilíbrio com os bordos da plagioclase é mais baixo (~2 %) e, quando considerando as plagioclases da matriz, os dados apontam para a necessidade de se considerar magmas anidros.
Tendo em conta a alta vesicularidade observada nos lapilli de Deception, será legítimo concluir que o magma exsolveu os voláteis à medida que foi descomprimindo durante a sua ascensão na crusta. O progressivo aumento do volume ocupado pelas vesículas terá aumentado a velocidade de ascensão magmática e originado o carácter explosivo à superfície.
Ca/
Na
pla
g.
Ca/Na liq.
0 2 40
5
10
15
20
6
Fig. 10. Razões molares Ca/Na no líquido versus Ca/Na na plagioclase sobrepostas às
linhas do modelo desenvolvido por Sisson and Grove (1993). Simbologia: quadrado s-
centros dos microfenocristais; triângulos - bordos dos microfenocristais; círculos -
matriz.
Fig. 10. Ca/Na in liquid versus the Ca/Na molar ratios in plagioclase crystals
superimposed on the modelled lines of Sisson and Grove (1993). Symbology: squares -
As augites são, tal como as plagioclases, minerais ubíquos nas lavas geradas nos arcos vulcânicos e, normalmente, em termos modais, ocupam o segundo lugar logo a seguir à plagioclase (e.g. Winter, 2001); as rochas piroclásticas de Deception não são excepção e as respectivas análises químicas indicam, igualmente, uma limitada variabilidade composicional, que se traduz por intervalos restritos nos valores percentuais de Wo-En-Fs no respectivo sistema ternário. Nos andesitos
orogénicos a percentagem molar de Fs raramente ultrapassa os 25 % (amostras de Deception, deste trabalho, com 18 % de Fs máximo), mesmo nos termos mais diferenciados, contrariamente ao que acontece nas séries alcalinas e toleíticas (e.g. Gill, 1981). Esta limitação no enriquecimento de Fe, quer nos líquidos, quer nas piroxenas, pode ser o resultado das elevadas razões Fe2O3/FeO e a fraccionação conjunta da magnetite ou anfíbola (ou ambas) com a augite. No caso das rochas de Deception, e de acordo com os dados publicados, não há referência à existência
de anfíbola e também não foi identificada no presente estudo. A ausência deste mineral em Deception pode indiciar que os altos valores de PH2O necessários para a cristalização da anfíbola (e.g. Corsaro et al., 2007) não foram atingidos, como resultado da exsolução dos voláteis durante a diferenciação magmática. Nestas condições, e na eventualidade da anfíbola ter sido fraccionada a maiores profundidades, ela terá sido reabsorvida na
totalidade (Krawczynski et al., 2012), ou nunca terá tido condições para cristalizar. Relativamente ao papel da magnetite, ele será discutido mais à frente.
No que respeita ao ambiente geotectónico, a relação entre o Ti e o Ca+Na das piroxenas tem sido utilizada (Leterrier et al., 1982) para discriminação entre as séries alcalinas e subalcalinas, verificando-se que os dados para as piroxenas dos lapilli de Deception conferem aos respectivos magmas um carácter não alcalino, suportando os dados de rocha total obtidos. O carácter calco-alcalino é evidenciado pela relação entre o Ca+Na e o Ti (Fig. 11), sendo as piroxenas de Deception associadas a
ambientes de subducção.
0,00
0,05
0,10
0,15
0,5 0,7 0,9 1,1
Ca+
Na
Ti
toleíticas e
calco alcalina
alcalina
0,000
0,010
0,020
0,030
0,040
0,050
0,000 0,100 0,200 0,300 0,400
Ti
AlT
toleítica
calco alcalina
Fig. 11. Composição das piroxenas dos lapilli de Deception nos diagramas
discriminantes de Leterrier et al. (1982), sugerindo a sua associação à série magmática
calco-alcalina. Valores em a.p.f.u.
Fig. 11. Clinopyroxene analyses from Deception tephras plotted on the clinopyroxene
composition discrimination diagrams of Leterrier et al. (1982), suggesting their
association to the calc-alkaline magmatic series (a.p.f.u. values).
Por outro lado, os valores sempre baixos do sódio na clinopiroxena podem estar relacionados com os elevados graus de fusão do manto sub-oceânico associados aos arcos vulcânicos, uma vez que os elementos incompatíveis nos magmas tendem a ficar diluídos (apresentando menores concentrações) com o aumento do grau de fusão.
Os dados de rocha total (Ferreira et al., 2014) indicam que o Fe e Ti aumentam com a diferenciação (estabelecendo um boa correlação negativa com o Mg# do líquido) até valores de Mg# = 43 (para uma variação global entre 41 e 53, considerando todas as amostras estudadas); o decréscimo acentuado nas concentrações destes dois elementos, já na fase final da diferenciação, é o resultado da fraccionação da titanomagnetite (que somente ocorre na matriz) indicando, deste modo, que esta
fase mineral foi a última a ser gerada nos líquidos percursores dos lapilli de Deception.
20 Ferreira et al. / Comunicações Geológicas (2015) 102, Especial I, 11-22
É actualmente aceite que as variações na composição química das titanomagnetites ocorrem como resultado de variações na composição do magma, temperatura, pressão e fugacidade do
oxigénio (e.g. Ghiorso e Sack, 1991), mas também podem ser controladas pela variação no gradiente de arrefecimento (e.g. Mollo et al., 2013). Contudo, a maioria dos dados experimentais indicam que o conteúdo em ulvoespinela não varia significativamente com a pressão, confirmando que é a T e a ƒO2 que controlam a quantidade de Ti na magnetite (Ghiorso e Sack, 1991).
A inexistência conjunta de magnetites e ilmenites na mesma
amostra impediu a utilização da composição química destas fases minerais como geotermómetros e a estimativa das condições de ƒO2 no magma, sendo este último parâmetro considerado como um dos mais importantes factores que controlam a fraccionação da titanomagnetite (Thy e Lofgren, 1994). Vários estudos experimentais (e.g. Juster e Grove, 1989) mostraram que o aumento da ƒO2 incrementa a temperatura de cristalização dos óxidos de Fe-Ti, estabilizando estes minerais numa fase precoce
de evolução magmática. As concentrações em Al, Mg e Ti para as titanomagneties de
Deception são típicas das séries subalcalinas e são principalmente controladas pelas características dos magmas de onde se geraram: nos basaltos subalcalinos, as concentrações de Al e Mg são maiores e as de Ti menores comparativamente às suas concentrações nos basaltos alcalinos (e.g. Winter 2001). A diferenciação magmática gerou titanomagnetites com progressivo
aumento no conteúdo em ulvoespinela que poderá indicar condições de alta ƒO2 (e.g. Haggerty, 1976). No entanto, o debate permanece acerca do modo como se obtém essas altas condições de ƒO2 associados às zonas de subducção, havendo indícios de que o papel da água poderá ser importante na estabilização destes óxidos a mais altas temperaturas (e.g. Sisson e Grove, 1993). O facto de a titanomagnetite só existir como mineral da matriz e ter sido a última fase a cristalizar não está de acordo com estas condições. Isto significa que uma fracção magmática, que
originou os lapilli de Deception, terá sido segregada e separada, já tardiamente, do magma em processo de diferenciação, por exemplo, através da sua migração para o topo da câmara magmática, rica em voláteis (parte deles, já exsolvidos), e que de um modo rápido teria ascendido na crusta. É preciso notar que a geoquímica da rocha total destes piroclastos permite unicamente avaliar as etapas finais de diferenciação magmática (tendo em conta os valores de Mg# obtidos), não havendo qualquer
indicação das fases minerais fraccionadas a partir dos respectivos magmas primários.
Dado o carácter piroclástico das rochas sob estudo interessa, também, averiguar a influência que o gradiente de arrefecimento possa ter tido no controlo da composição das titanomagnetites, que pode ser muito significativo (e.g. Mollo et al., 2013). Este controlo pode ser avaliado pelas relações entre os elementos Ti, Mg e Al. Os dados obtidos para as titanomagnetites de Deception
mostram que a diminuição de Ti é compensada por um incremento das concentrações de MgO e Al2O3; esta variação composicional foi observada em outras rochas vulcânicas e foi interpretada como resultado do arrefecimento rápido dos cristais (Zhou et al., 2000; Mollo et al., 2011), o que está de acordo com os dados petrográficos (todas as titanomagnetites analisadas pertencem à matriz, que tem grão muito fino) e tipo de vulcanismo (explosivo) que gerou os lapilli de Deception. No
entanto, parte desta variação envolvendo estes três elementos nas titanomagnetites de Deception (em que o Ti aumenta com a diferenciação) também pode ter o efeito da diminuição da Pressão, uma vez que dados experimentais indicam maiores
valores de Al+Mg e menores de Ti nas titanomagnetites cristalizadas a maiores pressões (e.g. Barnes e Roeder 2001).
Relativamente aos dados termobarométricos, refira-se que os
valores obtidos para as pressões de equilíbrio dos principais silicatos presentes nas rochas em análise permitem deduzir que os cristais das rochas mais primitivas iniciaram a sua cristalização nos magmas partir de cerca de 12 km de profundidade e 1180 ºC. Os microfenocristais encontrados nestas rochas podem indicar um breve estado de estagnação intermédio, correspondente às condições de P e T obtidas para os minerais das rochas mais evoluídas os quais indicam cristalização a partir dos 6 km e 1096
ºC. Os dados obtidos indicam ainda cristalização de clinopiroxena e olivina até próximo da superfície para todo o conjunto de amostras analisado e uma rápida ascensão do magma sem evolução muito significativa.
Os dados da química mineral apresentados neste trabalho permitem contribuir para o conhecimento sobre o magmatismo Quaternário da ilha Deception, que tem sido estudado, principalmente, através da geoquímica de rocha total. Do ponto
de vista petrológico, a química mineral suporta as conclusões retiradas com base nos elementos maiores, traço e razões isotópicas que, conjuntamente, invocam a geração destes magmas em fontes mantélicas possuidoras de características químicas normalmente associadas às zonas de subducção. Por outro lado, sustenta a importância da cristalização fraccionada de olivina, piroxena, plagioclase e titanomagnetite durante o processo de diferenciação magmática. Tendo em conta que a subducção da
Placa Phoenix sob a placa Antárctica foi interrompida há cerca de 4 Ma atrás, constata-se que este tempo geológico decorrido não foi suficiente para modificar a assinatura geoquímica típica dos arcos vulcânicos activos, no magmatismo recente da ilha Deception. Na geração das bacias tipo “back-arc” de Okinawa e Lau, são encontradas características geoquímicas e de dinâmica de evolução do manto idênticas (Auzend et al., 1990) que, tal como a bacia de Bransfield, constituem bacias marginais recentes e em que o magmatismo associado apresenta forte influência dos
respectivos efeitos químicos, normalmente associados aos processos de subducção. Por outro lado, a bacia marginal de North-Fiji, cujo processo de oceanização é mais antigo (~8 Ma), tem associado a geração de rochas lávicas que são praticamente indistintas dos MORB-N associadas às cristas médias oceânicas (Auzend et al., 1990).
A caracterização da química mineral dos piroclastos da ilha Deception poderá igualmente contribuir para os estudos das
alterações climáticas realizados na região da Península Antárctica, que é presentemente considerada como uma das regiões, à escala do planeta, com maiores efeitos resultantes das alterações climáticas (e.g. Mayewski et al., 2009). A reconstrução temporal dos eventos associados às alterações climáticas durante o período Holocénico, em grande parte realizados por estudos de testemunhos de sondagens nos glaciares, apresenta, por vezes, erros significativos nas
respectivas datações. Níveis constituídos por partículas piroclásticas (geradas nas erupções explosivas recentes) no interior dos glaciares têm sido utilizados para diminuir esse erro associado às datações, constituindo assim bons marcadores temporais (Palas et al., 2001). Nos últimos anos, estudos envolvendo a geoquímica das rochas piroclásticas (baseada nos dados analíticos obtidos para a rocha total) produzidos nos diferentes centros vulcânicos eruptivos da região, têm, em parte,
sido utilizados para correlacionar os níveis piroclásticos, encontrados nos glaciares, com as erupções recentes ocorridas na área. No entanto, devido à sobreposição das características geoquímicas dos distintos centros vulcânicos activos, essas correlações, por vezes, não são possíveis de se obter. A
Química mineral dos lapilli de Deception 21
composição química dos minerais das rochas piroclásticas Holocénicas, poderá ser mais uma característica a ter em conta, para além da química da rocha total, de modo a diminuir a
incerteza nas correlações estabelecidas e, ao mesmo tempo, aumentar o grau de confiança nas datações das sondagens do gelo, obtidas na região da Península Antárctica.
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