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UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
DEPARTAMENTO DE GEOFISÍCA
PALEOINTENSIDADE DO CAMPO MAGNÉTICO
TERRESTRE NO PROTEROZÓICO
KLAYDSON REINALDO CELINO
Orientador: Prof. Dr. RICARDO IVAN FERREIRA DA TRINDADE
SÃO PAULO, MARÇO DE 2007
Dissertação de mestrado apresentada ao
Departamento de Geofísica do Instituto
de Astronomia, Geofísica e Ciências
Atmosféricas da Universidade de São
Paulo como requisito parcial à titulação
de MESTRE em CIÊNCIAS.
Área de concentração: Geofísica.
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Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
i
Aos meus pais.
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Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
ii
AGRADECIMENTOS
Agradeço a FAPESP (05/52392-3) pelo suporte financeiro, sem o qual este
trabalho não se realizaria.
Agradeço em especial ao Prof. Ricardo I.F. Trindade pela acolhida em São Paulo,
pela orientação dedicada e cuidadosa, e por me incentivar a desbravar novos horizontes
acadêmicos ao longo deste ano e meio de Mestrado.
O grande volume de trabalho experimental e o desenvolvimento instrumental
necessário às medidas de paleointensidade não teriam sido efetuados sem a colaboração
dos colegas do Laboratório de Paleomagnetismo do IAG/USP Elder Yokoyama, Edgard
L. Catelani, Gelvam Hartmann e Daniele Brandt São Bernardo. Daniele também
participou ativamente na etapa final de revisão do texto.
As coleções de Colider e Nova Floresta foram cedidas por Franklin Bispo dos
Santos, Manoel S. D’Agrella-Filho e Eric Tohver, a quem agradeço pelas valiosas
discussões e pela disponibilidade dos dados paleomagnéticos e geocronológicos que
embasaram os respectivos capítulos dessa Dissertação.
Aos professores do Departamento de Geofísica do IAG/USP, agradeço pelas
contribuições significativas à minha formação acadêmica.
As medidas de histerese foram efetuadas gentilmente pelos colegas da
Universidade Autônoma do México (UNAM) Avto Goguitchaichvili e Juan Morales.
Agradeço também ao pessoal do apoio técnico, Airton, Jefferson, Cacilda e
Helder, prontamente disponíveis a ajudar.
Aos amigos de longa data, Carlos Barboza, Josenildo Firmino, Luiz Pinheiro,
Rodrigo Holanda e Sandro Gomes sou grato pelo companheirismo durante toda a minha
vida acadêmica.
Last but not least, agradeço o apoio e incentivo da minha amada família: meu pai
Robson Celino, minha mãe Marcleide de Fátima, meu irmão Hudson Celino e a minha
namorada Patrícia Gonçalves, cuja compreensão e amor foram essenciais para a
conclusão de mais esta importante etapa de minha vida.
Agradeço a Deus, por tornar todas as coisas possíveis.
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
iii
RESUMO
A idade de formação do núcleo interno sólido é ainda motivo de controvérsias. As
estimativas, baseadas em modelos geoquímicos ou termodinâmicos, variam desde o
Arqueano até o início do Cambriano. Os dados de paleointensidade poderiam servir como
evidência experimental para este processo, uma vez que a estratificação do núcleo interno
resultaria no início da convecção composicional. No entanto, a atual base de dados de
paleointensidade absoluta para o Arqueano e o Precambriano é ainda bastante limitada,
apresentando menos de 50 determinações entre 3,50 e 0,50 Ga.
Nesta Dissertação experimentos de paleointensidade absoluta foram conduzidos em
amostras de duas unidades aflorantes no cráton Amazônico: a suíte Colider (1,80 Ga) e a
formação Nova Floresta (1,20 Ga). As duas unidades são caracterizadas por componentes
magnéticas estáveis, reveladas após desmagnetização AF e térmica. No entanto, as
amostras da suíte Colider apresentaram forte alteração magnetomineralógica durante os
ciclos de aquecimento, de modo que as 30 amostras submetidas ao protocolo de duplo
aquecimento tipo Thellier não forneceram resultados satisfatórios. A formação Nova
Floresta apresentou curvas termomagnéticas reversíveis, sendo a magnetita com estrutura
de domínio multidomínio a domínio simples o principal portador magnético. Nessas
amostras, os experimentos de duplo aquecimento tipo Thellier foram combinados com
desmagnetização a baixas temperaturas. Esse protocolo de medidas permitiu recuperar o
campo antigo com sucesso em 25% das amostras. Os valores de paleocampo para os gabros
de Nova Floresta variam entre 2,44 e 7,23 µT (média de 5,02 ± 1,45 µT); a única estimativa
de sucesso obtida nos basaltos forneceu um paleocampo mais alto de 18,32 µT. Esses
resultados correspondem a um VDM médio de 1,47 ± 0,92 x10
22
Am
2
, aumentando o
número de valores de campo baixo que dominam a base de dados do Precambriano. As
estimativas sugerem uma evolução gradativa do campo magnético terrestre, corroborando
os modelos termodinâmicos mais recentes, e exemplificam a necessidade de abordagens
alternativas no estudo de rochas antigas.
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
iv
ABSTRACT
The age of solid inner core growth is still a matter of debate, with estimates varying
from the Archean up to the beginning of Cambrian times. Experimental evidence for this
process may be derived from the evolution of the Earth’s field paleointensity, since the
onset of solid inner core induces compositional convection and tend to stabilize the
geodynamo. Yet, paleointensity data for the Archean and the Precambrian are still very
scarce, with less than 50 determinations between 3.50 and 0.50 Ga.
In this work we have conducted double-heating Thellier paleointensity experiments
on two mafic volcanic and intrusive units from the Amazon craton with ages of 1.80 Ga
(Colider suite) and 1.20 Ga (Nova Floresta formation). Both units have shown very stable
magnetic components after AF and thermal demagnetization. Magnetic mineralogy for the
Paleoproterozoic Colider suite reveals strong magneto-mineralogical changes during
heating thus hindering successful paleointensity estimates. The Mesoproterozoic Nova
Floresta samples do not shown significant alteration during heating; magnetic carriers being
magnetite in single to multi-domain states. Addition of low-temperature demagnetization to
the Thellier protocol in Nova Floresta samples, reducing the effect of multi-domain grains,
allowed the recovery of the ancient field for 25% of the samples. Paleointensity values for
Nova Floresta gabbros vary between 2.44 and 7.23 µT (average of 5.02 ± 1.45 µT); the
only estimate for basalts give a higher paleointensity of 18.32 µT. These results correspond
to a mean virtual dipole moment (VDM) of 1.47 ± 0.92 x10
22
Am
2
, thus increasing the low
field estimates for the Precambrian. Our results reinforce the idea of a gradual increase in
Earth’s field intensity in agreement with recent thermodynamic models. It also exemplifies
the need for alternative methods to estimate the paleointensity of ancient rocks.
Introdução
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
v
Introdução
Magnus magnes ipse est globus terrestris. Vem do célebre De Magnete (1600), de
William Gilbert, a idéia de que a Terra se comporta como um grande imã e que o seu
campo magnético é de origem interna. Atualmente, o modelo que melhor explica o
campo magnético terrestre (CMT) é o modelo de geodínamo (Larmor, 1919a, 1919b;
Elsasser, 1946a, 1946b, 1947; Bullard, 1949a, 1949b). As equações que governam o
fluxo no núcleo externo líquido e a geração do campo magnético formam um complexo
grupo de equações diferenciais parciais não lineares inter-relacionadas, cujas soluções
simultâneas são extremamente difíceis de serem obtidas. No entanto, para algumas
situações especiais consegue-se obter soluções para tais equações. Um desses casos
consiste em assumir um campo de velocidades para o fluxo no núcleo externo e então
resolver as equações eletromagnéticas de grupo para se observar que tipo de campo
magnético ele poderia gerar. Esse modelo permite mostrar que um núcleo externo
realizando movimentos de convecção pode atuar como um dínamo que apresenta
reversões intermitentes de polaridade (e.g. Glatzmaier e Roberts, 1995a, 1995b). Mas o
porquê de tais reversões é ainda tema de debates (ver Jacobs, 1994). Elas podem ocorrer,
por exemplo, devido ao caráter randômico da convecção do fluido condutor e ao
acoplamento não linear entre esta convecção e o campo magnético (Merril et al., 1998).
O acoplamento eletromagnético entre os núcleos interno e externo aparece devido ao
caráter condutor do núcleo interno. Esse deve ser o acoplamento mais importante entre as
duas camadas do núcleo, uma vez que o forte contraste de viscosidade entre elas resulta
num acoplamento viscoso fraco. De fato, a existência de um acoplamento
eletromagnético entre os núcleos significa que o núcleo interno sólido tem um efeito
estabilizante no geodínamo (Gubbins, 1999).
A evolução do núcleo terrestre, do manto e do campo magnético são fenômenos
intrinsecamente relacionados (ver Merril et al., 1998). Estudos paleomagnéticos indicam
que a Terra possui um campo magnético desde o Arqueano (McElhinny & Evans, 1968;
Hale & Dunlop, 1984). No entanto, a idade de formação do núcleo interno sólido é ainda
controversa. Modelos geoquímicos indicam uma formação precoce do núcleo interno
Introdução
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
vi
(Brandon et al., 2003). Por outro lado, modelos termodinâmicos sugerem uma
cristalização tardia, entre 1,7 Ga e 0,5 Ga a depender da concentração de elementos
radioativos no núcleo (Labrosse et al., 1997, 2001; Labrosse, 2003). Se o início do
processo de formação for associado ao início de uma convecção composicional, gerada
pelas diferenças de densidade decorrentes da cristalização do núcleo (Stevenson et al.,
1983), então a formação do núcleo interno pode ser detectada por uma evolução na
intensidade do campo. No entanto, a atual base de dados de paleointensidade absoluta
para idades anteriores a 500 Ma é ainda bastante limitada, impedindo qualquer tentativa
de associar a estratificação do núcleo terrestre com a evolução do geodínamo. A principal
razão para a escassez de resultados é simplesmente a falta de alvos precambrianos que
preencham os requisitos impostos pelos protocolos de duplo aquecimento tipo Thellier
(Thellier & Thellier, 1959). Somente amostras com portadores magnéticos com estrutura
de domínio tipo monodomínio (SD) são favoráveis às análises, uma vez que estes
obedecem às leis empíricas de Thellier (Thellier & Thellier, 1959). Além disso, as
amostras não devem sofrer alterações importantes na mineralogia magnética durante as
várias horas de aquecimento desse protocolo experimental. Trabalhos recentes têm
tentado eliminar esses efeitos utilizando técnicas alternativas, como desmagnetizações
por microondas (e.g., Halls et al., 2004) e análises tipo Thellier em monocristais de
plagioclásio (e.g., Smirnov et al., 2003). Mas a sua aplicação requer instrumentação
específica disponível em poucos laboratórios. Outras formas de pré-tratamento em
análises tipo Thellier são também interessantes para aplicação em rochas antigas. Um
exemplo disso é a técnica de isolar componentes de magnetização de alta coercividade
(associadas a grãos SD) através de desmagnetizações a baixas temperaturas (LTD). As
vantagens de se combinar o tratamento LTD aos protocolos de duplo aquecimento tipo
Thellier foram observadas há vários anos por Schmidt (1993), mas esta técnica
permanece até hoje quase inexplorada.
O objetivo principal desta dissertação é ampliar o conjunto de dados existente e
melhor definir a variação de longo período do campo magnético terrestre para o
Precambriano. Os alvos investigados consistem de unidades que afloram no cráton
Amazônico: as vulcânicas máficas e ácidas da suíte Colider, com idades entre 1,80 Ga e
1,77 Ga, e as vulcânicas e intrusivas máficas de Nova Floresta, com idades em torno de
Introdução
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
vii
1,20 Ga. As amostras da suíte Colider foram estudadas em cooperação com F. B. dos
Santos e M. S. D’Agrella-Filho, enquanto as rochas de Nova Floresta foram investigadas
em colaboração com E. Tohver, todos do IAG/USP. As unidades selecionadas
apresentam dados paleomagnéticos, demonstrando forte estabilidade magnética durante o
tratamento de rotina, bem como idades radiométricas bem definidas.
Esta Dissertação representa o primeiro estudo de paleointensidade absoluta por
um grupo de pesquisa brasileiro, sendo parte de um esforço integrado para a implantação
dessa metodologia no Laboratório de Paleomagnetismo do IAG/USP. No texto são
apresentados aspectos que vão desde a instrumentação laboratorial até o tratamento e a
discussão dos resultados obtidos. O Capítulo 1 trata do campo magnético precambriano e
dos possíveis efeitos associados ao crescimento do núcleo interno. Nos Capítulos 2 e 3,
apresentam-se a metodologia utilizada, seus princípios teóricos, o protocolo experimental
e o desenvolvimento instrumental efetuado durante o Mestrado. O Capítulo 4 aborda a
geologia, os dados paleomagnéticos, a mineralogia magnética e os ensaios de
paleointensidade efetuados na coleção Colider. O Capítulo 5 trata da coleção Nova
Floresta. O Capítulo 6 discute os resultados de Nova Floresta e as suas implicações para a
evolução do campo paleomagnético e os eventuais processos de diferenciação do núcleo
terrestre. Parte destes dados e da discussão foi apresentada em um artigo completo,
submetido à Geophysical Research Letters (Anexo 1).
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
viii
ÍNDICE
Capítulo 1 - O campo magnético no Precambriano 1
1.1. Introdução 1
1.2. Bases de dados de paleointensidades 2
Capítulo 2 – Aspectos teóricos e procedimento experimental 11
2.1. Introdução 11
2.2. Aspectos teóricos 12
2.2.1. Rotações coerentes e a teoria da relaxação térmica 12
2.2.2. Magnetização termoremanescente em rochas 17
2.3. Aplicação ao cálculo de paleointensidades 18
2.4. Técnicas de duplo aquecimento 20
2.5 Estatística e critérios de seleção dos resultados 22
2.5.1. Estatística e representação dos dados 22
2.5.2. Critérios de qualidade 25
2.5.3. Cálculo de médias e momento de dipolo virtual (VDM) 27
Capítulo 3 - Desenvolvimento analítico 30
3.1. Introdução 30
3.2. Instrumentação 30
3.3. Teste do protocolo de medidas 35
Capítulo 4 - A coleção Colider (1,80 Ga) 37
4.1. Geologia e geocronologia 37
4.2. Paleomagnetismo 38
4.3. Mineralogia magnética 39
4.4. Paleointensidade 43
Capítulo 5 - A coleção Nova Floresta (1,20 Ga) 47
5.1. Geologia e geocronologia 47
5.2. Paleomagnetismo 47
5.3. Mineralogia magnética 49
5.4. Desmagnetizações a baixas temperaturas (LTD) 53
5.5. Paleointensidades 57
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
ix
Capítulo 6 – Discussão 63
6.1. Introdução 63
6.2. VDMs para Nova Floresta e a geometria do campo 63
6.3. Implicações para a evolução do CMT 67
Capítulo 7 – Conclusões 70
Referências Bibliográficas 72
Anexo 1 86
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
1
Capítulo 1 - O campo magnético no Precambriano
1.1. Introdução
Rochas vulcânicas arqueanas do Canadá e da Austrália guardam os registros
magnéticos mais antigos do planeta. Elas indicam que o campo magnético terrestre já
existia há cerca de 3,50 Ga (McElhinny & Evans, 1968; Hale & Dunlop, 1984). É
razoável pensar que nesta época da história do planeta o CMT era mantido por um
sistema de dínamo associado aos movimentos de convecção do fluido condutor presente
no núcleo, cuja composição é essencialmente ferro e alguns elementos alcalinos (Moffat,
1978; Parker, 1979). Embora o dínamo terrestre já estivesse ativo desde o Arqueano, não
se sabe ainda se a sua parte sólida (núcleo interno) já havia se formado nessa época. O
surgimento do núcleo interno sólido poderia influenciar o funcionamento do geodínamo
por diversos tipos de processos. Um dos mais importantes seria a passagem de uma
convecção puramente térmica para uma convecção térmica e composicional, provocada
pela modificação das fontes de energia disponíveis para o dínamo terrestre (Verhoogen,
1961; Braginsky, 1964). Durante a cristalização, os elementos alcalinos não são
incorporados ao núcleo sólido. Por conseguinte, o fluido próximo do núcleo interno
primitivo torna-se enriquecido nesses elementos e, portanto menos denso que a periferia
do núcleo. Essas diferenças de densidade geram uma convecção dita composicional, que
por muito tempo foi tida como o principal motor do dínamo terrestre (e.g. Roberts &
Gubbins, 1987).
A maior parte dos modelos teóricos admite que o campo magnético terrestre é
gerado de forma primária na parte exterior de um cilindro imaginário, tangente ao núcleo
interno e paralelo ao eixo de rotação da Terra. O volume disponível para convecção fora
desse cilindro diminui à medida que o núcleo interno cresce. Caso o núcleo interno
continue a crescer indefinidamente o geodínamo pára (Jault, 1996). Como o tempo de
difusão no interior do núcleo interno sólido é muito maior (superior a 1000 anos) do que
na parte líquida, a formação do núcleo interno poderia ter um efeito estabilizador no
campo magnético terrestre, alterando os processos de inversão de polaridade (Gubbins,
1999).
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
2
Apesar das incertezas advindas dos modelos teóricos, parece razoável admitir que
a formação do núcleo interno primitivo pode ser detectada por uma evolução na
intensidade do campo (Stevenson et al., 1983), caso o início do processo de formação
seja associado ao início da convecção composicional. Uma outra possibilidade seria
identificar um número maior de excursões em idades que antecedem a formação do
núcleo interno bem como grandes variações paleoseculares (Hollerbach & Jones, 1993).
Uma primeira tentativa de análise do CMT no Precambriano a partir dos dados de
paleointensidade parecia indicar um aumento abrupto na intensidade do campo há 2,70
Ga (Hale, 1987a). Notou-se uma semelhança entre a evolução observada e as predições
provenientes dos modelos térmicos da época. Contudo, os dados utilizados são muito
dispersos e a maioria não satisfaz muitos dos critérios de qualidade atuais, uma vez que
foram obtidos através de métodos que não permitem a detecção de eventuais alterações
mineralógicas causadas pelos sucessivos aquecimentos do protocolo de Thellier. Mesmo
com o surgimento de vários resultados de boa qualidade nos últimos anos, ainda há uma
grande escassez de dados de paleointensidade para o Precambriano, e isso impede
qualquer tentativa de investigação que associe a estratificação do núcleo terrestre com a
evolução do geodínamo.
1.2. Bases de dados de paleointensidades
As bases de dados permitem acessar facilmente um número de dados crescente,
considerando a qualidade das medidas e sua distribuição temporal e espacial. Em
paleomagnetismo, as diversas bases de dados mantidas atualmente (direções,
arqueomagnetismo, paleointensidades) permitem uma melhor compreensão do
comportamento global do campo magnético terrestre.
A primeira compilação de dados de paleointensidades a partir de rochas
vulcânicas foi realizada por Tanaka e Kono (1994). Esta compilação contém um total de
1123 resultados relacionados a 83 referências publicadas até o final de 1991. Em 1995 a
responsabilidade de manter e atualizar a base foi transferida a M. Perrin (Univ.
Montpellier III). Em 1997, essa pesquisadora, com a colaboração de V. Shcherbakov,
apresentou uma síntese que incluía uma série de dados até então pouco acessíveis
provenientes da Rússia (Perrin & Shcherbakov, 1997). Em 2003 foi publicada uma nova
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
3
versão do banco de dados com 3128 estimativas associadas a 215 referências (Perrin &
Schnepp, 2004). Esse trabalho tratou principalmente do acesso às informações e da
distribuição dos conjuntos de dados disponíveis. Desde então essa base de dados é
referida como PINT 03.
Recentemente Dunlop e Yu (2004) compilaram os dados do Precambriano e
Arqueano. Eles identificaram 24 determinações de paleointensidade em rochas com
idades entre 0,81 e 3,47 Ga, e os subdividiram em três categorias hierárquicas de
confiabilidade. A primeira categoria contém dados obtidos a partir de rochas que
resfriaram rapidamente, usualmente com testes de contato positivos demonstrando o
caráter primário da magnetização remanescente natural (NRM). As estimativas
apresentam monitoramento de eventuais alterações através de “pTRM checks” (Coe,
1967) e foram obtidas com 10 ou mais determinações. Apenas seis resultados estão nessa
categoria “A”. Se um destes critérios é violado (as rochas resfriaram lentamente, ou os
monitoramentos de alteração não foram realizados, ou ainda se há menos de 10
determinações) os dados são classificados na categoria “B”. Dez resultados adicionais
estão nessa categoria. Se dois ou mais critérios acima não são satisfeitos, os resultados
estão na categoria “C”. Apenas oito resultados são listados nessa categoria. Apesar de
serem extremamente duvidosos eles permanecem na base de dados, principalmente em
função da escassez de dados para este período.
A Tabela 1.1 lista os dados de paleointensidade obtidos através de técnicas de
duplo aquecimento em unidades arqueanas e precambrianas. Ela apresenta os dados
conhecidos até 2003 relatados por Dunlop e Yu (2004) e os resultados adicionais obtidos
até o final do ano de 2006, resultando num total de 44 determinações consideradas de alta
qualidade.
Os dados de paleointensidade existentes para o intervalo 3500-500 Ma
concentram-se principalmente na América do Norte, distribuídos basicamente em quatro
conjuntos de idades: 1300-1000 Ma, 2200-1800 Ma, 2700-2400 Ma e em torno de 3400
Ma. Os valores de dipolo variam entre 0,54 e 18,40 x10
22
Am
2
. Um histograma dos
momentos de dipolo virtual para o Arqueano e Precambriano (Figura 1.1) mostra um
claro regime de campo baixo, com uma média de 4,30 x10
22
Am
2
e uma mediana de 2
x10
22
Am
2
. Mas note que a distribuição dos valores não é gaussiana, como no campo
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
4
mais recente (Valet, 2003). Observa-se uma distribuição assimétrica, com concentração
dos valores em campos baixos. Isso tem levado alguns autores a sugerir que pelo menos
parte das estimativas de campo baixo não é confiável (Smirnov & Tarduno, 2005). Para
intervalos mais jovens, onde mais de uma centena de valores de intensidade já foram
obtidos, o momento de dipolo médio é significativamente maior, em torno de 8,00 x10
22
Am
2
(Valet, 2003).
Tabela 1.1: Determinações de alta qualidade para a paleointensidade do Precambriano.
Formação Localização Método Idade (Ma) VDM
(x10
22
Am
2
)
Referência
Complexo Ntonya Ring Malawi, África Oriental Th. Mod. 522 ± 13 2,98 ± 0,27 McClelland & Briden, 1996
Dique Grenville Gananoque, Ontário Th. Cla. 817 ± 70 5,77 ± 1,39 Schwarz & Symons, 1969
Gabros de Cordova B Marmora, Ontário Th. Mod. 850 ± 50 1,82 ± 0,38 Yu & Dunlop, 2002
Gabros de Cordova A Marmora, Ontário Th. Mod. 1000 ± 50 3,12 ± 0,36 Yu & Dunlop, 2002
Intrusivas Keweenawan N L. Superior, Ontário Th. Cla. 1092 ± 5 11,56 ± 3,63 Pesonen & Halls, 1983
Intrusivas Keweenawan R L. Superior, Ontário Th. Cla. 1102 ± 5 10,92 ± 2,99 Pesonen & Halls, 1983
Dique Abitibi Norte de Ontário Th. Cla. 1141 ± 1 1,35 ± 0,44 Macouin et al., 2003
Gabros Tudor Madoc, Ontário Th. Cla. 1240 ± 2 4,58 ± 0,84 Yu & Dunlop, 2001
Diques Mackenzie Província Slave, Canadá Th. Cla. 1267 ± 2 1,30 ± 0,20 Macouin et al., 2006
Diques Mackenzie Província Slave, Canadá Th. Cla. 1267 ± 2 1,62 ± 0,49 Macouin et al., 2006
Diques Mackenzie Província Slave, Canadá Th. Cla. 1267 ± 2 1,80 ± 0,30 Macouin et al., 2006
Diques Mackenzie Província Slave, Canadá Th. Cla. 1267 ± 2 4,50 ± 0,90 Macouin et al., 2006
Sucessão de lavas Gardar Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 1,70 ± 0,10 Thomas & Piper, 1995
Sucessão de lavas Gardar Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 2,30 ± 0,20 Thomas & Piper, 1995
Sucessão de lavas Gardar Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 9,20 ± 0,21 Thomas & Piper, 1995
Sucessão de lavas Gardar Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 10,40 ± 0,50 Thomas & Piper, 1995
Formação Mussartût Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 8,20 ± 0,50 Thomas, 1993
Formação Ilimaussaq Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 6,90 ± 0,30 Thomas, 1993
Formação Ilimaussaq Sul da Groenlândia Th. Cla. 1350 ± 60 2,70 ± 0,20 Thomas, 1993
Sudbury IC Sudbury, Ontário Th. Cla. 1850 ± 1 3,77 ± 1,42 Schwarz & Symons, 1970
Complexo Shumikhinskii Khadarei, Sibéria Th. Mod. 1855 ± 5 5,00 ± 0,51 Shcherbakova et al., 2006
Remag. das Lavas Hamersley Oeste da Austrália Th. Cla. 2000 ± 100 2,39 ± 0,91 Sumita et al., 2001
Diques Fort Frances Noroeste de Ontário Th. Cla. 2076 ± 5 1,07 ± 0,16 Macouin et al., 2003
Enxame de diques canadenses Ontário, Canadá Micr. 2076 ± 94 4,13 ± 1,82 Halls et al., 2004
Diques Marathon L. Superior, Ontário Th. Cla. 2121 ± 14 1,03 ± 0,22 Macouin et al., 2003
Dique Biscotasing Munro Twp., Norte Ontário Th. Cla. 2150 ± 20 18,40 ± 2,70 Hale, 1985;1987a
Diques Biscotasing Cinturão Abitibe, Norte Ontário Th. Cla. 2167 ± 2 0,85 ± 0,10 Macouin et al., 2003
Diques Seneterre Cinturão Abitibe, Norte Ontário Th. Cla. 2216 ± 8 1,26 ± 0,67 Macouin et al., 2003
Diques Matachewan Canadá Th. Crist. 2446 ± 3 2,49 ± 0,42 Smirnov & Tarduno, 2005
Diques Matachewan Norte de Ontário Micr. 2446 ± 27 2,53 ± 0,93 Halls et al., 2004
Diques Burakova Karelia, Rússia Th. Crist. 2449 ± 1 8,43 ± 2,11 Smirnov et al., 2003
Diques Matachewan Munro Twp., Norte Ontário Th. Cla. 2465 ± 20 5,71 ± 0,38 Hale, 1985;1987a
Diques Matachewan Norte Ontário Th. Cla. 2465 ± 20 2,80 ± 0,87 Macouin et al., 2003
Diques Matachewan Canadá Th. Crist. 2473 ± 13 0,54 ± 0,05 Smirnov & Tarduno, 2005
Diques 8a Yellowknife Canadá Th. Cla. 2631 ± 11 6,15 ± 1,25 Yoshihara & Hamano, 2000
Formação Belingwe Zimbábue Th. Cla. 2692 ± 9 1,10 ± 0,90 Yoshihara & Hamano, 2004
Stillwater IC Montana, EUA Th. Mod. 2703 ± 50 4,10 ± 0,50 Selkin et al., 2000
Stillwater IC Montana, EUA Th. Mod. 2703 ± 50 7,20 ± 2,20 Selkin, 2003
Gabros Abitibi Munro Twp., Norte Ontário Th. Cla. 2703 ± 3 3,28 ± 1,38 Hale, 1985;1987a
Diques doleríticos Nuuk, Oeste da Groelândia Th. Cla. 2752 ± 63 1,90 ± 0,60 Morimoto et al., 1997
Komatiitos Abitibi Munro Twp., Norte Ontário Th. Cla. 2765 ± 42 3,42 ± 1,18 Hale, 1985;1987a
Komatiitos máficos Komati África do Sul Th. Cla. 3470 ± 20 2,54 ± 0,33 Hale, 1987b
Komatiitos ultramáficos Komati África do Sul Th. Cla. 3470 ± 20 4,78 ± 0,17 Hale, 1987b
Formação Barberton África do Sul Th. Cla. 3486 ± 8 1,80 ± 1,30 Yoshihara & Hamano, 2004
Onde: Th. Cla. – Protocolo clássico de Thellier (e/ou Coe, 1967); Th. Mod. – Protocolo clássico com combinações e/ou
adaptações; Th. Crist. – Thellier em monocristais de plagioclásio; Micr. – Técnica de microondas.
Considerando apenas estimativas obtidas através do protocolo clássico (Th. Cla.
na Tabela 1.1) e aquelas onde é considerado algum tipo de correção (Th. Mod. na Tabela
1.1), o número de dados diminui em 12%. Apesar de conter menos determinações, a base
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
5
ainda indica um valor predominante de momento entre 1 e 3 x10
22
Am
2
, conforme o
histograma da Figura 1.2. A média para o Precambriano a partir destes 39 resultados é de
4,39 x10
22
Am
2
, um valor semelhante ao obtido quando considerada toda a base de
dados.
Figura 1.1. Momentos de dipolo virtual para o Precambriano. O histograma indica um valor predominante
entre 1 e 3 x10
22
Am
2
.
Figura 1.2. Histograma dos VDMs obtidos através do protocolo de Thellier (clássico e com
modificações/correções). O valor médio do momento de dipolo para o Precambriano a partir destes dados é
de 4,39 x10
22
Am
2
.
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
6
Se restringirmos ainda mais nossa seleção e consideramos apenas os dados
obtidos através do protocolo clássico, o número de determinações cai para 33 e o
momento de dipolo virtual médio resultante é de 4,46 x10
22
Am
2
. Apesar de uma média
ligeiramente mais alta, os resultados ainda indicam um valor predominante de momento
em torno de 2 x10
22
Am
2
para o Precambriano (Figura 1.3). Note, entretanto, que o
comportamento é bi-modal, com um grupo de determinações entre 8 e 12 x10
22
Am
2
.
Figura 1.3. VDMs obtidos estritamente através do protocolo de Thellier. O valor médio do momento de
dipolo para o Precambriano a partir destes dados é de 4,46 x10
22
Am
2
.
A seguir apresento uma breve descrição dos resultados mais importantes do banco
de dados Arqueano-Precambriano de paleointensidades. Os dados concentram-se
principalmente em torno de 3,40 Ga, entre 2,70-2,40 Ga, entre 2,20-1,80 Ga e entre 1,30-
1,00 Ga.
Os dados mais antigos vêm das lavas Komati, do cinturão Barberton, na África do
Sul, datadas em 3470 ± 20 Ma (Lopez-Martinez et al., 1984). Os trabalhos precursores de
Hale e Dunlop (1984) e Hale (1987b) em amostras de komatiitos basálticos e
peridotíticos forneceram estimativas de paleointensidade equatorial muito baixas, em
torno de 5 µT. Estas estimativas têm VDMs correspondentes que variam entre 2,54 e 4,78
x10
22
Am
2
, valores
significativamente menores comparados àqueles para os últimos 300
milhões de anos. A TRM nas amostras analisadas foi interpretada como sendo uma
remagnetização associada a eventos metamórficos por volta de 3,50 Ga (Hale, 1987b).
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
7
Além disso, a falta de etapas de monitoramento de alterações mineralógicas durante o
protocolo de paleointensidade torna esses dados pouco confiáveis. Recentemente,
resultados obtidos para as formações Belingwe, no Zimbábue e para a formação
Barberton, na África do Sul, indicam também momentos de dipolo baixos, em torno de
1,00 x10
22
Am
2
. Além de obterem dados direcionais para Barberton consistentes com
trabalhos anteriores, Yoshihara e Hamano (2004) definiram testes de dobra positivos a
partir da magnetização característica das amostras Belingwe. Considerando o baixo grau
de metamorfismo das áreas amostradas, os autores argumentam que é difícil considerar o
intervalo da magnetização característica como sendo fruto de remagnetizações térmicas
adquiridas durante o metamorfismo como sugerido por Hale (1987b). No entanto, é
provável que grandes frações da magnetização característica analisada sejam
“sobreviventes” da magnetização remanescente termoquímica (TCRM) primária
(Yoshihara & Hamano, 2004). Uma interpretação mais cautelosa desses resultados
antigos seria considerá-los como valores mínimos para o campo terrestre da época.
As estimativas de paleointensidade para as unidades paleoproterozóicas
canadenses, obtidas por Hale (1987a), foram interpretadas como consistentes com um
súbito aumento na intensidade do campo entre 2,70 e 2,10 Ga. Através deles, sugeriu-se
que deveria haver uma relação entre o início da estratificação do núcleo terrestre e o
limite Arqueano-Proterozóico. Outros estudos no Arqueano superior parecem ser
consistentes com o cenário de evolução abrupta da intensidade do campo paleomagnético
(Morimoto et al., 1997; Yoshihara & Hamano, 2000; Selkin et al., 2000). Momentos de
dipolo virtual obtidos por Morimoto et al. (1997) e Selkin et al. (2000) indicam
intensidades de campo baixo. Em contrapartida, os diques 8a Yellowknife, com idades
U/Pb em torno de 2,60 Ga, fornecem estimativas de intensidade relativamente maiores
(Yoshihara & Hamano, 2000). As estimativas obtidas nos Diques doleríticos do Oeste da
Groenlândia com idades K/Ar em torno de 2,70 Ga (Morimoto et al., 1997) são bastante
importantes, principalmente por possuírem testes de dobra e de contato positivos, os
quais atestam o caráter primário da remanescência analisada. Uma questão a ser
levantada é que o complexo Stillwater consiste de unidades ígneas que resfriaram muito
lentamente. O complexo possui fases múltiplas com grandes intrusões e uma longa
história de resfriamento, o que possivelmente fez com que diferentes fases registrassem
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
8
diferentes intensidades de paleocampo. O estudo dessa unidade em particular, salienta a
importância de novas aproximações para as técnicas de duplo aquecimento. Usando a
anisotropia de magnetização remanescente anisterética (ARM) para corrigir seus
resultados, Selkin et al. (2000) estimaram uma menor intensidade de paleocampo em
relação aos dados sem correção.
Nos últimos anos, alguns autores têm investido no estudo de rochas
precambrianas utilizando técnicas alternativas, tais como o uso de microondas nas
desmagnetizações (Walton et al., 1996) e a aplicação de técnicas de duplo aquecimento
em cristais de plagioclásio (Cottrell & Tarduno, 1999). O enxame de diques
Matachewan, do escudo canadense é bem datado pelo método U/Pb em torno de 2,40 Ga
(Heaman, 1997). Estimativas em torno de 2,50 x10
22
Am
2
a partir da técnica de
microondas em amostras desses diques (Halls et al., 2004) concordam com aquelas
obtidas através do protocolo clássico, em torno de 2,80 x10
22
Am
2
(Macouin et al., 2003).
Também são concordantes com estes valores baixos, os VDMs entre 0,50 e 2,50 x10
22
Am
2
obtidos a partir de experimentos de paleointensidade em amostras de monocristais
de plagioclásio (Smirnov & Tarduno, 2005). Um VDM médio de 8,43 ± 2,11 Am
2
para as
amostras russas do enxame Burakova foi estimado com Thellier em monocristais
selecionados a partir de espécimes convencionais (Smirnov et al., 2003), sob a
justificativa de que o uso de cristais de plagioclásio são menos suscetíveis aos processos
de alteração magnetomineralógica. De fato, mesmo considerando todos os dados da base
e as respectivas variações experimentais nos protocolos, este valor é significativamente
maior que a média geral para o Precambriano.
Os resultados obtidos nas formações Fort Frances, Biscotasing, Seneterre e
Marathon, com idades U/Pb entre 2,20 e 2,07 Ga (Krogh et al., 1987; Buchan et al.,
1993, 1996; Heaman, 1997), também fornecem valores de campo baixos com VDMs que
variam entre 0,85 e 1,26 x10
22
Am
2
(Macouin et al., 2003). Esses resultados contrastam
com um trabalho efetuado nos diques Biscotasing (Hale, 1985; 1987a), que estimou um
momento de dipolo virtual em torno de 18,00 x10
22
Am
2
. Esta discrepância pode estar
associada ao uso de intervalos de baixa temperatura nos estudos de Hale. Para as lavas
Hamersley, no Oeste da Austrália, as estimativas resultaram num VDM de 2,39 ± 0,91
x10
22
Am
2
(Sumita et al., 2001). Apesar de ser um resultado coerente com as demais
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
9
unidades paleoproterozóicas, as datações Ar/Ar para amostras desta formação são
duvidosas e consequentemente a idade da magnetização correspondente é pouco precisa
(2000 ± 100 Ma). Shcherbakova et al. (2006) obtiveram recentemente um VDM médio a
partir de amostras de intrusões graníticas da plataforma siberiana (complexo
Shumikhinskii) usando uma correção para uma taxa de resfriamento lenta (considerando a
largura do corpo magmático amostrado). Esse valor é ligeiramente maior que a média
para o período (5,00 ± 0,50 x10
22
Am
2
). Idades U/Pb, Pb/Pb e Ar/Ar são concordantes em
torno de 1,80 Ga nas amostras analisadas (Shcherbakova et al., 2006). Os resultados para
o complexo Sudbury (~ 1,85 Ga) compreendem variações consideráveis tanto nas
direções quanto nas intensidades obtidas, sugerindo diferença nas épocas de
magnetização. Mesmo assim, os autores estimaram um valor médio de todos os
resultados em 3,77 ± 1,42 x10
22
Am
2
(Schwarz & Symons, 1970).
Vários dados obtidos em torno de 1,35 Ga revelam uma vasta gama de
intensidades de campo paleomagnético. Os VDMs obtidos nas seqüências Gardar
(incluindo as formações Ilimaussaq e Mussartût ) variam entre 1,70 e 10,40 x10
22
Am
2
(Thomas, 1993; Thomas & Piper, 1995). Esses resultados foram associados às relações
de campo observadas nos complexos de intrusivas Gardar, para as quais existem idades
Rb/Sr (Blaxland et al., 1978). De fato, essa grande variação na intensidade pode estar
associada a um campo transicional, como sugerem Thomas e Piper (1995). O grupo de
“dados canadenses” concentrado entre 1,27 e 0,84 Ga é formado por 11 determinações:
quatro para os diques Mackenzie, duas para as intrusivas Keweenawan, duas para os
gabros de Cordova, e uma nos enxames de diques Greenville e Abitibi (~ 1,14 Ga) e nos
gabros Tudor. A maioria dos VDMs são baixos, mas em alguns casos as incertezas são
muito grandes. Por exemplo, em torno de 1,10 Ga. As lavas Keweenawan (Pesonen &
Halls, 1983) e gabros Tudor (Yu & Dunlop, 2001) fornecem valores de VDM entre 1,36
e 11 x10
22
Am
2
. Entretanto, os resultados nas Keweenawan são caracterizados por
grandes barras de erros e direções assimétricas confusas. De fato, os registros gravados
nas ígneas Keweenawan são caracterizados por componentes reversas altamente
assimétricas, sendo +34
o
e -70
o
as inclinações normal (N) e reversa (R), respectivamente.
Esta assimetria pode ser explicada a princípio pela diferença substancial entre as épocas
de magnetização das rochas N e R, listadas separadamente na Tabela 1.1. Os gabros
O campo magnético no Precambriano
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
10
Tudor provavelmente não foram reaquecidos acima de 500
o
C durante o metamorfismo, e
a fração de temperatura de bloqueio mais alta de sua TRM primária “sobreviveu” (Yu &
Dunlop, 2001). Neste caso, o tempo de resfriamento não foi mais que poucos milhares de
anos, sendo a idade da magnetização bem determinada. Por outro lado, os gabros de
Cordova foram reaquecidos acima da temperatura de bloqueio e ambas as NRMs A e B
foram adquiridas durante um resfriamento muito lento ao longo do intervalo de tempo
1,05-0,80 Ga. As idades de magnetização de 1000 ± 50 Ma e 850 ± 50 foram estimadas
para Cordova A e B, respectivamente (Yu & Dunlop, 2002). Apesar do dado em torno de
5,77 x10
22
Am
2
para os diques Greenville (Schwarz & Symons, 1969) não poder ser
considerado de alta qualidade, por não ter sido obtido com “pTRM checks” e por ter sido
estimado a partir de poucos pontos, este não deve ser inteiramente descartado (Dunlop &
Yu, 2004). Completam esse grupo “canadense” o dado de 1,36 ± 0,45 x10
22
Am
2
obtido
nos diques Abitibi (Macouin et al., 2003), com idade U/Pb de 1141 Ma (Krogh et al.,
1987) e valores de VDM entre 1,30 e 4,50 x10
22
Am
2
obtidos por Macouin et al. (2006)
nos diques Mackenzie, com idades U/Pb em torno de 1,20 Ga (LeCheminant e Heaman,
1989). Consideradas determinações de alta qualidade, essas estimativas reforçam o
regime de campo baixo para o período (Macouin et al., 2006). Existe apenas um único
dado para o Cambriano, que foi obtido para formações da África Oriental. O VDM
Ntonya Ring de 2,98 ± 0,27 Am
2
foi obtido após uma correção de efeitos de alteração nos
espectros de temperatura de bloqueio e desbloqueio, ocorridos durante os sucessivos
aquecimentos em laboratório (McClelland & Briden, 1996). Esse dado é pouco confiável.
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
11
Capítulo 2 – Aspectos teóricos e procedimento experimental
2.1. Introdução
Experimentos tipo Thellier-Thellier baseiam-se nos princípios da aditividade,
independência e reciprocidade das magnetizações termoremanescentes parciais (ou
pTRMs) (Thellier & Thellier, 1959). Se o conjunto de minerais magnéticos de uma
amostra obedece a essas leis, basta determinar a constante de proporcionalidade entre a
TRM e o campo aplicado para obter a intensidade do paleocampo.
O método mais utilizado para determinar a relação entre o campo indutor e a
intensidade de magnetização simplesmente repete, em laboratório, o processo natural de
aquisição de magnetização durante o resfriamento das rochas. Nesse procedimento, a
NRM da amostra é progressivamente substituída por magnetizações termoremanescentes
induzidas no laboratório (TRM
LAB
), com campo indutor e temperatura controlados. A
cada passo de indução de magnetização mede-se também (por subtração vetorial ou por
desmagnetização em campo nulo) a magnetização restante (NRM restante). Geralmente
trabalha-se no intervalo entre 100°C e 600°C, que é o intervalo de temperaturas de
bloqueio para a maioria dos minerais magnéticos presentes em rochas ígneas. Num caso
ideal, um diagrama das NRM restantes contra as TRM
LAB
deve produzir uma reta com
coeficiente angular igual à razão entre o campo magnético terrestre na época de
resfriamento da rocha e o campo indutor do laboratório.
Este método foi desenvolvido empiricamente por Edouard Thellier entre as
décadas de 30 e 50, no Observatório de Paris. Um tratamento teórico para os resultados
de Thellier e outros resultados em magnetismo foi desenvolvido posteriormente por Louis
Néel (o que lhe valeu o prêmio Nobel de Física). A seguir é apresentada uma síntese
dessas contribuições, necessárias ao entendimento dos experimentos de paleointensidade.
Um tratamento completo foi apresentado ainda na década de 50 (Néel, 1955). Uma
revisão atualizada dos mecanismos de aquisição de magnetização em rochas pode ser
encontrada em Dunlop e Özdemir (1997).
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
12
2.2. Aspectos teóricos
Quando minerais magnéticos são resfriados abaixo da temperatura de Curie (T
C
)
na presença de um campo magnético aplicado
0
H
r
, eles adquirem uma magnetização
termoremanescente (TRM) na direção de
0
H
r
e com intensidade proporcional a
0
H
r
.
Considera-se a TRM como a magnetização remanescente primária de rochas ígneas e de
algumas rochas metamórficas. Pelo fato de ser adquirida em altas temperaturas, onde a
energia térmica é predominante e as coercividades são baixas, a TRM possui intensidade
e estabilidade muito mais altas que as remanescências isotérmicas, adquiridas em
temperatura ambiente (~20°C).
A aquisição de TRM por um conjunto de grãos magnéticos foi tratada por Néel
(1955) da seguinte forma: um conjunto de grãos idênticos sem interação, com estrutura
de domínio tipo monodominio (grãos SD), apresenta variações coerentes entre estados
paralelos ou antiparalelos com relação a um campo fraco
0
H
r
. Essas variações são
responsáveis pela evolução da magnetização global
M
r
do conjunto de grãos em direção
ao equilíbrio.
A partir de observações experimentais verificou-se que a intensidade de uma
TRM adquirida em campo fraco é proporcional à intensidade do campo aplicado. Uma
segunda propriedade importante da TRM em grãos SD é a igualdade das temperaturas de
bloqueio T
B
e de desbloqueio T
UB
da magnetização. Essas duas propriedades formam as
bases para a determinação da intensidade do paleocampo pelos métodos de duplo
aquecimento tipo Thellier.
2.2.1. Rotações coerentes e a teoria da relaxação térmica
Considere um conjunto de grãos SD esféricos com campos internos uniformes e
campo desmagnetizante isotrópico, cujas mudanças em orientação dos momentos
magnéticos são coerentes. Pode-se tratar esse conjunto de grãos como equivalentes a um
único grão com anisotropia de forma uniaxial. Nesse caso, pode-se desprezar a
anisotropia magnetocristalina, pois a barreira de energia correspondente é menor do que a
anisotropia de forma para os principais minerais ferromagnéticos. O modelo de grão SD
da Figura 2.1 considera eixos fáceis que fazem um ângulo
φ
com a direção do campo
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
13
magnético aplicado
0
H
r
. O campo aplicado pode rotacionar o momento
S
M
r
de um
ângulo
θ
em relação ao eixo fácil de magnetização do grão. Tratando-se de rotações
coerentes, a energia total é dada por:
dH
EEE +=),(
φθ
[1]
A energia magnética devida à interação entre os momentos e o campo é dada por
00
HMVE
SH
r
r
µ
−= . O termo E
d
na equação [1] é a energia desmagnetizante, que representa
uma barreira que separa as direções de mínima energia.
Figura 2.1. Modelo de grãos magnéticos monodomínio (grãos SD) sob a ação de um campo magnético
indutor
0
H
r
.
Considerando um conjunto de grãos alinhados ao campo
0
H
r
(
φ
= 0), cada grão
tem estados de mínima energia 0
1
=
θ
(
S
MM
r
r
+=
1
) e
πθ
=
2
(
S
MM
r
r
−=
2
),
representando momentos e campos antiparalelos. Como as excitações térmicas obedecem
a uma distribuição estatística de magnitudes, a magnetização global do conjunto não
muda abruptamente através da reversão dos momentos dos grãos, mas relaxa
gradualmente enquanto os grãos revertem de forma aleatória. A questão mais importante
neste ponto é a cinética, ou seja, qual o tempo necessário para atingir o equilíbrio. Em
temperatura ambiente os grãos SD apresentam um tempo de relaxação superior à idade
da Terra. Em contrapartida, esses mesmos grãos atingem o equilíbrio em minutos quando
aquecidos a algumas centenas de graus centígrados. Portanto, a TRM será registrada em
uma rocha quando esta for resfriada na presença de um campo aplicado a uma
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
14
temperatura tal que o tempo de relaxação seja bastante elevado. Esta TRM permanece
“gravada” de forma estável na rocha na temperatura ambiente.
Considerando um número N de grãos, a magnetização de equilíbrio
eq
M
r
do
conjunto é uma função de partição de Boltzmann entre dois estados de energia:
∑
∑
−
−
=
i
Tk
E
Tk
E
i
i
eq
B
i
B
i
e
eM
M
.
r
r
[2]
Resolvendo essa equação para os estados 1 e 2, tem-se:
=
Tk
HMV
tghMM
B
S
Seq
00
.
r
r
rr
µ
[3]
Em qualquer instante, n grãos estão no estado 1 ( 0
1
=
θ
) e n-N estão no estado 2
(
πθ
=
2
). Para uma rotação do estado 2 ao estado 1, o momento de um grão (
S
MV
r
) deve
receber energia térmica em quantidade igual ou superior à barreira de energia
2
EE
MAX
− .
Rotações do estado 1 para o estado 2 requerem uma energia pelo menos igual a
1
EE
MAX
− (Figura 2.2). Se 0
0
>H
r
, o estado 1 ( 0
1
=
θ
) é energeticamente favorecido, ou
seja, as transições 2 → 1 requerem menos energia do que as transições 1 → 2. Portanto,
os grãos no estado 1 passarão, com o tempo, ao estado 2 até que o equilíbrio do conjunto
seja alcançado. A equação cinética é dada por:
nKnNK
dt
dn
.).(
1221
−−= [4]
Esta pode ser reescrita na forma:
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
15
1221
ττ
nnN
dt
dn
−
−
= [5]
Figura 2.2. Esquema de representação das barreiras energéticas entre os estados magnéticos 1 e 2.
A relação [4] é análoga à equação do decaimento radioativo para um membro
intermediário numa seqüência de decaimentos. K
21
e K
12
são os coeficientes de
probabilidade para as transições entre os estados, e
τ
21
e
τ
12
são os correspondentes
tempos de relaxação, análogos aos tempos de meia vida dos elementos radioativos. Esta
equação diferencial tem como solução uma relação entre magnetização e tempo.
Uma vez que a magnetização de um conjunto de N grãos é dada por
S
M
N
Nn
M
rr
.
2
−
=
[6]
a equação [5] pode ser reescrita em termos de
M
r
e resolvida para fornecer:
τ
t
eqeq
eMMMtM
−
−+= ).()(
0
rrrr
[7]
)1.(.)(
0
ττ
t
eq
t
eMeMtM
−−
−+=
rrr
[8]
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
16
sendo
0
M
r
a magnetização em 0
=
t e
eq
M
r
a magnetização em
∞
→
t
. O tempo de
relaxação
τ
obedece à relação:
2112
111
τττ
+= [9]
Os termos
τ
21
,
τ
12
dependem fortemente da temperatura e do campo aplicado
0
H
r
, bem
como do tamanho (V) e da forma dos grãos (
K
H
v
). O tempo de reorganização atômica
( s
9
0
10
−
≈
τ
) é o período entre os impulsos térmicos. Na presença de um campo indutor o
tempo de relaxação para um conjunto de grãos é dado por:
−−=
2
00
0
1.
2
exp
11
K
B
KS
H
H
Tk
HMV
r
r
r
r
µ
ττ
[10]
Por outro lado, se 0
0
=H
r
as duas barreiras de energia são equivalentes, e o resultado
vem:
−=
Tk
HMV
B
KS
2
exp
21
0
0
r
r
µ
ττ
[11]
As equações [3], [10] e [11] são o resultado central da teoria de Néel. Em
temperaturas acima de T
B
,
t
<<
τ
e a magnetização global do conjunto de grãos relaxa
instantaneamente a
eq
M
r
. Em temperaturas abaixo de T
B
a magnetização permanece
estável para valores de t que podem atingir bilhões de anos. Substituindo
t
=
τ
na
equação [10] obtém-se uma relação explícita para T
B
, onde a dependência em
0
H
r
é
quadrática:
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
17
( )
2
0
0
0
000
2
)(
1.
ln2
)(
−
=
BK
KS
B
B
TH
H
tk
HMV
T
T
β
τ
µ
β
r
r
r
r
[12]
Da equação [3] tem-se que:
=
BB
SB
RSTR
Tk
HMV
tghTMTM
00
)()(
r
r
rr
µ
[13]
A equação acima prevê a intensidade da TRM em qualquer temperatura abaixo de T
B,
incluindo T
0
. Para campos magnéticos fracos (até 100 µT), uma relação
aproximadamente linear entre a remanescência e o campo aplicado é obtida. De fato, a
função )(xtgh é praticamente linear para valores pequenos de x. Numa primeira
aproximação esta é dada por:
3
)(
3
x
xxtgh −= [14]
Devido à presença do campo desmagnetizante em grãos tipo multidomínio (MD), o
processo de saturação da TRM não obedece à relação [13]. A princípio, interações
magnetostáticas entre grãos tipo SD desempenham um papel análogo, mas numa primeira
aproximação estas podem ser desprezadas (e.g. Shcherbakov et al., 1995).
2.2.2. Magnetização termoremanescente em rochas
Os grãos magnéticos contidos nas rochas não têm um tamanho uniforme. Na
verdade eles obedecem a uma distribuição ),(
0K
HVf . Sendo assim, haja vista a
dependência de T
B
e
C
H
r
com o volume e a força microcoerciva, a TRM de uma rocha é
melhor descrita por um espectro de temperaturas de bloqueio e por um espectro de
microcoercividades.
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
18
A magnetização termoremanescente de uma rocha pode ser tratada como uma
série de TRMs parciais, cada uma destas associadas a conjuntos de grãos com função de
distribuição similar. Experimentalmente, se uma rocha é resfriada a partir de T
2
até uma
temperatura T
1
na presença de campo, apenas os conjuntos SD com T
2
<T
B
<T
1
adquirem
TRM. A magnetização remanescente referente a esta fração de temperaturas de bloqueio
é uma magnetização termoremanescente parcial ),,(
021
HTTM
pTR
r
r
ou pTRM. Segundo
Thellier, as TRMs parciais obedecem a três leis empíricas, bem explicadas à luz da teoria
de Néel:
i) lei da reciprocidade - A magnetização termoremanescente ),,(
021
HTTM
pTR
r
r
,
adquirida entre T
2
e T
1
durante o resfriamento com campo aplicado
0
H
r
, é desmagnetizada
termicamente no mesmo intervalo de temperaturas (T
2
,T
1
)
. Isto é, T
B
e T
UB
são idênticas;
ii) lei da independência - A magnetização termoremanescente ),,(
021
HTTM
pTR
r
r
é
independente, em direção e intensidade, de qualquer outra TRM parcial produzida num
intervalo de temperaturas fora do intervalo (T
2
,T
1
). Isso porque conjuntos de grãos
contendo TRMs parciais adquiridas em diferentes intervalos de temperatura representam
partes distintas do espectro total de T
B
da amostra;
iii) lei da aditividade – As TRMs parciais produzidas pela ação do mesmo campo
0
H
r
têm intensidades aditivas, ou seja,
),,(),,(...),,(),,(
000002101
HTTMHTTMHTTMHTTM
CpTRnpTRpTRCpTR
r
r
r
r
r
r
r
r
=+++ [15]
Isso porque o espectro de temperaturas de bloqueio pode ser decomposto em frações não
sobrepostas, cada uma associada com uma das TRMs parciais.
2.3. Aplicação ao cálculo de paleointensidades
Observa-se experimentalmente que a magnetização termoremanescente é
linearmente proporcional à intensidade do campo indutor (
LAB
H
r
) para campos
relativamente baixos (da ordem de dezenas de microtesla). Se a magnetização
remanescente natural (NRM) de uma rocha foi adquirida como uma TRM na presença de
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
19
um campo magnético antigo, a intensidade da NRM deve ser proporcional ao campo
A
H
r
.
Portanto, para ambos os campos aplicados (na natureza e em laboratório) têm-se:
LABTR
HM
r
r
α
= [16]
ANR
HM
r
r
α
= [17]
sendo assim, pode-se determinar a intensidade do paleocampo de forma direta por:
LAB
TR
NR
A
H
M
M
H
r
r
r
r
.=
[18]
Na prática, efetuam-se passos de desmagnetização térmica da NRM e passos de aquisição
de pTRMs nos mesmos intervalos de temperatura (T
i
). Obtém-se assim uma série de
valores de paleocampo correspondentes a cada TRM parcial e a cada NRM parcial
investigada.
Mas esse procedimento é sujeito a interferências. Alterações químicas no
laboratório podem ocorrer a altas temperaturas, enquanto remagnetizações de origem
viscosa podem afetar a fração do espectro de baixas temperaturas de bloqueio em
temperatura ambiente. Além da presença de grãos MD, estes são os fatores de maior
importância a serem considerados na determinação de
A
H
r
. Para a detecção desses
problemas foram definidos vários testes experimentais, geralmente incorporados aos
protocolos de duplo aquecimento. Processos de alteração termoquímica são monitorados
por “pTRM checks”, que correspondem a repetições de passos de aquecimento na
presença de campo para verificar se a capacidade de adquirir remanência foi alterada
(Coe, 1967). A influência de grãos MD pode ser verificada através do chamado “pTRM
tail check”, que corresponde a repetições dos passos de aquecimento em campo nulo.
Este procedimento atesta se uma pTRM adquirida a uma determinada temperatura é
completamente removida no reaquecimento (Riisager e Riisager, 2001).
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
20
Na seção seguinte, são apresentados alguns dos principais protocolos
experimentais adotados nos laboratórios de paleointensidade. Em geral, eles
correspondem a variações do protocolo proposto originalmente por Thellier. Basicamente
todas as modificações propostas adicionam testes de verificação de alteração ou propõem
alternativas para obtenção de paleointensidades com um número reduzido de
aquecimentos, minimizando assim eventuais alterações.
2.4. Técnicas de duplo aquecimento
O método clássico de duplo aquecimento (Thellier e Thellier, 1959) não requer
um ambiente de campo nulo. Os resfriamentos a partir de T
i
são realizados na presença de
LAB
H
r
, mas com o campo indutor rotacionado de 180
o
a cada passo de aquecimento. A
magnetização remanescente combinada (
1
M
r
), isto é, a magnetização remanescente
natural (NRM) somada à nova pTRM adquirida no laboratório, é dada por:
pTRpNR
MMM
r
r
r
+=
1
[19]
Após o segundo passo de aquecimento/resfriamento, com a amostra invertida, tem-se:
pTRpNR
MMM
r
r
r
−=
2
[20]
A subtração das equações acima liga a pTRM correspondente à NRM restante em cada
intervalo de temperatura (Figura 2.3a). Geralmente, cada uma dessas etapas é disposta no
diagrama de Arai (Nagata et al., 1963). Idealmente, o gráfico obtido é linear (Figura
2.3b), com uma inclinação relacionando os campos, dada por:
γ =
LAB
A
H
H
r
r
−
[21]
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
21
Figura 2.3. A) Exemplo hipotético de curvas de desmagnetização da NRM e de aquisição de pTRMs
durante a realização do experimento de Thellier. B) Segmento NRM-pTRM correspondente. A inclinação γ
é a razão entre a intensidade do paleocampo (
A
H
r
) e a intensidade do campo indutor de laboratório (
LAB
H
r
).
A não linearidade neste diagrama pode advir de problemas de alteração
mineralógica ou da presença de grãos magnéticos MD. As modificações sugeridas por
outros protocolos geralmente contêm testes de confiança para verificação de erros
experimentais, ao mesmo tempo em que tentam diminuir o tempo gasto no laboratório
durante uma completa determinação de paleointensidade.
Na primeira técnica de duplo aquecimento derivada de Thellier (Coe, 1967), a
amostra sofre aquecimento por duas vezes, primeiro em campo nulo e em seguida num
campo conhecido
LAB
H
r
. Esta modificação simples permite obter de forma direta as
magnetizações termoremanescentes a cada passo de temperatura (NRM restante e pTRM
adquirida). Um aspecto relevante desse protocolo é a presença dos testes de
monitoramento das alterações mineralógicas conhecidos como “pTRM checks”. Ao
repetir-se um passo de aquisição de pTRM referente a uma determinada faixa do espectro
de T
B
, é possível identificar eventuais alterações na capacidade da amostra em adquirir
magnetização. Uma diferença entre as magnetizações adquiridas num mesmo intervalo de
temperaturas significa que provavelmente houve alteração, por conseguinte os dados não
são confiáveis. A efetividade desses testes é ainda motivo de discussão (e.g. Tarduno &
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
22
Smirnov, 2004). Processos como oxidação, ordenamento iônico, exsolução e outros
fenômenos podem contribuir para “pTRM checks” negativos. Eles afetam diretamente a
constante de proporcionalidade entre termoremanescência e campo aplicado.
Aquecimentos na presença de campo antecedendo os aquecimentos a campo nulo,
reduzem os erros associados ao efeito de memória de campo nulo (Aitken, et al., 1988).
Se uma amostra é magnetizada em laboratório e depois parcialmente remagnetizada, a
TRM final será menor do que a TRM inicial (Fox, 1979). No protocolo de Aitken, os
aquecimentos duplos são repetidos em intervalos subseqüentes (T
1
,T
0
), (T
2
,T
0
), (T
3
,T
0
),...,
até que a NRM seja totalmente apagada em T
C
.
Uma variante mais recente do protocolo clássico prevê a adição de um ciclo de
aquecimento/resfriamento a campo nulo (Riisager e Riisager, 2001). Isto é feito através
de um terceiro aquecimento em campo nulo após o duplo aquecimento. Se uma parte
significativa da pTRM é portada por grãos MD, ela não será desbloqueada pelo
aquecimento em campo nulo até a temperatura de aquisição de pTRM
LAB
correspondente
(Perrin, 1998; Shcherbakova & Shcherbakov, 2000).
Uma prática comum é definir “pTRM checks” padrões como positivos se o valor
da pTRM repetida concorda com a primeira medida em 10%. São aceitos “pTRM tail
checks” como positivos se o “pTRM tail” constitui menos do que 20% da pTRM. Se
usados em conjunto, “pTRM checks” padrões definem a temperatura superior máxima
(T
máx
) abaixo da qual todos os “pTRM checks” são positivos, indicando ausência de
alteração magnetomineralógica. O “pTRM tail check” deve ser similarmente positivo
abaixo de T
máx
, atestando que os grãos portadores da magnetização característica são em
sua maioria SD. Experimentos com a variante de Riisager mostram que grãos MD
chegam a ter “pTRM tails” correspondentes a 50% da pTRM (Dunlop & Özdemir,
2000).
2.5 Estatística e critérios de seleção dos resultados
2.5.1. Estatística e representação dos dados
Projeções ortogonais, gráficos do momento magnético como função da
temperatura e diagramas de Arai (Nagata et al., 1963) são sistematicamente usados para
representar os resultados dos experimentos de paleointensidade (Figura 2.4). Os três
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
23
diagramas possibilitam uma visão geral da relação entre mudanças na direção e momento
do vetor em questão. Nos diagramas de Arai a NRM remanescente para cada passo de
temperatura é plotada contra a pTRM adquirida no laboratório (Figura 2.4a). Os
diagramas de desmagnetização combinados às projeções ortogonais indicam os intervalos
de temperatura mais favoráveis aos cálculos de paleointensidade. Eles evidenciam qual
intervalo que contém uma TRM que é provavelmente de origem primária e também o
intervalo de maior queda de intensidade de magnetização, usado para isolar a
magnetização característica (Figuras 2.4b, 2.4c).
Deve-se decidir qual segmento de reta nos diagramas de Arai reflete a verdadeira
paleointensidade. Em geral nenhum ponto anômalo dentro do intervalo de temperaturas
do segmento é eliminado, a menos que um erro experimental associado a este ponto seja
evidenciado. Segmentos com curvaturas sistemáticas excessivas e aqueles com
contaminação de componentes secundárias são evitados.
Figura 2.4. Exemplo de resultado de paleointensidade satisfatório. Note os pontos no diagrama de Arai
perfeitamente alinhados, o decaimento suave na curva de desmagnetização térmica e a definição nítida da
inclinação (projeção vertical) e declinação (projeção horizontal) das componentes de magnetização. Em
(A) observa-se que o ajuste da reta no diagrama de Arai permite estimar a paleointensidade (24,72 ± 0,21
µT). A curva de desmagnetização térmica (B) e a projeção ortogonal (C) revelam que todo o intervalo de
temperaturas é favorável à estimativa do paleocampo.
Uma vez identificadas as seqüências de pontos do diagrama NRM-TRM, o
próximo passo consiste em estimar a inclinação deste segmento. A técnica usual utilizada
para estimar a inclinação é a de mínimos quadrados. Em um diagrama com duas variáveis
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
24
assume-se que os erros estejam presentes em cada variável independentemente. Para
determinações de paleointensidade esta aproximação não se aplica. De fato, é mais
razoável estimar as magnitudes relativas dos erros aleatórios na TRM e NRM (Coe et al.,
1978) uma vez que a dispersão de pontos em torno do segmento NRM-TRM está
associada não apenas a erros nas medidas de magnetização. Outros fatores, como a falha
na reprodução exata de temperaturas nos duplos passos de aquecimento, ou coincidências
imperfeitas nos espectros da NRM e TRM são mais importantes. Uma aproximação
razoável é admitir que os erros em cada NRM e TRM são proporcionais tanto aos campos
que as produzem quanto à taxa de variação da remanescência com a temperatura em cada
ponto. Considerando os pesos relativos w
x
= 1/σ
x
2
e w
y
= 1/σ
y
2
para a minimização da
soma dos quadrados dos resíduos x e y (onde σ
x
2
e σ
y
2
são as variâncias da TRM e NRM,
respectivamente), e a relação ideal para os campos magnéticos
A
H
r
e
LAB
H
r
(equação
[21]), obtém-se uma inclinação pelo tratamento de York (1966, 1967) de mínimos
quadrados:
2/1
2
2
)(
)(
−
−
−=
∑
∑
i
i
i
i
xx
yy
b [22]
com erro padrão:
2/1
2
2
)()2(
))((2)(2
−−
−−−−
=
∑
∑∑
i
i
i
ii
i
i
b
xxN
yyxxbyy
σ
[23]
onde
x
e
y
são médias aritméticas ordinárias. Para plotagem da linha de melhor ajuste
num diagrama de Arai, o ponto de intersecção no eixo das ordenadas é simplesmente
dado por xbyy −=
0
. A Figura 2.5 mostra a geometria do ajuste de pontos individuais.
As formulações acima são mais convenientes do que aquelas para regressão linear
de uma única variável (Coe et al., 1978). Elas são robustas mesmo quando comparadas a
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
25
uma solução exata muito mais complicada, que poderia ponderar cada ponto
individualmente e também requerer métodos numéricos de iteração, uma vez que ela
enfatiza pouco os pontos próximos aos limites da reta, onde a remanescência muda
lentamente com a temperatura.
2.5.2. Critérios de qualidade
Em relação ao nível de confiança de uma determinação individual de
paleointensidade absoluta observa-se que a qualidade dos resultados varia muito entre
duas determinações, mesmo para espécimens associados a um único afloramento. Devido
a estas peculiaridades foram criados três fatores de qualidade (Coe et al., 1978), como
tentativa de acessar os dados mais interessantes para as estimativas de paleocampo. A
relação b
b
σ
pode ser usada para atestar o nível de incerteza na inclinação b causada
pela dispersão dos pontos associados à linha de regressão. Esta razão é considerada
apropriada, pois é independente da escolha do campo de laboratório e, de fato, expressa a
incerteza relativa no paleocampo.
Outros dois índices tratam da influência dos erros sistemáticos na determinação
da inclinação b. Mais precisamente, tratam da possibilidade de que erros sistemáticos
significativos possam estar presentes mesmo sem serem identificados à primeira vista.
Esta possibilidade é maior quando a fração de NRM compreendida no segmento NRM-
TRM é pequena e quando os vazios (ou “gaps”) no eixo das ordenadas (NRM) são
grandes. Este comportamento é expresso em termos de dois fatores que variam entre 0 e
1: a fração de NRM f (
0
yyf
T
∆= ), que é a fração total de NRM utilizada na estimativa
de b (Figura 2.5) e o fator de vazios g (
T
yyg ∆∆−= 1 ), onde ∆y
T
é o comprimento do
segmento NRM-TRM e
(
)
∑
=
−
∆∆=∆
1
2
1
1
i
i
N
T
yyy é a média ponderada dos vazios ∆y
i
entre os N pontos ao longo deste mesmo segmento (Figura 2.5). De fato, o índice g
penaliza as distribuições de pontos menos uniformes. Quanto menos uniformes os
espaçamentos, menor o valor de g.
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
26
Figura 2.5. Diagrama NRM-TRM hipotético, ilustrando os parâmetros estatísticos discutidos no item 2.5.2.
Círculos vazios são pontos rejeitados; círculos cheios são pontos usados no calculo da inclinação da reta
(linha cheia). O pequeno retângulo tracejado mostra a geometria do ajuste individual de pontos à reta
(York, 1967). A NRM total extrapolada é y
0
. ∆y
T
é a fração de NRM usada para a estimativa de
paleointensidade. Os ∆y
i
são intervalos de NRM usados no cálculo do fator de vazios g (nesse caso i = 1,
2,...7).
A combinação destes dois índices à incerteza relativa na inclinação b
b
σ
resulta
no índice de qualidade
b
fgbq
σ
= (também conhecido como índice de qualidade de
Coe). Para um determinado grau de dispersão nos pontos, σ
b
diminui se estes estão
concentrados em ambos os limites da reta ajustada, ao passo que g aumenta se os pontos
estão uniformemente distribuídos ao longo desta reta. No caso da fração de NRM quanto
menor o valor de f para um determinado número de pontos e grau de dispersão, maior é o
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
27
valor de
σ
b
. O uso destes parâmetros é válido principalmente devido à forte dependência
da qualidade de uma determinação de paleointensidade com relação à fração de NRM.
Além desses parâmetros, as estimativas de paleointensidades levam em conta os “pTRM
checks”. A qualidade desses é acessada pelo parâmetro Drat (soma da razão da
diferença), que é dado em percentagem. Reiterando, uma falha no “pTRM check” é
indicativa tanto da falta de reprodutibilidade, quanto de mudanças irreversíveis nos
minerais ferromagnéticos do espécimen analisado. Em geral calcula-se a diferença entre
duas medidas de indução de campo para um determinado “pTRM check” como
δ
i
. O Drat
é a soma dos
δ
i
normalizados (Selkin e Tauxe, 2000).
2.5.3. Cálculo de médias e momento de dipolo virtual (VDM)
Quando consideramos o campo magnético médio para períodos de tempo
superiores a dezenas de milhões de anos, o campo paleomagnético pode ser aproximado a
um dipolo geocêntrico alinhado com o eixo de rotação da Terra. Essa é a hipótese do
GAD (da sigla geocentric axial dipole). Esta hipótese foi testada com sucesso para dados
recentes (Carlut et al., 1999). No entanto, sua aplicação a dados precambrianos é ainda
motivo de debates (e.g. Kent & Smethurst, 1998). Embora alguns autores tenham
sugerido a existência de componentes não dipolares de longo período importantes
(compreendendo até 25% do campo médio), diversos fatores sugerem que o GAD pode
ser também uma aproximação válida do campo médio precambriano, dentre eles: a
existência de componentes normais e reversas perfeitamente antipodais em várias
unidades, a ausência de anomalias de inclinação intermediária nos dados
paleomagnéticos e a distribuição dos dados de paleointensidade para alguns períodos do
Precambriano (ver adiante).
Neste trabalho assumimos a hipótese do GAD como uma boa aproximação do
campo paleomagnético do Precambriano. Para um dipolo de intensidade p, as
componentes radial e tangencial do campo em alguma colatitude
θ
(90
o
- latitude) na
superfície da Terra (raio R) são dadas respectivamente por:
3
0
4
cos2
R
p
F
R
π
θµ
−= [24]
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
28
3
0
4
R
psen
F
π
θµ
θ
−= [25]
onde o campo é medido em Tesla. Uma vez que a tangente da inclinação I é F
R
/F
θ
, tem-
se:
θ
cot2tan
=
I , ou
λ
tan2tan
=
I [26]
onde
λ
é a latitude. Se a hipótese do GAD é aplicável então esta latitude magnética
corresponde à latitude geográfica. De fato, para um momento de dipolo geocêntrico p, a
equação de indução de campo magnético F observada na superfície da Terra pode ser
reescrita como:
2
1
2
3
0
)cos31(
4
θ
π
µ
+=
R
p
F [27]
usando-se a equação [26], pode-se expressar a relação acima em termos da inclinação
magnética I:
2
1
2
3
0
)cos31(
4
2
−
+= I
R
p
F
π
µ
[28]
Observa-se que a partir da suposição de um campo dipolar axial geocêntrico, as medidas
de paleointensidade absoluta tornam-se essencialmente uma função da inclinação (ou
latitude). Para comparação entre resultados obtidos em locais com diferentes latitudes é
conveniente calcular um momento dipolar equivalente p a partir de [27] ou [28]. Cada um
dos momentos dipolares é chamado de momento de dipolo virtual (Smith, 1967), da sigla
VDM (virtual dipole moment); um análogo do pólo geomagnético virtual (VGP) para o
paleomagnetismo.
Aspectos teóricos e procedimento experimental
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
29
Para VDMs associados a um determinado sítio deve-se considerar a
paleointensidade média ponderada (Coe et a., 1978), que pode ser estimada através de
determinações individuais ponderadas pelo índice de qualidade de Coe. Mais
precisamente pelo inverso de q, mesmo que não se possa atribuir a essa razão nenhum
significado probabilístico. Considerando o peso
2
2
)(1
EjjFj
Fqw ==
σ
, a
paleointensidade média ponderada para um dado sítio é dada por:
∑
∑
=
j
j
j
Ejj
E
w
Fw
F [29]
onde F
Ej
são as estimativas de paleointensidade e w
j
os índices de ponderação para cada
amostra do afloramento. Para estimar a incerteza da média usa-se a expressão:
2
1
2
)1(
)(
−
−
=
∑
NN
FF
j
EEj
F
σ
[30]
onde
E
F é a média ponderada. Esta é uma medida mais robusta, pois considera pesos
iguais para cada um dos resíduos independente da qualidade de F
Ej
.
A principal vantagem em se calcular VDMs está no fato de que nenhuma
dispersão é introduzida pela flutuação do dipolo médio, pois a colatitude magnética
determinada é independente da orientação do dipolo relativo ao eixo de rotação da Terra.
O cálculo de VDMs é apropriado para qualquer tempo geológico, desde que a
paleoinclinação magnética tenha sido determinada.
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
30
Capítulo 3 - Desenvolvimento analítico
3.1. Introdução
Os equipamentos básicos utilizados nas determinações de paleointensidade são: o
forno paleomagnético, usado tanto para a desmagnetização térmica quanto para a indução
das pTRMs; e o magnetômetro, onde são realizadas as medidas de intensidade de
magnetização. O forno paleomagnético tem características especiais: ele deve permitir
aquecimento e resfriamento tanto a campo nulo quanto em campo controlado. Muito
embora este tipo de forno seja trivial nos laboratórios de paleomagnetismo, o uso do
mesmo para aplicação em paleointensidade requer cuidados específicos. Dentre eles: (i)
controle preciso de temperatura dentro da câmara de aquecimento/resfriamento; (ii)
controle do campo indutor durante o resfriamento, sendo que o valor do campo não pode
variar de etapa para etapa, assim como a direção em que esse é aplicado.
O magnetômetro usado para nossos experimentos de paleointensidade, devido à
sua precisão e rapidez, foi o criogênico. Habitualmente designados por SQUIDs
(Superconducting Quantum Interference Devices), os magnetômetros criogênicos têm
um princípio quântico de funcionamento; basicamente, a amostra magnetizada perturba
um sistema constituído por dois supercondutores, de tal forma que essa interação gera
saltos quânticos convertidos em sinais de intensidade do momento magnético da amostra.
Para um funcionamento adequado dos dispositivos supercondutores é necessário que a
temperatura na câmara onde estes se encontram não seja superior a 4
o
K. Para mantê-la,
um sistema de refrigeração à base de Hélio líquido é utilizado.
3.2. Instrumentação
Antes da realização dos experimentos de duplo aquecimento propriamente ditos,
desenvolveram-se atividades de caráter instrumental necessárias para o início da
implementação dos protocolos de paleointensidade no laboratório de paleomagnetismo
do IAG/USP. Essas atividades foram efetuadas em conjunto com os colegas Edgard
Catelani, Elder Yokoyama e Gelvam Hartmann. Elas tiveram como objetivo principal
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
31
assegurar um bom desempenho das técnicas de duplo aquecimento nas etapas de
obtenção de resultados.
A primeira atividade foi realizada com o intuito de identificar as regiões da sala
blindada com menor exposição ao campo magnético atual. Para tal, realizou-se um
mapeamento de toda a área da sala com um magnetômetro portátil de três eixos (Figura
3.1). Os resultados indicaram boas condições de manipulação das amostras em quase toda
a extensão da sala. Como as regiões de alto índice de contaminação encontram-se
próximas à entrada da sala blindada, uma região onde comumente não se manipulam as
mostras, o arranjo dos principais equipamentos (magnetômetro criogênico e forno
paleomagnético) foi mantido.
Figura 3.1. Variação da intensidade do campo magnético presente na sala blindada do laboratório e
localização do forno paleomagnético e do magnetômetro criogênico.
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
32
Realizou-se também uma otimização no forno paleomagnético MMTD-60. Foram
introduzidos três controles de temperatura adicionais e novos sistemas de resfriamento e
de indução de campo magnético, com o objetivo de se obter um campo indutor interno
estável e constante ao longo de um volume significativo da câmara de aquecimento. Para
a introdução do sistema de indução utilizou-se um tubo de cobre como guia e suporte
para a nova bobina. Durante a instalação desta, o campo gerado no interior do tubo de
cobre foi calibrado com o auxílio de um magnetômetro tri-axial, conforme Figura 3.2a.
Figura 3.2. A) Calibração do campo gerado no interior do tubo de cobre usado no sistema de indução do
forno paleomagnético modificado. B) Resultado da calibração, com indicação do intervalo efetivo para
indução de campo e da variação do campo indutor entre 5 e 40 cm.
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
33
O protocolo de Thellier e suas variantes exigem que os aquecimentos sejam
reprodutíveis e que as etapas de resfriamento ocorram no menor tempo possível. Com o
intuito de assegurar essas características, foram instalados novos controles de temperatura
e também um sistema efetivo de resfriamento a água (Figura 3.3). O forno
paleomagnético contém um controlador central de temperatura e dois outros termopares
que monitoram os gradientes térmicos nos limites do forno. O controlador principal,
conectado à resistência do forno, oferece um total de 99 rampas de programação,
proporcionando inúmeros ajustes para otimizar os passos de aquecimento e resfriamento.
O sistema de circulação de água, constituído por uma serpentina de cobre com cerca de 1
centímetro de diâmetro posicionada em volta da câmara de aquecimento, permite a
circulação da água por toda a extensão desta, distribuindo o calor de forma mais
uniforme, reduzindo significativamente a transferência de calor para a manta refratária e
para a bobina de indução. Ao término da etapa de aquecimento, o calor de dentro da
câmara de aquecimento é eficientemente retirado pelo sistema automático de exaustão,
sendo que o resfriamento completo leva em média 20 minutos.
Figura 3.3. Esquema do forno paleomagnético MMTD-60 com os novos sistemas instalados: controlador de
temperatura com 99 rampas de programação, sistema para monitoramento de gradientes térmicos, bobina
de indução e circulação de água para distribuição e retirada de calor do elemento aquecedor (associada ao
dispositivo de exaustão).
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
34
A calibração do forno com os novos sistemas instalados indica um intervalo
efetivo de 35 cm dentro da câmara, no qual a temperatura apresenta variações de ± 10
o
C
e o campo magnético varia de ± 0,52 µT (Figura 3.2b). As amostras foram mantidas na
mesma posição ao longo de todo o experimento, garantindo reprodutibilidade de
temperatura de ± 2
o
C. Este espaço útil permite o tratamento simultâneo de 45 amostras.
Os resultados dos testes de estabilização de temperatura mostram que a temperatura na
câmara é homogenizada após 10 minutos.
As amostras utilizadas na obtenção dos resultados de paleointensidade foram
redimensionadas para a realização dos experimentos. Após a pré-seleção dos cilindros
paleomagnéticos das coleções Nova Floresta e Colider disponíveis na litoteca, foram
obtidas amostras de volume reduzido para uso na obtenção das paleointensidades. A
partir de espécimes usuais de 1 polegada de altura por 1 polegada de diâmetro, foram
obtidas amostras de 1 cm de altura por 1 cm de diâmetro, sendo possível a obtenção de
até 4 amostras a partir de cada espécimen paleomagnético usual (Figura 3.4a).
Figura 3.4. A) Redução de uma amostra paleomagnética com volume usual (até quatro amostras com
volume reduzido podem ser obtidas). B) Amostras utilizadas nos experimentos de paleointensidade após a
redução volumétrica, devidamente identificadas e orientadas.
Esta redução de volume permite um aquecimento homogêneo em toda a amostra
(levando em conta o comprimento útil do forno paleomagnético modificado), e também
possibilita a medida no magnetômetro criogênico, que tem um limite superior de
detecção da ordem de 10
-1
A/m. Após a confecção das amostras reduzidas, os fragmentos
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
35
restantes foram armazenados para a utilização posterior em experimentos de histerese e
estudos termomagnéticos.
Como uma conseqüência direta da redução volumar das amostras, foram
elaborados novos porta-amostras de material não magnético (liga de Iconel) a serem
utilizados dentro do forno, e adaptadores especiais construídos em acrílico para as
medidas de intensidade de magnetização no magnetômetro criogênico (Figura 3.5).
Figura 3.5. A) Porta-amostras utilizado no forno paleomagnético. B) Adaptadores em acrílico para as
medidas de intensidade de magnetização no magnetômetro criogênico.
3.3. Teste do protocolo de medidas
Uma vez finalizado o conjunto de atividades de caráter instrumental, decidiu-se
testar o nível de eficiência do protocolo de medidas escolhido através de um experimento
de “paleointensidade simulada”. Optou-se pelo protocolo de Aitken diante daqueles que
exigem um maior número de passos de temperatura (por exemplo, Riisager). Dezesseis
amostras foram completamente desmagnetizadas e em seguida remagnetizadas num
campo magnético controlado, adquirindo assim uma TRM artificial conhecida. Foram
utilizadas 8 amostras de diques de Ponta Grossa (Raposo & Ernesto, 1995), 4 amostras da
coleção Nova Floresta e 4 amostras da Suíte Colider. Em metade das amostras foi
aplicada uma TRM num campo de 30 µT, enquanto na outra metade foi aplicada uma
TRM num campo de 50 µT. Estas amostras foram então submetidas ao experimento de
duplo aquecimento com “pTRM checks”, usando-se um campo de laboratório de 30 µT.
O objetivo deste procedimento era de recuperar os valores de “paleocampo” induzidos
Desenvolvimento analítico
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
36
em laboratório. Os resultados mostram uma concordância razoável com os valores
esperados, apresentando erros inferiores a 5% (Figura 3.6), sendo que a maior diferença
percentual aparece nas amostras magnetizadas a 50 µT e principalmente nas amostras da
coleção Colider (ver adiante). Os testes de obtenção da paleointensidade para as amostras
com TRM artificial são considerados positivos, sendo o protocolo adotado (Aitken com
“pTRM checks”) considerado aprovado.
Figura 3.6. Diagramas de Arai representativos resultantes do experimento de “paleointensidade simulada”.
Tanto para a indução com campo de 50 µT quanto para a indução em 30 µT os valores foram recuperados
com erro inferior a 5%, aprovando o protocolo a ser usado nas determinações.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
37
Capítulo 4 - A coleção Colider (1,80 Ga)
4.1. Geologia e geocronologia
A suíte vulcânica Colider aflora na região do Mato Grosso, entre Alta Floresta e
Aripuanã (Figura 4.1). Ela compreende as rochas mapeadas como Formação Iriri, bem
como aquelas que contornam a Serra de Apiacás pelo Norte (Lacerda-Filho et al., 2001).
Também são reconhecidas como parte da Suíte Colider as rochas vulcânicas,
subvulcânicas, piroclásticas e epiclásticas aflorantes nas redondezas da cidade de Colider,
na borda da Serra do Cachimbo (Oliveira & Albuquerque, 2004). Estas rochas estão
relacionadas ao Arco Magmático Juruena, formado entre 1850-1750 Ma (Tassinari &
Macambira, 1999). A suíte Colider é recoberta por rochas sedimentares
paleoproterozóicas do Grupo Beneficente e pelas rochas sedimentares mesoproterozóicas
da Formação Dardanelos. Ela é intrudida pelos Granitos Teles Pires, com idades em torno
de 1750 Ma (Lacerda-Filho et al. 2004). Datações U-Pb (zircão) para a Suíte Colider
resultaram em idades de 1781 ± 8 Ma e 1786 ± 17 Ma (Lacerda-Filho et al., 2001). Uma
idade U-Pb de 1801 ± 11 Ma foi também obtida para ignimbritos e riodacitos nas
cercanias do Rio Moriru; uma continuidade para oeste do vulcanismo Colider (Pinho et
al., 2003).
Figura 4.1. Localização da região onde foram coletadas as amostras da formação Colider. Compilado de
Santos et al. (2006).
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
38
4.2. Paleomagnetismo
Os resultados obtidos em amostras da coleção Colider indicam um
comportamento de multicomponentes com dois grupos de direções características (Santos
et al., 2006). Três sítios apresentam uma direção norte com inclinação positiva moderada
(componente 1), ao passo que a maioria das amostras analisadas apresenta direções norte
(sul) com inclinações negativas (positivas) de moderada a alta (componente 2) (Figura
4.2). Desmagnetizações por campos alternados (AF) isolaram as componentes
características após a eliminação de uma fração de baixa coercividade em torno de 20
mT. Este comportamento sugere que a fração estável é uma magnetização
termoremanescente de origem primária, associada a portadores magnéticos bastante
coercivos. Dois pólos paleomagnéticos foram calculados para as componentes 1 e 2 da
Suíte Colider. Estes localizam-se em 295,8° E, 50,5° N (A
95
= 15.1°) e 292,0° E, 67,4° S
(A
95
= 10.4°), respectivamente (Santos et al., 2006).
Figura 4.2. Projeções estereográficas, curvas de intensidade normalizadas e projeções ortogonais para duas
amostras representativas de Colider. Estes mostram as direções norte (A) e sul (B) da componente 2,
obtidas através do tratamento AF. Compilado de Santos et al. (2006).
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
39
4.3. Mineralogia magnética
Desmagnetizações térmicas e por campos alternados para sítios da coleção
Colider indicam a presença de titanomagnetita pobre em titânio como principal portador
magnético em grande parte das rochas máficas analisadas (Santos et al., 2006). As curvas
obtidas para as vulcânicas ácidas indicam a presença de um mineral altamente coercivo;
mesmo com a aplicação de campos de até 160 mT a intensidade da magnetização
permanece inalterada (Santos et al., 2006). Para este tipo de rocha as curvas de
desmagnetização térmica indicam temperaturas de bloqueio altas, bem próximas à
temperatura de Curie da hematita (680°C). Para algumas ácidas observa-se também a
contribuição de magnetita, atestada por temperaturas de bloqueio em torno de 550°C.
O refinamento destas observações preliminares foi possível através da obtenção
de curvas termomagnéticas para todos os sítios a serem usados nas estimativas de
paleointensidade. Para obtenção das curvas foi utilizado o susceptômetro Bartington,
disponível no Laboratório de Paleomagnetismo do IAG/USP. As curvas termomagnéticas
efetuadas para rochas máficas e félsicas revelaram-se não reversíveis (Figura 4.3). As
curvas de aquecimento e resfriamento indicam a existência de processos de alteração
durante o aquecimento das amostras, possivelmente associados à conversão de
maghemita em hematita (Dunlop & Özdemir, 1997). A maghemita (γFe
2
O
3
) é o
equivalente oxidado da magnetita. Em paleomagnetismo, a presença de γFe
2
O
3
indica
uma NRM de origem química (CRM), adquirida abaixo da temperatura de Curie do
portador magnético. A maghemita γFe
2
O
3
é metastável e inverte para hematita αFe
2
O
3
,
romboédrica e fracamente magnética, quando aquecida no vácuo ou em ar. A
transformação é topotática, ou seja, uma fase converte-se em outra enquanto se
preservam algumas das direções e planos cristalinos originais; a transformação se dá pelo
rearranjo dos planos atômicos ao invés da recristalização completa. Como a
susceptibilidade magnética da hematita é bem inferior à da maghemita, as curvas
termomagnéticas sempre apresentam a curva de retorno abaixo da curva de aquecimento.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
40
Figura 4.3. Curvas termomagnéticas para sítios representativos da suíte Colider. Apesar das curvas serem
praticamente sobrepostas, observam-se indicações de alteração mineralógica durante o aquecimento (curvas
em vermelho), manifestadas através da concavidade para baixo.
Tendo em vista o grande número de amostras da suíte Colider apresentando
indicações de alteração mineralógica através de suas curvas termomagnéticas, e sendo
este um quesito fundamental em determinações de paleointensidade, torna-se duvidosa
qualquer estimativa de paleocampo obtida a partir de técnicas de duplo aquecimento em
amostras desta coleção. Constatou-se que o número de amostras da suíte Colider
favoráveis aos experimentos de paleointensidade reduziu-se significativamente após a
eliminação dos sítios com curvas não reversíveis. Cerca de 90% das amostras foram
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
41
completamente rejeitadas, restando apenas dois sítios para análise, cada um com poucas
amostras, um agravante para a estatística nas estimativas de paleocampo.
Juntamente com a obtenção de curvas termomagnéticas, o estudo dos parâmetros
de histerese é fundamental para indicar as amostras mais favoráveis às técnicas de duplo
aquecimento, pois fornece uma estimativa da estrutura de domínio dos portadores
magnéticos. Curvas de histerese foram obtidas em parceria com o Laboratório de
Paleomagnetismo da Universidade Autônoma do México (UNAM). Além de estimar a
estrutura de domínios magnéticos dos portadores de magnetização, os parâmetros
fornecidos pelos ciclos de histerese podem fornecer informações acerca do índice
percentual de mistura entre populações de grãos monodomínio, multidomínio e
superparamagnéticos (Dunlop, 2002). Como discutido anteriormente, um dos requisitos
básicos para os experimentos tipo Thellier é a presença exclusiva de grãos tipo
monodomínio. Entretanto, as rochas, em geral, tendem a apresentar mistura de grãos
monodomínio (SD), pseudo-monodomínio (PSD) e multidomínio (MD).
As amostras da suíte Colider são caracterizadas por curvas de histerese estreitas,
com coercividades da ordem de 20 mT. As amostras do sítio SD13 apresentam os valores
de coercividade mais baixos, entre 8,57 e 11 mT. Os campos de saturação exibidos pelas
amostras dos sítios SD12, SD13 e SD40 são menores quando comparados àqueles dos
sítios SD7, SD35 e SD39 (Figura 4.4). Os resultados obtidos no sítio SD2 compreendem
uma vasta gama de valores de coercividades, entre 6,84 e 18,71 mT. Este comportamento
pode ser interpretado como resultado de diferentes proporções de grãos de magnetita com
estrutura de domínios distintas ou da presença de outros minerais magnéticos mais
coercivos, como a hematita.
Um diagrama da razão entre a coercividade de remanescência (H
cr
) e a
coercividade (H
c
), versus a razão entre a magnetização remanescente (M
r
) e a
magnetização de saturação (M
s
) pode ser utilizado para estimar as estruturas de domínio
de titanomagnetitas (Day et al., 1977). Dentro deste esquema, os resultados obtidos nas
amostras de Colider podem ser interpretados como uma mistura entre populações de
grãos monodomínio e multidomínio (Figura 4.5). Os pontos caem abaixo da curva de
mistura SD-MD de Dunlop (2002) para uma percentagem de grãos multidomínio entre
60% e 85%.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
42
Figura 4.4. Curvas de histerese (após a correção de inclinação paramagnética) para alguns sítios
representativos de Colider. Os detalhes mostram a aquisição de IRM e o campo de retorno. Note a
diferença da escala em alguns diagramas.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
43
Figura 4.4. Diagrama de Day para os sítios da suíte Colider com os campos monodominio (SD); pseudo-
monodomínio (PSD) e multidomínio (MD). As curvas em vermelho representam curvas de mistura entre
grãos SD e MD, SD e SP. Em tracejado o “envelope de saturação” para grãos SP. Os dados localizam-se no
campo PSD, sendo interpretados como referentes a rochas com mistura entre populações de grãos SD e
MD.
4.4. Paleointensidade
As medidas de paleointensidade foram realizadas através do protocolo de Aitken,
com “pTRM checks”. Realizaram-se passos com intervalos de 50°C entre as temperaturas
de 50°C e 350°C, intervalos de 30°C entre 350°C e 460°C e intervalos de 20°C entre
460°C e 580°C. Os “pTRM checks” foram realizados a cada dois passos de temperatura.
Analisou-se um total de 30 amostras da coleção Colider. Dividindo estas em dois grupos
de aquecimento, foi possível a realização completa do experimento em três semanas (sem
interrupções), nas quais a cooperação do aluno de doutorado Gelvam Hartmman foi
fundamental.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
44
Como era de se esperar a partir dos dados de mineralogia magnética, os dados de
paleointensidade da suíte Colider foram pouco satisfatórios. As primeiras estimativas
revelam uma grande dispersão de pontos nos diagramas NRM x TRM
LAB
,
impossibilitando
o ajuste da reta referente ao paleocampo (Figuras 4.5 e 4.6). Nenhum sítio forneceu
estimativas de paleointensidade. Numa tentativa de se eliminar os efeitos de alteração
magnetomineralógica, foi utilizada uma rotina de correção proposta por Valet et al.
(1996) e implementada no software “Thellier Tools” (Leonhardt et al., 2004). Baseando-
se em três parâmetros de monitoramento das alterações magnetomineralógicas a partir
dos “pTRM checks, um método de correção magnetomineralógica que usa a soma
cumulativa das diferenças de alteração é aplicado ao segmento de reta usado no cálculo
do paleocampo. O valor de paleointensidade é assim corrigido e comparado ao valor não
corrigido. A razão entre a paleointensidade corrigida e a não corrigida, normalizada ao
valor não corrigido, é o parâmetro δ
pal
ou o erro de check cumulativo. Os resultados
obtidos após essa correção são apresentados na Figura 4.7. Note que, mesmo com a
correção, os pontos nos diagramas de Arai das amostras da suíte Colider não se ajustam a
uma reta, e os diagramas de Arai, as curvas de variação de intensidade e as projeções
ortogonais continuam ruidosos.
Figura 4.5. Comportamento tipicamente observado nas amostras de Colider submetidas ao protocolo de
Aitken. A maioria das amostras apresenta (A) pontos dispersos no diagrama de Arai, bem como (B) curva
de desmagnetização térmica e (C) projeção ortogonal ruidosas (em vermelho: projeção horizontal; em azul:
projeção vertical).
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
45
Figura 4.6. Diagramas de Arai representativos do comportamento geral de amostras Colider. Quando
submetidas ao protocolo de duplo aquecimento, as amostras máficas de todos os sítios desta coleção
apresentam pontos bastante dispersos nos diagramas de Arai, impossibilitando qualquer estimativa do
paleocampo.
Dois fatores podem estar afetando os experimentos de paleointensidade nessas
amostras: (i) a presença de porções significativas de grãos com estrutura de domínio MD,
que não obedecem à lei da aditividade das pTRMs (ver Figura 4.4) e também (ii) a
presença de maghemita, evidente nas curvas termomagnéticas (ver seção 4.3). Em função
do alto nível de alteração mineralógica ocorrida durante a realização do protocolo de
duplo aquecimento e pela falta de sucesso nos resultados de paleointensidade, decidiu-se
descartar toda a coleção Colider para a análise de evolução do paleocampo.
A coleção Colider (1,80 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
46
Figura 4.7. Diagramas de Arai após a correção para eventuais mudanças magnetomineralógicas durante o
tratamento de laboratório (método de Valet et al., 1996). Os pontos ainda permanecem dispersos, um
problema que pode estar associado ao alto grau de alteração das amostras. É impossível se estimar de forma
confiável o paleocampo a partir destes diagramas.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
47
Capítulo 5 - A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
5.1. Geologia e geocronologia
As rochas máficas da Formação Nova Floresta afloram na borda sudoeste do
cráton Amazônico, a norte da faixa de dobramentos Nova Brasilândia, no estado de
Rondônia (Figura 5.1). Elas compreendem micrograbos e basaltos acamadados,
intrusivos na suíte granítica Alto Candeias, cujas idades U-Pb (zircão) estão em torno de
1346 ± 5 Ma (Bettencourt et al., 1999). Sedimentos neoproteozóicos recobrem toda a
extensão da Formação Nova Floresta. Dados paleomagnéticos e geocronológicos em
Nova Floresta foram obtidos recentemente (Tohver et al., 2002). As datações Ar-Ar em
plagioclásio e biotita, separados a partir dos gabros, fornecem idades de resfriamento
concordantes em 1198 ± 3 Ma e 1201 ± 2 Ma, respectivamente.
Figura 5.1. Localização da região de coleta das amostras da formação Nova Floresta, no estado de
Rondônia.
5.2. Paleomagnetismo
Desmagnetizações térmicas e por campos alternados (AF) realizadas em amostras
de Nova Floresta indicam forte estabilidade magnética. Apesar das amostras basálticas
serem caracterizadas por componentes características univetoriais, os resultados obtidos
nos gabros indicam a presença de uma componente secundária significativa. Ambos os
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
48
tratamentos revelam uma direção noroeste moderada para a componente encontrada nos
basaltos (Figura 5.2). O tratamento térmico realizado nas amostras gabróicas resultou na
remoção de duas componentes, isoladas a partir de desmagnetização AF (Tohver et al.,
2002).
Figura 5.2. Projeções ortogonais representativas para amostras basálticas obtidas a partir de
desmagnetizações AF (A e B), e térmicas (C e D). Note a coerência entre as componentes obtidas nas
projeções estereográficas. Compilado de Tohver et al. (2002).
O tratamento AF realizado nos gabros resultou na remoção de aproximadamente
95% da NRM a 15-25 mT na maioria das amostras, com o isolamento de uma
componente característica moderada de direção noroeste em campos superiores a 30 mT
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
49
(Figura 5.3). Esta componente é similar àquela isolada nos basaltos, sugerindo que ambas
foram adquiridas aproximadamente na mesma época. A direção da componente de baixa
coercividade não é coerente entre os sítios. Um pólo paleomagnético localizado em
164,6° E, 24,6° N (A
95
= 5.5°) foi calculado a partir da média dos resultados de cada
sítio.
Figura 5.3. Resultados da desmagnetização por campos alternados em amostras gabróicas representativas.
Os detalhes mostram a remoção da componente magnética característica. Compilado de Tohver et al.
(2002).
5.3. Mineralogia magnética
Estudos magnéticos e análises de microscopia eletrônica e óptica, realizadas
previamente em amostras de Nova Floresta, indicam a magnetita (quase) pura como o
principal mineral portador de magnetização, tanto nos basaltos quanto nos gabros
(Tohver et al., 2002). Algumas amostras basálticas apresentam alteração hidrotermal,
enquanto os gabros demonstram texturas dominantemente primárias. Sob o microscópio
óptico, as fases opacas principais são magnetita e ilmenita, que ocorrem como grãos
milimétricos, apresentando texturas de exsolução tipo “trellis”. Magnetita pobre em
titânio ocorre também em intercrescimentos simplectíticos com ortopiroxênio nas bordas
de grãos de olivina e ilmenita. Texturas similares são observadas em outras intrusões
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
50
máficas (e.g. Claeson, 1998). De acordo com geotermômetros baseados em óxidos
(Spencer & Lindsley, 1981; Andersen & Lindsley, 1981), os grãos magmáticos
alcançaram equilíbrio em temperaturas dentro do intervalo 610-640
o
C. Da mesma forma,
as fases opx-ol-mt simplectíticas são interpretadas como o resultado de oxidação
magmática tardia de olivinas faialíticas formando ortopiroxênio e magnetita (Claeson,
1998). Considera-se ainda que as texturas de oxi-exolução são formadas em altas
temperaturas, levando-se em conta o pico do solvus em torno de 525
o
C de Guiorso
(1997). Assim, a magnetização deve ter sido adquirida a temperaturas próximas da
temperatura de desbloqueio dos portadores magnéticos, podendo ser tanto uma
termoremanescência quanto uma magnetização de origem termoquímica de alta
temperatura (TCRM). Apesar de alguns autores terem questionado a confiabilidade dos
dados adquiridos a partir de TCRMs (Cottrell & Tarduno, 2000; Smirnov & Tarduno,
2003; Tarduno & Smirnov, 2004), trabalhos recentes indicam que este tipo de
magnetização registra de forma confiável o campo geomagnético antigo (ver Draeger et
al., 2006).
As curvas termomagnéticas obtidas no susceptômetro Bartington para cada um
dos cilindros paleomagnéticos pré-selecionados são praticamente sobrepostas, ocorrendo
uma queda em torno de 580°C na susceptibilidade magnética, indicando a presença de
magnetita. Ciclos adicionais foram obtidos com o susceptômetro Agico KLY4-CSL-CS3,
disponível no Laboratório de Paleomagnetismo do IAG/USP, que permite traçar a
evolução da susceptibilidade magnética para temperaturas entre -196°C e 700°C (Figura
5.4). Os resultados mostram uma transição de baixa temperatura, indicada por um pico na
susceptibilidade magnética ocorrido entre as temperaturas -147°C e -155°C, atribuída à
transição de Verwey (Verwey, 1939). Os ciclos para altas temperaturas repetem a queda
na susceptibilidade entre 575°C e 585°C, observada nas curvas efetuadas com o
susceptômetro Bartington. Em algumas amostras foi evidenciado um comportamento não
reversível, acompanhado de um incremento na susceptibilidade magnética após o
aquecimento (por exemplo, a amostra N16 na Figura 5.4). Essas características são
atribuídas a transformações magnetomineralógicas em altas temperaturas. Cilindros
paleomagnéticos com esse tipo de comportamento foram descartados para as medidas de
paleointensidade.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
51
Figura 5.4. Curvas termomagnéticas representativas de -196°C a 700°C obtidas em amostras dos sítios N7,
N10 e N16. Os picos na intensidade da susceptibilidade magnética para os ciclos de baixas temperaturas
são atribuídos à transição de Verwey. Cerca de 40% de amostras do sítio N16 apresentaram indícios de
alteração e foram descartadas.
As amostras basálticas da formação Nova Floresta são caracterizadas por curvas
de histerese estreitas e exibem valores de coercividade relativamente menores do que as
amostras de gabros (Figura 5.5). Os basaltos também mostram campos de saturação mais
baixos. A análise do diagrama de Day indica uma mistura entre populações de grãos
monodomínio e multidomínio (Figura 5.6), com um conteúdo percentual multidomínio
entre 40% e 80%. As amostras basálticas, que exibem alteração hidrotermal, localizam-se
a distâncias maiores em relação às curvas teóricas de Dunlop (2002) possivelmente
indicando a presença de outras fases magnéticas (por exemplo, maghemita). Os sítios N2,
N5, N6 e N16 estão mais próximos do campo MD, ao passo que os resultados para os
sítios N3, N10 e N11 caem bem próximos do membro final SD.
Os resultados do estudo dos portadores magnéticos em conjunto com as
investigações termomagnéticas foram primordiais na indicação das etapas seguintes do
projeto. Tendo em vista os resultados de histerese, procurou-se utilizar técnicas
alternativas para minimizar os sinais magnéticos associados aos grãos multidomínio das
amostras de Nova Floresta. Uma forma de se investigar a influência de grãos MD sem a
necessidade de aquecimentos adicionais é através de desmagnetizações a baixas
temperaturas, ou LTD (Low-Temperature Demagnetization). Os resultados da aplicação
da técnica LTD, bem como dos experimentos de paleointensidade em Nova Floresta
foram tema de um artigo completo, em anexo (Anexo 1) e são discutidos em maior
detalhe a seguir.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
52
Figura 5.5. Curvas de histerese (após a correção de inclinação paramagnética) para alguns sítios
representativos da formação Nova Floresta. Os detalhes mostram a aquisição de IRM e o campo de retorno.
Note a diferença de escala no eixo das magnetizações para o sítio N16 (amostras basálticas).
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
53
Figura 5.6. Diagrama de Day para os sítios da formação Nova Floresta. Porções multidomínio entre 40% e
80% são evidenciadas.
5.4. Desmagnetizações a baixas temperaturas (LTD)
Dentre os vários fatores que podem influenciar as estimativas de
paleointensidade, os mais importantes são: as alterações mineralógicas (significativas em
Colider), os sinais de grãos multidomínio e os erros sistemáticos, contidos em todas as
atividades de caráter experimental. Acredita-se que as reformas, adaptações, calibrações e
mapeamentos conduzidos previamente (ver Capítulo 3) tenham minimizado efeitos
sistemáticos. Por outro lado, alterações mineralógicas não devem influenciar os
resultados de paleointensidade em Nova Floresta, tendo em vista a triagem realizada a
partir das curvas termomagnéticas; muito embora os efeitos de alteração não possam ser
totalmente descartados. No entanto, uma parte significativa das amostras de Nova
Floresta apresenta uma fração significativa de grãos MD, que pode chegar até a 80% do
conjunto de portadores magnéticos.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
54
Com o intuito de minimizar os efeitos de grãos MD, decidiu-se investigar o
comportamento das amostras de Nova Floresta durante uma série de experimentos de
desmagnetizações a baixas temperaturas. Seis amostras da coleção foram selecionadas
para o estudo piloto, compreendendo os sítios N2, N10 e N16 (ver Figura 5.7). Estas
amostras foram submetidas a seis banhos em nitrogênio líquido no interior de um cilindro
blindado com quatro camadas de µ-metal (campo interno < 1 nT), instalado na sala
blindada do laboratório de paleomagnetismo do IAG/USP.
Existem duas contribuições predominantes para a desmagnetização a baixas
temperaturas num grão magnético MD (Muxworthy & McClelland, 2000). A primeira
deve-se à reorganização cinemática dos estados de domínio ocorrida no ponto isotrópico
(-143°C). A segunda contribuição surge da mudança na estrutura cristalina (de cúbica
para monoclínica) ocorrida na transição de Verwey (-153°C), que é capaz de modificar a
estrutura de domínios dos grãos; durante o ciclo de retorno à temperatura ambiente em
campo nulo, algumas paredes de domínio não conseguem retornar às suas posições
originais, posicionando-se de forma a reduzir a magnetização global. Na magnetita
estequiométrica a termoremanescência não sofre alterações ao passar pelo ponto
isotrópico, enquanto na transição de Verwey um comportamento anômalo, associado a
um grande aumento na anisotropia magnetocristalina é notado (Özdemir & Dunlop, 1999;
Muxworthy & McClelland, 2000). Em magnetitas não estequiométricas a influência da
transição de Verwey é fortemente reduzida, e os comportamentos anômalos são
observados no ponto isotrópico. Do mesmo modo, amostras com alto nível de estresse na
rede cristalina tendem a sofrer desmagnetização do primeiro tipo, e apenas uma pequena
fração de desmagnetização do segundo tipo. Parte da origem deste estresse pode estar
associada a processos de oxidação. Além de induzir zonas de estresse, a oxidação é capaz
de modificar a composição na superfície dos grãos (Özdemir et al., 1993), influenciando
o resultado final dos processos de desmagnetização a baixas temperaturas em amostras
com diferentes níveis de arranjo cristalino.
Uma característica marcante apresentada pelas amostras de Nova Floresta é uma
forte redução na intensidade de magnetização após os banhos em nitrogênio líquido a
campo nulo. Após um notável decréscimo no primeiro e segundo banhos, a magnitude da
NRM nas amostras de Nova Floresta foi sendo progressivamente estabilizada (Figura
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
55
5.7). Os gabros dos sítios N2 e N10 preservam apenas valores entre 18% e 27% da
magnetização original. Por outro lado, os basaltos do sitio N16 demonstram memórias
LTD muito maiores (64% a 72%), apesar de serem menos coercivos que o gabros. Este
comportamento pode ser fruto do alto estresse interno nos grãos de magnetita mais
oxidados das amostras basálticas, o que tende a aumentar a memória LTD (McClelland &
Shcherbakov, 1995; Muxworthy & McClelland, 2000).
Figura 5.7. Etapas da desmagnetização a baixas temperaturas para amostras representativas dos sítios N2,
N10 e N16. As amostras são completamente mergulhadas em nitrogênio líquido até este evaporar por
completo. Após o quinto banho a magnetização vai se estabilizando.
Após os ciclos de baixas temperaturas, as amostras de Nova Floresta foram
submetidas a desmagnetizações por campos alternados. Seus campos destrutivos médios
foram comparados àqueles exibidos por fragmentos não tratados das mesmas amostras
(Figura 5.8). Tanto nos basaltos, quanto nos gabros os campos destrutivos médios para as
amostras tratadas foram sempre maiores (15 a 20 mT) que os exibidos pelas amostras não
tratadas (8 a 10 mT). Considerando os resultados obtidos com o tratamento LTD,
decidiu-se incorporar as desmagnetizações a baixas temperaturas aos experimentos de
paleointensidade. Durante as medidas de Nova Floresta, após cada passo de aquecimento,
seja com campo ou sem campo, as amostras foram submetidas a cinco banhos de
nitrogênio líquido em campo nulo.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
56
Figura 5.8. Evolução dos espectros de coercividades (à esquerda) em amostras representativas dos sítios
N2, N10 e N16. As medidas realizadas antes (azul) e depois (vermelho) do tratamento LTD nestas amostras
revelam o comportamento global da população de grãos MD contida na coleção Nova Floresta. Em geral,
os ciclos de LTD reduzem o sinal de baixa coercividade, revelando uma NRM mais estável. Esta pode ser
associada aos grãos SD antes obscurecidos pelas frações MD. Observe as etapas de desmagnetização (à
direita) por campos alternados com medidas antes (azul) e depois (vermelho) do tratamento LTD.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
57
5.5. Paleointensidades
Como no caso de Colider, as medidas de paleointensidade nas amostras de Nova
Floresta foram realizadas através do protocolo de Aitken com inserção de “pTRM
checks”, realizados a cada dois passos de temperatura. Após a medida da NRM total das
amostras, realizaram-se passos com intervalos de 75°C entre as temperaturas de 100°C e
250°C, intervalos de 50°C entre 250°C e 350°C, intervalos de 30°C entre 350°C e 440°C,
intervalos de 20
o
C entre 440°C e 480°C e, finalmente, passos de 15°C entre 480°C e
585°C. Após a eliminação de cilindros paleomagnéticos com níveis visíveis de alteração,
foram analisadas 60 amostras da coleção Nova Floresta, sendo necessário cerca de 50
dias contínuos de atividades de laboratório para completar as medidas. Este longo
período necessário para finalizar os experimentos deve-se principalmente à incorporação
das desmagnetizações a baixas temperaturas (LTD) realizadas a cada passo de
aquecimento. Para monitorar as mudanças nas aquisições e desmagnetizações das
pTRMs, a magnetização remanescente das amostras foi medida antes e depois dos banhos
em nitrogênio líquido.
O comportamento global das amostras submetidas ao protocolo de duplo
aquecimento é exemplificado na Figura 5.9. Os resultados sem tratamento a baixas
temperaturas (cinza) mostram uma grande dispersão de pontos nos diagramas de Arai,
similares aos obtidos na coleção Colider. As curvas de desmagnetização térmica e as
projeções ortogonais também apresentam uma quantidade significativa de ruído. Tais
análises não permitiram a recuperação do paleocampo. Em contrapartida, medidas
realizadas após as LTDs (vermelho) apresentam gráficos NRM x TRM
LAB
mais lineares,
curvas de desmagnetização térmica mais suaves e vetores de magnetização característica
melhor definidos. Em geral, observa-se que mais de 50% da intensidade da
remanescência decai de forma abrupta num estreito intervalo de temperaturas entre
520°C e 560°C, o que atesta a predominância de comportamento SD e PSD após o
tratamento em baixas temperaturas. Algumas curvas de decaimento apresentam outra
segunda componente a temperaturas abaixo de 250°C, mas grande parte das amostras
analisadas tem comportamento univetorial. A componente de magnetização
característica, recuperada após as análises de componente principal (Kirschvink, 1980),
aparece fortemente agrupada e com boa coerência entre os sítios.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
58
Figura 5.9. Curvas de desmagnetização térmica, projeções ortogonais e diagramas de Arai para as amostras
(A) N2G e (B) N16D. Os pontos sem o tratamento LTD (em cinza) nas curvas de desmagnetização (canto
superior esquerdo), nas projeções (canto inferior esquerdo) e nos Arais (à direita) são bastante ruidosos. Em
contrapartida, após as desmagnetizações LTD (dados em vermelho) os resultados são mais coerentes. Nos
diagramas ortogonais as projeções horizontais correspondem a círculos cheios e as projeções verticais a
círculos vazios.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
59
A notável melhora dos resultados obtidos com o tratamento LTD permitiu o
cálculo das paleointensidades em 45% das amostras analisadas. As estimativas do
paleocampo após as desmagnetizações a baixas temperaturas foram selecionadas através
dos “pTRM checks”, dos critérios de Coe et al. (1978), bem como pelo alinhamento
vetorial e reprodutibilidade da magnetização característica. Para ser considerada uma
determinação válida, esta deve exibir: fator q > 1, segmento linear NRM-TRM definido
por mais que cinco pontos (N) e compreendendo no mínimo 60% da NRM total (fator f),
bem como desvio padrão da reta ajustada menor que 0,1. Além disso, o desvio angular
médio (MAD) do vetor correspondente deve ser menor que 10°. Um total de vinte e sete
amostras satisfaz estes critérios. Os resultados considerados satisfatórios e seus
respectivos critérios são exibidos na Tabela 5.1.
Os 27 resultados foram ainda divididos em duas classes hierárquicas, de acordo
com o grau de sobreposição dos “pTRM checks” (Drat): classe 1 com no mínimo 10% de
sobreposição, e classe 2 com sobreposições entre 10% e 20%. Todos os outros resultados
foram descartados. Quinze determinações classe 1 foram obtidas para os sítios N2, N6,
N7, N11 e N16, correspondendo a uma taxa de sucesso de 25%. Cada um dos sítios N2,
N6, N10 e N16 tiveram apenas uma estimativa de sucesso, enquanto os sítios N7 e N11
tiveram, respectivamente, quatro e sete estimativas de boa qualidade. Os valores de
paleocampo recuperados nas amostras gabróicas variam de 2,44 µT a 7,23 µT e o valor
médio a partir destas estimativas é de 5,02 ± 1,45 µT. O único resultado de boa qualidade
obtido nos basaltos fornece um paleocampo consideravelmente maior de 18.31 µT.
A Figura 5.10 exibe exemplos de resultados típicos obtidos para as amostras de
Nova Floresta submetidas ao protocolo de Aitken com tratamento LTD. Exemplos de
resultados excluídos são apresentados na Figura 5.11.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
60
Tabela 5.1: Resultados de paleointensidade em Nova Floresta (campo de laboratório = 30
µ
T)
Amostra Pint Tmin Tmáx N Inclinação da reta
f g q
MAD Drat Classe
N2G 5.38 ± 0.34 1.34 ± 0.08 480 580 6 -0.18 ± 0.06 0.84 0.58 7.80 4.9 11.7 2
N2L 5.01 ± 0.36 1.25 ± 0.09 350 585 13 -0.17 ± 0.07 1.00 0.62 8.50 6.3 19.1 2
N2M 2.71 ± 0.10 0.67 ± 0.02 480 585 6 -0.09 ± 0.04 0.90 0.52 13.00 9.8 12.3 2
N2Q 18.84 ± 1.67 4.68 ± 0.42 495 585 6 -0.63 ± 0.09 0.84 0.57 5.40 4.9 13.0 2
N2U 3.98 ± 0.30 0.99 ± 0.07 440 525 5 -0.13 ± 0.07 0.79 0.44 4.70 5.4 9.3 1
N3J 7.22 ± 0.38 1.80 ± 0.09 410 585 11 -0.24 ± 0.05 0.99 0.68 12.70 4.3 15.4 2
N3K 6.52 ± 0.39 1.62 ± 0.10 410 585 11 -0.22 ± 0.06 1.00 0.72 12.00 4.2 14.4 2
N3L 7.45 ± 0.40 1.85 ± 0.10 440 585 10 -0.25 ± 0.05 0.98 0.71 13.10 4.2 15.5 2
N3S 11.57 ± 1.15 2.88 ± 0.29 460 585 9 -0.39 ± 0.10 0.92 0.50 4.60 2.5 17.8 2
N5M 4.69 ± 0.46 1.17 ± 0.11 300 585 14 -0.16 ± 0.10 1.00 0.78 8.00 7.0 11.6 2
N6O 4.47 ± 0.38 1.11 ± 0.09 495 585 5 -0.15 ± 0.08 0.92 0.14 1.50 1.7 4.5 1
N7M 6.08 ± 0.18 1.51 ± 0.04 480 585 6 -0.20 ± 0.03 0.90 0.21 6.30 2.4 7.3 1
N7N 5.60 ± 0.27 1.39 ± 0.07 410 585 9 -0.19 ± 0.05 0.99 0.38 7.70 3.0 6.7 1
N7O 5.55 ± 0.14 1.38 ± 0.03 480 585 6 -0.19 ± 0.03 0.90 0.17 6.20 2.6 6.9 1
N7P 5.70 ± 0.18 1.42 ± 0.04 495 585 5 -0.19 ± 0.03 0.87 0.09 2.40 3.1 5.9 1
N10L 4.66 ± 0.04 1.16 ± 0.01 480 585 6 -0.16 ± 0.01 0.90 0.15 16.60 3.2 7.7 1
N10M 15.20 ± 0.59 3.78 ± 0.15 480 585 6 -0.51 ± 0.04 0.92 0.21 4.90 4.5 13.3 2
N10U 6.18 ± 0.19 1.54 ± 0.05 480 585 6 -0.21 ± 0.03 0.85 0.29 8.10 2.9 13.5 2
N11A 5.57 ± 0.22 1.38 ± 0.05 440 585 8 -0.19 ± 0.04 1.00 0.36 9.00 4.1 7.6 1
N11B 3.30 ± 0.10 0.82 ± 0.02 440 585 8 -0.11 ± 0.03 1.00 0.35 11.40 5.3 7.7 1
N11E 6.57 ± 0.36 1.63 ± 0.09 495 585 5 -0.22 ± 0.05 0.91 0.08 1.40 0.9 9.8 1
N11F 6.33 ± 0.54 1.57 ± 0.13 480 585 6 -0.21 ± 0.09 0.97 0.32 3.60 1.9 7.9 1
N11G 7.23 ± 0.45 1.80 ± 0.11 480 585 6 -0.24 ± 0.06 0.97 0.24 3.70 1.3 8.9 1
N11O 2.86 ± 0.25 0.71 ± 0.06 410 585 9 -0.10 ± 0.09 1.00 0.42 4.80 4.0 5.4 1
N11S 2.44 ± 0.14 0.61 ± 0.03 460 585 7 -0.08 ± 0.06 0.99 0.32 5.70 5.1 4.3 1
N16D 18.31 ± 1.51 4.55 ± 0.38 480 580 6 -0.61 ± 0.08 1.00 0.59 7.20 2.5 8.5 1
N16L 12.79 ± 1.25 3.18 ± 0.31 480 580 6 -0.43 ± 0.10 1.00 0.52 5.30 2.8 10.3 2
Média* 5.91 ± 3.70 1.47 0.92
Média**
7.12
±
4.40 1.77 1.09
(Componente característica : Dec = 294, Inc = -60, α
95
= 4.7, k=61.9)
VDM
Onde: Pint – paleointensidade e erro associado (em µT); VDM – momento de dipolo virtual (x10
22
Am
2
); T
min
e T
máx
são as temperaturas máximas e mínimas usadas para o cálculo da paleointensidade (
o
C) ; N – número de pontos usados
nas estimativas; Inclinação da reta – inclinação da melhor reta ajustada e erro associado; f – fração de NRM usada no
cálculo; g e q – fatores de vazios e de qualidade de Coe et al. (1978), respectivamente; MAD – desvio médio angular
do vetor correspondente após análises de componente principal; Drat – sobreposição do “pTRM check” entre T
min
e
T
máx
. Média* – média das amostras classe 1; Média** – média das amostras classe 1 mais amostras classe 2.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
61
Figura 5.10. Típicos diagramas de Arai (esquerda), curvas de desmagnetização térmica (centro) e projeções
ortogonais (direita) para amostras de Nova Floresta. A paleointensidade recuperada é mostrada no detalhe
dos diagramas de Arai. Os pontos em vermelho referem-se às projeções horizontais e os pontos em azul às
projeções verticais.
A coleção Nova Floresta (1,20 Ga)
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
62
Figura 5.11. Típicos diagramas exibidos por amostras de Nova Floresta descartadas. Note que para as
amostras N2H, N3D e N5F os sinais multidomínio são evidenciados pelos diagramas de Arai curvos.
Algumas amostras exibiram diagramas de Arai ruidosos, como N6H. Os pontos em vermelho referem-se às
projeções horizontais e os pontos em azul às projeções verticais.
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
63
Capítulo 6 – Discussão
6.1. Introdução
Os experimentos relatados nos capítulos precedentes tinham como objetivo gerar
estimativas de paleointensidades para o Paleoproterozóico e Mesoproterozóico.
Entretanto, paleointensidades em torno de 1,80 Ga não foram obtidas. As amostras da
suíte Colider apresentaram diagramas que impossibilitou qualquer estimativa de
paleocampo. Os diagramas de Arai em especial são bastante ruidosos e o ajuste de uma
reta aos pontos obtidos não foi alcançada. A falta de sucesso nesta coleção é
principalmente atribuída às alterações magnetomineralógicas ocorridas durante os
aquecimentos do protocolo experimental (ver Capítulo 4). Por outro lado, no caso da
coleção Nova Floresta de idade Mesoproterozóica, a maioria das amostras exibiram
paleointensidades coerentes entre si, fornecendo 27 estimativas de paleocampo para seis
sítios. Os momentos de dipolo virtual para essa coleção foram calculados para uma
inclinação média de 60° (Tohver et al., 2002), que corresponde a uma paleolatitude de
41° para um campo dipolar. Os VDMs classe 1 variam entre 0,61 e 4,55 x10
22
Am
2
, com
uma média de 1,47 ± 0,92 x10
22
Am
2
. Apesar das estimativas do paleocampo serem
similares quando consideradas todas as amostras, o erro associado é maior. O valor
médio do paleocampo para todos os 27 resultados é de 7,12 ± 4,40 µT, com VDM médio
correspondente de 1,77 ± 1,09 x10
22
Am
2
(ver Tabela 5.1).
A seguir são discutidas as principais conseqüências da adição das estimativas de
paleointensidade de Nova Floresta ao banco de dados global.
6.2. VDMs para Nova Floresta e a geometria do campo
A geometria do campo paleomagnético é motivo de debates tanto para os períodos
mais recentes quanto para o Precambriano. A hipótese do GAD para períodos de tempo
mais recentes tem sido validada por diversas análises das bases de dados direcionais (e.g.
Johnson & Constable, 1995; Besse & Courtillot, 2002). Tais estudos indicam a
predominância de um dipolo axial, com uma pequena porção não dipolar persistente em
longos períodos (>5%). Por exemplo, Carlut e Courtillot (1998) propõem a existência de
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
64
uma pequena contribuição quadrupolar axial de baixa intensidade (cerca de 5% do termo
dipolar) para o campo dos últimos 3 Ma. Uma análise para períodos de tempo um pouco
mais antigos foi efetuada por Besse e Courtillot (2002). Esses autores basearam-se nas
determinações de “trajetórias sintéticas” de deriva polar aparente para as principais placas
litosféricas e observaram que o momento quadrupolar persistente não excede 3% da
fração dipolar para os últimos 200 Ma, concluindo, portanto, a favor de um campo
paleomagnético essencialmente dipolar e geocêntrico.
Para períodos ainda mais antigos, onde não se pode contar com os registros
oceânicos e os dados direcionais são ainda mais escassos, alguns autores têm tentado
inferir a geometria do campo a partir de dados de inclinação. Evans (1976) utilizou todos
os dados fanerozóicos até então disponíveis para testar a dipolaridade do campo.
Comparando a distribuição de inclinações àquela esperada para um dipolo axial, ele não
encontrou evidências que pudessem sugerir fortes componentes não dipolares. Usando o
mesmo procedimento, Kent e Smethurst (1998) compilaram os dados direcionais desde o
Arqueano, determinando a distribuição das inclinações para grandes intervalos de tempo.
Eles constataram que a distribuição de freqüências de inclinações paleomagnéticas para o
Cenozóico e o Mesozóico é compatível com uma amostragem geográfica aleatória de um
campo paleomagnético dipolar axial e geocêntrico. Em contrapartida, as distribuições de
freqüências para o Paleozóico e o Precambriano indicam a predominância de inclinações
rasas. As distribuições anômalas de inclinação para essas eras podem ser explicadas por
uma contribuição de 25% de componentes octupolares zonais. Os autores atribuem a
evolução deste campo proterozóico mais complexo para um campo recente
essencialmente dipolar à estabilização do geodínamo (Kent & Smethurst, 1998).
Contudo, as distribuições anômalas da inclinação podem ser simplesmente artefatos de
desvios de amostragem ou do próprio registro magnético (e.g. Meert et al., 2003; Tauxe,
2005). Recentemente, McFadden (2004) demonstrou que um período de pelo menos 5
bilhões de anos é necessário para gerar uma amostragem aleatória do campo, invalidando
um dos pressupostos da análise de Evans (1976) e de Kent e Smethurst (1998).
Uma outra forma de estimar, ao menos qualitativamente, a geometria do campo
paleomagnético precambriano é a partir da análise de componentes com diferentes
polaridades. Baseados na assimetria (~20
o
) entre os dados de polaridade normal e inversa
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
65
para os basaltos Keweenawan (~1,10 Ga), Pesonen e Halls (1983) sugeriram a existência
de fortes componentes não dipolares no Neoproterozóico. Entretanto, os resultados
paleomagnéticos obtidos em outras unidades (Ernst & Buchan, 1993; Symons et al.,
1994) sugere que a movimentação (tectônica de placas) do escudo canadense é a
explicação mais provável. As direções observadas nos basaltos Keweenawan teriam sido
adquiridas ao longo de um grande intervalo de tempo durante a exumação do orógeno
Keweenawan. Resultados obtidos por Gallet et al. (2000) corroboram esta hipótese. Esses
autores observaram aproximadamente 15 reversões geomagnéticas perfeitamente
antipodais em duas formações sedimentares da Sibéria, depositadas entre 1,05 e 1,10 Ga.
Esses resultados e outros registros de inversões de polaridade observados em rochas mais
antigas com direções normal e reversa perfeitamente simétricas (e.g. Halls, 1991)
sugerem que o campo era dominantemente dipolar no Precambriano.
Evidências contra ou a favor de um campo dipolar precambriano podem ser
obtidas a partir da comparação das estimativas de paleocampo (
A
H
r
) em unidades de
mesma idade com paleolatitudes (
λ
A
) suficientemente diferentes. Testa-se a dependência
latitudinal esperada para um campo dipolar. Dunlop e Yu (2004) realizaram esse teste
para as componentes dos gabros Cordova, com
A
H
r
= 18,1 µT,
λ
A
= -40,3
o
e
A
H
r
= 7,1 µT,
λ
A
= -4,6
o
; para as componentes Keweenawan, com
A
H
r
= 51 µT,
λ
A
= +18,5
o
e
A
H
r
= 73
µT,
λ
A
= -54,5
o
; e para os komatiitos e gabros Abitibi, com
A
H
r
= 14,3 µT,
λ
A
= -17,5
o
e
A
H
r
= 26 µT,
λ
A
= -78,5
o
. Dentre esses, os dados que melhor se ajustam às curvas de
tendência dipolar são os Keweenawan, seguidos dos Abitibi e das componentes Cordova
A e B (Figura 6.1).
Macouin et al. (2006) observaram que a grande extensão do enxame Mackenzie,
de milhares de quilômetros de comprimento, poderia ser usada para testar a assimetria da
polaridade do campo. Entretanto, os sítios analisados localizam-se caprichosamente ao
longo de paleolatitudes que não diferem mais que 1,5
o
. Contudo, podemos utilizar os
dados do enxame Mackenzie, com idades em torno de 1267 Ma, e outros dados do escudo
canadense com idades próximas e compará-los aos dados de Nova Floresta (Figura 6.2).
Esses dados incluem os gabros Tudor (1240 ± 2 Ma), e Cordova (850 ± 50 Ma para
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
66
componente B e 1000 ± 50 Ma para componente A), e os diques Keweenawan (1092 ± 5
Ma para componente N e 1102 ± 5 para componente R), e Abitibi (1141 ± 1 Ma).
Figura 6.1. Dependência da paleointensidade
A
H
r
com a paleolatitude
λ
A
para Keweenawan N e R
(triângulos), gabros e komatiitos Abitibi (quadrados), e Cordova A e B (círculos) comparada com a
dependência esperada para um campo dipolar axial geocêntrico (GAD) com diferentes momentos de
dipolo. Compilado de Dunlop & Yu (2004).
Figura 6.2. Dependência esperada para um campo dipolar axial geocêntrico (GAD) no intervalo 1,30 - 1,00
Ga com momentos de dipolo variáveis. São consideradas as componentes Keweenawan N e R (triângulos),
os gabros e komatiitos Abitibi (quadrados cheios), as componentes Cordova A e B (círculos cheios), as
médias 1 e 2 de Nova Floresta (estrelas azuis), o enxame Mackenzie (quadrados vazios) e os gabros Tudor
(círculo vazio).
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
67
Na Figura 6.2 os dados de paleointensidade de Nova Floresta e das unidades
canadenses são plotados contra as suas respectivas paleolatitudes. Analisa-se então a
sobreposição dos dados aos valores esperados para um campo dipolar axial com
diferentes momentos de dipolo. Excluindo-se as altas estimativas observadas em
Keweenawan, que podem estar afetadas pelo lento resfriamento desta unidade, todos os
dados apresentam certa coerência. A adição dos dados de Nova Floresta às estimativas
para unidades canadenses com idades próximas é extremamente importante,
principalmente por estarem associados a paleolatitudes bem distintas. As estimativas de
paleointensidade em Nova Floresta são as primeiras obtidas para um escudo
precambriano do Gondwana (cráton Amazônico). Os dados sugerem um campo
dominantemente dipolar, com momentos de dipolo entre 2,00 e 4,50 x10
22
Am
2
no Meso-
Neoproterozóico (Figura 6.2).
6.3. Implicações para a evolução do CMT
Os VDMs para o Precambriano, quando plotados contra a idade de magnetização,
podem ser úteis na análise de tendências de longo período (Figura 6.3). Entretanto, note
que os dados não apresentam distribuição uniforme, estando agrupados em torno de 3,40
Ga e nos intervalos 2,70-2,40 Ga, 2,20-1,80 Ga e 1,30-1,00 Ga. Essa distribuição esparsa
apenas ratifica a necessidade de novos dados de paleointensidades para os períodos
geológicos mais remotos.
Os resultados de paleointensidade em Nova Floresta são concordantes com a
maioria dos resultados advindos de unidades com idades próximas (~ 1,20 Ga). Os
resultados mais contrastantes para o intervalo 1,30-1,00 Ga são os dados Keweenawan
(Pesonen & Halls, 1983) e os dados das Seqüências Gardar (Thomas, 1993; Thomas &
Piper, 1995). As grandes barras de erro para os VDMs Keweenawan e a assimetria
confusa observada por Pesonen e Halls (1983) sugerem que estas estimativas devem ser
consideradas com cautela. Os dados Gardar e Mussartût também apresentam uma grande
dispersão nos resultados, o que pode estar associado ao fato desses dados terem
registrado campos transicionais.
Considerando as 44 estimativas compiladas na Tabela 1.1 e o dado de Nova
Floresta, o VDM médio para o período Precambriano é de 4,00 ± 0,80 x10
22
Am
2
(Figura
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
68
6.3), corroborando as estimativas que indicam um regime de campo baixo para o
Arqueano e Precambriano. A maioria dos valores é significativamente menor do que a
intensidade do campo atual, correspondendo a cerca de 50% da média para o intervalo
300-0 Ma (Macouin et al., 2004). Além disso, as estimativas em Nova Floresta sugerem
um aumento gradativo do campo magnético terrestre durante o período, reforçando a
sugestão de Macouin et al. (2003). Assumindo a possível ligação entre a formação do
núcleo interno e uma evolução na intensidade do campo, a atual base de dados indica que
nenhum evento significativo ocorreu antes de 1 Ga. Variações globais significativas de
paleointensidade foram possivelmente iniciadas próximo do intervalo 1,00-0,30 Ga, o
que favorece o modelo de Labrosse et al. (2001). Estas observações são coerentes com as
análises de longo período realizadas por Macouin et al. (2004). Assim, o período
compreendido entre 1,00 Ga e 0,40 Ga é de importância crucial em estudos de
intensidade geomagnética.
Discussão
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
69
Figura 6.3. Variação do Momento de Dipolo Virtual (VDM) para o intervalo 3,60–0,30 Ga. Foram
consideradas todas as estimativas da base de dados de paleointensidade. No gráfico, estes apresentam-se
agrupados em distintos intervalos de idades.
Conclusões
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
70
Capítulo 7 – Conclusões
Este trabalho marca o inicio dos estudos de paleointensidade no Brasil. A
implementação da técnica de duplo aquecimento tipo Thellier-Thellier no laboratório de
paleomagnetismo, iniciada em 2005, foi concluída com sucesso com os testes
apresentados aqui (ver seção 3.3) e com os primeiros resultados em unidades
precambrianas.
Durante a dissertação foram realizados estudos de paleointensidade em amostras
da suíte Colider (1,80 Ga) e de Nova Floresta (1,20 Ga) usando o protocolo de duplo
aquecimento de Aitken (Aitken et al., 1988) com inserções de “pTRM checks”. Curvas
termomagnéticas para grande parte das amostras da coleção Colider exibiram indícios de
alteração, associados principalmente ao processo de maghemitização. As alterações
foram de fato comprovadas pelos resultados obtidos com a realização do protocolo de
duplo aquecimento. Digramas de Arai bastante ruidosos foram obtidos para quase todas
as amostras de Colider analisadas. A estimativa do paleocampo a partir desta coleção não
foi possível. Em contraste, as curvas termomagnéticas de grande parte da coleção Nova
Floresta mostraram comportamento reversível. Os estudos de histerese revelaram uma
mistura de populações de grãos monodomínio e multidomínio, com um conteúdo
percentual multidomínio entre 40% e 80%. Os resultados também mostraram uma
transição de baixa temperatura, indicada por um pico na susceptibilidade magnética
ocorrido entre -147
o
C e -155
o
C, atribuída à transição de Verwey. A partir desses
resultados decidiu-se buscar alternativas com o intuito de minimizar o efeito dos grãos
multidomínio. Foram realizados experimentos de desmagnetização a baixas temperaturas
e de evolução da memória LTD em amostras piloto da coleção Nova Floresta. Os
resultados mostram uma forte redução na intensidade de magnetização após os banhos de
nitrogênio líquido a campo nulo, e um aumento nos campos destrutivos médios. Esse
comportamento indica que uma fração significativa da magnetização característica, de
fato, está associada a grãos pouco coercivos (MD).
A incorporação do tratamento LTD ao protocolo de Aitken durante os
experimentos de duplo aquecimento resultou na obtenção de estimativas de
Conclusões
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
71
paleointensidade em 45% das amostras analisadas. Das 60 amostras submetidas ao
protocolo de duplo aquecimento, 15 estimativas foram classificadas como classe 1, e 12
como classe 2. Essa classificação levou em conta principalmente a sobreposição dos
“pTRM checks” e os valores dos critérios de qualidade de Coe et al. (1978). As
estimativas de paleointensidade nas amostras gabróicas variam de 2,44 µT a 7,23 µT,
com valor médio de 5,02 ± 1,45 µT. Para os basaltos, o único resultado de boa qualidade
forneceu um paleocampo de 18,31 µT. Os VDMs a partir dos resultados classe 1 (1,47 ±
0,92 x10
22
Am
2
) e classe 2 (1,77 ± 1,09 x10
22
Am
2
) são coerentes com estimativas
obtidas em unidades de idades próximas a idade da formação Nova Floresta. Eles, de
fato, corroboram o regime de campo baixo predominante para o Precambriano. Quando
plotados contra o tempo, os VDMs médios listados na Tabela 1.1 e o dado Nova Floresta
sugerem um aumento gradativo do campo magnético terrestre. A média para o intervalo
3,50–0,50 é de 4,00 ± 0,80 x10
22
Am
2
, que corresponde a cerca de 50% do VDM médio
para o campo mais recente.
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Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
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Anexo 1
Paleointensidade do CMT no Proterozóico, Celino, K.R.
86
Anexo 1
LTD-Thellier paleointensity of 1.2 Ga Nova Floresta Mafic Rocks (Amazon craton)
Klaydson R. Celino, Ricardo I. F. Trindade, Eric Tohver
Submetido à Geophysical Research Letters em 07/02/07.
LTD-Thellier paleointensity of 1.2 Ga Nova Floresta mafic rocks (Amazon craton) 1
2
3
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8
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14
15
16
17
18
19
Klaydson R. Celino, Ricardo I.F. Trindade
*
, Eric Tohver
Instituto de Astronomia, Geofísica de Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo
Rua do Matão, 1226, CEP 05508-090, São Paulo-SP, Brazil.
Abstract. Absolute paleointensity at 1.2 Ga was obtained on basalts and gabbros from Nova
Floresta Formation (Amazon craton, Brazil). Magnetic carriers in these rocks are single-
domain to multi-domain pure (to nearly pure) magnetite. They present a strong decrease in
remanence after low-temperature demagnetization (LTD) accompanied by an increase in
median destructive fields. Incorporation of LTD to Thellier double-heating measurements
enabled paleofield recovery for otherwise sterile rock samples, giving fifteen successful
determinations for six sites (25% success rate). Paleofield values for gabbros range from 2.44
PT to 7.23 PT (mean at 5.02 r 1.45 PT); the only successful estimate obtained for basalts give
a higher paleofield of 18.31 PT. These results correspond to a mean VDM of 1.47 r 0.92
x10
22
Am
2
, thus increasing the number of low-field determinations that dominate the (still
scarce) Precambrian database. Our study exemplifies the need for alternative approaches in
the study of ancient rocks.
*
corresponding author (Email: [email protected])
INTRODUCTION20
21
22
23
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27
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39
40
41
42
43
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45
46
47
48
49
50
The onset and growth of the solid inner core and its consequences on the stability and
efficiency of the geodynamo is a fundamental and controversial problem in geosciences (e.g.,
Labrosse et al., 2001; Brandon et al., 2003). The paleomagnetic study of Archean and
Proterozoic rocks, and particularly the study of earth’s field paleointensity, may be used to
track such changes (e.g., Hale, 1987). But the paleointensity database for ages before 500 Ma
is still very limited. One of the reasons for the scarcity of results is simply the lack of suitable
targets. Thellier double-heating methods are still the most reliable way to recover the
paleofield intensity (Thellier and Thellier, 1959) but require strict sample selection. Suitable
samples must contain single-domain (SD) grains carrying a thermoremanence, and alteration
during several hours of heating experiments should be negligible (Coe et al., 1978). In order
to isolate the SD contribution and reduce alteration, new methods have been applied to
Archean and Precambrian units in recent years, including microwave demagnetization (e.g.,
Halls et al., 2004) and single-crystal analysis (e.g., Smirnov et al., 2003). Another possible
approach, still poorly exploited, is to enhance the SD contribution in classical Thellier
experiments by using systematic low-temperature demagnetization (LTD) (e.g., Schmidt,
1993). In this letter we report successful LTD-Thellier analysis of otherwise sterile basalts
and gabbros from 1.2 Ga Nova Floresta Formation, Amazon craton (Brazil). Also discussed
are the implications of these results for the evolution of the earth’s field in Precambrian times.
NOVA FLORESTA FORMATION
The Nova Floresta Formation is composed of flat-lying gabbros and basalts that crop
out at the southwestern margin of the Amazon craton, to the north of the Nova Brasilandia
fold belt. It intrudes the 1346 ± 5 Ma (U-Pb zircon) Alto Candeias granite and is covered by
Neoproterozoic sediments of the Palmeiral Formation. Previous geochronological and
paleomagnetic work on Nova Floresta mafic rocks were performed by Tohver et al. (2002).
Ar-Ar dating of biotite and plagioclase separated from gabbros yield comparable cooling ages
of 1198 ± 3 Ma and 1201 ± 2 Ma. Both gabbros and basalts yield a very stable component
isolated at high temperatures and moderate coercivities. It corresponds to a characteristic
magnetic component oriented WNW upward (mean at Dec=294°, Inc=-60°; N=16, R=15.8,
k=61.9, D
95
=4.7°), interpreted as a primary magnetization acquired during cooling of gabbro
sills and basaltic lavas. This component corresponds to a palemagnetic pole at P
LAT
=24.6°N,
P
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77
78
79
80
81
LON
=164.6°E (A
95
=5.5°). Paleointensity and rock magnetic studies reported here were
performed on samples from eight sites of Tohver et al. (2002). They comprise 27 standard
paleomagnetic cores, each cut into four paleointensity samples of one centimeter in diameter.
REMANENCE CARRIERS AND LTD MEMORY
Rock magnetism, optical and electronic microscopy of Nova Floresta rocks show that
the main magnetic carrier is nearly pure magnetite in both basalts and gabbros (Tohver et al.,
2002). Most basalt samples present hydrothermal alteration, whereas olivine gabbros and
anorthositic gabbros show more pristine textures. Reflected light microscopy of the opaque
minerals reveals millimeter-scale grains of magnetite (Mt
82
Usp
18
) and ilmenite (Ilm
95
Hem
5
)
that are interpreted as magmatic in origin. Back-scattered electron images demonstrate
extensive oxyexsolution of the magnetite with sub-micron scale, trellis intergrowths of
ülvospinel and magnetite lamellae with compositions between Mt
90
Usp
10
and Mt
60
Usp
40
. No
exsolution textures are observed in the large magmatic ilmenite grains. Low-Ti magnetite also
occurs in symplectitic intergrowths with orthopyroxene at olivine-ilmenite grain boundaries,
similar to textures observed in other mafic intrusion (e.g., Claeson, 1998).
Given the importance of magnetite as a carrier of remanence, identifying its origin and
mode of formation will help establish the nature of the magnetization. Magmatic grains
identified in our samples reached equilibrium at temperatures of 610-640˚C according to
oxide geothermometers (Spencer and Lindsley, 1981; Andersen and Lindsley, 1981).
Likewise, the opx-ol-mt symplectites are interpreted as the result of tardi-magmatic oxidation
of fayalitic olivine to form orthopyroxene and magnetite (e.g., Claeson, 1998). The
oxyexsolution textures are also considered to form at elevated temperatures considering the
~525°C crest of the Mt-Usp solvus of Ghiorso (1997). Thus magnetization must have been
acquired close to the unblocking temperature of magnetic carriers, being either a true TRM or
a high-temperature TCRM. Both types of magnetization are faithful recorders of the ancient
geomagnetic field (Draeger et al., 2006).
Hysteresis curves were performed in sixteen paleomagnetic cores (two per site).
Basalts of site N16 are characterized by tight-waist loops (Figure 1a) and show slightly lower
coercivity values than gabbros (Figure 1b). Basalts also show lower saturation fields. Hcr/Hc
to Mrs/Ms ratios fall just below the Dunlop (2002) SD-MD mixing curves for MD content
between 40% and 80% (Figure 1c). Basalt samples showing hydrothermal alteration depart
more strongly from the model curves. Sites N2, N5, N6 and N16 fall closer to the MD
domain, whereas sites N3, N10 and N11 fall closer to the SD end-member.
82
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112
Thermomagnetic curves from -196qC up to 700qC were performed in each of the 27
paleomagnetic cores (Figure 1d). They show a low temperature transition indicated by a peak
in magnetic susceptibility between -147qC and -155qC, which is attributed to the Verwey
transition. High temperature cycles show a drop in susceptibility between 575qC and 585qC at
the Curie point of pure (to nearly pure) magnetite. This suggests complete titanomagnetite
exsolution in the trellis intergrowths or in the Mt-Opx symplectites. Most curves are
completely reversible upon cooling (e.g., N7 and N10 in Figure 1d). Some curves, however,
show non-reversible behavior with a net increase of magnetic susceptibility after heating due
to new magnetic phases formed at high temperature (e.g., N16 in Figure 1d). Paleomagnetic
cores showing this behavior were not retained for paleointensity measurements.
A remarkable characteristic of most Nova Floresta samples is the strong reduction of
remanence intensity after zero-field cycling in liquid nitrogen. The decay in remanence after
low-temperature zero-field cycling is exclusively related to MD grains. It results from domain
state reorganization due to cooling from room temperature to the Verwey transition (-153°C)
and the isotropic point (-143°C) (Muxworthy and McClelland, 2000). The evolution of LTD
memory during low-temperature cycles was observed in six samples from sites N2, N10 and
N16 (Figure 2a). These samples were submitted to six liquid nitrogen baths in a four layer P-
metal shielded box (internal field < 1 nT) placed inside a shielded room. After a strong
decrease in the first two baths, remanence magnitude has progressively stabilized in the fifth
and sixth baths. Gabbros of sites N2 and N10 have shown very low net LTD memories
between 18% to 27%. Conversely, basalts of site N16 show much higher LTD memories
(64% to 72%) in spite of being less coercitive than gabbros. This may be due to the higher
internal stress in the more oxidized magnetite grains of basalt samples which tend to increase
the LTD memory (see Muxworthy and McClelland, 2000). Following the sixth liquid nitrogen
bath, samples were AF demagnetized. Their mean destructive fields were compared to those
of untreated sister samples (Figure 2b). In both basalts and gabbros, median destructive fields
for treated samples were always higher (15 to 20 mT) than for untreated ones (8 to 10 mT).
Considering these results, we decided to combine LTD treatment to the paleointensity
protocol for Nova Floresta samples.
113
114
115
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PALEOINTENSITY RESULTS
LTD-Thellier paleointensity measurements were performed at the Paleomag lab of the
University of São Paulo. Sixty samples were selected for analysis after elimination of cores
showing visible alteration in thermomagnetic curves. We have used a modified form of the
Thellier double-heating protocol (Thellier and Thellier, 1959; Aitken et al., 1988). In addition,
samples were submitted to five LTD baths after every heating step. Magnetic remanence was
measured in a 2G-criogenic magnetometer before and after LTD to track changes in pTRM
acquisition and demagnetization. Chemical alteration was monitored by pTRM checks,
performed every two heating steps. Heating cycles were done in a modified MMTD-60
paleomagnetic oven. In order to achieve reproduction of in-field and zero-field heatings,
temperature gradients inside the oven were mapped and only the more temperature stable
zone was used.
In Figure 3 we present results obtained for two representative samples (N2G and
N16D). Results without LTD show strong scatter in Arai diagrams, magnetization decay
curves, and vectorial plots. These analyses did not allow the recovery of the paleofield. In
contrast, measurements done after LTD treatment show more linear NRM-pTRM plots,
smooth magnetization decay curves and well defined magnetization vectors. After treatment,
more than 50% of remanence decreases abruptly at a narrow temperature interval between
520qC and 560qC attesting to the dominantly SD to PSD nature of the remaining remanence.
Some decay curves show another drop in magnetization at temperatures below 250qC. Most
samples have univectorial behavior. The characteristic magnetization component, recovered
after principal component analysis, show tight grouping and high coherence within sites. The
improvement of results obtained with LTD treatment enabled calculation of paleointensities
for 45% of the analyzed samples.
Paleointensity results after LTD were screened using Coe et al.’s (1978) criteria,
pTRM checks, as well as vector alignment and reproducibility of the characteristic
magnetization. Successful determinations must show: q factor above unit, linear NRM-TRM
segment defined by more than four points (N) and comprising at least 60% of the total NRM
(factor f), standard deviation of linear fit should be less than 0.1. In addition, mean angular
deviation (MAD) of the corresponding vector should be lower than 10q. Twenty-seven
samples fill these criteria. These samples were further divided into two classes according to
the overlap of pTRM checks (Drat): Class 1 with at least 10% overlap, and Class 2 with
overlaps from 10% to 20%. Other results were discarded. Successful results and
corresponding criteria are shown in Table 1 (supplementary material).
144
145
146
147
148
149
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171
172
173
174
Fifteen Class 1 results were obtained for sites N2, N6, N7, N10, N11 and N16,
corresponding to a success rate of 25%. Sites N2, N6, N10 and N16 gave one successful result
each, whereas sites N7 and N11 gave respectively four and seven successful estimates.
Paleofield values for gabbro samples range from 2.44 PT to 7.23 PT with average of 5.02 r
1.45 PT. The only successful estimate obtained for basalts yield a higher paleofield of 18.31
PT. VDMs were calculated for an average inclination of 60° (corresponding to a paleolatitude
of 41° for a dipolar field) according to results of Tohver et al. (2002) and this paper. They
provide values between 0.61 and 4.55 x10
22
Am
2
with an average of 1.47 r 0.92 x10
22
Am
2
.
Addition of Class 2 results give similar paleofield estimates (but increased dispersion),
resulting in an average of 7.12 r 4.40 PT for all samples, and a corresponding mean VDM of
1.77 r 1.09 x10
22
Am
2
.
DISCUSSION AND CONCLUSION
LTD treatment has significantly improved paleointensity measurements in Nova
Floresta mafic rocks. It provides smooth magnetization decay curves and more linear Arai
plots (Figure 3) allowing the recovery of the paleofield for 25% of the samples. The same
procedure has been used in several works to isolate directional components (e.g., Warnock et
al., 2000), but previous application to Thellier paleointensity determinations in rock samples
are rare. The two studies reported so far show that systematic use of low-temperature
demagnetization improves linearization of Arai plots in rock samples (Schmidt, 1993;
Morales et al., 2001). In reducing the original magnetization of MD grains, the low-
temperature treatment enhances the hidden signal of hard SD fractions eventually present in
the same rock samples. This is illustrated by a recent study of Dunlop et al. (2005) on silicate
single-crystals extracted from the Matachewan dikes (Canada). Arai plots obtained on
plagioclase grains are perfectly linear as a consequence of the dominant SD behavior of their
magnetite inclusions. On the other hand, mafic silicate crystals showed curved, concave-down
Arai plots due to their dominant MD-like behavior. When treated with LTD, mafic minerals
keep their non-linear Arai diagrams but show a strong decrease in remanence. Likewise, we
believe that LTD has unmasked the SD carriers from the veil of MD magnetite in the Nova
Floresta samples giving reliable paleointensity estimates for 1.2 Ga.
175
176
177
178
179
180
181
182
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185
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188
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191
192
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194
195
196
197
198
199
200
201
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204
205
The Precambrian paleointensity database shows two clusters of high-quality data
between 1.0 and 1.3 Ga, and between 2.0 and 2.5 Ga (see Macouin et al., 2006, and references
therein). The 1.0 to 1.3 Ga results were obtained almost exclusively in the Superior and
Grenville Provinces of the Canadian Shield. Five Canadian results were previously reported:
the 1.27 Ga Mackenzie dyke swarm, the 1.24 Ga Tudor Gabbro, the 1.14 Ga Abitibi dyke
swarm, and two components (B and A) of the Cordova Gabbro with ages of 1.0 Ga and 0.85
Ga. These studies yield VDMs ranging from 1.1 to 5 x10
22
Am
2
. VDMs between 6 and 10
x10
22
Am
2
were reported for 1.3 Ga old basalts in Greenland. The Nova Floresta result at
1200 Ma is the first data point for a Gondwanan Precambrian shield (Amazon craton). The
mean VDM of 1.47 x10
22
Am
2
for Nova Floresta Class 1 results is in the same range of values
obtained for Canadian units.
Results obtained in this paper increase the already dominant low-field estimates for
the 1.0 to 1.3 Ga time period. Similar results dominate the whole Precambrian database for
Thellier double-heating paleointensities, which show a mean VDM value around 3 x10
22
Am
2
. These values are significantly lower than the present field, and are nearly half the
average VDM of 5.4 x10
22
Am
2
for the last 300 Ma (Macouin et al., 2004). Recently, these
low-field estimates have been challenged (Smirnov and Tarduno, 2005) and high-field
estimates were obtained by applying new techniques (Smirnov et al., 2003). Yet, the validity
of available Precambrian low-field results obtained by classical Thellier techniques on rock
samples is still to be tested. Actually, only one case to date has been studied by multiple
methods: the 2.45 Ga Matachewan dikes in Canada. Three independent studies in this unit
have applied double-heating Thellier analysis of rock samples (Macouin et al., 2003), Thellier
analysis of plagioclase single-crystals (Smirnov and Tarduno, 2005), and the microwave
paleointensity technique (Halls et al., 2004). Interestingly, results reported by these three
papers agree within error giving low VDM values around 2.5 x10
22
Am
2
. Taking the database
in its present state, there is no firm evidence for a sudden increase in magnetic field strength
throughout the first three billion years of the Earth (e.g., Hale, 1987). Instead, the field seems
to have increased gradually, implying that the onset of solid inner core growth has occurred
later, in accordance to recent thermodynamic models.
206
207
208
209
210
211
212
213
214
215
216
217
218
ACKNOWLEDGMENTS
Magnetic hysteresis measurements were kindly performed by A. Gogitchaichvili and J.
Morales (UNAM, Mexico). This work has been supported by FAPESP (05/52392-3) and
CNPq.
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222
223
224
225
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228
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278
279
280
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282
283
284
285
286
287
FIGURES:
FIGURE 1. Hysteresis loops for samples (a) N16 (basalt) and (b) N10 (gabbro) after
paramagnetic slope correction; insets show IRM acquisition and back-field. (c) Day diagram,
and (d) thermomagnetic curves from -196qC to 700qC for samples N7 (thin black line), N10
(thick grey line) and N16 (red line). Curves were corrected from sample-holder effects.
FIGURE 2. LTD memory of Nova Floresta samples. (a) magnetization intensities after
successive liquid nitrogen baths, (b) coercivity spectra ('M/'H) for LTD treated (full line)
and untreated sister samples (dashed line).
FIGURE 3. Paleointensity results for samples (a) N2G and (b) N16D showing results before
LTD (in grey) and after LTD (in red). Left panel: Arai diagramas, central panel: normalized
magnetization decay curves, right panel: orthogonal vectorial plots (in sample coordinates).
288
289
290
N10
1000-1000
5
-5
M ( Am )m
2
H (mT)
Hc = 17.91 mT
Mr = 376 nAm
Ms = 1.65 Am
Field increment = 10 mT
2
2
m
M ( Am )m
2
1
-1
-100 100
Hcr = 23.11 mT
0
0.5
1
-200 0 200 400 600
N10
N7
N16
cc/
0
T(C)
o
N16
1000-1000
30
-30
M ( Am )m
2
H (mT)
M ( Am )m
2
5
-5
-100
100
Hcr = 10.01 mT
Hc = 6.23 mT
Mr = 2089 nAm
Ms = 25.07 Am
Field increment = 10 mT
2
2
m
0.7
0.5
0.1
0.02
0.01
2
510
1
Hcr/Hc
Mrs/Ms
PSD
MD
SD
SD+MD
SD+SP
SP saturation envelope
a. b.
c. d.
N2
N3
N5
N6
N10
N11
N16
Figure 1: Celino et al.
0
0.25
0.5
0.75
1
12
3
4
56
N16B
N16C
N2C
N2D
N10E
N10F
1
0.5
0
1
0.5
0
1
0.5
0
Liquid nitrogen baths
0
N2C
N10E
N16B
0
30
40
10 20
50
H (mT)
DDM/ H
DDM/ H
DDM/ H
M/M
0
a. b.
Figure 2: Celino et al.
100°C
250°C
380°C
460°C
520°C
580°C
1.0
0.5
0.0
NRM (* 0.0019200 mA/m)
0.0 0.5 1.0
pTRM (* 0.0053786 mA/m)
250°C250°C
480°C480°C
500°C500°C
520°C520°C
580°C
N2G
5.38±0.34µT
5.38 ± 0.34 µT
Temp. [°C]
100 200 300 400 500
1.0
0.5
0.0
NRM (* 0.0019200 mA/m)
460°C
520°C
250°C
N
Up,W
100°C
250°C250°C
460°C
520°C
580°C
0.0002
100°C100°C
250°C250°C
520°C
580°C
1.0
0.5
0.0
NRM (* 0.0053500 mA/m)
0.0 0.5 1.0
pTRM (* 0.0080561 mA/m)
540°C
250°C
380°C
580°C
N16D
18.31 ± 1.51 µT
18.31 ± 1.51 µT
560°C
Temp. [°C]
100 200 300 400 500 600
1.0
0.5
0.0
NRM (* 0.0053500 mA/m)
N
Up,W
100°C
380°C
460°C
100°C
250°C
520°C
580°C
0.001
a.
b.
500°C
540°C
Figure 3: Celino et al.
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