UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA -INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS / TESE DE DOUTORADO No 5 - MANFREDO WINGE 
 EVOLUÇÃO DOS TERRENOS GRANULÍTICOS DA PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS, BRASIL CENTRAL

    Os estudos petrogenéticos dos complexos máfico-ultramáficos têm indicado que os magmas parentais que originaram estes complexos foram de filiação tholeítica e natureza sub-alcalina. Vários modelos de evolução magmática têm sido propostos, desde a origem proto-ofiolítica (e.g. Danni & Leonardos, 1978,1980; Danni et al., 1982), envolvendo rifteamento de crosta dinamicamente ativa, até a de fracionamento em sistemas fechados de câmaras magmáticas (tipo Bushveld) estáticas em crosta continental (e.g. Rivalenti et al,1982; Girardi et al.,1986; Fugi, 1989; Ferreira Filho et.al., 1991,1992; Correia,1994).
    Qualquer que seja o modelo evolutivo, não se poderá deixar de considerar a possível relação genética entre a sequência granulitizada basal (gabro-norítica), a sequência troctolito-gabro-anortosítica anfibolitizada e a sequência vulcano-sedimentar, vistas as idênticas e constantes interrelações espaciais e tectono-metamórficas que apresentam em todos os complexos, à exceção de Cana Brava com aparente ausência da zona anortosítica.

6.1. COMPLEXO CANA BRAVA

    Fugi (1989) verificou que as rochas do Complexo Cana Brava apresentam correlação positiva de elementos incompatíveis com a razão Fe/(Fe+Mg) e negativa com Cr e Ni, determinando um magma parental basáltico enriquecido em ETRL, com Ce_N/Sm_N~1.22 e que teria sofrido contaminação crustal por rochas ácidas (valores negativos de S Nd). Além disso, observou que o padrão diferente de ETR de anfibolitos a oeste (Sequência Palmeirópolis) indica magma gerador não cogenético do que formou o complexo gabro-norítico granulitizado.
    Correia (1994) modelou o magma parental do complexo como olivina-tholeítico. Os resultados de análises de ETR desse autor mostram uma ampla variação, desde valores próximos a 1 (normalizados a manto primitivo) até enriquecimentos acentuados, crescentes em ETR e em ETRL/ETRP para o topo do complexo com razões (La/Lu)_N entre 2 e 8, mas chegando a mais de 24 para amostra que teria sido produto de maior fracionamento aliado a contaminação crustal.

6.2. COMPLEXO NIQUELÂNDIA

    O modelo de evolução petrogenética do Complexo Niquelândia proposto por Girardi et al. (op.cit) rejeita a hipótese de duas sequências plutônicas distintas,como sugerida por Danni & Leonardos (op.cit), mas distingue duas sequências comagmáticas: a LS (lower sequence) e a US (upper sequence) que teriam diferentes trends de fracionamento (ol, ± sp, cpx, opx na LS e ol, pl, cpx na US) relacionados a fases variáveis de liquidus. O modelo proposto envolve o aumento de P_H2O, devido à maior concentração de voláteis no topo da câmara magmática e, em consequência, o rebaixamento da temperatura do liquidus da US na parte superior da intrusão, com uma passagem gradacional, segundo aqueles autores, entre as duas sequências.
    Nilson & Ferreira Filho (1993) analisaram os dados de Girardi (1986) e concluíram que o magma parental do Complexo Niquelândia foi picrítico (8,7% FeO e 14,1% de MgO, pobre em álcalis e elementos incompatíveis), sendo que a olivina dos níveis basais do complexo varia de Fo92 a Fo84 enquanto que, nos níveis dos troctolitos e gabro-anortositos, a olivina fica entre Fo76 e Fo63.
    Ferreira Filho et al. (1994b), baseados em estudo de composição dos piroxênios e de padrões de ETR ordenados segundo a estratigrafia do Complexo Niquelândia, verificaram uma importante quebra de evolução litogeoquímica na passagem dos granulitos para os gabro-anortositos.
    Essa quebra corresponde, exatamente, à quebra lito-tectônica, presente em todos os complexos, entre as sequências granulitizadas, gabro-noríticas da base, e as sequências troctolito-gabro-anortosíticas anfibolitizadas, acima. Nesse estudo, os autores identificaram um trend de enriquecimento em Fe e em elementos incompatíveis progressivo na unidade inferior, consistente com um magma picrítico sub-alcalino, conforme já modelado por Girardi et.al (op.cit), fracionando em condições de baixa fO₂, com fases cúmulus olivina e cr-espinélio seguidas de opx e cpx e de plagioclásio. Unidades cíclicas destas fases indicariam reversões associadas com novos afluxos de magma em um sistema magmático aberto, aqui já um pouco diferente da proposta de Girardi et.al. Modelando o líquido magmático a partir dos teores em ETR e Sc de cada amostra, verificaram que o padrão de ETR normalizado a condrito das unidades inferiores é diferente do padrão da sequência gabro-anortosítica, representando, provavelmente, a entrada de magma distinto, não relacionado com o fracionamento magmático das unidades inferiores: o padrão das unidades basais sugere fonte mantélica fértil, enquanto que o magma modelado das unidades superiores, gabro-anortosíticas, com menor razão Mg/Mg+Fe (indicados pela olivina e piroxênio), apresenta padrão sugestivo de derivação de manto empobrecido em elementos incompatíveis.
    Esta quebra é bem visível quando plotadas as variações das razões La/Yb x posição estratigráfica presumida (Figura 6-1). Além disso, não é verificado o enriquecimento em Fe dos níveis gabro-noríticos, indicando que as condições de solidificação se deram sob mais alta fO₂ a qual condicionou a cristalização de óxidos de Fe e Ti, inclusive na forma de camadas ricas em magnetita/ilmenita, ao mesmo tempo que empobrecia progressivamente o líquido magmático nestes elementos_. Revela ainda esse estudo a discrepância de valores de elementos traços incompatíveis e razões La/Yb (Figura 6-1) dos corpos dioríticos (Unidade João Caetano) com relação ao pacote ultramáfico-gabro-norítico no qual se inserem e que foi interpretada como resultado do processo de contaminação por fusão de rochas crustais ácidas. Assim, Ferreira Filho et al (op.cit) remodelam a gênese da Sequência Serra dos Borges: ela corresponderia à evolução magmática de novo aporte de magma primitivo, agora oriundo de manto já empobrecido, e após a consolidação da unidade gabro-norítica.

6.3. COMPLEXO BARRO ALTO

    Com o objetivo de identificar os trends evolutivos e prováveis diferenças da litogeoquímica entre as unidades do Complexo Barro Alto, foram reunidos os dados de diversos estudos encetados na região. Além de análises do presente trabalho foram utilizadas, também, análises do Trabalho de Graduação de 1980 - região de Goianésia (ver Anexo 4) e análises de dissertações de mestrado da UnB (Moraes,1992; Oliveira,1993).

    As Figuras 6-2 A e B mostram diagramas discriminantes de amostras da Sequência Serra de Santa Bárbara. Apesar de uma certa dificuldade em resgatar o posicionamento geológico preciso de algumas amostras do Trabalho de Graduação para a sua codificação, logrou-se dividir as amostras, fundamentalmente, em dois grupos:

1) piroxenitos, noritos, gabros e
2) rochas de composição variável, com indícios (xenólitos principalmente) de pertencerem à fase intrusiva tipo Córrego do Guará (gabros, quartzo-dioritos a granodioritos) e Vista Alegre (granito).

    A Figuras 6-2B mostra que as duas populações estão no campo das rochas sub-alcalinas.
    A codificação das rochas nestes dois grupos evidenciou, através dos diagramas químicos, que elas correspondem a duas séries evolutivas diversas:

1) evolução tholeítica (piroxenitos, gabronoritos a noritos) das fácies básicas, picríticas e com olivina normativa, seguindo um trend de enriquecimento em Fe mas sem fases terminais mais alcalinas em direção ao vértice Na+K (abortado por saída de magma residual ou amostragem insuficiente?);
2)evolução do tipo calcialcalina (gabros, gabro-dioritos, quartzo-dioritos a granitos em brechas ou associados com brechas plutônicas), iniciando de um ponto intermediário da primeira linha evolutiva para termos mais ricos em Na e K.

    As duas séries evolutivas são identificadas também em gráficos de variação dos óxidos maiores x índices de evolução magmática como o índice de solidificação [IS=100 x MgO/ (MgO+FeO*+Na2O+K2O)] de Kuno (1968) da Figura 6-10. Enquanto os gabro-noritos mostram um enriquecimento em FeO* para os termos mais evoluídos até o índice 25, as fácies intrusivas, em continuação a este ponto, decrescem em FeO*. Este comportamento provavelmente está relacionado com a fixação de Fe em fases óxido de concentração localizada, ou seja em magma com fO₂ mais elevada nestas fases intrusivas. O TiO2 apresenta comportamento um pouco diferente, não tão contrastante mas ainda assim bem distinto entre as duas sequências, como ocorre com vários outros óxidos, notadamente o K₂O.
    Rochas calcialcalinas correspondem à evolução de magmas associados à tectônica colisional. Entretanto, há evidências localizadas de processos de contaminação crustal como xenólitos de espinélio verde-azulado (Fazenda Sibéria) como provável restito refratário de pelitos digeridos e bordas transicionais entre xenólitos e hospedeira gabróica em diversos locais. Assim, além de processos de segregação metamórfica de alto grau que modificam o padrão de discriminação dos elementos maiores, é certo que tenha ocorrido, também, contaminação crustal do magma, produzindo este trend calcialcalino. Vale lembrar que foram incorporados xenólitos de mármore, gnaisses e outras rochas (ver Fotos 8 a 17). O fato destas rochas gabro-dioríticas a graníticas com xenólitos serem ubíquas, isto é, ocorrerem em níveis variados do corpo máfico-ultramáfico, indica que esta fusão crustal deva ter se dado em níveis inferiores, junto aos dutos de canalização magmática. Desta maneira, após aquecimento acima do solidus granítico, o líquido teria sido hibridizado e, consequentemente, seriam alteradas as assinaturas geoquímicas nas rochas resultantes.
    A Figura 6-3A apresenta diagrama normalizado (manto primitivo) de ETR de noritos e piroxenitos da Sequência Serra de Santa Bárbara. Como já discutido por Oliveira (1993), de onde proveio parte dos dados apresentados, destacam-se o enriquecimento de ETR em geral e de ETRL/ETRP em particular para todas as análises, sugerindo uma fonte mantélica fértil, o que está de acordo, também, com o magma determinado por Ferreira Filho et al.(1994b) para o Complexo Niquelândia. Os teores significativamente anômalos (positivos) de Eu para os termos noríticos em comparação com os piroxeníticos (negativos) devem-se, muito provavelmente, ao próprio Kd da fase mineral preponderante dentro de cada ciclo de fracionamento magmático em que se deu reentrada de magma em um sistema aberto, conforme proposto por Oliveira (op.cit) e por Ferreira Filho et al (op.cit). Neste diagrama, a análise da amostra 2MW588B representa xenólito máfico fino (opx-cpx granulito norítico) dentro de metagranito (cordierita gnaisse) e a amostra 2MW588D representa a encaixante meta-norítica desta intrusão ácida granulitizada. O xenólito apresenta uma assinatura ETR semelhante à média dos noritos do complexo, ressalvadas uma inclinação um pouco mais negativa, com uma razão ETRL/ETRP maior, e a falta de anomalia significativa de Eu. Na encaixante esta tendência é acentuada, apresentando-se mais enriquecida em ETR em geral, com pequena anomalia negativa de Eu (o contrário dos demais gabro-noritos) e um enriquecimento em ETRL um pouco maior, com curva mais negativa. A interpretação é a de que o xenólito representa fração magmática levemente contaminada por elementos incompatíveis crustais, mais bruscamente resfriada (textura fina) e, consequentemente, com mínimo ou nenhum fracionamento mineral, enquanto que a encaixante já corresponde a termo de maior hibridização magmática antecedente à entrada do granito de provável geração palingenética preponderante. A Figura 6-3D reflete o empobrecimento de compatíveis, provavelmente como resultado de fracionamento anterior. A pequena diferença de Cr a mais e dos ETR a menos no xenólito com relação à encaixante do granito (ver Figura 6-3B) sugere ser o norito encaixante um produto de magma mais fracionado e/ou contaminado do que o xenólito que deve ter solidificado antes e em níveis inferiores.
    A Figura 6-3B apresenta, além das curvas já citadas (xenólito e encaixante grabronoríticas), as do meta-granito (biotita-sillimanita-granada-cordierita gnaisse) e de seu provável autólito (Foto 16). Ambas as rochas apresentam quimismo semelhante (Ver Anexo 4) e a mesma composição mineralógica. Entretanto, os padrões ETR dos dois, apesar de serem ambos em asa de pássaro, mostram inclinação bem diferente com: La_N/Yb_N(CONDRITO)= 2.165 e 18.662, respectivamente. O elevado teor relativo em ETRP no metagranito, por um lado, e de ETRL no "autólito", por outro, poderia ter as seguintes causas, não necessariamente conflitivas:

1- a fusão crustal mais avançada incorporou mármore magnesiano (ver Fotos 14, 15), elevando a P_CO2 na massa fundida e facultando a concentração de ETRP como complexos carbonáticos;
2- a amostra analisada corresponde a uma banda kinzigítica: a segregação metamórfica da granada concentrou os ETRP nesta banda amostrada;
3- a fonte de fusão crustal em um primeiro momento de elevação das geotermas teria uma fusão parcial enriquecida em ETRL (como o "autólito"); com a fusão atingindo o paleossoma e os minerais resistatos (granada..), o líquido magmático, gerado de crosta siálica já parcialmente fundida e "empobrecida" em ETRL, ficaria enriquecido em ETRP com relação ao "autólito";
4- o "autólito"seria um xenólito arrancado das zonas inferiores de fusão crustal muito diversificada petrogenética e quimicamente o que é atestado pela variedade de xenólitos que ocorrem em fácies correlatas.

    A Figura 6-3C coloca em destaque as análises do metagranito e do "autólito" e a Figura 6-3D as do xenólito e da encaixante norítica na forma de diagramas de elementos traços de compatibilidade crescente ("spiderdiagrams"). É evidente a semelhança de padrões em cada figura, o que sugere um certo relacionamento genético em cada conjunto diagramado.
    Na Figura 6-3C, a falta de vários elementos não dosados prejudica a correlação, usando-se os diagramas definidos por Pearce et al(1984) para rochas granitóides. Entretanto, verificam-se semelhanças com certos padrões de granitos como o de intraplaca com litosfera continental estirada e, em segundo lugar, com os granitos de arco vulcânico tipo chilenos, apesar do K e Zr_N mais baixos e de Yb_N mais alto. Apresentam, também, alguma semelhança com a variação dos granitos do Tibet, mas com Zr, Sm, Y mais altos (5 a 10x).
    A Figura 6-3D mostra que o xenólito e a encaixante do metagranito correspondem a termos evoluídos do magma gabro-norítico do complexo com Ni e Cr muito fracionados.
    A partir dos trabalhos anteriores e dos dados apresentados, conclui-se que a Sequência Serra de Santa Bárbara é representada por dois conjuntos de rochas:

1) o primeiro, derivado de magma basalto tholeítico magnesiano fracionado de manto fértil, dando origem à série gabro-norítica de cumulados, com enriquecimento progressivo em Fe para os termos mais evoluídos que atingem SI(Kuno,1968)~30;
2) o segundo conjunto apresenta um trend calcialcalino (10<SI_Kuno<30), com empobrecimento em Fe resultante da evolução do mesmo magmatismo basáltico mas, a partir de determinado momento, envolvido progressiva e intensamente em processos de contaminação crustal.

    Entre as causas desta mudança está, provavelmente, a combinação de vários fatores interrelacionados: estiramento litosférico e aquecimento progressivo das encaixantes, elevação crustal adiabática e/ou delaminação lístrica, favorendo a refusão parcial isotérmica por mudança de carga litostática e a mudança no regime de fO2.

    A Figura 6-4A apresenta diagrama AFM de amostras da Sequência Serra da Malacacheta com várias amostras denotando trend calcialcalino. Algumas amostras indicam tendência tholeítica como as da lente tectônica de granulitos, de anfibolitos e de granada anfibolitos.
    Tratando-se, entretanto, de rochas de alto grau metamórfico, muitas vezes com layering metamórfico, é provável que parte das rochas amostradas do TG 1980/IG/UnB não represente as rochas ígneas originais quanto aos teores de elementos mais móveis, principalmente os alcalinos, utilizados nestes diagramas.
    A Figura 6-4B caracteriza a natureza subalcalina das rochas analisadas da Sequência Serra da Malacacheta. Não se tem análises de ETR destas amostras. Entretanto, foi analisado um microgabro parcialmente anfibolitizado e que representa uma fácies fina de coronitos e granada anfibolitos da Serra da Figueira (ver fotomicrografias 21 a 26). Apesar de não apresentarem continuidade física com a unidade coronito-gabroanortosítica principal do Complexo Barro Alto, a identidade de parte dos litotipos (troctolitos e olivina gabros coroníticos, granada anfibolitos bandados..) e a proximidade ao longo do mesmo strike, tem levado a correlação destes metagabros da Serra da Figueira com os da Sequência Serra da Malacacheta (Danni et al,1984; Winge & Danni,1994a). O diagrama de variação de ETR deste microgabro mostra um padrão igual ao dos metabasaltos da Sequência Juscelândia (Figuras 6-7A e B) e bem diferente dos padrões determinados por Ferreira Filho et al. (1994b) para olivina gabros leucocráticos da Sequência Serra dos Borges no Complexo Niquelândia que apresentam curva positiva e baixos teores de ETR, interpretados, para aquela sequência conforme visto atrás, como entrada de novo magma derivado de manto empobrecido e diferente do magma da sequência basal, gabro-norítica.
    Em função da similaridade do padrão de ETR, dos diagramas de variação de elementos de compatibilidade crescente (spider), conforme as Figuras 6-7 A e B, e das relações de campo, indicando transição dos coronitos e microgabros para os metabasaltos oceânicos da Sequência Juscelândia, Winge & Danni (1994a,b) propuseram que estes coronitos pertencessem a base crustal oceânica (Camadas 2 e 3- MORB) desta sequência e, por consequência, que os micro-gabros e gabro-anortositos representassem o substratum oceânico do Mar Juscelândia.
    Conforme discutido atrás (Cap.5), uma hipótese alternativa é a de que os microgabros e olivina gabros coroníticos da Serra da Figueira correspondam a fácies intrusivas de magmatismo oceânico recorrente em fase singenética de colmatação da bacia. A favor desta hipótese, verifica-se a assinatura isotópica idêntica (magmas de mesma fonte) mas uma diferença significativa no grau de saturação das duas amostras analisadas: o microgabro (2MW599) apresenta olivina normativa e o metabasalto (2MW594) quartzo e hiperstênio normativos.
    Os variogramas de óxidos maiores x IS de Kuno (Figura 6-10) da Sequência Serra da Malacacheta mostram trends irregulares, com pouca correspondência com os das fácies máficas das outras sequências. Distinguem-se por mostrar uma tendência irregular de empobrecimento em Fe para os termos mais evoluídos. Isto vai de encontro com o modelo de câmara magmática fechada, diferenciando em um só sistema plutônico e combinando as rochas da Sequência Serra de Santa Bárbara e da Sequência Serra da Malacacheta.
    Conclui-se que a Sequência Serra da Malacacheta deriva de magma basáltico subalcalino, mostrando um comportamento geoquímico (trend calcialcalino no diagrama AFM de Irvine & Baragar,1971, e o empobrecimento em Fe para os termos mais evoluídos) diferente daquele da Sequência Serra de Santa Bárbara o que coloca em questão o modelo de uma intrusão única acamadada tipo Bushveld envolvendo as duas sequências.
    A tendência de cristalização de plagioclásio antes do clinopiroxênio nesta sequência ocasionou o desenvolvimento de camadas significativas de anortositos e gabro-anortositos com plagioclásio cumulus. A seguir apresenta-se algumas das possíveis causas para esta evolução geoquímica:

1) o líquido magmático, com teor de Al2O3 elevado devido a fracionamento em profundidade, favoreceria a cristalização de olivina mais férrica junto com o plagioclásio (troctolitos) ou de fases altamente palgioclásicas (anortositos) antes do cpx (gabros);
2) maior fO2 no líquido magmático, provavelmente ligada a maior aH2O disponível em níveis crustais mais elevados, proporcionando o empobrecimento progressivo dos silicatos em Fe fixado como óxido.

    As Figuras 6-5 e 6-6 apresentam vários diagramas de classificação e de discriminação com a representação de análises químicas de amostras da Sequência Juscelândia. Estão bem evidenciadas as características geoquímicas de bimodalidade do pacote metavulcânico (Figuras 6-5 A,B,C,D,E) e de gênese crustal oceânica dos metabasaltos (Figuras 6-5E,F,G; 6-6A,B,C, D) conforme já determinados para as sequências vulcano-sedimentares por Danni & Kuyumjian(1984), Kuyumjian & Danni(1991), Moraes(1992), Moraes & Fuck(1992a) e por Araújo(1986).
    Brod (1988) identificou trend alcalino para a Sequência Coitezeiro (Indaianópolis), correlata da de Juscelândia.. Algumas das amostras da Sequência Juscelândia também caem no campo de basaltos alcalinos (Figuras 6-5D), o que poderia significar material de transform fault ou de ilha oceânica incorporado no pacote vulcano-sedimentar.
    As figuras 6-7 apresentam os metabasaltos da Sequência Juscelândia analisados por Kuyumjian & Danni (1991) (Figuras 6-7 C e D) e por Moraes (1992) (Figuras 6-7 E e F) confrontadas com as de microgabro coronítico e de metabasalto da região da Serra da Figueira (Figuras 6-7 A e B). Dentre as análises de Kuyumjian & Danni (op.cit), destacam-se duas com empobrecimento relativo em Nd, o que significa fusão de manto já empobrecido ou restito de fusão parcial de crosta oceânica, em raízes de falhas transformantes, em pontos quentes do rift oceânico, etc, de onde teriam escoado para níveis superiores os líquidos trodhjemíticos e icelandíticos, enriquecidos em Nd. Várias análises de Moraes (op.cit) mostram empobrecimento em Eu, o que poderia estar ligado a um fracionamento deste elemento em plagioclásio acumulado ou escoado diferencialmente do líquido remanescente empobrecido em Eu ou a outras causas, como a hibridização do magma com diferenciados/ cumulados de crosta oceânica em formação sob a ridge. O pequeno empobrecimento em Sr apresentado em todos os spiderdiagrams (Figuras 6-7 B,D e F) é um indício a favor de um fracionamento incipiente com retenção de Sr e Eu em plagioclásio.
    O fracionamento de ETR total apresenta semelhanças entre os três grupos de análises, mas as razões de ETRL/ETRP mostram diferenças, notadamente as rochas da Serra da Figueira, que apresentam razões (La/Yb)_N e (Ce/Yb)_N maiores do que 2, o que não é atingido pelos outros dois grupos. A interpretação é de que as metaplutônicas e metaefusivas da Serra da Figueira resultaram de magma mais evoluído, isto é, houve fracionamento na câmara intraoceânica, com a retenção de olivina e opx em peridotitos. O teor relativamente baixo de Fe da olivina (Fo~72) dos olivina gabros coroníticos é um indicador deste fracionamento. Uma interpretação alternativa é a de que a bacia oceânica Juscelândia, sendo de back arc (Danni & Kuyumjian,1984, Kuyumjian & Danni,1991, Moraes, 1992), seria de dimensões limitadas, envolvendo, em sua tectogênese, porções crustais de transição para crosta siálica, continental ou de arco de ilha, com tendência a incorporar localmente elementos químicos resultantes da fusão parcial de rochas siálicas. Isto seria acentuado com a maturidade da bacia, envolvendo maior colmatação terrígena e tectonismo extensional para compressional. Esta tendência parece estar evidenciada pelo comportamento do K₂O (Figuras 6-6E e F), com os metabasaltos concentrando-se em uma posição intermediária entre os campos de basaltos oceânicos e continentais discriminados em Coleman (1977). Com relação a esta última figura, cabe lembrar que, em zonas com velocidade de expansão reduzida sobre foco mantélico quente, pode se gerar magma enriquecido em K, como o que gerou os traquiandesitos da Islândia (Oskarsson et al.,1985) com 62% SiO2 e ~3,5% K2O.
    As distribuições dos óxidos maiores com relação ao IS em rochas vulcânicas da Sequência Juscelândia (Figura 6-10) mostram analogias com as verificadas para a Sequência Serra de Santa Bárbara, isto é, apresentam, também, dois grupos com trend bem diferentes, no caso o grupo dos metabasaltos e o dos gnaisses vulcânicos/subvulcânicos riodacíticos. As metavulcânicas dacíticas tornam-se mais comuns para o topo da coluna, intercalando-se com metabasaltos que, ao contrário, diminuem em quantidade. A bimodalidade e a não-correlação química poderiam ser devidas a processos de fusão crustal relacionados com a mudança de regime tectônico da bacia. O envolvimento progressivo de rochas de embasamento siálico e de rochas do próprio pacote vulcano-sedimentar levaria à ocorrência progressivamente maior de fácies ácidas, evoluindo para vulcanismo explosivo, com a incorporação da fase aquosa da pilha vulcano-sedimentar. Fácies de natureza explosiva são indicadas por cianita muscovita biotita gnaisses xistosos com fenoclastos de plagioclásio (dacitos aluminosos). Cabe lembrar aqui que a Sequência Coitezeiro (Brod,1988), correlacionada com a Sequência Juscelândia, apresenta fácies bem preservadas de vulcanoclásticas máficas e ácidas (Brod & Jost,1994), indicando entrada de fase fluida, provavelmente do pacote vulcano-sedimentar. Especula-se se não poderia estar envolvido magmatismo colisional antecedendo o fechamento da bacia Coitezeiro ou Indaianópolis.
    As Figuras 6-8 e 6-9 (diagramas de ETR e spidergrams) confrontam, respectivamente, as assinaturas geoquímicas:

1) entre noritos granulitizados e metabasaltos/ metagabros da Serra da Figueira e
2) entre metavulcânicas/subvulcânicas riodacíticas da Sequência Juscelândia e meta-granito Vista Alegre e seu "autólito" granulitizados.

    Salvas algumas variações menores, há uma grande semelhança entre os padrões das rochas comparadas. O significado desta semelhança é de difícil explicação. Poder-se-ia especular que tivessem provindo de magmas semelhantes (cogenéticos?), porém, as pequenas diferenças a seguir apontam para evoluções distintas:

1- na Figura 6-8 as vulcânicas e subvulcânicas da Serra da Figueira apresentam padrão retilíneo de variação, ETRL/ETRP menor e menor S ETR, indicando um menor fracionamento do que os granulitos aí representados que são termos mais evoluídos da sequência gabro-norítica. A variabilidade (zigzag) dos elementos traços no spidergram é maior nos granulitos, com destaque para o maior empobrecimento em Zr, do que no outro conjunto. Os picos negativos em Sr nos dois conjuntos e de Eu pode indicar que ambos os magmas sofreram, em diferentes graus, algum fracionamento com plagioclásio acumulado (ver a Figura 6-3A com os noritos da base, apresentando anomalia positiva de Eu);
2- na Figura 6-9, confrontando os padrões dos granulitos ácidos da Sequência Serra de Santa Bárbara e dos gnaisses dacíticos da Sequência Juscelândia, percebe-se a grande analogia entre os diagramas de ETR que apresentam padrão em asa de pássaro, com forte anomalia negativa de Eu. Destaca-se que o meta granito compõe, junto com um dos gnaisses Juscelândia, um conjunto com variação de ETRL/ETRP de 3 a 6x_{N manto} . Já o autólito compõe, junto com os demais gnaisses metavulcânicos, outro grupo muito mais fracionado (10 a 40x_{N manto}). O menor fracionamento é do metagranito (3x) e o maior é do seu "autólito" granulitizado (40x). Representam, provavelmente, a combinação da assinatura primordial da fração crustal fundida e hibridizada com a do magma mais evoluído da sequência gabro-norítica, além de modificações ligadas com o ultrametamorfismo como já discutido atrás.
    Na Figura 6-9B compara-se o padrão de variação de elementos traços com padrões determinados por Harris et al (1986) e Pearce et al (1984) para granitos colisionais e de diversos ambientes. Apesar de alguma semelhança com o padrão de granitos de arco vulcânico e de apresentarem minerais aluminosos (cordierita, sillimanita..), a graficação log(Rb/Zr)xSiO2 não caracterizou nenhuma das rochas que tiveram esses elementos dosados como sendo derivada de fusão hidratada em processo colisional (granitos grupo II de Harris et al,1986). No gráfico 6-9D, ressalvando a falta de dosagem de alguns elementos, as rochas mostram que seus teores normalizados a ORG (granito oceânico) são muito parecidos, exceto pequenas diferenças que podem ser vistas na figura. Destacam-se a razão ~10x para os mais incompatíveis e razões próximas de 1 no grupo de Sm a Y. Exceto a razão <.1_{N org} para o Yb, o resto do variograma coaduna-se com o padrão de granitos intraplaca em litosfera continental estirada determinado por Pearce et al.(1984).
    A figura 6-10, já abordada atrás, reune gráficos de variação dos óxidos maiores versus índice de solidificação das tres sequências do Complexo Barro Alto. Procurou-se com estes gráficos detectar tendências de evolução química do complexo e semelhanças e dissemelhanças entre as 3 sequências. Em uma análise geral, confirmam-se duas populações distintas tanto para a Sequência Serra de Santa Bárbara quanto para a Sequência Juscelândia. Já a Sequência Serra da Malacacheta apresenta uma só população, mas geralmente com grande dispersão, sem demonstrar correlações químicas significativas nestes gráficos e em outros (SiO2, escalas logarítmicas..) não apresentados aqui.

6.4.1. Metagranito Mato de Dentro e leptinitos associados

    A derivação de leptinitos a partir de meta-granitóides no Complexo Anápolis-Itauçu (Ver Ítem 2.5.3) foi demonstrada por Winge & Danni (1994c) e aqui é retomada com um pouco mais de detalhamento litogeoquímico, utilizando-se dados do presente trabalho (Anexo 4) e de Silva (1991).
    O diagrama normativo QAP (Figura 6-11A) mostra que os leptinitos apresentam uma composição atual predominantemente granodiorítica. A amostra (2MW79) localizada no campo 5 (tonalito) corresponde a leptinito kinzigítico milonitizado e que provavelmente sofreu lixiviação de álcalis, de alcalino-terrosos e de sílica e enriquecimento de Fe e Mg (ver anexo 4) em banda de diferenciação metamórfica/milonítica. A figura B (Diagrama multicatiônico para discriminação tectônica de Batchelor & Bowden,1985) aponta para granitos sin a pós orogênicos, com somente uma análise (amostra SB348 de Silva, op.cit) no campo dos granitos mantélicos. No diagrama da Figura 6-12A essa amostra também se destaca por apresentar padrão de variação de ETR típico de tonalitos/trondhjemitos arqueanos, com razão ETRL/ETRP muito alta.
    Os diagramas 6-11C e D indicam, respectivamente, por um lado a provável natureza ígnea dos protólitos e, por outro, geração palingenética (granitos S, peraluminosos) a qual poderia envolver a incorporação de componentes sedimentares em sua evolução. Naturalmente que a mais alta mobilidade dos elementos maiores, principalmente alcalinos, em condições de alto grau, como as que sofreram estas rochas, atingindo condições de fusão parcial (Cap.5), coloca estes diagramas sob suspeição.
    A assinatura geoquímica de ETR do meta-granito (Figura 6-12D) quando comparada com à do leptinito comprova a cogeneticidade já evidenciada (Foto 33) em campo entre essas fácies. O padrão de ETR normalizados a valores condríticos mostra algum fracionamento entre ETRP e ETRL e forte empobrecimento em Eu, tendo-se para o meta-granito: Yb_N =16,7 ; (La/Yb)_N=4,339 e Eu_N/Eu*=0,438 e para o leptinito: Yb_N =33,852; (La/Yb)_N=2,435 e Eu_N/Eu*=0,254. A pequena diferença entre as duas rochas com relação aos ETRP (duas vezes) pode ter causas primordiais de diferenças composicionais originais ou relacionadas com as diferencições metamórficas como a sugerida na figura (retenção de ETRP em fase paleossomática com minerais concentradores de ETRP como a granada).
    Na figura 6-12A, é demonstrado que os leptinitos apresentam este mesmo padrão do metagranito (asa de pássaro), com exceção da amostra já citada de Silva (op.cit). Conforme já discutido por aquele autor para os leptinitos encaixantes do complexo gabro-anortosítico Santa Bárbara ao sul, ocorrem dois padrões distintos de ETR. Um deles é análogo ao determinado no presente estudo e o outro corresponde ao padrão de TTG’s arqueanos definido em Martin(1987). Este padrão deriva (Martin,1993) provavelmente da fusão parcial de crosta oceânica quente (gradiente geotérmico elevado do Arqueano, crosta oceânica jovem, ridge, transform.. ) em subducção que não chegou a sofrer desidratação acentuada, ficando com um resíduo anfibólico empobrecendo o teor de ETRP nos fluidos ascendentes associados à fusão que gerou o granito (leptinito hoje). Na Figura 6-12B, com valores normalizados para a composição de granito de ridge, este mesmo leptinito apresenta pico positivo em Ba, valores perto de 1_N para Nb, Ce e Zr e muito baixos para Yb; já os demais leptinitos apresentam um padrão semelhante, mas, com anomalia de Ba menor, Zr mais negativo e Yb não tão empobrecido. Assemelham-se ao padrão das rochas do Complexo Barro Alto do diagrama da Figura 6-9D, isto é, de granitos intraplaca com litosfera estirada. Graficando as análises pelo diagrama de Harris et al (1986), o intervalo de padrões que melhor acolhe estas rochas (com restrições que podem ser vistas na figura 6-12C) é o de granitos de arco vulcânico. Duas amostras de leptinito de Silva 1991) graficadas em log (Rb/Zr) x SiO₂ caem no campo discriminado por Harris et al (op.cit) para granitos colisionais do Grupo II.

    Nilson (1992) determinou em diagrama AFM dois conjuntos de rochas neste complexo máfico-ultramáfico granulitizado de Água Clara, definindo um trend tholeítico e um gap na composição dos pares opx-cpx e relacionado, provavelmente, a dois pulsos magmáticos: o primeiro, mais picrítico, responsável pelas fácies peridotíticas basais, e o segundo, tholeito normal, que fracionou os piroxenito-noritos. O alto teor em Al na molécula de piroxênios indicaria pressões confinantes elevadas no sítio de alojamento do magma.
    As amostras analisadas e graficadas nas figuras 6-13,  6-14 e 6-15 são dos corpos máfico-ultramáficos de Água Clara, Fazenda Conceição e de corpos satélites a SE. Foram incluídas amostras de encaixantes para verificação de possível correlação química na hipótese de representarem diques e sills do mesmo magmatismo. Deve ser lembrado que a quantidade de análises é insuficiente para um aprofundamento do estudo da evolução química do complexo.
    Os gráficos da Figura 6-13 mostram a tendência tholeítica subalcalina apontada por Nilson (op.cit.), destacando-se que a amostra de norito que cai fora do trend (2MW225), no campo cálcio-alcalino, apresenta ~50% de andesina modal, podendo representar quimismo modificado devido ao alto grau de metamorfismo. Algumas das amostras de granulitos máficos encaixantes seguem o trend tholeítico e poderiam representar apófises, diques, sills, etc.. do magmatismo que fracionou esses complexos o que, entretanto, exige mais estudos de ETR e outros para uma comprovação.
    A Figura 6-14 apresenta os diagramas de ETR e spider para duas amostras do corpo máfico-ultramáfico da Fazenda da Conceição, a oeste do de Água Clara. Percebe-se a semelhança com padrões de noritos e piroxenitos do Complexo Barro Alto (Figura 6-3), concluindo-se que a área fonte do magma parental provavelmente foi um manto fértil, o que favorece a correlação geológica entre esses complexos plutônicos granulitizados com os grandes complexos ao norte da Megainflexão dos Pireneus.
    Na Figura 6-15 são confrontadas as características químicas destas rochas dos corpos máfico-ultramáficos granulitizados com as de rochas da Supersuíte Americano do Brasil e com o quartzo-diorito Camaquã do Domínio Gnáissico-anfibolítico do Complexo Anápolis-Itauçu. Percebe-se que derivaram todas de magmas sub-alcalinos (Figura 6-15 B) com natureza (Figura 6-15 A) tholeítica (suíte gabro-diorítica) a cálcio-alcalina (suíte tonalito-granítica). A composição tonalítica é predominante (Figura 6-15 C) nas amostras analisadas do batolito da Serra do Cuscuzeiro e o diagrama de discriminação multicatiônica de granitóides da Figura 6-15 D, baseado em Batchelor & Bowden (1985), mostra que correspondem geoquimicamente a fácies pré-colisionais (estão sediados em terrenos granito-greenstone de crosta, provavelmente, mais espessa), enquanto que o quartzo-diorito Camaquã, em pleno Domínio Gnáissico-anfibolítico, com prováveis xenólitos de rochas já granulitizadas, tem características químicas de fácies orogênica a tardi-orogênica. Os gráficos das Figura 6-15 E e 6-15F mostram tratar-se de uma suíte meta-aluminosa de médio a alto K e as Figura 6-15 G e 6-15H indicam o trend de decréscimo em Fe e Ti para os termos mais evoluídos, enquanto que os piroxenitos e gabro-noritos granulitizados (Intrusão Água Clara e associadas) não mostram trend nas duas últimas figuras, provavelmente devido a amostragem reduzida, mas, mesmo assim, é evidenciada uma diferença significativa com relação ao comportamento evolutivo da Supersuíte Americano do Brasil ao se confrontar os teores de TiO2 e de FeO* dado um mesmo grau de saturação. Esta diferença entre os dados dos dois conjuntos reforça a conclusão de que não compõem uma suíte cogenética.

INDICE da Tese 05                      -