UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA -INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
/ TESE DE DOUTORADO No 5 - MANFREDO WINGE
EVOLUÇÃO DOS TERRENOS GRANULÍTICOS DA
PROVÍNCIA ESTRUTURAL TOCANTINS, BRASIL CENTRAL
6.LITOGEOQUÍMICA
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.
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 CeN/SmN~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.
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
PH2O, 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.
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).
6.3.1. Sequência Serra de Santa Bárbara
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: LaN/YbN(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 PCO2 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 ZrN mais baixos e de YbN 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<SIKuno<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.
6.3.2. Sequência Serra da Malacacheta
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.
6.3.3. Sequência Juscelândia
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 6xN manto
. Já o autólito compõe, junto com os demais gnaisses metavulcânicos, outro grupo muito
mais fracionado (10 a 40xN 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 <.1N
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: YbN =16,7 ; (La/Yb)N=4,339 e EuN/Eu*=0,438
e para o leptinito: YbN =33,852; (La/Yb)N=2,435 e EuN/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 TTGs 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 1N 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.
6.4.2.Intrusão de Água Clara, Fazenda Conceição e corpos associados
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.