GEOLOGIA E PETROGÊNESE DE CORPOS MÁFICO- ULTRAMÁFICOS DA FAIXA BRASÍLIA SUL, BORDA SUL DO CRÁTON SÃO FRANCISCO - MG i FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO Reitor Prof. Dr. Marcone Jamilson Freitas Souza Vice-Reitora Prof. Dr.ª Célia Maria Fernandes Nunes Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação Prof. Dr. Valdei Lopes de Araújo ESCOLA DE MINAS Diretor Prof. Dr. José Geraldo Arantes de Azevedo Brito Vice-Diretor Prof. Dr. Wilson Trigueiro de Souza DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Chefe Prof. Dr. Fernando Flecha de Alkmim iii EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS iv TESE DE DOUTORAMENTO GEOLOGIA E PETROGÊNESE DE CORPOS MÁFICO- ULTRAMÁFICOS DA FAIXA BRASÍLIA SUL, BORDA SUL DO CRÁTON SÃO FRANCISCO - MG Marco Aurélio Piacentini Pinheiro Orientador Prof. Dr. Marcos Tadeu de Freitas Suita Co-orientador Dr. Luis Carlos da Silva Tese apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Doutor em Ciência Naturais, Área de Concentração: Petrogênese e Recursos Minerais. OURO PRETO 2013 v Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita 35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais. Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br Os direitos de tradução e reprodução reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral. Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto http://www.sisbin.ufop.br vi Para as minhas eternas referências: Pinheiro, José Pio C., Pinheiro Míriam, das Graças P., Pinheiro, André Eduardo P. & Pinheiro, Sarah Cristina P. vii Agradecimentos Agradeço aos meus pais, José Pio Corrêa Pinheiro e Míriam das Graças Piacentini Pinheiro, meus irmãos, André Eduardo Piacentin Pinheiro e Sarah Cristina Piacentini Pinhiero e avós, Osório Mamede Piacentini e Antônia Coradini Piacentini pelo apoio incondicional. À Ana Tereza pelo carinho e paciência ao longo da execução desse trabalho, sei que não foi fácil! Ao grande amigo e orientador Dr. Marcos Tadeu de Freitas Suita, pelas dispendiosas horas de dedicação e atenção, e ao Dr. Luis Carlos da Silva pela coorientação, suporte e amizade. À Companhia de Recursos Minerais (CPRM/SGB) pela oportunidade de realização desse trabalho, em especial: Marco Antônio Fonseca, Fernando Oliveira, Antonino Juarez Borges, Lúcio Anderson Martins. À equipe do Projeto Rio Pardo de Minas pela compreensão e amizade: Orivaldo Ferreira Baltazar, Julio César Lombello e Sabrina Queiroz. Meus francos agradecimentos às pessoas sem as quais esse trabalho não teria sido possível: Claiton Piva Pinto e Márcio Antônio Silva. Ao Frederico Ozanam Raposo pelas prazerosas e inestimáveis discussões petrográficas. À Cristiane Castro, Leonardo Gonçalves, Marcus Gutemberg Pira, Sandro Andrade Ferreira e demais amigos da Geologia pelos momentos de descontração e amizade. Ao Manoel Ferreira Filho, Ronaldo Risoli e Antônio Eduardo Ladeira pelo incentivo na fase inicial deste trabalho. Ao Luís Garcia, Márcio e Prof. Dr. Aba Persiando, do Laborátório de Microanálises da UFMG, pelo apoio nas análises de química mineral. Ao Kei Sato, do Laboratório de Geocronologia da USP, pela paciência e suporte durante as análises geocronológicas. Ao Mário Veisac e Cirilo do Laboratório de preparação de amostras para geocronologia (Lopag-DEGEO-UFOP). À Madalena e estagiários da Biblioteca da CPRM (SUREG-BH) pela constante prontidão e dedicação com o acervo bibliográfico. Ao Guilherme de Oliveira Gonçalves (Marchalenta), Wagner Empereur (Kiosky) e demais Bastilhanos, pela fraternidade e amizade. E a todos que de uma maneira ou de outra contribuíram para a realização desse trabalho, e que, não por desmerecimento, não estão citados aqui. Meus sinceros agradecimentos! ix Sumário AGRADECIMENTOS ...........................................................................................................ix SUMÁRIO .............................................................................................................................xi LISTA DE FIGURAS............................................................................................................xv LISTA DE TABELAS ........................................................................................................xxiii RESUMO ............................................................................................................................xxv ABSTRACT ......................................................................................................................xxvii CAPÍTULO 1 ..........................................................................................................................1 INTRODUÇÃO.......................................................................................................................1 1.1-Apresentação ..................................................................................................................... 1 1.2-Objetivos........................................................................................................................... 3 1.3-Localização da área............................................................................................................ 3 1.4-Metodologia Desenvolvida ................................................................................................. 5 1.4.1-Análises petrográficas .................................................................................................. 5 1.4.2-Analises litogeoquímicas.............................................................................................. 5 1.4.3-Química mineral e estimativas termobarométricas ......................................................... 6 1.4.4-Análises geocronológicas ............................................................................................. 6 CAPÍTULO 2 ..........................................................................................................................9 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL E LOCAL .............................................................9 2.1-Contexto Geotectônico ....................................................................................................... 9 2.2- Contexto geologico ......................................................................................................... 12 2.2.1- Extremidade sul da Faixa Brasília .............................................................................. 12 2.2.2- Meta básicas em seqüências Neoproterozóicas na extremidade sul da faixa Brasília ...... 12 2.2.3- Complexo Petúnia .................................................................................................... 15 2.2.3.1- Evolução do tema ........................................................................................... 15 2.2.3.2- Geologia Local ............................................................................................... 17 2.2.3.3-. Descrição das ocorrências............................................................................... 22 2.2.4- Região de Andrelândia .............................................................................................. 25 2.2.4.1- Introdução ...................................................................................................... 25 2.2.4.2- Contexto das amostras..................................................................................... 26 2.2.4.2.1- Nappe Andrelândia (NA) ............................................................................................ 26 2.2.4.2.2- Nappe Liberdade (NL) ................................................................................................ 30 2.2.4.2.3- Nappe Lima Duarte (NLD) ......................................................................................... 34 2.2.4.2.4- Nappe Pouso Alto (NPA) ............................................................................................ 35 CAPITULO 3 ........................................................................................................................37 PETROGRAFIA ...................................................................................................................37 3.1- Introdução ...................................................................................................................... 37 3.2- Complexo Petúnia ........................................................................................................... 38 3.2.1- Olivina ortopiroxenito pegmatóide e derivados metamórficos ...................................... 38 3.2.2- Dunito ..................................................................................................................... 49 3.2.3- Meta-hornblendito .................................................................................................... 51 3.2.4- Cromitito ................................................................................................................. 52 3.2.5- Olivina metagabro coronítico .................................................................................... 56 xi 3.2.6- Metagabro cataclasado .............................................................................................. 60 3.2.7- Anfibolitos (metabasaltos) ......................................................................................... 63 3.3- Região de Andrelândia .................................................................................................... 66 3.3.1- Nappe Andrelândia ................................................................................................... 66 3.3.1.1- Anfibolitos (metabasaltos) ............................................................................... 66 3.3.2- Nappe Liberdade....................................................................................................... 70 3.3.2.1- Epidoto anfibolito (metagabro)......................................................................... 70 3.3.2.2- Anfibolitos (metabasaltos) ............................................................................... 72 3.3.2.3- Granada anfibolito retroeclogito ....................................................................... 78 3.3.3- Nappe Lima Duarte ................................................................................................... 81 3.3.3.1- Anfibolito (metabasalto) .................................................................................. 81 CAPÍTULO 4 ....................................................................................................................... 83 LITOGEOQUÍMICA ........................................................................................................... 83 4.1- Introdução ...................................................................................................................... 83 4.2- Apresentação dos dados................................................................................................... 85 4.2.1- Metamáficas ............................................................................................................. 85 4.2.2- Associação de Rochas Máfico-ultramáficas .............................................................. 106 4.2.2.1- Complexo Petúnia. ........................................................................................ 106 4.2.2.2- Região de Andrelândia .................................................................................. 117 CAPITULO 5 ..................................................................................................................... 121 QUÍMICA MINERAL........................................................................................................ 121 5.1- Introdução .................................................................................................................... 121 5.2- Complexo Petúnia ........................................................................................................ 122 5.2.1- Rochas metaultramáficas ......................................................................................... 122 5.2.2.1- Ortopiroxênio e olivina.................................................................................. 122 5.2.2.2- Cr-espinélios e cromita .................................................................................. 124 5.2.2.3- Anfibólios .................................................................................................... 127 5.2.2.4- Sulfetos ........................................................................................................ 128 5.2.2.4.1- Pentlandita ............................................................................................................... 128 5.2.2.4.2- Pirrotita .................................................................................................................... 129 5.2.2.4.3- Calcopirita ............................................................................................................... 129 5.2.2- Rochas metamáficas................................................................................................ 130 5.2.2.1- Plagioclásio .................................................................................................. 130 5.2.2.2- Anfibólios .................................................................................................... 133 5.2.2.3- Granada........................................................................................................ 137 5.2.2.4- Clinopiroxênio .............................................................................................. 138 5.2.2.5- Olivina ......................................................................................................... 141 5.2.2.6- Ortopiroxênio ............................................................................................... 141 5.2.2.7- Titanita ......................................................................................................... 141 5.2.2.8- Epidoto......................................................................................................... 142 5.3- Domínio Andrelândia .................................................................................................... 142 5.3.1- Metamáficas ........................................................................................................... 142 5.3.1.1- Anfibólio ...................................................................................................... 142 5.3.1.2- Plagioclásio .................................................................................................. 145 5.3.1.3- Granada........................................................................................................ 145 5.3.1.4- Biotita .......................................................................................................... 146 5.3.1.5- Epidoto......................................................................................................... 146 5.3.1.6- Titanita......................................................................................................... 147 5.3.2- Metarrodingito........................................................................................................ 147 5.3.2.1- Clinopiroxênio .............................................................................................. 148 5.3.2.2- Granada........................................................................................................ 149 5.3.2.3- Clinoanfibólio............................................................................................... 149 xii 5.3.2.4- Plagioclásio .................................................................................................. 150 5.3.2.5- Espinélio ...................................................................................................... 150 5.3.2.6- Epidoto ........................................................................................................ 151 5.3.2.7- Ilmenita ........................................................................................................ 152 5.3.2.8- Magnetita ..................................................................................................... 152 CAPÍTULO 6 ......................................................................................................................153 GEOCRONOLOGIA ..........................................................................................................153 6.1- Apresentação ................................................................................................................ 153 6.2- Resultados .................................................................................................................... 153 6.2.1- Complexo Petúnia (CP)........................................................................................... 153 6.2.1.1- Imagens de Catodoluminêscencia (CL) e morfologia dos grãos ........................ 154 207 206 6.2.1.2- Idades Pb/ Pb.......................................................................................... 157 6.3.1- Região de Andrelândia ............................................................................................ 158 6.3.1.1- Imagens de Catodoluminêscencia................................................................... 158 207 206 6.3.1.2- Idades Pb/ Pb.......................................................................................... 159 6.3.1.2.1- Amostra Ibit-01 (Nappe Lima Duarte) ....................................................................... 159 6.3.1.2.2- Amostra 264 (Nappe Andrelândia) ............................................................................ 162 6.3.1.2.3- Amostra And-006 (Nappe Andrelândia) ..................................................................... 165 6.3.1.2.4- Amostra 271 (Nappe Liberdade)................................................................................ 168 6.3.1.2.5- Amostra Ibit-02 (Complexo Mantiqueira) .................................................................. 170 CAPITULO 7 ......................................................................................................................173 PETROGÊNESE E EVOLUÇÃO QUÍMIO-TEXTURAL ..................................................173 7.1- Considerações iniciais ................................................................................................... 173 7.2- Complexo Petúnia (CP) ................................................................................................. 173 7.2.1- Rochas metaultramáficas......................................................................................... 173 7.2.2- Rochas metamáficas ............................................................................................... 182 7.2.2.1- Meta olivina gabro coronítico ........................................................................ 182 7.2.2.2- Meta gabro cataclasado ................................................................................. 188 7.2.2.3- Granada anfibolitos ....................................................................................... 190 7.2.3- Discussão ............................................................................................................... 192 7.3- Região de andrelandia ................................................................................................... 194 7.3.1- Anfibolitos ............................................................................................................. 194 7.3.2- Meta rodingito........................................................................................................ 202 CAPÍTULO 8 ......................................................................................................................209 CONSIDERAÇÕES METALOGENÉTICAS .....................................................................209 8.1- Introdução .................................................................................................................... 209 8.2- Considerações sobre processos mineralizadores em rochas máfico-ultramáficas ................ 210 8.2.1- Mineralizações em magmas máfico e ultramáficos. ................................................... 210 8.2.1.1- Fe-Ni-Cu-(EGP) ........................................................................................... 210 8.2.1.2- Cromitito...................................................................................................... 212 8.2.2- Mineralizações em ofiolitos..................................................................................... 213 8.3- Considerações Metalogênicas preliminares. .................................................................... 215 8.3.1- Complexo Petúnia (CP)........................................................................................... 215 8.3.1.1- Discussão ..................................................................................................... 217 8.3.2- Região de Andrelândia ............................................................................................ 219 8.3.2.1-Discussão ...................................................................................................... 221 CAPITULO 9 ......................................................................................................................223 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES........................................................................................223 xiii 9.1- Complexo Petúnia ......................................................................................................... 223 9.2- Região de Andrelândia .................................................................................................. 226 9.2.1- Anfibolitos ............................................................................................................. 226 9.2.2- Metaultramafitos e metarrodingito associado ............................................................ 229 CAPITULO 10 ................................................................................................................... 231 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................ 231 CAPITULO 11 ................................................................................................................... 249 ANEXOS ............................................................................................................................ 249 ANEXO I ............................................................................................................................ 251 PINHEIRO M.A.P. & SUITA M.T.F. 2012: ....................................................................... 251 ANEXO II .......................................................................................................................... 253 CD-ROM ............................................................................................................................ 253 xiv Lista de Figuras Figura 1.1: Localização da área de estudo. A) Distrito de Petúnia, Nova Resende, e, B) região de Andrelândia com as folhas do Projeto Sul de Minas e Lima Duarte indicadas ................................... 4 Figura 2.1: A) Blocos continentais envolvidos na associação do Gondwana Ocidental, e, localização das faixas orogênicas e núcleos cratônicos em panorama do Gondwana Ocidental. ......... 10 Figura 2.2: A) Mapa tectônico do Orógeno Brasília Meridional, com destaque para as regiões com associações abordadas por este trabalho. ....................................................................................... 11 Figura 2.3: Mapa geofísico do Complexo Petúnia, em canal: A) Sinal analítico, e, B) Ternário (K- Th-U). Com sobreposição do mapa geológico de Roig (1993). A seta indica a área de ocorrência do metagabro coronítico e cromititos. ................................................................................................ 18 Figura 2.4: Complexo Campos Gerais, com destaque para as faixas metaultramáfica- metassedimentar (extraído e modificado de Kaefer et al. 1975) ...................................................... 19 Figura 2.5: Mapa Geológico do Complexo Petúnia ................................................................. 21 Figura 2.6: A) Típico modo de ocorrência dos metaultramafitos .............................................. 23 Figura 2.7: A) Exposição de metagabro cataclasado (Pet-004) e típicas exposições de rochas ortoanfibolíticas. ......................................................................................................................... 24 Figura 2.8: A) Região de ocorrência dos cromititos, gabro coronítico e anfibolito ..................... 25 Figura 2.9: Esquema estratigráfico e sedimentológico da megassequência Andrelândia com a correlação para as associações de litofácies (Paciullo et al. 2000) e as unidades adotadas por Trouw et al. (2006). ................................................................................................................................... 27 Figura 2.10: Distribuição regional da nappe Andrelândia. ....................................................... 29 Figura 2.11: A) Exposição de (granada) anfibolito .................................................................. 30 Figura 2.12: Distribuição regional da nappe Liberdade............................................................ 31 Figura 2.13: Detalhe de exposição de corpo de granada anfibolito estirado e alongado, fortemente cisalhado, com detalhe da estrutura laminada e a foliação penetrativa de médio ângulo para oeste (And-007). Visada da fotografia para Norte................................................................................... 32 Figura 2.14: Expressão e modo de ocorrência do epidoto anfibólio metagabro (271). ................ 33 Figura 2.15: Expressão e modo de ocorrência do retroeclogito metamáfico (273). ..................... 34 Figura 2.16: Distribuição da nappe Lima Duarte ..................................................................... 35 Figura 2.17: Distribuição da Nappe Pouso Alto e klippen associadas ........................................ 36 Figura 3.1: A) Olivina esqueletal, parcialmente talcificada, inclusa em ortopiroxênio B) Minerais opacos primários, precoces, “dissolvidos” e incorporados por ortopiroxênio pegmatóide, C) superfície definida pelo alinhamento de minerais opacos finos, possível reflexo de bandamento ígneo, incorporado por ortopiroxênio pegmatóide, e, D) mesmo campo anterior sob LP. O ortopiroxênio exibe estruturas de deformação intracristalina, extinção ondulante e sub-grãos. ............................... 38 Figura 3.2: A) Foto-mosaico de grão pegmatóide de ortopiroxênio, B) grãos de ortopiroxênio que exibem lamelas de exsolução (clinoenstatita?) paralelas as faces prismáticas, e C) grãos pegmatóides de ortopiroxênio com contatos interlobados................................................................................... 40 xv Figura 3.3: A) Grãos reliquiares de olivina parcialmente talcificada, B) mesmo campo anterior sob LP, e C) fotomosaico de olivina grossa, parcialmente talcificada e intensamente fraturada................ 41 Figura 3.4: A) Agregados granoblásticos de clorita fina que sofreram recristalização por ajuste estático (2° geração), em domínio carbonatado (4x, LN), B) mesmo campo anterior sob LP, C) agregados granoblásticos de clorita que caracterizam cloritito em variedade intensamente transformada (4x, LN), e D) mesmo campo anterior sob LP. ............................................................................... 43 Figura 3.5: A) Agregados sub-radiais de antofilita fina a média, gerados às custas de talco, B) mesmo campo anterior sob LP, C) antofilita acicular média sobrecrescida em talco, e, D) mesmo campo anterior sob LP. ................................................................................................................ 44 Figura 3.6: Foto-mosaico que mostra tremolita e antofilita sobrecrescida sobre talco. ................ 45 Figura 3.7: A) Agregado de pirrotita, no núcleo, pentlandita nas porções mais externas e calcopirita fina marginal em associação com cromo-espinélio, B) contatos interdigitados a lobados entre pentlandita e pirrotita com cromo-espinélio e com calcopirita, tardia, C) antofilita formada às custas de talco com agregado de cromo-espinélio precoce e pentlandita, D) detalhe do campo anterior sob LR e aumento de 20x, E) agregado de sulfetos com pentlandita, pirrotita exsolvida e calcopirita tardia, F) pentlandita exsolvida a partir de pirrotita com calcopirita tardia associada, e, G) associação entre cromo-espinélio e pirrotita e, calcopirita tardia marginal (20x, LR). ....................................... 46 Figura 3.8: A) Variedades metamórficas constituídas por: A) Cloritito granolepidoblástico, B) magnetita-clorita xisto, C) antofilita-clorita xisto envelopado por níveis de clorita xisto, D) interface entre níveis de antofilita-clorita xisto e antofilita xisto, E) interface entre antofilita xisto e ortopiroxenito, F) mesmo campo anterior sob LP, E) contato entre ortopiroxenito parcialmente tranasformado com horizonte de antofilita xisto, e, H) mesmo campo anterior sob LP. ..................... 48 Figura 3.9: A) Arranjo granular de olivina ortocumulática em grãos com formas elípticas alinhadas e imbricadas, reflexo de um possível acamamento (ígneo) primário, B) mesmo campo anterior sob LP, C) clorita sobrecrescida em fratura serpentinizada, D) mesmo campo anterior sob LP, E) antofilita sobrecrescida em talco, e F) fratura talcificada tardia (10x, LP) .................................... 49 Figura 3.10: A) Fotomicrografia que mostra ortopiroxênio pós-cúmulus, e, B) mesmo campo anterior sob LP. ........................................................................................................................... 51 Figura 3.11: A) Agregado xenoblástico com grãos tabulares em contatos curvilíneos, B) cristais granulares em arranjo adcumulático, C) cristais inequigranulares arredondados envoltos por cristais intergranulares tardios xenoblásticos, e, D) grãos estirados e recristalizados. ................................... 52 Figura 3.12: A) Fotomicrografia de provável laminação ígnea de grãos de Cr-espinélio (cromita) ortocumuláticos envolvidos por clorita (kammeririta?), B) interface de banda composicional, C) grãos ortocumuláticos de cromita (euédrica a subédrica), D) mesmo campo anterior sob LR, E) grãos ortocumuláticos (corroídos), e, F) inclusões micrométricas (sulfetos? minerais do grupo da platina (MGP),40x, LR). ......................................................................................................................... 54 Figura 3.13: A) Clorita, em posição intercumulus, B) mesmo campo anterior sob LP, C) superficie de cisalhamento (Sm) ortogonal às laminações primárias (So), , D) mesmo campo anterior sob LR, E) grãos em textura pull a part, e, F) grão rompido de cromita que caracteriza trama brechóide ............ 55 Figura 3.14: Metagabro coronítico com nivel brechóide coesivo obliterado por: A) blastese de anfibólio às custas de clinopiroxênio, e, B) coronas de reação entre plagioclásio e olivina,. .............. 56 Figura 3.15: A)Textura intergranular com olivina precoce com corona de reação em contato com plagioclásio, B) mesmo campo anterior sob LP, C) trama subofítica com olivina coronítica e, e, D) mesmo campo anterior sob LP. ..................................................................................................... 58 Figura 3.16: Dupla corona desenvolvida em borda de reação incompleta entre olivina e plagioclásio, B) mesmo campo anterior sob LP, C) plagioclásio parcialmente incluso em clinopiroxênio com olivina coronítica precoce (10x, LN), D) mesmo campo anterior sob LP, e E) xvi magnetita corroída inclusa em clinopiroxênio, e, F) magnetita esqueletal com sobrecrescimento de pirrotita....................................................................................................................................... 59 Figura 3.17: A) Clinopiroxênio preservado em núcleo de anfibólio, B) mesmo campo anterior sob LP, C) clinopiroxênio parcialmente transformado em clinoanfibólio, D) mesmo campo anterior sob LP, E) plagioclásio, moderadamente saussuritizado, e, F) mesmo campo anterior sob LP. ................ 61 Figura 3.18: A) Superficie frágil, com preenchimento de pseudotaquilito devitrificado (?) com sobrecrescimento de epidoto que secciona trama milonítica pretérit, B) mesmo campo anterior sob LP, C) superfície de fratura preenchida por pseudotaquilito devitrificado (?), D) mesmo campo anterior sob LP, E) microfalhas rúpteis s e fraturas de pseudotaquilito, e, F) mesmo campo anterior sob LP... 62 Figura 3.19: A) Foliação protomilonítica anastomosada e sigmoidal, envolvidos por agregados recristalizados feldspáticos, B) sombra de pressão de titanita e minerais opacos, C) granada idioblástica precoce envolvida por recristalizado quartzo-feldspático, D) mesmo campo anterior sob LP, E) agregados estirados de ilmenita e titanita, e, F) mesmo campo anterior sob LP. ..................... 65 Figura 3.20: A) Agregado e nível lenticular constituído por titanita e ilmenita ao redor de hornblenda, e, B) mesmo campo anterior em aumento de 10x e LR................................................. 66 Figura 3.21: Trama milonítica, com domínio de maior strain, com dobras assimétricas fechadas, clivagem de crenulação plano axial e transposição.. ....................................................................... 67 Figura 3.22: A) Epidoto e titanita em nível quartzo-feldspático estirado e dobrado, B) Agregado lenticular quartzo-feldspático com hornblenda nematoblástica mosqueada, C) granada idioblástica envolvida por foliação dobrada e padrão de inclusão helicítico inconspícuo, D) Cluster de titanita fina, E) biotita com quartzo interdigitado à custa de hornblenda, e, F) mesmo campo anterior sob LP. ...... 69 Figura 3.23: A) Hornblenda com textura nematoblástica, B) trama granonematoblástica com hornblenda com bordas interlobadas a vermiformes, C) plagioclásio com maclas deformadas e bordas interlobadas, e, D) epidoto que envolve hornblenda e titanita em um caráter poiquiloblástico. .......... 71 Figura 3.24: A) Bandamento definido por faixas dominadas por epidoto e hornblenda (2x, LN), B) mesmo campo anterior sob LP, C) simplectita de quartzo e epidoto ao redor de anfibólio e plagioclásio (4x, LN), D) mesmo campo anterior sob LP, E) hornblenda com tonalidades díspares nos núcleos e bordas em contato com epidoto simplectítico (10x, LN), e, F) mesmo campo anterior sob LP........... 73 Figura 3.25: A) Hornblenda com borda em tonalidades pálidas e com intercrescimento de quartzo vermiforme em contato com plagioclásio e simplectitas de exsolução, B) mesmo campo anterior sob LP, C) contato serrilhado entre hornblenda e plagioclásio, e, D) mesmo campo anterior sob LP........ 74 Figura 3.26:A) Epidoto vermiforme com intercrescimento de quartzo (simplectítico) às custas de hornblenda, e, B) detalhe de corona de epidoto em titanita. ............................................................ 75 Figura 3.27: A) Textura granonematoblástica equigranular fina, com arranjo poligonal de plagioclásio e hornblenda , B) mesmo campo anterior sob LP, C) granada idioblástica fina envolvida por hornblenda recristalizada e consumida por biotita, D) agregado granoblástico alongado lenticular de plagioclásio, E) biotita sobrecrescida em hornblenda e granada, e, F) biotita tardia que envolve hornblenda recristalizada sobre trama granonematoblástica fina ..................................................... 77 Figura 3.28: A) Porfiroclasto de granada com corona de agregados granoblásticos de plagioclásio fino com hornblenda intercrescida com plagiocláio vermiforme (simplectítico) com ilmenita e titanita, B) mesmo campo anterior sob LP, C) no centro, grão xenoblástico médio de granada com textura moat de plagioclásio com coroa de ilmenita e, D) epidoto com intercrescimento de quartzo vermiforme ao redor de granada (20x, LP). .......................................................................................................... 79 Figura 3.29: A) Titanita intercrescida com ilmenita que exibe corona de epidoto, B) mesmo campo anterior sob LR, C) pirrotita com núcleos não preservados e bordas substituídas por pirita, com xvii calcopirita sobrecrescida em zonas marginais, e, D) calcopirita inclusa em pirrotita, parcialmente preservada, com borda de pirita . .................................................................................................. 80 Figura 3.30: A) Granada idioblástica fina que constitui arranjo poligonalizado com hornblenda e plagioclásio, B) mesmo campo anterior sob LP, C) trama granonematoblástica fina com espécimes de granada porfiroclástica esqueletal, e D) mesmo campo anterior sob LP, E e F) ilmenita c ................. 82 t Figura 4.1: Diagramas de Al2O3 versus: A) SiO2, B) MgO, C) Na2O + K2O, D)TiO2, e, E) FeO . 87 Figura 4.2: Diagramas binários de elementos traços incompatíveis versus Nb, para as variedades metamáficas deste trabalho. A) Zr, B) Th, C) Y, D)Yb, E)Sm, F) La, e, G) Co................................. 89 Figura 4.3: Diagramas binários de óxidos de elementos maiores e menores versus Nb, das variedades metamáficas deste trabalho. A)Ti2O, B) MnO, C) P2O5, e, D)K2O. ................................. 90 Figura 4.4: Diagramas discriminantes para tipos de rocha. A) Zr/TiO2 – Nb/Y (Winchester & Floyd 1977), B) TAS, álcalis totais (Na2O+K2O) versus SiO2 (Le Bas et. a., 1986), C) TAS (Cox et. a., 1979), e, D) Zr/Ti – Nb/Y (Pearce 1996)................................................................................... 92 Figura 4.5: Diagramas para determinação do protólitos de anfibolitos. A) FeO t-TiO2 (Pellogia & Figueiredo, 1992), e, B) Cr – TiO2 (Leake 1964). Diagramas normativos de Irvine & Baragar (1971). A) Álcalis x SiO2, B) Ol-Ne-Q, C) AFM, D) Al2O3x An, E) IC x An, e, F) An-Ab-Or. ..................... 93 Figura 4.6: Diagramas discriminantes para determinação do caráter do magma. A) Nb/Y – Zr/P2O5 (Floyd & Winchester 1975), B) P2O5 – Zr (Floyd & Winchester 1975), C) Th/Yb – Ta/Yb (Pearce 1982), D) FeOt/MgO-SiO2 (Miyashiro 1974), e E) TiO2 – Zr/P2O5 (Floyd & Winchester 1975). ......................................................................................................................................... 94 Figura 4.7: Diagramas de Pearce & Cann (1973), nos campos de basaltos de fundo oceânico até toleítos de arco e basaltos cálcio-alcalinos . A) Ti-Zr-Y, B) Ti-Zr, e, C) Ti-Zr-Sr. ............................ 95 Figura 4.8: Diagramas discriminante para basaltos aplicados as rochas metabásicas deste trabalho. A e B) Zr/Y-Zr (Pearce & Norry, 1979), C) Ti/Y-Nb/Y (Pearce, 1982), e, D) Zr/Y-Ti/Y (Pearce & Gale, 1977). ................................................................................................................................ 97 Figura 4.9: Diagramas discriminantes para basaltos (Wood 1980, Meschede 1986). A)Th-Hf-Ta, B)Th-Nb-Zr, e C) Hf-Th-Nb. D) Nb-Zr-Y. .................................................................................... 99 Figura 4.10: Diagramas discriminantes para basaltos usados para comparação com rochas metabásicas deste trabalho. A) V-Ti (Shervais 1982), B) FeO-MgO-Al2O3 (Pearce et al. 1977), C) TiO2-MnO-P2O5 (Mullen 1983), e, D) TiO2-K2O-P2O5 (Pearce et al. 1975). .................................. 101 Figura 4.11: Variedades de rochas metabásicas do Complexo Petúnia (CP) normalizados para valores de N-MORB. A) Segundo Pearce (1983), e B) segundo Sun & Mcdonough (1989). C) Valores de ETR normalizados segundo Nakamura (1974). Detalhe dos padrões exibidos por basaltos do tipo E- MORB, N-MORB e de ilhas oceânicas normalizados segundo basaltos do tipo N-MORB. ............... 103 Figura 4.12: Variedades de metabásicas da área de Andrelândia normalizados para valores de N- MORB. A e C) Segundo Pearce (1983), B e D) segundo Sun & Mcdonough (1989), E e F) valores de ETR normalizados para o condrito (Nakamura, 1974). ................................................................. 105 Figura 4.13: Método de Cann (1970) aplicado as metamáficas e metaultramáficas do CP, com Zr t como comparador. A) TiO2, B) MgO + FeO , C) Co, D) La, E) Ga,F) Sm, G) Ce, e, H) Y. ............. 108 Figura 4.14: Diagramas do tipo MPR aplicados às variedades metamáficas e metaultramáficas do t t t CP. A) SiO2/TiO2x(MgO+FeO )/TiO2, B) MgO/CaOx(MgO+FeO )/CaO, C) FeO /TiO2xMgO- t t MgO/TiO2, D) MgO/MnOx(MgO+FeO )/MnO, E) SiO2/Al2O3x(MgO+FeO )/Al2O3, e F) CaO/Al2O3- t (MgO+FeO )/Al2O3. ................................................................................................................... 110 Figura 4.15: Diagramas binários para rochas do CP que utilizam o Mg# como índice de t diferenciação versus: A) Al2O3, B) CaO, C) Na2O, D) FeO , E) TiO2, e, F) SiO2. ........................... 113 xviii Figura 4.16: Diagramas que discriminam campos de rochas vulcânicas. A) Jensen (1976), B) Viljoen & Viljoen (1969), C) AFM com campos de Coleman (1977), D) Coleman (1977). .............114 Figura 4.17: A) Comportamento de elementos traços das rochas metaultramáficas e cromititos, do Complexo Petúnia, normalizados para o MP, B) comportamento de elementos traços ds (metas) máficas e hornblendito, normalizados para o MP, C) valores anterior por campos segundo as diferentes variedades, D) ETR normalizados para valores do condrito, E) Abundância dos ETR normalizados para valores do condrito (Nakamura, 1974) das rochas metamáficas e o hornblendito, e, F) valores do campo anterior em agrupamentos por campos segundo as diferentes variedades. ............................116 Figura 4.18: Diagrama AFM das rochas de Andrelândia (Pinheiro, 2008). ...............................118 Figura 4.19: Diagramas binários para as rochas metamáfico-ultramáficas da região de Andrelândia que utilizam o Mg# como indice de diferenciação confrontados com: A) SiO2, B) Al2O3, t C) MgO, D) CaO, E) Na2O+ K2O, F) TiO2, G) P2O5, e, H) FeO . ...................................................119 Figura 4.20: Padrões de ETR dos vários litotipos da região de Andrelândia normalizados para valores do condrito (Bynton 1984): A) variedades metamáficas e metaultramáficas, B) retroeclogito e anfibolitos da NL e anfibolito da NLD, C) metagabro da NL, e, D) anfibolitos da NA.....................120 Figura 5.1: A) Diagrama de classificação da olivina dos metaultramafitos do CP (Derr et al. 1966), B) detalhe da área de incidência do diagrama anterior , C)diagrama binário entre Mg#-MnO das olivinas dos metaultramafitos do CP, e, D) Diagrama (MgO+FeO+Fe2O3-Al2O3), com campos discriminantes entre ortopiroxênio ígneo e metamórfico (segundo Battacharyya 1971) ...................122 Figura 5.2: A) Diagrama de classificação do ortopiroxênio das variedades metaortopiroxeníticas do CP, (Derr et al. 1966), diagramas com valores de: B) Al2O3-En, MgO-En, e, CaO-En ...............123 Figura 5.3: A e B) Perfil químico executado em grão de ortopiroxênio. C) Análises de regiões de borda e núcleo em grão de ortopiroxênio (Pet-015), com valores de: D) CaO-En, e, E) Al2O3-En.....124 3+ Figura 5.4: Diagramas binários de valores do Cr-espinélio de: A) Cr#- Mg#, B) Cr/(Cr+Fe )- Mg#, C) Cr2O3-Al2O3, D) Fe2O3-Cr2O3, E) MgO-Cr2O3, e, F) TiO2-Cr2O3. .....................................125 Figura 5.5: A) Diagramas com valores de núcleos e bordas de grãos de Cr-espinélio que constituem aleitamento primário (NR-013B), de A) Al2O3-Cr2O3, e, B) Fe2O3-MgO. ......................126 Figura 5.6: A) Diagrama de Cr#-Mg# com campos discriminantes de Irvine & Findlay (1972), B) 3+ TiO2-Cr2O, campos de Suita & Strieder (1992) e, C) Al-Cr-Fe , campos de Jan & Windley (1990).126 Figura 5.7: A) Perfis químicos realizados ao longo de grãos ortocumuláticos. Perfil de: B) V2O3, C) MnO, D) Al2O3, E) MgO, F) Cr2O3, e, G) FeO. ........................................................................127 Figura 5.8: Classificação dos anfibólios dos metaultramafitos do CP (Leake 1978): A) Na(B)- (Na+Ca)(B), e, B) Mg#-TSi. .......................................................................................................128 Figura 5.9: Diagramas de Fe-Ni (A), Co-Ni (B) e S-Ni (C), para grãos de pentlandita. .............128 Figura 5.10: Perfil químico em grão de pentlandita. ...............................................................129 Figura 5.11: A) Diagrama de classificação dos feldspatos no sistema CaO-Na2-K2O (Ab-Na-Or) das metamáficas do CP. B) CaO –Na2O, C) CaO-Al2O3, e, D) SiO2-Al2O3, dos feldspatos ..............131 Figura 5.12: Perfil químico realizado em grãos de plagioclásio do metaolivina gabro. ..............131 Figura 5.13: A) Perfil em grão de plagioclásio (4x, LN), B) perfil longitudinal do grão anterior, C) perfil transversal do grão anterior, D) grão perfilado de plagioclásio (4x, LN), E) perfil do grão anterior, F) grão submetido a análises longitudinais (4x), G) perfil do grão anterior. .......................132 xix Figura 5.14: Relação entre textura e composição do plagioclásio nos diferentes metamafitos do CP. A) Olivina metagabro coronítico (Pet-006C), B) granada anfibolito nematoblástico (Pet-019), C) granada anfibolito proto/milonitizado (Pet-018A), e, D) metagabro (Pet-004). ............................... 133 Figura 5.15: Classificação de anfibólio cálcico, segundo Leake (1997), para: A) Na+K(A)<0,50, aplicável aos metagabros e granada anfibolito (Pet-019), B) Na+K(A)>0,5 aplicável para o granada anfibolito (Pet-018A). C) Classificação de anfibólio cálcico segundo Hawthorne et al. (2012). IV VI +3 VI IV VI Diagramas binários entre o conteúdo de: D) Al -Al +Fe +Ti, E) Al -Al , e, F)Al -TSi. Campos de composições puras e linha continua por Deer et al. (1992). Linhas tracejadas, indicativas da VI máxima alocação de Al em anfibólios cálcicos, por Leake (1965)............................................... 134 Figura 5.16: A) Perfil químico em grão xenoblástico de anfibólio às custas de clinopiroxênio, por processo de uralitização, em variedade metagabróica (Pet-004)..................................................... 135 Figura 5.17: Diagramas binários com valores de núcleo e borda de grãos nematoblásticos de VI 3+ IV VI total 2+ anfibólio dos granada anfibolitos, em: A) Na-(Al +Fe +Ti), B) Al -Al , C) Ca-Al , D) Fe -TSi, E) Mg#-Ti, e, F) Na-K. .............................................................................................................. 136 Figura 5.18: Diagrama ternário de piropo-almandina-grossulária............................................ 137 Figura 5.19: Perfil químico de: A) SiO2, B) MnO, C) Al2O3, e, D) CaO, em variedade de: E) granada anfibolito milonitizado (Pet-018), e, F) granada anfibolito granoblástico. .......................... 138 Figura 5.20: A) Diagrama de classificação do clinopiroxênio (Poldervaat & Hess 1951). Diagramas binários de elementos maiores: B) TiO2-MgO, C) MgO-CaO, D)SiO2-CaO, E) SiO2-Na2O, e, F) Al2O3-(K2O+Na2O). ........................................................................................................... 139 Figura 5.21: A) Perfil químico em clinopiroxênio do metagabro coronítico (Pet-006), C e B) perfil químico em clinopiroxênio reliquiar parcialmente transformado em anfibólio, por processo de uralitização (Pet-004). Valores de: D) FeO, E) MgO, F) TiO2, G) CaO, H) MnO, e, I) Al2O3. ......... 140 Figura 5.22: Perfil químico realizado em grão de clinopiroxênio do metagabro coronítico ....... 140 Figura 5.23: Diagrama classificatório da olivina do metaolivina gabro coronítico do CP. ......... 141 Figura 5.24: A) Composição do anfibólio dos anfibolitos da região de Andrelândia. Diagramas binários com as composições de núcleos e bordas de anfibólio dos anfibolitos da região de Andrelândia: B)Al2O3-CaO, C) TiO2-MgO, D) Al2O3-TiO2, e, E) Al2O3-álcalis (Na2O+K2O). ........ 143 Figura 5.25: A) Diagrama de classificação de anfibólio cálcico segundo Hawthorne et al. (2012), VI IV IV VI 3+ 2+ 3+ 3+ VI B) AL -Al , C) Al -Al +Fe +Ti(A), e, D) Mg/(Mg+Fe )-Fe /(Fe -Al ). Campos de composições puras e linha continua por Deer et al. (1992). Linhas tracejadas, indicativas da máxima VI alocação de Al em anfibólio cálcico (Leake, 1978). ................................................................... 144 Figura 5.26: A) Diagrama ternário Or-Ab-An com as análises de plagioclásio dos metamafitos da região de Andrelândia, e, B) diagrama binário Al2O3-CaO do plagioclásio das metamáficas da região de Andrelândia. ......................................................................................................................... 145 Figura 5.27: Diagrama de classificação da biotita da região de Andrelãndia ............................ 146 Figura 5.28: Diagramas binários dos conteúdos de titanita de: A) CaO-TiO2, B) Al2O3-TiO2, C) FeO-TiO2, e, D) Ca-Al. .............................................................................................................. 147 Figura 5.29: A) Diagrama ternário de classificação de clinopiroxênio simplectítico e granoblástico, e, B) diagrama binário Al2O3-TiO2 dos grãos de clinopiroxênio simplectítico e granoblástico. Diagramas binários entre valores de núcleos (N) e bordas (b) de grãos granoblásticos de: C) Al2O3-TiO2, D) MgO-Al2O3, e, Wo-En.............................................................................. 148 Figura 5.30: A) Diagrama triangular com os valores de granada do metarrodingito e com os campos discriminantes de Mange & Morton (2007). B) Perfil químico que secciona diâmetro de grão de granada granoblástica. ........................................................................................................... 149 xx Figura 5.31: A) Diagrama de classificação do clinoanfibólio do metarrodingito (Hawthorne, IV VI 1981), e, B) diagrama de Al -Al . ..............................................................................................150 Figura 5.32: A) Diagrama triangular com composição do plagioclásio do metarrodingito. ........150 Figura 5.33: Diagramas binários com valores de núcleos e bordas de grãos de espinélio em variedade textural granoblástica em interface com reações simplectíticas e grãos intimamente 2+ associados a ilmenita. A) MgO-Al2O3, B) Fe2O3-Fe2O3, C) TiO2-Al2O3, e, D) Al apfu – MgO/Fe . .151 Figura 5.34: Diagramas binários entre regiões de borda e núcleo de ilmenita do metarrodingito, 2+ 2+ 3+ junto com valor de grãos de granada anfibolito da NLD. A) Fe =/(Fe +Fe ), B) Ti-Mg, apfu em base de 3 oxigênios, e, C) Fe2O3-FeO...........................................................................................152 3+ Figura 5.35: Valores de: A) Al2O3-TiO2 e, B) Fe #-MgO, em grãos associados a ilmenita e grão que constitui coroa irregular ao redor de reações simplectíticas......................................................152 Figura 6.1: Geologia do Complexo Petúnia (extraído e modificado de Roig, 1993) com a localização da amostra datada e a idade de cristalização entre parenteses........................................153 Figura 6.2 Imagens de catodoluminescencia (CL) dos zircões analisados do metagabro do CP. Os círculos designam o local da análise (spot de 30 μm) Resultados isotópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). ...............................................................156 Figura 6.3: A) Diagrama expandido com da concórdia da amostra Pet-004. .............................157 Figura 6.4: Localização das amostras datadas na região de Andrelândia, com as idades de cristalização determinadas entre parênteses. .................................................................................158 Figura 6.5: Imagens de catodoluminescência de zircão do granada anfibolito da NLD.. ............160 Figura 6.6: A) Diagrama de concórdia expandida das análises de zircões do granada anfibolito da NLD, e, B) diagrama de concordia detalhado da mesma amostra. ..................................................160 Figura 6.7: Imagens de catodoluminescencia de zircão do epidoto anfibolito da NA (264)........162 Figura 6.8: Diagrama de concórdia do epidoto anfibolito da NA (264). ...................................163 Figura 6.9: Imagens de catodoluminescência de zircão do anfibolito da NA (And-006). ...........166 Figura 6.10: A) Diagrama de concórdia do anfibolito da NA (AND-006). ...............................166 Figura 6.11: Diagrama de concórdia das analises de zircão da amostra de epidoto anfibolito (metagabro, 271) da NL. .............................................................................................................168 Figura 6.12: Imagens de catodoluminescencia (CL) de zircões analisados do anfibolito em meio aos gnaisses do Complexo Mantiqueira (Ibit-001). ........................................................................170 Figura 6.13: Diagrama de concórdia das análises executadas em grãos de zircão do anfibolito do Complexo Mantiqueira. ..............................................................................................................170 Figura 7.1: Campo de estabilidade dos polimorfos de enstatita com a trajetória sugerida para os grãos de ortopiroxênio do metaortopiroxenito do Complexo Petúnia (Deer et al., 1966). .................174 Figura 7.2: Relações de fase entre clorita- enstatita-forsterita- cordierita- espinélio- H2O (sistema MgO-SiO2-H2O). ......................................................................................................................176 Figura 7.3: A) Diagrama de T-αSiO2 a 0,2 GPa em sistema MSH, com o caminho de talcificação da forsterita, e, B) Equilibrio de talco-enstatita-forsterita em diagrama segundo Frost (1975). .........178 Figura 7.4: Campos de estabilidade, P(Kbar) versus Temperatura (°C), de antofilita (área destacada) no sistema MSH, com a possível trajetória da variedade metaortopiroxenítica do Complexo Petúnia (Campos de Greenwood 1963, 1971, Chernosky et al.1985, Bucher & Frey 2002). .............179 xxi Figura 7.5: Diagrama de estabilidade para rocha ultramáficas portadoras de carbonato. Modelado para sistema MS-HC: A) para 1 Kbar, e B) para seção isotérmica em 675°C. Extraido e modificado de Bucher & Grapes (2011). A linha tracejada indica o provavel caminho das variedades de metaolivina ortopiroxenito do Cp. ................................................................................................................. 180 Figura7.6: Evolução textural proposta para o metaolivina ortopiroxenito do CP. ..................... 181 Figura 7.7: Trajetória P-T estimada para as variedades de metaolivina ortopiroxenito pegmatóide do Complexo Petunia, em diagrama no sistema MS-H (Bucher & Grapes, 2011). .......................... 181 Figura 7.8: Teste de validação segundo parâmetros de Putirka (2008) para a determinação da temperatura de solidificação de magma básico utilizando analises de clinopiroxênio e do “liquido” ideal.......................................................................................................................................... 183 Figura 7.9: Diagrama com a evolução petrogenética do meta olivina gabro (Pet-006). ............. 187 Figura 7.10: Diagrama com a evolução petrogenética proposta para o metaolivina gabro......... 189 Figura 7.11: Variações barométricas determinadas para os granada anfibolitos do Complexo Petúnia utilizando-se diversas calibrações ................................................................................... 191 Figura 7.12: Evolução textural proposta para os granada anfibolitos do Complexo Petúnia. ..... 192 Tabela 7.3: Valores barométricos (Kbar) obtidos segundo diferentes calibrações de Al em anfibólio, para a variedade epidoto anfibolito da NL (271-B). ..............Erro! Indicador não definido. IV Figura 7.13: Relação de Na + K versus Al dos anfibólios dos anfibolitos da região de Andrelândia............................................................................................................................... 196 Figura 7.14: Evolução quimio-textural proposta para o granada anfibolito (And-006) e o epidoto anfibolito (And-007). ................................................................................................................. 201 Figura 7.15: Grade petrogenética com os domínios das faces eclogito, granulito e anfibolito (Spear, 1993). As curvas de estabilidade de granada e piroxênio em metabasitos definem os campos de granulito de alta, média e baixa pressão....................................................................................... 203 Figura 7.16: Condições de estabilidade de granada, espinélio e plagioclásio em composições ultramáficas (modificado de Winter, 2001). ................................................................................. 204 Figura 7.17: Valores termométricos determinados a partir de calibrações: 1) Ellis & Green (1974), 2) Powell (1985), e, 3) Krogh (1985)........................................................................................... 206 Figura 8.1 A) Variações na composição do líquido em consequência do incremento nas taxas de fusão e extração de fases silicatadas, B) variação na concentração de elementos menores ............... 212 Figura 8.2: Esquema simplificado que ilustra a geração de líquidos ricos e pobres em EGP .... 214 Figura 8.3: Diagramas binários de Ni nos litotipos do CP, versus: A) Co, e, B) Cu. Diagramas colunares que representam concentrações de: C) Co e Ni, D) Cr e V, E) Pt e Pd, e, F) Cu e Zn. ...... 216 Figura 8.4: Diagramas com as concentrações (ppb) de: A) Pt e Pd, B) Co, V, Cu e Ni para os metaultramafitos do CP, normalizados ao “MP” de Pt, Pd, Cr, Ni, Co, V, Cu e Zn dos: C) cromititos, D) metaolivina ortopiroxenito, e, E) metamáficas, granada anfibolito e metagabro coronítico. ........ 217 Figura 8.5: Diagramas para os metaultramafitos da região de Andrelândia: A) Ni-Cr, B) Co-Ni, C) Cr-V. Diagramas de Au, Pt, Pd e Rh: D) metapiroxenito, E) serpentinito, e, F) metarrodingito........ 220 Figura 8.6: Resultados de Au, Pt, Pd e Rh (em ppb), e Co, Cu, V, Zn (ppm) e Ni e Cr (em %), normalizados para o manto primitivo, nos metaultramafitos da região de Andrelândia. A) Metarrodingitos e metawebsterito, B) Metapiroxenitos, e, C) serpentinitos. ................................... 221 xxii Lista de Tabelas Tabela 3.1: Relação de lâminas descritas por variedade litológica. ........................................... 37 Tabela 6.1: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos do metagabro do CP ....155 Tabela: 6.2: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos do granada anfibolito da NLD (Ibit-01).............................................................................................................................161 Tabela 5.3: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos do (granada) epidoto anfibolito da NA (264)................................................................................................................164 Tabela 6.4: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos do (granada) epdioto anfibolito da NA (And-006) ........................................................................................................167 Tabela 6.5: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos de zircão do epidoto anfibolito (metagabro) da NL (271). ............................................................................................169 Tabela 6.6: Sumário das análises de U-Pb (SHRIMP) obtidas em grãos de zircão do anfibolito da NLD (Ibit-02) ............................................................................................................................171 xxiii Resumo No sul de Minas Gerais, porção meridional do orógeno Tocantins, ocorrem variedades de (meta)mafitos-ultramafitos em meio a metassedimentos neoproterozóicos, plataformais a oceânicos. Este trabalho aborda as associações do Complexo Petúnia, sul do Complexo Campos Gerais, e da região de Andrelândia. As do Complexo Petúnia são variedades metamórficas de dunito, olivina (ol) ortopiroxenito pegmatóide, cromitito, hornblendito, gabros, e basaltos (granada anfibolitos). Os ol ortopiroxenitos constituem-se de ortopiroxênio (En87-93) pegmatóide que envolve cúmulus de Cr- espinélio e ol (Fo84-91), bandados cripticamente, e compõem variedades de xistos e felses de antofilita, clorita (cht), carbonato (car), talco e magnetita (mag). O cromitito é laminado, com cromita fina, ortocumulática (assinatura estratiforme) e cht pseudomórfica intercúmulus. Os metagabros formam tipos coronítico e cataclasado. O primeiro exibe trama sub-ofítica com augita, labradorita- bytownita(by) e ilmenita (il), com ol reliquiar compondo reações incompletas com plagioclásio (pl) e il, com coronas múltiplas de serpentina (opx) e anfibólio monoclínico (cam), Fe-tschermakita (tsch) e gedrita. O metagabro cataclasado (diopsídio, albita-oligoclásio e Mg-hornblenda-actinolita) apresenta textura de substituição, granonematoblástica e pseudotaquilito. Os granada anfibolitos (pargasita- hornblenda, oligoclásio-andesina, titanita e granada almandínica), nematoblásticos a miloníticos, tem assinaturas variando de basaltos MORB ś aos de arco vulcânico, sugestivos de magmas transicionais, manto fértil e zonas de supra-subducção. Análises termobarométricas (calibrações de Al em anfibólio) forneceram valores de 7,5-9,0 Kbares, e pares de hornblenda (hbl)-pl forneceram valores entre 635- 675°C e 7,5-8,9 Kbares. Dados de concórdia U-Pb (zircão, SHRIMP) do metagabro forneceram idade de cristalização em 2.963±6 Ma. Os baixos valores de EGP nos (meta)ultramafitos e altos no metagabro coronítico (~15ppb de Pt+Pd), e cromititos (ca. 1ppm) aventam a possibilidade de um magma rico em EGP, provavelmente concentrados em horizontes específicos (reefs) com a possivel influência de processos concentradores/dispersores metamórfico/hidrotermais. Na região de Andrelândia, corpos anfibolíticos, em meio às unidades metassedimentares das nappes Andrelândia, Liberdade, Pouso Alto e Lima Duarte, compõe-se de basaltos MORB ś aos de arcos de ilhas. Isto sugere ambientes oceânicos cronocorrelatos associados a zonas de supra-subducção. Idades concórdia U-Pb (zircão, SHRIMP) forneceram valores de cristalização riacianas, ca. 2,15 Ga, com intercepto inferior em torno de 600 Ma. Foram determinadas condições termobarométricas desarmônicas entre as variedades, com valores entre 5,5-8,3Kbares e 550-930°C para anfibolitos em meio a metassedimentos da Nappe Liberdade, 7,5-8,1 Kbares e 700°C, da Andrelândia e, 8,3-8,9 Kbares e 780-810°C, e da Lima Duarte. Um litotipo ultramelanocrático, cálcico, de composição ultrabásica, ocorre associado a metaultramafitos na base da klippe Carvalhos. Apresenta textura granoblástica (gnáissica) com granada (grd), clinopiroxênio (cpx), hbl e epidoto (ep), com simplectitas retrógradas de cpx (dipsídio)/hbl e pl ao redor de grd, com espinélio (spl), il, magnetita e car, e, provavelmente constitua uma variedade metarrodingítica. O cpx granoblástico apresenta composição acima do campo do vi dipsídio e alto conteúdo de Al , e diopsídica em grãos simplectíticos ao redor de grd (Alm28- 33Gro35-42Py24-31). O cam é tsch em grano/poiquiloblastos e hbl-tsch em grãos lamelares (simplectíticos). O ep apresenta conteúdo de Al2O3 expressivo (~28,00%), com o pl em campo de anortita pura e caráter secundário (retrógrado). O spl, essencialmente secundário, tem composição sensu stricto e Mg/Fe+2= 1. A paragênese grd+ cpx± hbl± ep, com pl secundário, simplectítico com Ca-cpx, é sugestiva de rochas submetidas a fácies eclogito. Foram estimadas condições acima de 20Kbares a partir da formação de grd em rochas metaultramáficas, com condições entre 1.350- 1.500°C, determinadas experimentalmente para a transição spl-grd, em estado subsolidus, em sistema CMAS. Pares de grd-cpx, grd-hbl fornecem valores entre 970-1.000°C e 560-760°C, respectivamente. Calibrações clássicas de Al em anfibólio forneceram condições entre 10,5-11,5 Kbares para variedades granoblásticas, e de 8,1-8,4 Kbares para lamelares. Diferenças químicas entre as metaultramáficas (e o metarrodingito) da base da klippe Carvalhos, e os anfibolitos associados, indicam que essas associações não são derivadas de uma fonte magmática comum, com os metaultramafitos e o metarrodingito, possivelmente correlacionados aos metabasaltos retroeclogíticos de idades xxv criogenianas ou ectasianas/calimianas da região, e relacionados a peridotitos orogênicos de alta a ultra- alta pressão (HP/UHP), e a seções crustais de ofiolitos meso- a neoproterozóicos desmembrados e extirpados durante a exumação do prisma acrescionário da Nappe Pouso Alto. Os anfibolitos, por sua vez, são relacionados à infraestrutura riaciana (Complexo Mantiqueira), da orogenia neoproterozóica. xxvi Abstract In the south-west segment of the Neoproterozoic Brasília Belt (Minas Gerais State), distinct oceanic mafic-ultramafic rocks tectonicaly associated mainly with plataformal metassedimentary deposits. The present study is focused on these associations ascribed to the Campos Gerais, Petúnia and Andrelândia complexes. We use SHRIMP U-Pb zircon ages to constrain the crystallization ages of these ocean floor remnants which were, so far, interpreted as ophiolitc mélanges of Neoproterozoic age. The new geochronological data significantly changed previous interpretations on the age of these association. Whereas the Petúnia Gabbro provided a cristalization age of 2963±6 Ma, four amphibolite/metabasaltic rocks furnished Rhyacian crystallization ages near ca. 2150 Ma and metamorphic overprinting ages at ca. 600 Ma. As far as the petrologic and geotectonic signatures are referred these Archean and Rhyacian rocks were also very distinct. Within the Mesoarchean Petúnia Complex, we characterized several metamorphic varieties of dunites, pegmatoids olivine- orthopyroxenites, cromitites, hornblendites, gabbros, as well as garnet-amphibolites (metabasalts). The olivine-orthopyroxenites (En87-93) are characterized by pegmatoid poiquiloblastic textures involving banded cumulatic Cr-spinel and olivine (Fo84-91), together with antophyllite, chlorite, carbonate, talc and magnetite schists and felses. The chromitite is laminated by alternance of fine grained orthocumulatic chromite (stratiform signature) and intercumulus pseudomorphic chlorite. The metaggabros include coronitic and catacalstic varieties. The former, presents sub-ophitic fabric with augite, labradorite-bytowinite and ilmenite (il), with reliquiar olivine (ol) resulting from incomplete reaction with plagioclase (pl) and which form multiply coronas of serpentine, opx and monoclinic amphibole (cam), Fe-tschermakite and gedrite. The cataclastic metagabbro (diopside, albite-oligoclase and MG -hornblende-actinolite) presents substitution and granoblastic textures as well as pseudotachylite. The Gt-amphiblites (pargasite-hornblende, oligoclase andesine, titanite and almandine garnet) present nematoblasitic and mylonitic textures, with E-MORB to arc-related transitional chemical signatures characteristics of fertile mantle from supra-subduction orogenic zones. Additionally, the strong negative Ce anomalies indicate interaction with the circulating oceanic floor sea water. The thermobarometric analyses (Al calibration in amphibole) furnished 7,5-9,0 Kbars values whereas the hornblende (hbl)-pl provided values between 635-675°C e 7,5-8,9 Kbar. The low EGP contents obtained from the meta-ultramafic rocks, contrasting with the high values from the coronitic metagabbro (~15ppb de Pt+Pd) and the chromitites (ca. 1ppm), suggest an original concentration of the EGP in specific horizons (reefs). Outside the plutonic Petúnia Complex, in the Andrelândia town region, several amphibolitic bodies, tectonically interleaved within paragneissic successions from Andrelândia, Liberdade, Lima Duarte and Pouso Alto nappes, corresponding to ocean floor (N-MORB) and island-arc (E-MORB) type metabasaltic remnants, suggesting distinct oceanic settings associated to supra-subduction zones. The operating P and T conditions on the metamorphic paragenesis of the amphibolites interleaved with the paragneisses, showed distinct thermobarometric condition operating within the distinct nappes: 5,5-8,3Kbar and 550-930°C (Liberdade Nappe); 7,5-8,1 Kbar e 700°C (Andelândia Nappe) and 8,3-8,9 Kbar e 780-810°C (Lima Duarte Nappe). In the basal section of the Carvalho klippe (Poso Alto Nappe) was recognized an ultramelonocratic, ultrabasic, granoblastic rock, with a Ca-rich exotic paragenesis composed by garnet (grt), clinopyroxene (cpx), hornblende (hbl), epidote (ep) with retrograde symplectites of cpx-hbl and pl surrounding grt and with spinel (sp), il, mgt and carbonate interpreted as a metarodingite variety. Under the microprobe analyses the granoblastitic cpx shows composition above the diopside field and high Alvi, whereas the vermiform symplectites surrounding the grt (Alm28-33Gro35-42Py24-31) present diopsidic composition. The cam is tschermakitic in composition with granoblastic and poiquiloblastic textures and the tschermakitic hornblende occurs as lamellar symplectites. The epidote has high Al2O3 contents (~28.00%). The plagioclase plots in the anorthite field and has a secondary character (retrograde symplectite). The spl, sensu stricto is chemically heterogeneous with Mg/Fe+2= 1,75, typically secondary (retrograde). The paragenesis grt+ cpx± hbl± ep, with secondaqry pl symplectite symplectitic, with Ca-cpx, indicative of recrystallization under eclogitic facies conditions. The crystallization of grt in metaultramafic rocks indicates conditions of P above 20 kbars and T xxvii between 1.350-1.500°C according to experimental determinations for the sub solidus spl-grd transition in the CMAS system. Grd-cpx and grd-hbl furnishes T values from 970-1.000°C to 560-760°C, respectively. Classic calibrations of Al in amphibole indicates P conditions of 10,5-11,5 Kbars for granoblastic varieties and of 8,1-8,4 Kbars for lamellar varieties. Chemical differences between the metaultramafites (and the metarodingite) from the basal section of the Carvalhos Klippe and the associated amphibolites indicate that these associations are not derived from a common magmatic source, as the former (metaultramafites and the metarodingite) possibly are related to the Ectasian/Calymmian retroeclogitic metabasalts. They are also related to (HP/UHP) orogenic peridotites and to crustal sections of Meso to Neoproterozoic ophiolites dismembered and uprooted during the exhumation of the accretionary prim from the Pouso Alto Nappe. The amphibolites, in turn, are related to the Riacyan infrastructure (Mantiqueira Complex) of the Neoproterozoic orogeny. xxviii Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO 1.1-APRESENTAÇÃO Diversas são as ocorrências de rochas metamáfica/ultramáficas posicionadas em meio as unidades metassedimentares neoproterozóicas da porção meridional do Orógeno Tocantins (Almeida 1977), sendo suas naturezas objeto de amplas discussões, frequentemente em campos controversos. As intensas obliterações de seus padrões químio-texturais primários, assim como as enigmáticas relações com as rochas encaixantes e os intensos processos metassomático/hidrotermais e intempéricos apresentados por esses corpos, dificultam a elucidação petrogenética dessas associações. A contínua evolução dos conceitos, o aprimoramento dos métodos, o surgimento de novas ferramentas e a constante geração de informações sobre os processos formadores de magmas dessa natureza, seus mecanismos de incorporação crustal e o desenvolvimento dos cinturões orogenéticos responsáveis pela incorporação de remascentes dessas associações, faz necessária uma abordagem constante a esses corpos e suas implicações econômicas, reflexo de suas exclusivas mineralizações associadas. Na porção sul da faixa Brasília, associações metamáfica/ultramáficas são atribuídas as mais diversas naturezas, desde remanescentes de associações komatiíticas (e.g, Magalhães 1985), fragmentos do manto litosférico (e.g, Ribeiro et al. 1995), produtos de cristalização de líquidos toleíticos (e.g, Almeida 1992, 1998) ou remanescentes de sucessões ofiolíticas crustais oceânicas incorporadas em sucessões metassedimentares meso- a neoproterozóicos (e.g, Berbert 1981, Paciullo 1992, Strieder & Nilson 1992, Trouw & Pankhurst 1993, Roig 1993, Tassinari et al. 2001, Zanardo 1992 e Zanardo et al. 2006, Pinheiro & Suita 2008 e 2012), sendo escassas as informações acerca de suas potencialidades econômicas (e.g, Vilas 1970, Roig 1993). O estudo de ofiolitos no mundo inteiro tem evoluído muito nos últimos anos, em especial após a evolução e consolidação da teoria da tectônica de placas (e.g, Coleman 1977, Nicolas 1989, Kusky 2004, Dilek & Newcomb 2003). No Brasil, apesar do importante aspecto geológico-geotectônico dos ofiolitos, tem sido dada pouca atenção a estes corpos nos aspectos de geoquímica e metalogênese de minérios de EGP+Au e/ou cromitíferos, sendo, muitas vezes, tais corpos, interpretados como parte do embasamento e/ou intrusões ígneas continentais (e.g, Almeida 1992 e 1998). 1 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Em Minas Gerais, a maioria dos depósitos de cromititos podiformes, conhecidos e relacionados a corpos ofiolíticos é de pequeno tamanho e com baixos teores e volumes de possíveis depósitos minerais, como na borda sul do Cráton São Francisco, os descritos na região de Liberdade (Vilas 1970) e de Nova Resende (Roig & Schranck 1992). Na parte sul do Cráton do São Francisco ocorrem vários corpos máfico-ultramáficos desmembrados e metamorfisados de provável natureza ofiolítica em meio a rochas, de idade neoproterozóica (e.g, Paciullo 1992, Trouw & Pankhrust 1993, Ribeiro et. al. 2003a,b), das sequências vulcano-sedimentares Carrancas, São João Del Rei e Andrelândia (Bittar 1989, Chrispim 1990, Zanardo 1992). Em termos de ocorrências de EGP, relacionadas a possíveis sucessões ofiolíticas, entre as poucas descrições conhecidas estão aquelas de Roig & Schrank (1992) e Roig (1993), não sendo conhecido o seu potencial metalogênico e econômico, nem das ocorrências de cromititos podiformes e tampouco da natureza de suas rochas máficas e/ou ultramáficas encaixantes. Em geral, os ofiolitos têm sido considerados como corpos estéreis ou muito pobres quanto a possíveis depósitos de EGP+Au (Naldrett 1981, Naldrett 1989). Alguns autores (e.g, Prichard et al. 1996), no entanto, têm assinalado a presença de níveis mineralizados em EGP+Au dentro de porções ultramáficas em complexos ofiolíticos. Além disto, existem ocorrências variadas de minérios de EGP+Au (+Ag) de caráter hidrotermal associadas a rochas máfico-ultramáficas silicáticas ou cromitíferas ofiolíticas e, até mesmo, a rochas ácidas (e.g, Suita 1996). Os fatos acima ressaltam a importância e necessidade de um estudo detalhado da geoquímica e metalogênia dos EGP+Au e de minérios cromitíferos nos corpos ofiolíticos ocorrentes na porção a sul do Cráton São Francisco, em Minas Gerais para o estabelecimento do real potencial destas rochas. 2 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 1.2-OBJETIVOS Este trabalho, por natureza, exibe um caráter de continuidade das informações levantadas por Pinheiro (2008), no tocante aos aspectos não incluídos pelo referido trabalho, o qual se concentrou na caracterização textural e estudos petrólogicos das rochas metaultramáficas da região de Andrelândia. Desta forma, inicialmente, propunha-se: - O aprofundamento do trabalho de Pinheiro (2008) sobre a petrogênese dos metaultramafitos da região de Andrelândia e suas relações com os metamafitos espacialmente associados, e, - O estudo de duas associações de rochas máfico-ultramáficas, tidas como ofiolíticas neoproterozóicas, em diferentes regiões do extremo sul do Orógeno Tocantins, visando: 1) caracterização petrogenética, 2) caracterização geocronológica, 3) significado tectônico e metalogenético dos corpos estudados, e, 4) suas implicações para a arquiteturação do Gondwana Ocidental. 1.3-LOCALIZAÇÃO DA ÁREA Este trabalho compreende o estudo das ocorrências de rochas metamáfica/ultramáficas localizadas na região norte de Nova Resende, nos arredores da Fazenda Catalão, próximas ao distrito de Petúnia, e as ocorrências metamáficas da região de Andrelândia. As ocorrências de Nova Resende estão localizadas ao norte do município, abrangidas pela carta topográfica Nova Resende, escala 1:50.000 (SF-23-V-D-I-1), do Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE) de 1970. O acesso a partir de Belo Horizonte, pode ser feito utilizando-se as BR-262 e 361, até Mateus Leme, sendo utilizada a partir desse município a rodovia MG-050, até o trevo que serve Passos, seguindo-se pela MG-446 até o município de Alpinópolis, em um trajeto de aproximadamente 450 Km. Deste município à área de estudo utilizam-se vias vicinais não pavimentadas, em um percurso de aproximadamente 30 Km até o distrito de Petúnia, ao Norte de Nova Resende (Fig. 1.1A). O município de Andrelândia foi selecionado como município-base da pesquisa nessa região diante da sua localização em relação aos principais corpos de estudo. Estes estão inseridos na região dos municípios de Alagoa, São Vicente de Minas, Arantina, Liberdade e Conceição do Ibitipoca, cobertos e cartografados pelas folhas ocidentais do Projeto Sul de Minas (por exemplo, Andrelândia, Lavras, São João del Rei, Caxambu e Santa Rita do Jacutinga, Pedrosa-Soares 2003), juntamente com a Folha Lima Duarte (Pinto 1991), situadas entre os meridianos 45°00 e 43°00 de longitude oeste e 21°00 e 22°00 de latitude sul (Fig. 1.1B). 3 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... O município de Andrelândia está localizado a, aproximadamente, 300 km de Belo Horizonte, tendo como acesso principal, a partir da capital mineira, a rodovia BR 040, em um percurso de 169 km até o munícipio de Barbacena. A partir deste ponto, percorre-se, por volta de 50 km, pela rodovia BR- 262 até o município de São João Del Rei, acessam-se vias vicinais secundárias por mais 64 Km até São Vicente de Minas, localizada a 18 km a noroeste da cidade de Andrelândia (Fig. 1.1B). Figura 1 .1 : Local ização da área de es tudo. A) Dis tri to de Petúnia, Nova Res ende , e, B) reg ião de Andrelândia com as folhas do Projeto S ul de Minas e Lima Duarte i ndicadas (Pedros a S oares 2003 e Pinto 1991). 4 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 1.4-METODOLOGIA DESENVOLVIDA 1.4.1-Análises petrográficas Dos corpos selecionados foram confeccionadas 99 seções delgadas e polidas (Cap. 3), as quais foram descritas em microscópio ótico Olympus modelo BX 41, trinocular com implementos para as observações de propriedades ortoscópicas e conoscópicas. As fotomicrografias e o imageamento para as análises de química mineral foram obtidos a partir de um adaptador Olympus Universal Infinity System para captura de imagens acoplada ao microscópio, com resolução de 3,2 megapixel. As abreviações minerais seguiram as adotadas por Kretz (1983) e os seguintes valores para a definição da granulação fina, média e grossa da rocha, são respectivamente: 1) fina: < 1mm, 2) média >1 e < 5mm, e, grossa > 5mm. Nas ilustrações com fotomicrografias, os diâmetros do campo de visão equivalem a 10mm, 8mm, 5mm, 2mm e 1mm quando utilizados as oculares de 10x de aumento, em objetivas de 2x, 2,5x, 4x, 10x e 20x respectivamente, e a quantificação modal dos constituintes baseou-se em estimativas visuais. 1.4.2-Análises litogeoquímicas Para o estudo de litogeoquímica, foram selecionados os espécimes mais representativos dos afloramentos mais significantes, levando-se em conta a distribuição dos corpos (Cap. 4). Foi levada em conta a intensidade dos processos intempéricos e metamórfico-deformacionais intencionando-se, desta forma, a obtenção mais fidedigna possível das identidades e assinaturas geoquímicas da rocha primária. As amostras selecionadas foram preparadas no Laboratório de Preparação para Geocronologia (LOPAG), do Departamento de Geologia, Escola de Minas, da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/UFOP), por processos de britagem e moagem e remetidas ao laboratório Acme para a quantificação analítica dos elementos. Os elementos maiores e óxidos, juntamente com Ni , Sc e perda ao fogo, foram analisados em grupo analítico de referência 4A, via ICP-OES e quantificados em porcentagem, com exceção de Ni e Sc em ppm. As amostras foram submetidas a fusão por metaborato/ tetraborato de lítio e digestão via ácido nítrico, com a perda ao fogo determinada a partir da diferença de massa após aquecimento a 1.000°C. Os elementos menores e traços, incluindo os elementos terras raras (Ba, Be, Co, Cs, Ga, Hf, Nb, Rb, Sn ,Sr, Ta, Th, U, V, W, Zr, Y, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb,eLu) foram analisados em grupo analítico de referência 4B, via ICP-MS, digestão por ácido nítrico e fusão por metaborato/tetraborato de lítio. Foram selecionadas 23 amostras para análises de metais raros (Au, Pt, Pd e Rh), sendo 12 de rochas ultramáficas previamente descritas e referenciadas no trabalho de Pinheiro (2008), as quais 5 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... foram submetidas a procedimento analítico do pacote 3B-MS, via ICP-MS, com caráter semi quantitativo para Rh, e com limite de detecção de 1 ppb para o Au e 0,1 e 0,5 ppb, respectivamente, para Pt e Pd, e valores de detecção máxima em torno de 10 ppm para Au, Pt e Pd. No tratamento dos dados de litogeoquímica foram utilizados os softwares Minpet Geological Software (versão 2.02), desenvolvido por Linda R. Richard (Richard 1995), Geochemical Tool Kit, em plataforma R, desenvolvido por Janoušek et al. (2006), IgPet (Carr 1995) e o Petrography (versão 1.0.5 de 25/01/05) desenvolvido por Maurizio Petrelli (Petrelli et al. 2005), o qual pode ser obtido em www.unipg.it/~maurip/sofware.htm. 1.4.3-Química mineral e estimativas termobarométricas As análises químicas minerais quantitativas (WDS) foram realizadas no laboratório de microanálises do Departamento de Física da Universidade Federal de Minas Gerais (UFMG). O equipamento utilizado foi uma microssonda JEOL modelo JCXA-8900RL que operou em tensão de 15 kV e corrente de feixe de 20 nA, utilizando padrões da coleção Ian Steele. O tratamento das fases minerais e a expressão a partir dos seus membros finais contou com a utilização do software Minpet Geological Software (versão 2.02), desenvolvido por Linda R. Richard (Richard, 1995), com os valores exibidos para os elementos químicos expressos em número de cátions por fórmula unitária (pfu), e apresentados no Anexo II. As estimativas termobarométricas foram executadas a partir de calibrações baseadas em termômetros e barômetro clássicos (e.g, Ellis & Green 1974, Spencer & Lindsley 1981, Graham & Powell 1984, Andersen & Lindsley 1985, Krogh 1985, Hollister et al. 1987, Schmidt 1992, Hammarstrom & Zen 1996, Nimis & Taylor 2000, Putirka 2008) com a utilização do software PT- MAFIC versão 2.0 de Soto & Soto (1995). 1.4.4-Análises geocronológicas As amostras separadas para análises geocronológicas foram submetidas a processos de separação de minerais pesados por métodos convencionais, nos Laboratórios da residência de Porto Velho do Serviço Geológico do Brasil (SGB-CPRM), sendo separados nas seguintes frações magnéticas: 0,4Å, 0,6 Å, 1 Å e 1,7 Å. 6 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. As análises de microssonda iônica de alta resolução (Sensitive High Resolution Ion Micropobe – SHRIMP II) foram executadas no Laboratório de Geocronologia (CPGeo) do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (USP). Os zircões de frações não magnéticas foram montados, juntamente com zircões padrões (temora), em uma fita dupla face envolvida por resina epoxy, polidas e fotografadas por luz transmitada e refletida e escaneadas por catodoluminescência (CL) e microscópio eletrônico de varredura (SEM) sob condições de aceleração de 15 kV, corrente de 10 nA, foco de 16,9 Ma, emissão de filamento de 100μA e banda de amplificação de 95-250x. Métodos analíticos e de tratamento seguem os descritos por Willians (1998) e Willians & Meyer (1998), com a correção de chumbo utilizando o modelo de Cumming & Richards (1975). As concentrações de Pb, U e Th se referem as concentrações da temora. A cada 3 análises em zircões desconhecidos uma era direcionada no zircão da temora. A abertura do spot mede cerca de 30μm de diâmetro com 3 μm de profundidade, com o material resultante sendo analisado por espectrometro de massa de alta resolução. O grau de certeza nas idades é de 95% com um nível de confiança (2σ) para as populações concordantes, enquanto a precisão interna para uma única análise é de 68% (1σ). Os procedimentos específicos para a operação do SHRIMP II seguem as rotinas descritas por Kei Sato (2013- em preparação), sendo os dados processados com a utilização do software SQUID e Isoplot (Ludwig 1999, 2000). A amostra 271, por sua vez, foi analisada no Laboratório da Research School of Earth Sciences (RSES) da Universidade Nacional da Austrália (ANU) com procedimentos analíticos e equipamento similar (SHRIMP II). 7 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPÍTULO 2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL E LOCAL 2.1-CONTEXTO GEOTECTÔNICO No sudeste Brasileiro dois panoramas orogênicos principais são associados a aglutinação brasiliana do Gondwana Ocidental, os orógenos Tocantins e Mantiqueira (Campos Neto 2000). O orógeno Tocantins, ou província Tocantins (Almeida et al. 1981), representa um registro inicial da estruturação do Gondwana Ocidental (Fig. 2.1), iniciada a 750 Ma (Pimentel et al. 1999), que envolveu a convergência das placas Amazônia e Rio de la Plata e Paranapanema contra a placa São Francisco-Congo, e o fechamento do oceano Brasiliade (Alkmim et al. 2001, Dardenne 2000, Pimentel et al. 2000, Trouw et al. 2000, Ribeiro et al. 2003a). Na sua porção meridional, faixa Brasília (Almeida 1977, Fuck et al. 1993) e Alto Rio Grande (Hasui 1982), o panorama é remontado a partir da convergência da placa Sanfranciscana sob a Placa Paranapanema, em um cenário de fechamento do oceano Goianides, de idade toniana, posicionado a oeste da placa Sanfransicana em tempos neoproterozóicos, com registros de episódios de subducção e colisão (Brito Neves 1999, Campos Neto 2000). O orógeno Mantiqueira, ou Província Mantiqueira (Almeida et al. 1977), representa um sistema orogênico neoproterozóico, que engloba as faixas Araçuaí, Ribeira, Brasília Meridional, Dom Feliciano e São Gabriel. O cenário compreende uma série de colisões, diacrônicas, com a placa justaposta São Francisco – Rio de La Plata, que culminou com o fechamento do oceano Adamastor, um oceano criogeniano, gerado à custa da quebra do supercontinente Rodínia. As áreas compreendidas por esse trabalho estão inseridas na porção meridonal da faixa Brasília (Fig. 2.2), com as associações abordadas na região de Nova Resende (Cap. 1) constituindo segmento do Complexo Petúnia (Roig 1993) ou zona de sutura Alterosa (Zanardo et al. 2006), localizada na porção sul do Complexo Campos Gerais (Kaefer et al. 1975), um segmento de crosta siálica arqueana posicionada entre as unidades das Nappes de Passos e Varginha-Guaxupé (Valeriano et al. 2004). As ocorrências compreendidas na região de Andrelândia situam-se no segmento sul da faixa Brasília (Valeriano et al. 2004), em uma zona de interferência entre as faixas Brasília e Ribeira (Trouw et al. 2000, Figs. 2.1 e 2.2), cuja evolução está relacionada a processos orogenéticos neoproterozóicos decorrentes de duas colisões sucessivas e diacrônicas. A primeira (entre 610-640 M.a, Trouw et al. 2012), foi relacionada a estruturação da faixa Brasília e associada ao choque entre o 9 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... paleocontinente Paranapanema (Nappe Socorre-Guaxupé) e a margem passiva do Paleocontinente São Francisco, com o segundo episódio colisional (entre 560-590 M.a, Trouw et al. 2011), que estruturou a faixa Ribeira (Heilbron et al. 2000, 2008), relacionado ao choque entre o Arco Magmático Rio Negro e a margem passiva do Paleocontinente São Francisco (Campos Neto & Caby 1999 e 2000, Trouw et al. 2000, Heilbron et al. 2004 e 2008). Figura 2 .1 : A) Blocos continentais envolvidos na as s ociação do Gondwana Ocidental , (modificado de Alk mi m et a l . 2001), com des taque, em D, para as faixas Ribeira e Bras í l ia S ul , e , B) local ização das faixas orogênicas e núcleos cratônicos em panorama do Gondwana Ocidental (modificado de Brito Neves et a l . 1999) com detalhe para o es boço tectônico do Bras il Central (modificado de Almeida et a l . 1977). 10 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .2 : A) Mapa tectônico do Orógeno Bras í l ia Meridional (extraído e modificado de Campos Neto et a l . 2007), com des taque para as reg iões com as s ociações abordadas por es te trabalho. 11 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 2.2 - CONTEXTO GEOLÓGICO 2.2.1- Extremidade sul da faixa Brasília Segundo Valeriano et al. (2004), a faixa Brasília é representada por dois segmentos, um ao norte, de orientação NE e cinemática transpressiva destral, e outro meridional com orientação SE e cinemática sinistral, sendo esta última dividida em cinco domínios tectônicos, sendo: i) domínio cratônico constituído por rochas do Cráton São Francisco, em parte, cobertas por metassedimentos meso- a neoproterozóicos, ii) domínio externo, constituído por sistemas de empurrões compostos de metassedimentos em baixo grau (grupos Canastra, Ibiá e Paranoá), iii) domínio interno, composto por uma pilha de nappes constituídas por metassedimentos, com registros de médias a altas pressões, iv) maciço de Goiás, que representa o remanescente de um microcontinente com núcleos arqueano- paleoproterozóicos, com associações de greenstone belts e complexos máfico-ultramáficos com registro metamórfico em fácies granulito, e, v) Arco de Goiás, constituído por rochas plutônicas e vulcano-sedimentares associadas a ambientes de arcos de ilha, com desenvolvimento em 930 Ma (Pimentel et al. 1997). Adicionalmente, Valeriano et al. (op. cit.) subdividiram o segmento sul da faixa Brasília em três domínios tectônicos, com transporte tectônico para leste: norte, Furnas e sul. A síntese encontra-se nos trabalhos de Pinheiro (2008) e Pinheiro & Suita (2012), parte integrante desta tese (ANEXO I) e Pinheiro & Suita (2013, em preparação). 2.2.2- Rochas metabásicas em seqüências neoproterozóicas na extremidade sul da faixa Brasília Diversas são as descrições de rochas metabásicas posicionadas em meio às seqüências meso- neoproterozóicas na faixa Brasília sul (e.g, Paciullo 1992, Gonçalves & Figueiredo 1992, Strieder & Nilson 1992, Roig 1992 e Pedrosa-Soares et al. 2003) as quais são atribuídas as mais diversas naturezas, desde fragmentos de extrusões toleíticas penecontemporâneos a sedimentação proterozóica (e.g, Gonçalves & Figueiredo 1992, Paciullo 1992, Valeriano & Simões 1997, Heilbron et al. 2003a) até restos de associações crustais de ambiente oceânico (e.g, Strieder & Nilson 1992, Roig 1993, Seer et al. 2001, Zanardo et al. 2006). No Grupo Araxá existem diversos corpos metabásicos (anfibolitos) em meio aos metassedimentos neoproterozóicos, com as mais diversas interpretações acerca de sua gênese, posicionamento e implicações tectônicas, com destaque para os trabalhos de Correia & Girardi (1989), Strieder (1989), Valeriano (1992), Brod et al. (1992), Valeriano & Simões (1997), Pimentel (1991) e Seer (1999) e Seer et al. (2001). 12 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Valeriano & Simões (1997), ao analisarem corpos de metabásicas posicionados nas diversas unidades do Grupo Araxá na Nappe de Passos, identificaram protólitos de basaltos subalcalinos toleíticos pertencentes a três grupos composicionais: 1) basaltos continentais de alto TiO2, enriquecidos em P2O5 e Fe2O3, elementos incompatíveis e elementos terras raras leves, 2) basaltos continentais de baixo TiO2, e, 3) basaltos do tipo E-MORB. Para esses autores essas rochas foram geradas penecontemporanemente a sedimentação, em ambiente marinho profundo, com distensão e adelgaçamento de crosta continental, porém sem o alcance de geração de assoalho oceânico. Strieder & Nilson (1992) por análise de serpentinitos, cromita podiforme e rochas metabásicas, posicionados em granada-quartzo-mica xistos atribuídos a metassedimentos do Grupo Araxá, associaram esses litotipos a membros crustais oceânicos, com os metabasitos exibindo composições químicas semelhantes aos de basaltos de arcos de ilha. Seer (1999) e Seer et al. (2001), em estudo de metabásicas, com anfibolitos sugestivos de protólitos gabróicos e basálticos, na área tipo do Grupo Araxá, posicionados em xistos e quartzitos metassedimentares, chegaram a uma conclusão semelhante às de Strieder & Nilson (1992). Os metabasaltos, toleítos de alto FeO e assinaturas de E-MORB, junto as rochas metassedimentares, representariam uma crosta oceânica evoluída a partir de um manto enriquecido, em relação a composições N-MORB, num contexto de bacia de retroarco, durante o Neoproterozóico, com idade modelo Sm-Nd TDM de 1,9 Ga e εNd(T) = -1,21. Piuzana et al. (2003) apresentaram isócronas U-Pb (SHRIMP em zircão) obtidas em anfibolitos toleíticos, em meio as unidades do Grupo Araxá, com idades aproximadas de 840 Ma e interpretadas como relacionadas a remanescentes da litosfera oceânica que separava o Paleocontinente Sanfranciscano do Paleocontinente Amazonas. No Complexo Petúnia (Roig 1993), segmento meridional do Complexo Campos Gerais (Kaefer et al. 1975), rochas metabásicas posicionadas em diferentes unidades metassedimentares neoproterozóicas, correlacionadas as unidades do Grupo Andrelândia (Trouw et al. 1984, Roig 1993) e Araxá - Canastra (Zanardo 1992, Del Lama 1993), foram atribuídas, juntamente com as rochas metaultramáficas, cromititos podiformes, gonditos e formações ferríferas associadas, como sendo partes de associações crustais oceânicas e remanescentes ofiolíticos (e.g., Roig 1993, Zanardo et al. 2006). 13 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Em meio aos sedimentos neoproterozóicos do sistema de nappes Andrelândia ocorrem diversos corpos metabásicos (anfibolitos, granulitos e retroeclogitos sensu lato), associados ou não, a rochas metaultramáficas (e.g, Almeida 1992 e 1998, Ribeiro 1995 e 1997, Paciullo et al. 2003, Heilbron et al. 2003, Ribeiro et al. 2003 e Pinheiro 2008). Esses diversos metamafitos apresentam-se na forma de lentes e camadas tabulares, de proporção centimétrica a métrica e, geralmente encaixados de forma concordante segundo a foliação principal da rocha. Gonçalves & Figueiredo (1992) e Paciullo (1992) atribuíram às rochas anfibolíticas posicionadas em meio às unidades basais metassedimentares neoproterozóicas do Grupo Andrelândia, na região de Santana do Garambéu, à basaltos toleíticos continentais de alto Ti, do tipo E-MORB aos posicionados nas unidades intermediárias e do tipo N-MORB aos das unidades superiores, o que representaria possíveis estágios oceânicos tardios, em um possível ambiente do tipo rift, com magmatismo em regime extensional relacionado a abertura da Bacia Andrelândia (Ribeiro et al. 1995, Paciullo 1992 e 1997). Corpos lenticulares de anfibolitos, de mesmo contexto e na mesma região, apresentaram idades em torno de 790 Ma e foram relacionados a olistolitos do prisma acrescionário, em ambientes distais de uma zona de mélange (Campos Neto et al. 2012) Os retroeclogitos apresentam associação de clinopiroxênio + granada + hornblenda + quartzo + rutilo, com o clinopiroxênio apresentando composição química próxima a da onfacita (Trouw et al. 2003, Paciullo et al. 2003, Heilbron et al. 2003). Algumas variedades retroeclogíticas apresentaram idades de cristalização criogenianas (ca. 0,67 G.a, Campos Neto et al. 2004, Reno et al. 2009) ou ectasiana/calimianas (ca. 1,4 G.a, Trouw 2008), relacionadas a magmatismo penecontemporâneo a sedimentação dos metassedimentos encaixantes (Campos Neto et al. 2004) ou a remanescentes de basaltos acrescidos nas unidades metassedimentares da margem San-franscicana, constituindo fragmentos ofiolíticos (Trouw 1992, Reno et al. 2009). Rochas metabásicas, atribuídas a metabasaltos toleíticos com tendência MORB, posicionadas como lentes e boudins em meio a paragnaisses neoproterozóicos equilibrados em fácies granulito de alta pressão (16 Kbares e 850°C), na klippe Carvalhos, sistema de Nappes Andrelândia, apresentaram idades K-Ar em torno de 582,9 ± 14,8 Ma (Cioffi 2009). Na Nappe Lima Duarte (Campos Neto 2000), corpos anfibolíticos, em meio às unidades metassedimentares do Grupo Andrelândia, apresentaram similaridade química aos de basaltos toleíticos do tipo MORB transicional derivado de fonte mantélica (Pinto 1991) . 14 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 2.2.3- Complexo Petúnia 2.2.3.1- Evolução do tema Na região sudoeste do Estado de Minas Gerais, na porção limítrofe com o estado de São Paulo, na borda sul do Cráton São Francisco, um segmento de crosta siálica arqueana ocorre posicionado entre as unidades das nappes de Passos e Varginha-Guaxupé (Valeriano et al. 2004), inicialmente definido como Complexo Campos Gerais por Kaefer et al. (1975), relacionado ao Cráton do Paramirim (Almeida 1981), e associado a uma extensão do Complexo Barbacena intensamente retrabalhado e deformado. Na sua concepção inicial, este segmento foi caracterizado como constituído por rochas ortognáissicas, associações máfico-ultramáficas e rochas metassedimentares associadas. Crosta et al. (1986), subdividiram-no em dois domínios, um setentrional, composto por ortognaisses e rochas básicas e ultrabásicas, em associações do tipo greenstone belt, e outro meridional, constituído por paragnaisses, metassedimentos pelíticos e rochas metamáfica-ultramáficas, que caracteriza a faixa Jacuí-Bom Jesus da Penha. Teixeira et al. (1987) individualizaram as faixas do tipo greenstone inseridas no complexo, nos arredores de Fortaleza de Minas, e as denominaram de Sequência Morro do Ferro. Outras associações similares foram reconhecidas nos arredores de Jacuí, Bom Jesus da Penha e Alpinópolis (Choudhuri et al. 1982, Schmidt et al. 1983), sendo reorganizadas por Teixeira et al. (1987) em três segmentos: Fortaleza de Minas, Alpinópolis, e, Jacuí–Bom Jesus da Penha. Os segmentos de Fortaleza de Minas e Alpinópolis (Schrank & Silva 1990) compreendem xistos ultrabásicos, serpentinitos e xistos paraderivados, metacherts e formações ferríferas. As rochas metaultamáficas foram caracterizadas como derrames komatiíticos, com textura spinifex preservada (Teixeira et al. 1978, Choudhuri et al. 1982, Schmidt et al. 1983) com o segmento de Fortaleza de Minas classificado como composto por komatiítos do tipo AUK e o de Alpinópolis, por komatiítos do tipo AUPK (Schrank et al. 1984). Pimentel & Ferreira (2002) apresentaram idade de cristalização de 2.863 ±65 Ma obtida em isócronas Sm-Nd de metakomatiíto deste greenstone belt. O segmento Bom Jesus da Penha é constituído por metassedimentos pelíticos com subordinados xistos magnesianos e anfibolitos. Teixeira et al. (1987) interpretaram esses segmentos como cogenéticos, e atribuíram suas diferenças a variações faciológicas dentro da Seqüência Morro do Ferro, mesmo admitindo que o segmento Jacuí–Bom Jesus da Penha apresenta grau metamórfico e conteúdo litológico diferente. 15 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Schrank et al. (1990) separaram o Complexo Campos Gerais nos compartimentos autóctones, ao norte (embasamento arqueano), e o alóctone, ao sul (rochas supracrustais e embasamento retrabalhado), separados por superfície de cavalgamento. No domínio autóctone estariam incluídos os terrenos do tipo granito-greenstone, com os segmentos Fortaleza de Minas e Alpinópolis, e o alóctone, ao sul, estaria representado pelas faixas Jacuí–Conceição da Aparecida–Bom Jesus da Penha. Soares et al. (1990) idealizaram uma colisão obliqua para a borda sul do Cráton do São Francisco, e particionaram o Complexo Campos Gerais em dois compartimentos. O compartimento ao norte foi denominado de complexo migmatítico-granito-gnáissico, e outro ao sul, atribuído aos paragnaisses e migmatitos, individualizaram a sequência do tipo greenstone das unidades da faixa Jacuí–Bom Jesus da Penha, a qual foi incorporada ao domínio dos paragnaisses. Roig (1993, Fig. 1.3) restringiu o termo Complexo Campos Gerais aos granitos, tonalitos e associações do tipo greenstone, redesenhando dessa forma o bloco autóctone de Schrank et al. (1990), introduzindo o termo Complexo Petúnia, a priori bloco alóctone, para três unidades litodêmicas: gnáissica, metassedimentar com rochas metamáfica-ultramáficas associadas, e, unidade metapsamítica, associadas às rochas metassedimentares e paragnaisses da base do Grupo Andrelândia. As rochas metaultramáficas foram atribuídas como pertencentes a unidades ofiolíticas, concepção levantada por Soares et. al. (1990) e corroborada pelos trabalhos posteriores de Choudhuri et al. (1995), Zanardo et al. (1996 e 2006) e Turbay et al. (2008). Turbay et al. (2008) sugere a restrição do termo Complexo Campos Gerais para as unidades constituídas por ortognaisses e granitóides e exclui os terrenos do tipo greenstone belt e as sequências metassedimentares mais novas e, baseados em critérios de campo e petrográficos, subdividiram seus componentes ortognáissicos em dois grupos, o Ortognaisse Campos Gerais e o Gnaisse Serra do Quilombo. O primeiro é caracteristicamente migmatítico e exibe composição tonalítica a monzogranítica e o segundo exibe composição tonalítica a granítica, com um bandamento composicional irregular. Del Lama et al. (2000), ao estudarem a evolução tectono-metamórfica da zona de cisalhamento Varginha, limite sul do Complexo Campos Gerais, definiram essa estrutura como sendo o limite entre a margem de um bloco continental obductado (Complexo Guaxupé) e os metassedimentos supracrustais adjacentes, associados ao Grupo Araxá–Canastra (Zanardo 1992), constituindo componentes de uma arquiteturação neoproterozóica. A partir de análises químio- geotermobarométricas associaram as rochas metassedimentares, ao norte, ao Grupo Araxá, e os granada-granulitos ao Complexo Guaxupé. 16 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 2.2.3.2- Geologia Local do Complexo Petúnia Os terrenos pertencentes ao Complexo Campos Gerais, na concepção de Kaefer et al. (1975) foram subdivididos por Roig (1993) em dois domínios, blocos norte e sul (Fig. 2.3). O setentrional autóctone é relacionado a um prolongamento do Complexo Barbacena, que corresponde ao Complexo Campos Gerais, na atual concepção de Turbay et al. (2008) e os terrenos do tipo greenstone belt (Fortaleza de Minas e Alpinópolis, Schrank & Silva 1990). O bloco sul, meridional alóctone, é constituído por associações de rochas metamáfica/ultramáficas, metapelitos e metapsamitos, que integram o Complexo Petúnia (Roig, 1993), a Zona de sutura Alterosa (Zanardo et al. 2006) ou a faixa Alto Rio Grande (Hasui & Oliveira 1984). O Bloco Norte é constituído por granitóides milonitizados, com subordinados corpos de migmatitos, tonalitos, metamáficas e metaultramáficas, que caracterizam um alinhamento topográfico quilométrico, bem delimitado em mapas aerogeofísicos (Figs. 2.3 e 2.5), de direção WNW-ESE, que corresponde a uma zona de cisalhamento sinistral, definida por foliação sub-vertical (Roig 1993, Fig. 2.3). Os ortognaisses, caracteristicamente de composição tonalítica, acinzentados e isotrópicos, ocorrem em escassos afloramentos apenas ao sul do bloco e constituem o protólito de milonitos e migmatitos (Roig 1993). Os migmatitos, presentes nas porções marginais da zona de cisalhamento, apresentam bandamento irregular, localmente dobrado, com suas características petro-texturais homogêneas e, progressivamente, adquirem textura ultramilonítica a medida em que se aproximam da zona de cisalhamento (Roig 1993). As rochas metaultramáficas nesse bloco ocorrem em corpos tabulares a lenticulares concordantes e intercalados com os ortognaisses miloníticos, apresentam núcleo maciço, constituem felses de hornblenda-cummingtonita, com as bordas foliadas e são constituídas por variedades de xistos à clorita e actinolita (Roig 1993). O Bloco Sul é constituído de um amplo acervo litológico, imbrincado e superposto por descontinuidades tectônicas, composto por variedades de gnaisses, xistos pelíto-psamíticos com intercalações de rochas metamáfico/ultramáficas, caracterizado por foliação e lineação mineral de médio ângulo. Estas rochas foram divididas por Roig (1993) em três unidades informais: i) gnáissica, ii) metassedimentar-metaultramáfica, e, iii) metapsamítica (Fig. 2.3). A unidade gnáissica corresponde a variedades de biotita gnaisses migmatíticos, hornblenda gnaisses e gnaisses dioríticos, granatíferos ou não, com intercalações de rochas metassedimentares, anfibolitos, metagabros e metaultramáficas, e gnaisses tonalíticos, atribuídos a “lascas” do Bloco Norte (Roig 1993). Morales et al. (1983) relacionaram os gnáisses à suítes ortoderivadas e Crosta et al. (1986), Schrank et al. (1990), Soares et al. (1990) e Roig (1993) associaram à paraderivação. 17 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 2 .3 : Mapa geofís ico do Complexo Petúnia, em canal: A) S inal anal í tico , e, B) Ternário (K-Th-U). Com s obrepos ição do mapa geológ ico de Roig (1993). A s eta indica a área de ocorrência do metagabro coronítico e cromiti tos . 18 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Os anfibolitos e as metaultramáficas ocorrem em lentes concordantes, ou intercalações cíclicas, de contatos “bruscos” com os biotitagnaisses. Os anfibolitos são constituídos, essencialmente, por arranjo nematoblástico com hornblenda, plagioclásio e titanita, com granulação grossa e laminações desenvolvidas. Os metagabros, com trama ígnea parcialmente preservada, são constituídos por hornblenda e plagioclásio com conteúdos variáveis, que definem membros leuco- e melanocráticos, localmente com clinopiroxênio reliquiar e granada, com milonitos (anfibolitos) nas bordas e estruturas cataclásticas, próximas às falhas (Roig 1993). Os (granada)-hornblenda-quartzo gnaisses apresentam-se em pequenos corpos lenticulares com gradações para hornblenda-ilmenita-quartzo gnaisses e quartzitos com ilmenita e granada e anfibolitos granatíferos miloníticos, com a proporção modal de granada e hornblenda inversa à de quartzo e ilmenita, sendo atribuídos a uma provável mistura de fontes terrígenas e tufáceas. (Roig op cit.). Ao longo e, marginalmente, às zonas de cisalhamento rúpteis, ocorrem estruturas cataclásticas a ultracataclásticas, independente da litologia. A unidade metassedimentar-ultramáfica é constituída por duas faixas, rompidas e deslocadas pela Falha de Bom Jesus da Penha (Fig. 2.4) e representam fatias tectônicas incorporadas na unidade gnáissica (Roig, 1993). Uma apresenta-se contínua, de direção NW-SE, com sua porção sudeste, em parte, encoberta pela unidade psamítica, e a segunda constitui um segmento de Bom Jesus da Penha a Jacuí. Ambas são constituídas por associações de xistos pelíticos e rochas metaultramáficas, com intercalações de gnaisses, metamáficas, gonditos, formação ferrífera bandada e quartzo-mica xistos. Figura 2 .4 : Complexo Campos Gerais , com des taque para as faixas metaultramáfica- metas s edimentar (extraído e modificado de Kaefer et a l . 1975) 19 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Os metassedimentos são consitituídos de variedades de xistos à estaurolita, cianita, granada, quartzo e biotita, com uma foliação bem desenvolvida. Os metagabros e anfibolitos ocorrem de maneira semelhante aos seus congêneres do Bloco Norte, atribuídos a mesma manifestação ígnea (Roig 1993). As rochas metaultramáficas constituem lentes alongadas e superpostas tectonicamente, sendo agrupadas em 4 grupos frente as suas variedades (Roig op cit.): i) metadunitos, ii) rochas antofilíticas que constituem xistos e felses com talco, clorita e tremolita, iii) rochas tremolíticas que constituem xistos e felses, com antofilita, cummingtonita, clorita, carbonato e, localmente, granada, e, iv) tremolita-clorita xistos. Os metadunitos constituem variedades com arranjos granoblásticos de olivina com ortopiroxênio e antofilita subordinada e Cr-espinélio acessório. Dentre as variedades antofilíticas, predominam os felses com grossos grãos de antofilita fibro-aciculares, com tremolita em prismas curtos deformados e clorita em lamelas finas lepidoblásticas. As variedades tremolíticas ocorrem similares as antofilíticas, com suas variações petrográficas sendo uma função da distribuição modal de tremolita, o clorita-tremolita xisto antofilítico constitui o membro mais abundante. Roig (1993) atribuiu a 3 processos como sendo os responsáveis pela constituição dessas variedades, a partir de protolitos duníticos e piroxeníticos, sendo o de “tipo 1” representado pelas mudanças texturais, principalmente nos anfibólios. O “tipo 2” é associado a mudanças químio-texturais, com a formação de clorita a partir de tremolita, e o processo “tipo 3” associado às modificações minerais e texturais que imprimiram bandamento nos metaultramafitos. A unidade metapsamítica é constituída exclusivamente de variedades de quartzo-mica xisto em pacotes espessos e homogêneos (Roig, 1993). Roig (1993) caracterizou os cromititos, portadores de ligas de Os-Ir-Rh, na região do Córrego da Conquista, como membros de variedades podiformes, e Szabó & Choudhuri (2003) sugeriram uma genêse a partir de fracionamento de magma básico que evoluiu para corpos cromitíferos na região de Mumbuca e do Córrego Mandioca. Roig (1993) atribuiu a dois eventos tectônicos, constituídos por quatro fases metamórfico- deformacionais, a arquiteturação da região. O primeiro evento estaria correlacionado a transporte tangencial oblíquo com vergência para ESE, desenvolvido sob regime dúctil, responsável pelas zonas de cisalhamento, foliação regional, lineações minerais e constituído por três fases metamórfico- deformacionais. Roig (op. cit.), alicerceado nos valores das condições de equilíbrio de reações paragenéticas, atribuiu condições máximas de metamorfismo, para esse evento, com temperaturas na ordem de 650-700°C e pressões com condições superiores a 7 Kbares. O segundo evento estaria associado à geração de falhas transcorrentes sinistrais sob regime rúptil, responsáveis pelas feições cataclásticas e retrogressão metamórfica de fácies xisto verde a prehnita-pumpeliíta, representada por uma fase metamórfico-deformacional que ocorreu sob temperaturas menores que 400°C, responsável pela geração das falhas de Mumbuca e Bom Jesus da Penha (Figs. 2.3 e 2.5). 20 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .5 : Mapa Geológ ico do Complexo Petúnia (extraído e modificado de Roig 1993), com detalhe de levantamento geológ ico executado por S ouza et a l . (1977). 21 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 2.2.3.3- Descrição das ocorrências As variedades metaultramáficas, metaolivina ortopiroxenito, hornblendito, metacromitito e a diversidade de xistos e felses à antofilita, clorita, tremolita, talco, carbonato e serpentina, juntamente com os anfibolitos e os metagabros, abordados neste trabalho ocorrem dentro do Bloco Sul de Roig (1993), nitidamente delimitadas por descontinuidades aerogeofísicas (Fig. 2.3). De modo geral, as exposições das rochas metaultramáficas ocorrem intensamente extirpadas e desmembradas, imbricadas e justapostas com rochas metassedimentares, gonditos, formações ferríferas e gnaisses paraderivados, e constituem afloramentos com dimensões máximas decamétricas, ovalados e isolados, que, comumente, sustentam altos topográficos (Fig. 2.6), semelhantes aos padrões apresentados por Souza et al. (1977, Fig. 2.3). Em espécimes parcialmente preservados da obliteração metamórfico-deformacional observa- se trama primária reliquiar constituída por fenocristais de ortopiroxênio (> 5cm), olivina e Cr-espinélio que exibem acamamento irregular ígneo, definido pela alternância de horizontes, centi- a decimétricos que, por sua vez, definem bandamento textural. Nas variedades intensamente metamorfisadas esses horizontes definem níveis, bandas e núcleos de clorititos, clorita xistos, (tremolita) antofilita felses e xistos, maciços, com grossos grãos fibro-aciculares de antofilita, talco xistos, serpentinitos (cross fiber), metahornblenditos e níveis e lentes de minerais opacos irregulares (cromita e Cr-espinélio), dentre outras, constituídas por carbonato, talco, antofilita, tremolita e clorita, nas mais diversas proporções, os quais podem ser gradacionais ou não (Fig. 2.6). Faixas de cisalhamento obliteraram, total a parcialmente, as estruturas primárias e imprimiram, a princípio, estruturas miloníticas (e.g, foliação S/C anastomosada, transposição e dobras intrafoliais, Fig. 2.6), estiraram e romperam os corpos, com padrões cinemáticos que sugerem movimentação reversa, com foliação penetrativa milonítica de médio ângulo. Estruturas frágeis posteriores (e.g, fraturas e diaclases) ocorrem superimpostas, seccionam os corpos em padrões diversos e são, frequentemente, preenchidas por clorita. 22 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .6 : A) Típico modo de ocorrência dos metaultramafi tos (Pet-024), B) es trutura miloníticas (NR-001), e , C) al ternância de horizontes irregulares de clori to em clori ta antofi l i ta fels (Pet-038). As ocorrências de corpos anfibolíticos e metagabróicos ocorrem de modo similar aos dos metaultramafitos, comumente em exposições restritas, em meio a solos e xistos derivados de metassedimentos, com presença subordinada na faixa metassedimentar-metaultramáfica (Fig. 2.5). Apresentam coloração em matiz verde escuro, trama granonematoblástica a milonítica, com dobras isoclinais intrafoliais, laminações milimétricas e estruturas sigmoidais assimétricas anastomosadas (Fig. 2.7). Em regiões marginais as falhas, corpos metagabróicos constituem brechas coesivas com pseutaquilitos, segregações quartzo-feldspáticas e restrita ocorrência de albitito. 23 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 2 .7 : A) Expos ição de metagabro cataclas ado (Pet-004); B, C e D) Típicas expos ições de rochas orto-anfibol í ticas , es pacialmente res trita (Pet -023 , Pet-007 e Pet-019 , res pectivamente). Os cromititos (Pet-008 e 009), o metagabro coronítico (pet-006) e o anfibolito (Pet-007, Fig. 2.7) ocorrem em meio a quartzitos e metassedimentos a cianita e estaurolita, na porção NNW de Bom Jesus da Penha, em região limítrofe com Passos e Alpinópolis, as margens do limite com o bloco norte a sul da zona de cisalhamento Campo do Meio (Kaefer et al. 1975). Os corpos de cromititos e anfibolitos ocorrem em cotas topográficas elevadas, na região da cabeceira do córrego Mumbuca, em restritas exposições, comumente em blocos centi- a decimétricos (Figs. 2,7C e 2.8) em meio a solo. Os cromititos apresentam coloração acinzentada, granulação fina seriada e laminações irregulares milimétricas (Fig. 2.8C), com clorita granular a lepidoblástica fina. O metagabro coronítico ocorre a 24 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. SW dos cromititos, sustenta alto topográfico, entre a serra da Água Azul e a das Furnas, às margens da rodovia vicinal que liga Bom Jesus da Penha a Fortaleza de Minas. Figura 2 .8 : A) Região de ocorrência dos cromiti tos , gabro coronítico e anfibol i to (extraído do Google earth em Nov/2011 , local ização na fig ura 2 .5 ), B) afloramento do cromiti to (Pet-008), com C) detalhe de s ua laminação. 2.2.4- Região de Andrelândia 2.2.4.1- Introdução Uma síntese dos trabalhos executados na região de Andrelândia pode ser encontrada em Pinheiro (2008), uma síntese geológica e tectônica em Pinheiro & Suita (2012, ANEXO II) e Pinheiro & Suita (2013, em preparação). A extremidade sul da faixa Brasília pode ser sintetizada em um empilhamento de nappes resultantes da colisão neoproterozóica entre as placas Sanfranciscana (margem passiva) e Paranapanema (margem ativa), com os componentes tectônicos sintetizados a 25 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... partir de três grandes estruturas: 1) nappe Socorro–Guaxupé, 2) Terreno Andrelândia, e, 3) o sistema de nappes Luminárias-Carrancas e Lima Duarte (Campos Neto 2000, Campos Neto et al. 2007). A nappe Socorro-Guaxupé representa uma lasca de crosta continental profunda, derivada de um arco magmático juvenil neoproterozóico, desenvolvido na margem continental ativa da placa Parapanema. É constituída por uma unidade granulítica basal que grada para migmatitos metaluminosos (unidade diatexítica intermediária) e uma unidade migmatítica superior derivada de pelitos e semipelitos (Campos Neto 2000). A unidade granulítica basal exibe registros para as condições metamórficas em torno de 750 - 870°C de temperatura e 11,5-14 Kbares de pressão, enquanto que para as unidades superiores os valores incidem em torno de 800–920°C de temperatura e 4,5 Kbares de pressão (Vasconcellos et al. 1991, Del Lama et al. 1994, Campos Neto & Caby 1999) e exibem uma trajetória praticamente isobárica (Campos Neto 2000). Valores geocronológicos delineiam 625 Ma para a idade do metamorfismo de ultra-alta temperatura (Campos Neto & Caby 1999). O Terreno Andrelândia é sintetizado por um sistema de nappes, estiradas e transportadas para E-NE, em fácies anfibolito a granulito de alta presão, com eclogitos, metabásicas e metaultramáficas associadas, que ocorrem sob a nappe Socorro-Guaxupé e em seu entorno (Campos Neto, 2000). Esse sistema de nappes exibe a seguinte organização interna: 1) nappes superiores: nappes Três Pontas – Varginha e Pouso Alto e as klippen Carvalhos, Aiuruoca e Serra da Natureza, 2) nappe intermediária: Liberdade, e, 3) nappe inferior: Andrelândia (Fig. 2.3). Dessa forma, as amostras coletadas tiveram seu posicionamento associado a nappe encaixante e suas características locais são apresentadas a medida em que as amostras são apresentadas. 2.2.4.2- Contexto das amostras 2.2.4.2.1- Nappe Andrelândia (NA) A nappe Andrelândia (Trouw et al. 2000 Fig. 2.10) é constituída, predominantemente, por metapelitos basais, sucedidos por metagrauvacas e sequência pelíto-psamítica, submetidos a condições de 680°C de temperatura e 12Kbares de pressão (Santos 2004). Essa estrutura é composta por diferentes unidades litológicas de distribuição contínua, constituída da base para o topo dos xistos Rio Capivari, Santo Antônio e Serra da Boa Vista. O xisto Rio Capivari constitui a unidade pelítica basal, formada por mica xisto com granada, cianita e/ou sillimanita, com rutilo, ilmenita e estaurolita, com espessura de até 750 metros, intercalada com rochas metapsamíticas e metamáficas (Campos Neto et al. 2007). 26 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. O xisto Santo Antônio (Trouw et al. 1983, Campos Neto & Caby 1999, e, Campos Neto et al. 2007 e 2010) ocorre restrito no sistema de nappes Andrelândia. Constitui a unidade intermediária, ocorrendo em sinformes transpressivos controlados por zonas de cisalhamento ou por janelas estruturais (e.g, klippe Bico do Papagaio) sob a nappe Liberdade. É constituido por metagrauvacas com intercalações de metapsamitos, com rochas metamáficas subordinadas, e tem como litotipo predominante um biotita xisto/gnaisse, com níveis aluminosos que contém cianita e/ou sillimanita e estaurolita, com anfibolitos nematoblásticos, localmente granatíferos, quartzitos e granada-muscovita biotita- subordinadamente intercalados. Sua deposição é estimada entre 680 Ma (sincrônica ao vulcanismo de arco) e 625 Ma (deposição da unidade Serra da Boa Vista, Campos Neto et al. 2011). Esta unidade corresponde a unidade inferior da sequência deposicional Serra do Turvo, parte superior da Megassequência Andrelândia, associada a um sistema de trato de mar baixo de idade criogeniana (Ribeiro et al. 1995, Paciullo et al. 2000), correlacionada a unidade A5 apresentada por Paciullo et al. (2000) e a unidade Santo Antônio (Trouw et al. 2006; Fig. 2.9). Figura 2 .9 : Es quema es tratigráfico e s edimentológ ico da megas s equência Andrelândia (modificado de Ribeiro et a l . 2003), com a correlação para as as s ociações de l i tofácies (Paciul lo et a l . 2000) e as unidades adotadas por Trouw et a l . (2006). 27 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Trouw (2008) obteve uma ampla dispersão nas idades dos xistos da unidade Santo Antônio na folha Cristina, com uma idade concórdia em 595,0 ± 5,8 Ma, relacionada ao evento metamórfico da faixa Ribeira, e idades concordantes de 644 a 2.615 Ma que representam a área fonte dos protólitos destes metassedimentos e estimou um tempo de deposição em torno de 40 Ma, de 656 a 615 Ma, com este último valor referente ao metamorfismo nesta unidade na região em estudo. Santos (2011) em amostras de xistos/gnaisses da unidade Santo Antônio obteve 2 agrupamentos de idades (U-Pb, LA-ICP-MS em zircões), para xistos e gnáisses da unidade Santo Antônio. O primeiro agrupamento variou entre 3.500-1.800 Ma e o segundo entre 900-600 Ma, com o primeiro obtido em unidades basais (nappes inferiores e autóctones), sendo atribuída à fonte, a margem passiva do paleocontinente São Francisco. O agrupamento neoproterozóico foi obtido em unidades superiores (nappes Superiores), com sua área fonte, ao menos em parte, atribuída ao paleoarco magmático Socorro-Guaxupé. O xisto Serra da Boa Vista é constituído de muscovita quartzitos e muscovita-quartzo xistos, com lentes de ortoquartzitos e xistos a cianita e granada, com a unidade superior constituída por (clorita)-cianita-granada-mica xistos, localmente com estaurolita e pórfiroblastos de rutilo (Campos Neto et al. 2007). 28 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .10 : Dis tribuição reg ional da nappe Andrelândia (extraído e modificado de Campos Neto et a l . 2007) com detalhe da geolog ia local (Paciul lo et a l . 2003b). Neste trabalho foram abordadadas ocorrências de variedades anfibolíticas granatíferas ou não, posicionadas em meio às unidades metassedimentares da nappe Andrelândia (Fig. 2.10). Elas ocorrem em pequenas exposições alongadas, segundo a foliação principal, em contato tectônico com os metassedimentos encaixantes, e intensamente deformadas. Constituem variedades nematobláticas a milonítica-ultramiloníticas com dobras intrafoliais apertadas, isoclinais, estruturas S/C e transposição. (Fig. 2.11). 29 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 2 .11: A) Expos ição de (granada) anfibol i to, B) dobramento is ocl inal em anfibol i to do corpo And-006 , e, ocorrência de epidoto anfibol i to milonitizado com dobras i s ocl inais , trans pos ição e laminação s ubcentimétrica (264). 2.2.4.2.2- Nappe Liberdade (NL) A nappe Liberdade (Trouw et al. 2000, Fig. 2.2 e 2.12) é caracterizada por uma sequência de metapelitos, metapsamitos e gnaisses calciossilicáticos subordinados, equilibrados em fácies anfibolito de alta pressão com lascas de rochas metabásicas retroeclogíticas, metaultramáficas e anfibolitos, submetidas a condições de temperaturas em torno de 680°C e pressões de 15 Kbares, caracterizadas como seção de crosta continental envolvida e exumada em ambiente de zona de subducção (Campos Neto & Caby 1999). Seu processo de exumação está associado a intenso estiramento e boudinagem e por um arranjo de anticlinais de nappes definidas por núcleos ortognáissico-migmatíticos de dobras recumbentes (Campos Neto et al. 2007). Os ortognaisses paleoproterozóicos ocorrem em “fatias” continuas no interior da estrutura e em “lascas” no front da estrutura, constituídas por gnaisses leucocráticos biotíticos com hornblenda, de composição granodiorítica a tonalítica, anfibolitos a biotita, biotita granito, gnaisses moscovíticos e granatíferos com estrutura estromática e biotita diatexitos. Estas rochas constituem séries metaluminosas, cálcio-alcalina e sub-alcalina e peraluminosa, agrupadas em idades entre 2.120-2.140 e 2.050-2.100 Ma (Campos Neto et al. 2007). Rochas diatexíticas e metatexíticas, sob a designação de Migmatitos Alagoa, ocorrem associados a corpos leucogranitóides no sul da estrutura (Junho 1995) sob pacotes de quartzitos intercalados com mica xistos com granada e sillimanita (Quartzito Pacote, Campos Neto et al. 2007). Os xistos micáceos são as variedades dominantes na estrutura, com o predomínio de rutilo-(ilmenita- sillimanita)-cianita-granada-plagioclásio-muscovita-biotita xisto que gradam para membros mais quartzosos e gnaisses com membros calciossilicáticos, lentes de anfibolitos, xistos grafitosos e sequências ferro-manganesíferas (Campos Neto et al. 2007). 30 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .12: Dis tribuição reg ional da nappe Liberdade (extraído e modificado de Campos Neto et a l . 2007) com detalhe da geolog ia local (Trouw et a l . 2003 e Paciul lo et a l . 2003b) e o pos icionamento dos corpos abordados por es te trabalho. Os (granada) epidoto anfibolitos da região de Alagoa ocorrem dentro da zona urbana desse município (286, 288), às margens do rio Aiuruoca (And-007), ribeirão Vermelho (And-009) e na região norte de Itamonte, às margens do ribeirão da Aberta (And-008, Fig. 2.12). Essas variedades quando preservadas do intemperismo, exibem uma granulação fina e uma coloração esverdeada escura, exibem laminações milimétricas, com blastos visíveis de granada (288). Sua faixa de ocorrência é facilmente reconhecida pelo característico solo marrom escuro desenvolvido às suas custas. Ocorrem em formas lenticulares, estiradas, posicionadas em estruturas sinformais e antiformais (Trouw et al. 2003) com uma foliação penetrativa, nematoblástica, bem desenvolvida, com mergulho em médio ângulo (Fig. 2.13). 31 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 2 .13: Detalhe de expos ição de corpo de granada anfibol i to es tirado e alongado, fortemente cis alhado, com detalhe da es trutura laminada e a fol iação penetrativa de médio ângulo para oes te (And-007). Vis ada da fotografia para Norte. O metagabro bandado (epidoto anfibolito, 271) e o anfibolito (And-004) ocorrem ao sul do município de Andrelândia, com exposições às margens do rio Turvo Pequeno, sendo as melhores ao longo da estrada de ferro paralela a esta drenagem (Fig. 2.14). Estes corpos apresentam-se como lentes estiradas, de não mais que uns 300 metros de comprimento, em meio a unidades metassedimentares da NL, associadas espacialmente a corpos ovalados de metaultramafitos de origem controversa (Almeida 1998, Pinheiro, 2008). Esses litotipos situam-se no eixo de um sinformal aberto, de magnitude regional (Fig. 2.12), associado ao registro da orogênese Ribeira na área, a qual defletiu para norte a NL e gerou um conjunto de sinformes e antiformes assimétricos com vergência para NW (Paciullo et al. 2003a). O metagabro (271) apresenta uma coloração em matizes de verde escuro e uma granulação média a grossa, exibe um bandamento composicional visualizado pela intercalação de horizontes majoritariamente quartzo-feldspáticos e anfibolíticos (Fig. 2.14). Apresenta uma foliação bem definida, plano paralela ao acamamento, anastomosada, dobrada em estilo intrafolial com eixo N40°E. 32 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .14: Expres s ão e modo de ocorrência do epidoto anfiból io metagabro (271). O retroeclogito do ponto e amostra 273, previamente caracterizado por Trouw et al. (2000), ocorre nas proximidades do município de Aiuruoca, em blocos ao longo de uma zona de empurrão entre biotita gnaisses e xistos feldspáticos com granada, cianita e sillimanita, e granitóides ortoderivados do embasamento (Figs. 2.12 e 2.15). As rochas paraderivadas encaixantes, com registro metamórfico em fácies granulito, foram interpretadas como uma associação de litofácies que representa a sedimentação proto-oceânica ou oceânica da megassequência Andrelândia (Trouw et al. 2000). Essa variedade é constituída essencialmente por granada e clinopiroxênio (Jd10-20), hornblenda e 33 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... plagioclásio em coronas secundárias e com assinaturas geoquímicas de basaltos toleíticos intraplaca a oceânico transicional (Trouw 2000, Campos Neto et al. 2004). Figura 2 .15: Expres s ão e modo de ocorrência do retroeclog i to metamáfico (273). 2.2.4.2.3- Nappe Lima Duarte (NLD) A nappe Lima Duarte é constituída de quartzitos e metatexitos, imbricados com ortognaisses polimetamórficos, considerada o domíno da margem continental Sanfransciscana, juntamente com o sistema de nappe Carrancas (Campos Neto et al. 2004), associada as unidades basais da sequência Carrancas da megassequência Andrelândia (Ribeiro et al. 2003a) e a unidade São Vicente adotadas por Trouw et al. (2006). Esta unidade corresponde a unidade inferior da sequência Carrancas, parte inferior da megassequencia Andrelândia, associada a um sistema de trato de mar baixo de idade toniana (Ribeiro et al. 1995, Paciullo et al. 2000), correlacionada a unidade A1 a A4 apresentada por Paciullo et al. (2000) e às unidades São Vicente, São Tomé das Letras e Campestre de Trouw et al. (2006). O granada anfibolito abordado por este trabalho (Ibit-01) ocorre em corpo lenticular laminado, entre as unidades quartzíticas da NLD na região de Conceição do Ibitipoca, exibindo uma área de exposição restrita com sua região de interface com os metassedimentos encaixantes totalmente obliterada (Fig. 2.16). 34 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 2 .16: Dis tribuição da nappe Lima Duarte (extraído e modificado de Campos Neto et a l . 2007) com a des taque r ecorte do mapa geológ ico (Pinto 1991) e a pos ição dos corpos de granada- anfibol i to (Ibi t-01 e Ibi t-02). 2.2.4.2.4- Nappe Pouso Alto (NPA) A nappe Pouso Alto ou Três Pontas-Varginha é associada ao prisma acrescionário da colisão dos sedimentos de margem passiva da placa Sanfransicana sob a placa Paranapanema (Campos Neto et al. 2000) e é constituída por rochas metapelíticas de fácies granulito de alta pressão (Trouw et al. 35 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 1998). Essa estrutura compõe a pilha superior do sistema de Nappes Andrelândia e é representada pela nappe Pouso Alto e klippen Aiuruoca, Carvalhos e Serra da Natureza (Fig. 2.2 e 2.17). As descrições sumárias dessas estruturas, juntamente com suas unidades e as ocorrências abordadas, encontram-se em Pinheiro (2008), Pinheiro & Suita (2012, ANEXO I) e Pinheiro & Suita (2013, em preparação), incluindo os corpos máfico-ultramáficos posicionados neste domínio. Figura 2 .17: Dis tribuição da Nappe Pous o Alto e kl ippen as s ociadas (extraído e modificado de Campos Neto et a l . 2007). 36 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p CAPITULO 3 PETROGRAFIA 3.1- INTRODUÇÃO O estudo petrográfico neste trabalho foi executado em 99 seções delgadas e polidas, confeccionadas a partir de amostras das exposições tidas como as mais representativas, dentre as diversas da área. A tabela 3.1 sumariza a quantificação de amostras laminadas por variedade e domínio analisado, e uma tabela de conteúdo modal por espécime encontra-se no ANEXO II. Tabela 3 .1 : Relação de lâminas des cri tas por variedade l i tológ ica. Domínio Andrelândia Domínio Campos Gerais NA NL KC NLD Complexo Petúnia Total Lâminas 12 15 5 3 5 7 4 5 8 25 6 2 2 99 NA: Nappe Andrelândia, NL: Nappe Liberdade, NLD: Nappe Lima Duarte, KC: Klippe Carva lhos As terminologias e expressões utilizadas para microestruturas e texturas foram seguiram as apresentadas por Paschier & Trouw (1996). As abreviações minerais seguiram as utilizadas por Kretz (1983) e os seguintes valores para a definição da granulação fina, média e grossa da rocha, a saber: fina: < 1mm, média: >1 e < 5mm, e, grossa > 5mm. Como explícito no subitem 1.4.1, os diâmetros do campo de visão quando utilizadas as oculares de 10x de aumento, em objetivas de 2x, 2,5x, 4x, 10x e 20x equivalem, respectivamente, a 10mm, 8mm, 5mm, 2mm e 1mm. As siglas LR, LN e LP referem-se ao comportamento da luz no momento da captura da imagem, com LR referente à luz refletida, LN a luz plana transmitida (natural) com o polarizador e o analisador descruzados, e LP referindo-se a luz transmitida “polarizada”, em arranjo cruzado de polarizador e analisador. As descrições petrográficas, assim como as considerações petrológicas, das variedades abordadas na klippe Carvalhos constitui um trabalho separado e encontra-se no ANEXO I. Todas as variedades abordadas encontram-se metamorfisadas, em maior ou menor grau, no entanto, para a simplificação, em muitos casos o prefixo “meta” foi omitido. 37 Variedade Anfibolitos Anfibolitos Metagabro Retroeclogito Metarrodingito Granada anfibolito Metagabro cataclasado Olivina gabro coronítico Anfibolito Metaolivina ortopiroxenito Cromitito Metadunito Meta- hornblendito Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 3.2- COMPLEXO PETÚNIA 3.2.1- Olivina ortopiroxenito pegmatóide e derivados metamórficos A variedade olivina ortopiroxenítica pegmatóide exibe variações governadas pelo conteúdo de olivina e constitui variações de olivina-ortopiroxenito (e.g, NR-001, NR-002, NR-013, Pet-024, Pet- 040) a ortopiroxenito pegmatóide sem olivina (e.g, NR-015). De modo geral, estas rochas exibem trama pegmatóide com grãos de ortopiroxênio maiores que 2,5cm com inclusões de grãos de olivina e minerais opacos reliquiares e corroídos (Figs 3.1A-B). Níveis de minerais opacos finos alinhados e incorporados por ortopiroxênio sugerem um assentamento magmático primário em ambiente plutônico (Figs 3.1C-D). Figura 3 .1 : A) Ol ivina es queletal , parcialmente tal ci ficada, inclus a em ortopiroxênio (2x, LP) , B) Minerais opacos primários , precoces , “dis s olvidos ” e incorporados por ortopiroxênio pegmatóide (2x, LN), C) s uperfície definida pelo al inhamento de minerais opacos finos , pos s ível reflexo de bandamento ígneo, incorporado por ortopiroxênio pegmatóide (2x, LN) , e, D) mes mo campo anterior s ob LP. O ortopiroxênio exibe es truturas de deformação intracris tal ina, extinção ondulante e s ub-grãos . 38 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Uma trama lepidonematoblástica, a base de talco, clorita e antofilita, ocorre superimposta ao arranjo textural primário, define uma foliação contínua, por vezes milonítica, desenvolvida de modo heterogêneo e culmina em variedades de milonitos e xistos, com as mais variadas proporções de talco, antofilita, clorita, sulfetos e Cr-espinélio (Pet-027, NR-004, NR-005, NR-006, NR-025 e NR-031, Fig. 3.8), reflexo do conteúdo inicial de ortopiroxênio, olivina, espinélio e sulfetos, além da heterogeneidade deformacional. Superfícies tardias, frágeis, seccionam o conjunto na forma de fraturas com distribuição irregular. Processos tardios de carbonatação, cloritização e talcificação, ocorrem de modo intenso em alguns espécimes, gerando variedades de talco xistos, clorititos (Pet-038 e NR-031) e outras carbonatadas (NR-013-B). O ortopiroxênio ocorre em grãos tabulares, sub- a euédricos, inequigranulares pegmatóides (> 2,5cm, Fig. 3.2). Apresenta um arranjo com grossos grãos tabulares subparalelizados, não raro imbricados e truncados. Isto sugere acumulação por fluxo magmático, a partir de consumo de liquido residual, com a incorporação de olivina reliquiar, esqueletal e corroída, assim como de minerais opacos, óxidos, Cr-espinélio e sulfetos, precoces, parcialmente consumidos e “dissolvidos” (Figs 3.1A-B). Arranjos planares de minerais opacos finos (Cr-espinélio), incorporados em ortopiroxênio, refletem um assentamento a partir de acumulação por fluxo gravitacional impostos a minerais precoces mais densos (Figs 3.1C-D). O ortopiroxênio apresenta evidências de deformação dúctil- rúptil, como extinção ondulante, subgrãos alongados paralelos às faces longitudinais e maclas de defomação (Fig. 3.3). Exibe contatos retilíneos ao longo das faces de maior elongação, com contatos interlobados a amebóides, com processos de rotação de subgrãos (novos grãos) e migração de borda nas faces latitudinais. Grãos grossos pegmatóides apresentam lamelas de exsolução (clinoenstita?) plano-paralelas à elongação do grão, com alguns espécimes exibindo padrões listrados, em grãos não desestabalizados (Fig. 3.2C). O ortopiroxênio altera-se para clorita, que forma palhetas coalescidas a partir de suas bordas, fraturas e clivagens. A clorita exibe um aspecto mosqueado, em espécimes com intensa nucleação dessa fase à custa do ortopiroxênio (Fig. 3.2 e 3.3), o que resulta em agregados cloríticos granoblásticos, praticamente monominerálicos, reflexo do consumo total do piroxênio com pseudomorfose do mesmo. Variedades de cloritito e clorita-antofilita xistos ocorrem em decorrência desses processos em espécimes intensamente transformadas (e.g, NR-038). Bordas com terminações fibrosas ocorrem em contato com olivina parcialmente talcificada, em estágios intermediários de transformação para anfibólio, quando o ortopiroxênio perde suas características óticas (bastita). 39 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .2 : A) Foto-mos aico de grão pegmatóide de ortopiroxênio que exibe es trutura de deformação intracris tal ina, como s ubgrãos e extinção ondulante , B) grãos de ortopiroxênio que exibem lamelas de exs olução (cl inoens tati ta?) paralelas as faces pris máticas (2x, LP), e C) grãos pegmatóides de ortopiroxênio com contatos interlobados , que exibem es truturas do tipo s ubgrãos alongados e extinção ondulante (2x, LP). A olivina pode representar até 12% da constituição modal, ocorrendo em grãos reliquiares, esqueletais e corroídos. Atinge mais de 3,5mm de comprimento com extinção ondulante, sub-grãos e novos grãos. Invariavelmente, ocorre inclusa ou em posições intergranulares de ortopiroxênio, com uma densa malha de fraturas com expressiva concentração de minerais opacos exsolvidos (Fig. 3.3). 40 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Ocorre alterada, parcial a totalmente, para agregados pseudomórficos de talco e pode ter serpentina subordinada em zonas marginais e fissuras. Figura 3 .3 : A) Grãos rel iquiares de ol ivina parcialmente talci ficada (4x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP, e C) fotomos aico de ol ivina gros s a, parcialmente talci ficada, intens amente fraturada e pos icionada em es paços intergranulares de ortopiroxênio. O cromo-espinélio constitui de 1-6% do conteúdo do olivina ortopiroxenito pegmatóide. Comumente ocorre em grãos reliquiares primários corroídos, não raro em agregados ou grãos sub- a euédricos (Figs 3.1 e 3.2), inclusos em ortopiroxênio e olivina. Pode estar preservado em núcleos de agregados de talco, clorita e carbonato, nessa situação, com bordas amebóides a vermiformes, interdigitadas com as fases de alteração, devido a seu provável consumo na neoformação destas fases. Agregados finos dispostos em alinhamento planar incorporado por ortopiroxênio (Fig. 3.1C-D) são 41 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... interpretadas como o reflexo de um acúmulo gravitacional e nível de estabilidade magmática do “liquidus” anteriores à nucleação dos grãos pegmatóides de ortopiroxênio. A magnetita fina, xenoblástica, ocorre em agregados pulverizados, concentrados em fraturas e bordas de olivina, coalescidos a partir da exsolução de componentes da olivina. Em domínios de foliação, constituem feições do tipo “trilha” e “nuvem” de opacos ao longo dessas superfícies, em expressivo conteúdo nas variedades de xistos a talco, antofilita, clorita e serpentina. Constituem até 12% da moda. Tem incipiente transformação para hematita a partir de superfícies de borda, clivagens e fraturas (processo de “martitização”). A clorita ocorre em grãos inequigranulares, finos a médios, pleocróicos em matizes pálidas de verde a verde amarelado, com cores de interferência em tonalidades marrom-acastanhado anômalo (Mg-clorita). Forma-se à custa de ortopiroxênio e é nucleada a partir de superfícies de bordas, fraturas e clivagens, tornando-a com aspecto mosqueado a total substituição (pseudomorfose) por agregados poligonalizados finos, de até 150µm (1° geração), o que culmina na geração de clorititos (Pet-038) nas variedades metamórficas extremas (Fig. 3.4). Em variedades carbonatadas, esses agregados progressivamente sofrem recristalização por ajuste estático, o que ocasiona um incremento na granulação, com geração de granoblastos de até 1,3 mm (2° geração), que constituem arranjos granoblásticos com carbonato. O talco ocorre em agregados e grãos, inequigranulares finos a grossos (± 1mm), xeno- a subidioblásticos, com extinção ondulante e contatos irregulares. Atinge até 28% do conteúdo em variedades de olivina ortopiroxenito e forma-se preferencialmente às custas de olivina, a partir de bordas e fraturas. Constitui agregados pseudomórficos, quando do consumo total da olivina (Fig. 3.5). Envolve agregados de clorita granoblástica fina (1° geração) com serpentina subordinada. Constitui arranjos lepidoblásticos, que definem uma foliação milonítica, em algumas variedades e culminam em xistos à talco e antofilita, com tremolita, decorrente de processos metamórfico/metassomáticos impostos a variedades abundantes em olivina. Isto sugere membros peridotíticos/duníticos intensamente transformados. A antofilita ocorre em grãos incolores, com cores de interferência vivas, sub- a idioblásticos, inequigranulares finos a grossos (± 5mm), comumente constituem agregados fibro-aciculares sub- radiais a nematoblásticos. Ocupam até 30% da moda em olivina ortopiroxenitos. De modo invariante, ocorre às custas de talco, tremolita e ortopiroxênio, sendo sua abundância modal diretamente relacionada à de talco/olivina (Fig. 3.5). Envolve grãos e agregados de clorita (1° geração) e exibe uma abundância de minerais opacos finos concentrados em regiões marginais e superfícies de fraturas e clivagens. Fraturas ortogonais em relação ao eixo maior do prisma/agulha ocorrem talcificadas (talcificação tardia?) em processos precoces aos relacionados com as gerações de agregados 42 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p granoblásticos de clorita (2° geração) e carbonato e constituem grãos reliquiares preservados nesse arranjo. Figura 3 .4 : A) Agregados granoblás ticos de clori ta fina que s ofreram recris tal ização por ajus te es tático (2° geração), em domínio carbonatado (4x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP, C) agregados granoblás ticos de clori ta que caracterizam clori ti to em variedade intens amente trans formada (4x, LN), e D) mes mo campo anterior s ob LP. A tremolita ocorre em grãos inequidimensionais de prismas curtos, xeno- a idioblásticos, incolores. Ocorre à custa de ortopiroxênio, olivina e talco, com posterior reposição de talco em processo retrogressivo pretérito ao sobrecrescimento de antofilita fibro-acicular radial sobre talco (Fig. 3.5). Exibe estruturas de deformação intracristalina como extinção ondulante, lamelas de exsolução perpendiculares ao eixo maior do prisma e sub-grãos. Nas variedades de ortopiroxenito ocorre com uma distribuição heterogênea, porém inexpressiva. É abundante em algumas variedades de talco- antofilita xisto e antofilita-talco xisto quando compõe de 6 a 10% da moda. A tremolita exibe um 43 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... evidente caráter precoce, em relação a antofilita, caracterizado por grãos de tremolita rompidos, provavelmente diante de blastese dinâmica, a partir de movimentos rotacionais, o que imprime a feição radial, com grãos aciculares truncados por tremolita, ocasionando a ruptura do grão (Fig. 3. 6). Figura 3 .5 : A) Agregados s ub-radiais de antofi l i ta fina a média, gerados às cus tas de talco (2x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP, C) antofi l i ta acicular média s obrecres cida em talco e em contato es tável com ol ivina (4x, LN) , e, D) mes mo campo anterior s ob LP. O carbonato ocorre em xenoblastos inequigranulares finos a grossos (até 5mm) em agregados granoblásticos, predominantemente sobre porções cloríticas (1° geração)\ortopiroxeníticas e talcificadas de olivina (Fig. 3.4 e 3.5). Exibe bordas interlobadas a amebóides, em intenso processo de migração de borda, com incorporação de grãos reliquiares de ortopiroxênio, olivina, minerais opacos, clorita (1° geração) e antofilita, constituindo arranjos granoblásticos com clorita de 2° geração. Em variedades inensamente carbonatadas atinge até 40% da constituição modal (NR-013). 44 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .6 : Foto-mos aico que mos tra tremol i ta e antofi l i ta s obrecres cida s obre talco, com tremol i ta precoce e grão pris mático de antofi l i ta rompido (2x, LP). Sulfetos ocorrem subordinadamente, constituídos por calcopirita, pirrotita e pentlandita associados entre si, posicionados preferencialmente em regiões marginais de magnetita e intersticial. A calcopirita exibe um caráter tardio, posicionado nas bordas dos agregados de sulfetos e, não raro, preenchendo fraturas (Fig. 3.7). Os minerais sulfetados ocorrem constituindo até 2% da moda nas variedades de meta olivina ortopiroxenito, com sua abundância diretamente relacionada ao conteúdo de olivina com ortopiroxênio, em variedades pouco deformadas, predominando cromo-espinélio nos ortopiroxenitos sem olivina (NR-015) e com conteúdos de sulfetos praticamente inexistentes nas variedades intensamente metamorfisadas e foliadas. Os sulfetos, pentlandita, pirrotita e calcopirita, ocorrem em grãos ou agregados xenomórficos finos que não ultrapassam 500 µm, parcialmente preservados e associados, predominantemente, em olivina, estando em núcleos, fraturas e clivagens de agregados talcificados, cloríticos, antofilíticos e carbonatados (Fig. 3.7), praticamente inexistentes em meio a ortopiroxênios. Apresentam contatos retilíneos entre si e cromo-espinélio, com interfaces amebóides a serrilhadas, vermiformes e interdigitadas com as fases de alteração, refletindo sua instabilidade diante de processos metamórficos\deformacioais posteriores, culminando em seu consumo parcial a total. De modo geral, a pirrotita ocorre posicionada em porções internas dos agregados de sulfetos, intimamente associada a pentlandita e cromo-espinélio (Fig. 3.7), e menos frequente calcopirita. Exibe lamelas de exsoluções finas, a partir de superfícies de clivagens, de hidróxidos de ferro (Fig. 3.7,G). 45 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .7 : A) Agregado de pirroti ta, no núcleo, pentlandita nas porções mais externas e calcopiri ta fina marginal em as s ociação com cromo -es pinél io que indica a s equência de cris tal ização dos s ul fetos (20x, LR) , B) contatos interdig i tados a lobados entre pentlandita e pirroti ta com cromo-es pinél io e com calcopiri ta, tardia, que preenche fraturas (20x, LR) , C) antofi l i ta formada às cus tas de talco com agregado de cromo -es pinél io precoce e pentlandita mais tardia e calcopiri ta, s ubordinada, em es paços inters ticiais e fraturas (10x, LP), D) detalhe do campo anterior s ob LR e aumento de 20x , E) agregado de s ul fetos com pentlandita no centro, pirroti ta exs olvida e calcopiri ta tardia (20x, LR) , F) pentlandita exs olvida a partir de pirroti ta com calcopiri ta tardia as s ociada, em intima relação com cromo-es pinél io (20x, LR), e, G) as s ociação entre cromo-es pinél io e pirroti ta (com exs oluções de pentlandita) e, calcopiri ta tardia marginal (20x, LR). 46 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p A pentlandita, via de regra, ocorre associada a pirrotita, sobrecrescida a partir de suas bordas, e cromo-espinélio, exibindo com este último contato interlobado, retilíneo e consertal, não raro ocupando posições intersticiais e intergranulares de agregados desse óxido (Fig. 3.7, B). A calcopirita ocorre em grãos xenomórficos finos, frequentemente associados a pentlandita, sobrecrescidos em posições marginais. A calcopirita ocorre preenchendo superfícies de fratura e clivagens de antofilita, clorita, talco e carbonato, em domínio com avançada transformação de ortopiroxênio e olivina em domínio pouco foliado, em zonas com abundância de pentlandita e pirrotita. As variedades metamórficas constituem uma gama de rochas xistificadas, ou não, que são consituídas por ampla diversidade minero-textural, com membros finais com associações: 1) com predominância de antofilita, constituem membros como antofilita xistos e felses, com talco, clorita, tremolita e magnetita (Figs 3.8C-H). Em variedades com talco, clorita e tremolita acima de 5% modais definem uma diversidade de talco-antofilita, tremolita-antofilita e clorita-antofilita xistos e fels, com magnetita, em geral, abaixo dos 5% em conteúdo. Essas variedades, caracteristicamente, apresentam prismas longos de antofilita, decussados ou nematoblásticos que constituem mais de 85% da moda. A antofilita sobrecresceu às custa de talco, ou tremolita (Fig. 3.6, 3.7) e/ou agregados de clorita grano/lepidoblásticos (Figs 3.8 C-D). Essas variedades gradam ou definem bandas, em interfaces retilíneas, com variedades ortopiroxeníticas e cloríticas, podendo haver talco xeno- a subidioblástico nessas superfícies (Fig. 3.8G), 2) com predominância de clorita, constituem clorititos, lepido- a granoblásticos finos, com bandamentos texturais definidos por níveis finos (até 0,5mm) com granulação distinta (Fig. 3.8A) e magnetita-clorita xistos a milonitos, constituídos de até 20% de magnetita blastomilonítica (Figs 3.8B). Essas variedades gradam, na maioria dos casos, para variedades desde antofilita-clorita, clorita- antofilita a antofilita xistos, com tremolita, magnetita e talco nas mais diversas proporções, mas insuficientes para qualificar a rocha segundo sua moda, Essas variedades exibem distribuição irregular e obliterada pelo caráter deformado, alóctone, desses corpos. No entanto, sua assembléia mineral reflete, provavelmente, a composição de seus protólitos, ortopiroxeníticos a peridotíticos, com esses litotipos dispostos, comumente em níveis ou horizontes, gradacionais entre si, ou não (Fig. 3.8), o que, provavelmente, reflete origem acamadada para sua associação primária. 47 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .8 : A) Variedades metamórficas cons ti tuídas por: A) Clori ti to granolepidoblás tico (4x, LP),B) magneti ta-clori ta xis to (2x, LN), C) antofi l i ta-clori ta xis to envelopado por níveis de clori ta xis to (2x, LP), D) interface entre níveis de antofi l i ta-clori ta xis to e antofi l i ta xis to (2x, LP), E) interface entre antofi l i ta xis to e ortopiroxenito, com talco fino a médio, que s e des envolveu nes ta s uperfície (2x, LN) , F) mes mo campo anterior s ob LP , E) contato entre ortopiroxenito parcialmente tranas formado com horizonte de antofi l i ta xis to, com talco decus s ado s ubidioblás tico na interface (2x, LN) e, H) mes mo campo anterior s ob LP. 48 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 3.2.2- Metadunito A variedade metadunítica do Complexo Petúnia apresenta um conteúdo de cerca de 95% de olivina, 3-4% de cromo-espinélio, 1-2% de ortopiroxênio e 3% de serpentina e 1-2% de antofilita, clorita, talco e magnetita que constituem fases acessórias secundárias (Fig. 3.9). Figura 3 .9 : A) Arranjo granular de ol ivina ortocumulática em grãos com formas el ípticas al inhadas e imbricadas , reflexo de um pos s ível acamamento (ígneo) primário (2x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP , C) clori ta s obrecres cida em fratura s erpentinizada com acúmulo de minerais opacos (10x, LN) , D) mes mo campo anterior s ob LP , E) antofi l i ta s obrecres cida em talco (10x, LP), e) fratura talci ficada tardia (10x, LP) . 49 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... O metadunito apresenta uma trama maciça granular, compacta, com cristais inequigranulares finos a médios, com textura seriada, onde estes cristais atingem até 2mm, sub- a idiomórficos, e tem contatos retilíneos a arredondados. Grãos elípticos alinhados e imbricados, segundo seu eixo maior, refletem um provável assentamento magmático a partir de processos gravitacionais, com posterior “reajuste” de bordas, a partir do consumo pelo líquido residual (“liquidus”) o que constitui trama adcumulática (Figs 3.9A-B). Exibe uma densa e significativa rede de fraturas preenchidas por serpentina não asbestiforme colunar, pseudo-fibrosa. O cromo-espinélio ocorre em grãos inequigranulares finos, anédricos e arredondados, que ocupam espaços inter- ou intragranulares de olivina e subsidiam a geração de clorita (Cr-clorita?, kammeririta?), exibem bordas serrilhadas pelas reações de neoformação da clorita e, frequentemente, estão mais preservados em núcleos de clorita (Figs 3.9C-D). Agregados de minerais opacos finos, que incluem magnetita, aparecem coalescidos e presentes, a partir de fraturas e superfícies de planos de clivagens de clorita, serpentina e talco. Ocorrem “pulverizados” nessas superfícies e constituem “trilhas” de opacos, o que é um possível reflexo do elemento ferro não ser incorporado por essas fases em sua formação, no consumo e alteração de olivina (Fig. 3.9). O ortopiroxênio ocorre em grãos tabulares sub- a euédricos e constitui arranjo granular com olivina e Cr-espinélio. Mostra substituição parcial por clorita e suas superfícies (bordas, clivagens e fraturas) exibem concentração de minerais opacos finos “pulverizados” (Fig. 3.10). A clorita ocorre em lamelas esverdeadas pálidas, inequigranulares finas, xeno- a subidioblásticas, à custa de serpentina e Cr-espinélio (Fig. 3.10), com exsoluções de minerais opacos finos concentrados em clivagens e bordas. O talco ocorre como xenoblastos finos às custas de serpentina e olivina e constitui agregados finos que preenchem fraturas tardias e seccionam olivina em fraturas serpentinizadas (Fig. 3.9F). A antofilita apresenta-se em grãos aciculares finos, xeno- a sudioblásticos, sobrecrescidos sobre talco (Figs 3.9C-E) e ortopiroxênio (Fig. 3.10). 50 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .10 : A) Fotomicrografia que mos tra ortopiroxênio pós -cúmulus em arranjo granular maciço com ol ivina e Cr-es pinél io (precoce) cúmulus (10x, LN) , e, B) mes mo campo anterior s ob LP. 3.2.3- Meta-hornblendito O meta-hornblendito é constituído quase que em sua totalidade por anfibólio monoclínico, é caracterizada por grãos xeno- a idioblásticos, levemente pleocróicos em tonalidades esverdeadas, com espécimes maclados, com extinção ondulante e subgrãos. Possui textura inequigranular fina a média, varia de 0,02 a 3 mm, com arranjos nematoblásticos que superimpõe-se a textura granular compacta inequidimensional fina a média, seriada (ígnea, Fig. 3.11). Grãos granulares arredondados, em arranjo compacto, exibem contatos retilíneos a curvilíneos, o que pode refletir processos de ajuste e migração de borda, com grãos xenoblásticos fisicamente descontínuos (sem continuidade ótica), envolvidos parcialmente por grãos sub-poiquiloblásticos. Isto sugere o envolvimento de grãos precoces envolvidos por grãos tardios em textura do tipo adcumulática, com intenso processo de migração e recristalização de borda, como reflexo de processos primários. O quartzo ocorre em diminutas inclusões e não ultrapassa 1% da moda da rocha. A clorita ocorre em lamelas finas como produto de alteração de anfibólio e está nucleada em posições de fratura e clivagens, e possui conteúdo modal inexpressivo. 51 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .11 : A) Agregado xenoblás tico com grãos tabulares em contatos curvi l íneos que envolvem, parcialmente, cris tais granulares menores (4x, LP), B) cris tais granulares em arranjo compacto, s eriado, do tipo adcumulático (4x, LP) , C) cris tais inequigranulares arredondados envoltos por cris tais intergranulares tardios xenoblás ticos (4x, LP) , e , D) grãos es tirados e recris tal izados , a partir de ar ranjo granular, que cons ti tuem agregados nematoblás ticos e definem uma fol iação (2x, LP). 3.2.4- Cromitito As amostras de cromitito do Complexo Petúnia (Pet-008 e Pet-009, Cap. 2, Fig. 3.2, 3.3 e 3.5), ao microscópio, exibem textura inequigranular fina, seriada, apresentam microbandamentos composicionais, definidos pela alternância de níveis milimétricos, irregulares e anastomosados, com distribuição heterogênea entre cromita e clorita neoformada (Cr-clorita?, kammeririta?). Estes cromititos apresentam variação textural definida por níveis de agregados compactos de cromita com grãos subidiomórficos e contatos curvilíneos arredondados e níveis com grãos idiomórficos esparsos envolvidos por agregados de clorita (kammeririta? Figs 3.12 e 3.13), com ferrit-cromita localmente subordinada em bordas finas e fraturas. Compõe mais de 65% da moda desses horizontes, com alguns níveis atingindo até 85%, sendo classificado esse tipo como maciço. 52 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p A cromita ocorre como grãos translúcidos, castanho-avermelhados escuro a opacos, sub- a idiomórficos, inequigranulares finos, seriados, que variam de 0,8mm a 10µm, com grãos octaédricos envolvidos por Mg-clorita. Por vezes, estes cristais contatam-se por vértices e arestas, o que pode evidenciar um acúmulo a partir do assentamento gravitacional, ou reflexo do aspecto químico na cristalização dos cristais, em arranjo ortocumulático (Figs 3.12A-E). Apresenta inclusões de minerais opacos, cinza-claros, sub- a euédricos, de alta reflectância com dimensões inferiores a 10µm e que, provavelmente, são de cristalização precoce. A distinção deles não é possivel através de meios óticos convencionais (Fig. 3.12F). A clorita ocorre em lamelas muito finas (<50 µm), xeno- a idioblásticas, com tons esverdeados pálidos e cores de interferência em matizes de cinza normal. Constitui agregados recristalizados, em posições intergranulares e intersticiais de cromita, e é o produto de transformação e recristalização do material intercumulático (piroxênio? Fig. 3.13). Uma superfície de cisalhamento tardia secciona e oblitera a trama primária, nas mais diversas relações angulares, desde ortogonal a sub-horizontal, estira grãos e lenticulariza agregados de cromita, assim como, recristaliza clorita ao redor de cromita, em variedade nematoblástica, com a formação de sombras de pressão (Figs 3.13C-E). Texturas cataclásticas e brechóides são discerníveis, a partir de grãos fragmentados e fraturados de cromita com clorita nematoblástica (Fig. 3.13F). 53 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .12 : A) Fotomicrografia de provável laminação ígnea de finida pela al ternância de horizontes compactos e níveis com grãos de Cr-es pinél io (cromita) ortocumuláticos envolvidos por clori ta (k ammeriri ta? , 2x, LN), B) interface de banda compos icional que é definida por variação nos conteúdos de cromita e clori ta ( 2x, LN), C) grãos ortocumuláticos de cromita (euédrica a s ubédrica) corroída pela matriz, em reação com a ganga s i l icática (10x, LN) , D) mes mo campo anterior s ob LR, E) grãos ortocumuláticos (corroídos ) que es tão em contato por faces e ares tas (10x, LR), e , F) inclus ões micrométricas , não anal is adas , com formas s ub- a euédricas (s ul fetos ? minerais do grupo da platina? (MGP),40x, LR). 54 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .13 : A) Clori ta, em pos ição intercumulus (ps eudomorfos e de piroxênio? , 10x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP , C) s uperficie de cis alhamento (S m) ortogonal às laminações primárias (S o), que es tiram grãos e lenticularizam agregados de cromita (4x, LN) , D) mes mo campo anterior s ob LR, E) grãos em textura pul l a part (10x, LN), e, F) grão rompido de cromita que caracteriza trama brechóide, com clori ta formada em pos ição intergranular (intercumulus , 4x, LN). 55 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 3.2.5- Olivina gabro coronítico A variedade de metaolivina metagabro coronítico (Pet-006) é constituída por cerca de 50-60% de plagioclásio, 25-35% de clinopiroxênio, 8-12% de olivina, 3-4% de ilmenita e 3-4% de anfibólio monoclínico, com conteúdo de ortopiroxênio e apatita acessório, e, magnetita, calcopirita, pirrotita, biotita, clorita, epidoto e sericita as fases secundárias, modalmente inexpressivas. Apresenta uma trama magmática bem preservada constituída por grãos xeno- a subidiomórficos, inequigranulares finos a médios (± 3,5mm), seriados, em trama intersticial subofítica e intergranular (Fig. 3.14 e 3.15). Superfícies rúpteis localmente imprimem níveis sub-centimétricos brechóides, coesivos, em padrões sub-paralelizados a radiados, com preenchimento por agregados de clorita fina (< 25µm) em arranjo entrelaçado, com sobrecrescimento de sericita e epidoto fino. Progressivamente, estas superfícies ocorrem obliteradas por anfibólio acicular em decorrência das reações entre plagioclásio e olivina (Fig. 3.14B) e ilmenita e plagioclásio, e pela blastese de anfibólio, as custa de clinopiroxênio, e sericita, de plagioclásio, em reações parciais de substituição pseudomórfica, provavelmente procedentes de fluidos transportados através dessas estruturas, as quais, progressivamente, se tornam débeis a indiscerníveis (Fig. 3.14). Figura 3 .14 : Metagabro coronítico com nivel brechóide coes ivo obl i terado por: A) blas tes e de anfiból io às cus tas de cl inopiroxênio (10x, LP) , e, B) coronas de reação entre plag ioclás io e ol ivina, com geração de anfiból io acicular (10x, LP). O plagioclásio ocorre em grãos ripiformes incolores a acastanhados (com aspecto “turvo”), predominantemente subidiomórficos, em arranjo inequigranular fino a médio (± 3,5mm) seriado. Estes grãos dispõem-se com orientação aleatória, imbricados e amalgamados, parcialmente envolvidos por clinopiroxênio, e com desenvolvimento de trama sub-ofítica (Figs 3.15 e 3.16). Apresenta-se caracteristicamente com maclas de crescimento, polissintética e de carlsbad, zonamento oscilatório. Apresenta estruturas do tipo extinção ondulante, fraturas, lamelas de deformação descontínuas e em 56 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p cunha, possível reflexo de deformação intracristalina, com raros espécimes exibindo exsoluções (antipertita). Ocorre parcialmente substituído por sericita e epidoto, em processos tardios de sericitização e saussuritização. Exibe interface retilínea entre grãos de mesma espécie com ilmenita e clinopiroxênio, com bordas “ajustadas” e curvilíneas. Há, também, contatos interdigitados com clinopiroxênio (arranjo consertal). Caracteristicamente, exibe uma borda de reação com olivina, o que é refletido em contatos irregulares entre essas fases, com o desenvolvimento de múltiplas coronas ao redor desta fase (Figs 3.15 e 3.16). O clinopiroxênio apresenta-se em grãos incolores a esverdeado pálido, xenomórficos e inequigranulares finos a médios, atingindo até 3mm de magnitude. Apresenta-se em grãos sub- poiquilíticos desenvolvidos a partir de espaços intersticiais de plagioclásio (trama intergranular) com incorporação de olivina e, parcialmente, de ripas de plagioclásio em arranjo intergranular e subofítico (Figs 3.15 e 3.16). Exibe extinção ondulante, subgrãos e lamelas de anfibólio, em estágios iniciais de reações de substituição (uralitização), que culminam em “bastita” e transformações pseudomórficas parciais. Em seções com volume significativo de fraturas, ocorrem com grãos cataclasados com plagioclásio predominantemente com deformação intracristalina, e fraturas subordinadas. A olivina ocorre em grãos cumulus reliquiares granulares precoces, por vezes amalgamados (synneusis), com distribuição inequigranular fina (sub-milimétrica). Apresenta-se intensamente fraturada com ilmenita e, subordinadamente calcopirita, finas pulverizadas, ao longo das fraturas. Ocorre inclusa em clinopiroxênio e plagioclásio, e exibe, com este último, uma característica borda de reação quelifítica, com o desenvolvimento de múltiplas coronas de reação ao redor de núcleos preservados de olivina. A corona mais externa é caracterizada por agregados fibro-radiais, ortogonais às bordas de reação, fracamente pleocróicos em tonalidades esverdeadas pálidas, com extinção paralela ondulante e cores de interferência que atingem o amarelado de 1° ordem (Figs 3.15 e 3.16). A corona imediata é consituida por agregados feltrosos de serpentina esverdeada fina (ortopiroxênio?), com uma concentração de magnetita fina exsolvida e concentrada em superfícies de fratura e na interface entre a corona interna e o grão reliquiar, em estruturas do tipo “nuvem” de opacos. Agregados coalescidos de magnetita ocorrem envoltos por biotita alaranjada em reações de consumo (Fig. 3.15 e 3.16). A ilmenita constitui a fase opaca mais expressiva. Ocorre em grãos anédricos, inequigranulares finos a médios, exibe aspectos esqueletais e de corrosão. Está inclusa, parcial a totalmente em clinopiroxênio, em posições intergranulares de plagioclásio, e associada à olivina (Fig. 3.16). Em contato com plagioclásio, exibe uma corona de reação constituída por agregados feltrosos- 57 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... fibrosos esverdeado pálido, com cores de interferência que não ultrapassam o branco acizentado de 1° ordem (anfibólio e serpentina?). Figura 3 .15 : A)Textura intergranular com ol ivina precoce com corona de reação em contato com plag ioclás io (4x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP , C) trama s ubofí tica com ol ivina coronítica em contato com plag ioclás io (4x,LN), e, D) mes mo campo anterior s ob LP. O anfibólio monoclínico ocorre de modo secundário, a partir da substituição de clinopiroxênio, em reações pseudomórficas incompletas, intensamente desenvolvidas em regiões próximas as superfícies de fratura, que culminam em pseudomorfose total, com a geração de bastitas. O anfibólio fibro-radial colunar exibe matiz verde pálido e constitui a auréola mais externa (quelifita) em sistemas de coronas múltiplas, ao redor de olivina em contato com plagioclásio, sobrecrescida e que consome a borda imediata, (ortopiroxênio?) serpentinizada, quando pode haver novo desenvolvimento coronítico à custa de serpentina (Figs 3.15 e 3.16). A serpentina ocorre em agregrados feltrosos em detrimento da transformação de olivina (e ortopiroxênio?) em região de reação, em contato com plagioclásio. Constitui um nível concêntrico envelopado por uma corona interna de magnetita, na interface com grãos reliquiares de olivina, e uma corona externa constituída por anfibólio fibro-radial colunar (Fig. 3.15). 58 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .16 : Dupla corona des envolvida em bor da de reação incompleta entre ol ivina e plag ioclás io (10x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP, C) plag ioclás io parcialmente inclus o em cl inopiroxênio com ol ivina coronítica precoce (10x, LN), D) mes mo campo anterior s ob LP , e E) magneti ta corroída inclus a em cl inopiroxênio (10x, LR), e, F) magneti ta es queletal com s obrecres cimento de pirroti ta a partir de s uas bordas e calcopiri ta tardia em bordas e fraturas (20x, LR). 59 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... A apatita é idiomórfica fina e ocorre como fase acessória modalmente inexpressiva. Biotita lamelar fina alaranjada e, subordinadamente, clorita esverdeada ocorrem sobrecrescidas com agregados de magnetita fina, coalescidos em superfícies de fratura e bordas em zonas de reação com plagioclásio, à custa de ilmenita. A calcopirita e pirrotita ocorrem associadas, em xenomorfos inequigranulares finos, juntos com magnetita e ilmenita, comumente sobrecrescidas nas bordas, com calcopirita nas porções mais marginais (Figs 3.16E-F). 3.2.6- Metagabro cataclasado O metagabro cataclasado (Pet-004) exibe uma textura inequigranular fina a média (± 3mm), com grãos essencialmente xenomórficos, com relações sugestivas de bandamento textural e trama sub- ofítica reliquiar, em domínios menos deformados (Fig. 3.17). A trama sub-ofítica está parcialmente eliminada por trama protomilonítica granonematoblástica. Em domínios de maior deformação estas estruturas foram intensamente obliteradas pela superposição de estruturas rúpteis (Fig. 3.18). Em relação de médio a alto ângulo, ocorre uma superfície irregular de caráter proto- cataclástica, de espaçamento milimétrico, que é preenchida por agregados de minerais finos de coloração esbranquiçada e isotrópicos (pseudotaquilitos, Fig. 3.18), com sobrecrescimento de minerais tabulares/aciculares finos (epidoto, prehnita?, devitrificação?) com relictos de plagioclásio, quartzo e, menos frequente, anfibólio. Ocorre em variedades ausente de clinopiroxênio reliquiar, constituindo superfícies retilíneas, com propagações venulares, com dissolução de plagioclásio e anfibólio (Fig. 3.18). Uma terceira superfície, de caráter rúptil, sub-milimétrica, intercepta a foliação milonítica em baixo ângulo, secciona grãos e individualiza fragmentos da rocha (brecha coesiva), gerando microfalhas de rejeito milimétrico, tanto em grãos e fragmentos de rocha quanto nas superfícies devitrificadas de pseudotaquilitos (Figs 3.17E-F). O clinopiroxênio ocorre em grãos reliquiares xenomórficos, finos a médios (± 2mm), em núcleos parcialmente substituídos por anfibólio (uralitização), essecialmente nos domínios livres de estruturas cataclásticas e alcança até 8% da moda. Apresenta inclusões parciais de plagioclásio em arranjo sub-ofítico preservado (Fig. 3.17). O anfibólio monoclínico apresenta-se em grãos inequigranulares finos a médios (± 3mm) essencialmente xenoblástico e fortemente pleocróicos em tonalidades verde oliva a azulado. Ocorre com uma diversidade textural que varia desde granulares, a partir de substituição pseudomórfica de clinopiroxênio, a estirados, nematoblásticos, constituindo, juntamente com agregados de plagioclásio, a foliação milonítica da rocha (Fig. 3.17). Ocupa até cerca de 70% do conteúdo modal, nas variedades transformadas, em grãos com contatos interlobados a amebóides, o que evidencia possíveis processos 60 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p de recristalização por migração de borda. Possui maclas polissintéticas, extinção ondulante, kinks, subgrãos e novos grãos. Porta inclusões de agregados recristalizados de plagioclásio, em incorporação total a parcial, quartzo e titanita. Caracteristicamente, exibe bordas em tonalidades mais pálidas e livre de inclusões. Figura 3 .17: A) Cl inopiroxênio pres ervado em núcleo de anfiból io, em reações ps eudomórficas incompletas , que envolveram plag ioclás io moderada s aus s uri tização (2x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP, C) cl iopiroxênio parcialmente trans formado em cl inoanfiból io (4x, LN) , D) mes mo campo anterior s ob nicois cruzados , E) plag ioclás io, moderadamente s aus s uri tizado, em agregados recris tal izados com maclas de deformação (4x, LN) , e, F) mes mo campo anterior s ob LP. 61 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .18 : A) Fotomicrografia que mos tra s uperficie frág i l , com preenchimento de ps eudotaqui l i to devitri ficado (? ) com s obrecres cimento de epidoto que s ecciona trama milonítica pretéri ta (2x, LN), B) mes mo campo anterior s ob nicois cruzados , C) detalhe de s uperfície de fratura preenchida por ps eudotaqui l i to devitri ficado (? ) (2x, LN), D) mes mo campo anterior s ob LP, E) microfalhas rúpteis s obre trama milonítica pretéri ta e fraturas de ps eudotaqui l i to (4x, LN), e, F) mes mo campo anterior s ob LP. O plagioclásio varia de 15 a 30% do conteúdo modal. Apresenta-se, majoritariamente, em agregados recristalizados, estirados ou não, e, dependendo da deformação exibida pelo espécime, pode 62 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p constituir trama interna granoblástica com quartzo subordinado. Em domínios menos deformados apresenta moderado estado de saussuritização, exibe um aspecto “sujo”, em grãos que atingem até 1,8mm, com bandas de deformação, maclas deformadas, extinção ondulante e subgrãos. Em domínos de maior deformação constitui agregados granoblásticos estirados, dobrados e rompidos, por vezes convolutos, em contatos interlobados a amebóides (Figs 3.17 e 3.18). O quartzo ocorre em grãos xenoblásticos inequigranulares finos a médios, expressivos em domínios de maior deformação, atingindo até 7% do conteúdo. Constitui grãos e agregados granoblásticos, com plagioclásio (segregação? anatexia?), estirado e sigmoidal, que caracteriza, junto com clinoanfibólio nematoblástico, a foliação reliquiar (milonítica?) da rocha (Figs 3.18C-F). Exibe extinção ondulante (blocky), subgrãos e novos grãos, com contatos interlobados a suturados, amebóides/serrilhados. Não raro ocorre posicionado em porções intersticiais de anfibólio, remobilizado e precipitado em zonas de alívio de pressão. O epidoto ocorre em grãos inequigranulares finos, xeno- a idioblásticos, sobrecrescido em plagioclásio (saussuritização), com tonalidades amarelo-esverdeadas, e cores de interferência em matizes de azul anômalo (clinozoisita, Figs 3.17E-F). Ocorre também em diminutos grãos (< 5 µm) sobrecrescidos nas superfícies rúpteis (pseudotaquilito devitrificada?, Figs 3.18A-D). A titanita constitui até 3% da moda e ocorre em grãos inequigranulares finos (10 a 600µm), sub a idioblásticos, preferencialmente posicionada em espaços intergranulares, intersticiais e interiores de anfibólio, não raro constitui clusters. Ocorre sobrecrescida em ilmenita, em arranjo do tipo moat. Apatita e zircão configuram a mineralogia acessória, junto com ilmenita e calcopirita em grãos xenoblásticos finos. 3.2.7- Anfibolitos (metabasaltos) Na região de Nova Resende, os anfibolitos, posicionados em meio às unidades metassedimentares, são constituídos, essencialmente, por fácies nematoblástica à protomilonitizadas/milonitizadas de granada anfibolito com titanita (e.g., Pet-007, 018, 033, 019 e 041, Cap. 2, subitem 2.2.3.3). Essas variedades exibem uma foliação contínua, de caráter protomilonítico/milonítico, com estruturas sigmoidais, S/C, sombras de pressão, caudas de recristalização, dobras assimétricas e porfiroclastos com mantos de reação e recristalização (Fig. 3.19). Em domíno de maior deformação, desenvolveram micro-laminações composicionais, sub- milimétricas, definidas pela alternância de faixas irregulares quartzo-feldspáticas com granada, 63 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... associada a hornblenda fina xenoblástica de contatos amebóides e serrilhados, com faixas de hornblenda fina a média, grano/nematoblástica. Níveis submilimétricos de titanita e ilmenita ocorrem indiferentemente das faixas, em lâminas lenticulares sigmoidais fortemente estiradas, dobradas e descontínuas (Fig. 3.19). Modalmente, são constituídos por 65-75% de anfibólio monoclínico, 15-20% de plagioclásio, 2-5% de quartzo, 2-5% de granada, 2-4% de titanita, com ilmenita em torno de 2%, e apatita como fase acessória. Biotita e epidoto constituem as fases de alteração com conteúdo modal inexpressivo. O anfibólio monoclínico ocorre predominantemente em grãos xenoblásticos inequigranulares, finos a médios (±2,5mm), pleocróicos em matizes de verde oliva/musgo– acastanhado, que estão, em muitas seções, maclados. Ocorre em porfiroclastos estirados, imbricados e amalgamados, em contatos interlobados, amebóides e serrilhadas, com bordas poiquiloblásticas, possível reflexo de recristalização dinâmica por migração de borda (Fig. 3.19). Define um sistema porfiroclástico em grãos, com simetria monoclínica (mineral fish), está envolvido por matriz recristalizada granonematoblástica, com desenvolvimento de caudas de recristalização e sombras de pressão assimétricas sigma (σ). A granada ocorre predominantemente em níveis quartzo-feldspáticos. Apresenta-se em grãos xeno- a subdioblásticos finos, com caráter pré- a sincontemporâneo ao desenvolvimento da foliação principal. Exibe aspecto do tipo “esqueletal”, precoce aos agregados granoblásticos quartzo- feldspáticos que a envolvem, e por vezes definem estruturas de sombras de pressão (Fig. 3.19). O plagioclásio apresenta-se em grãos equigranulares finos, comumente livre de maclas (strain free), porém, podendo apresentar maclas polissintéticas, deformadas e descontínuas, e extinção ondulante. Constitui agregados granoblásticos estirados, com quartzo subordinado, em contatos suturados, e dispostos em lamelas lenticulares anostomosadas, ao longo da foliação milonítica e envolve porfiroclastos de anfibólio e granada em sombras de pressão assimétricas (Fig. 3.19). O quartzo exibe-se em xenoblastos inequigranulares finos, associado ao plagioclásio em agregados granoblásticos estirados, lenticulares, sigmoidais e anastomosados (Fig. 3.19). Constitui sombras de pressão ao redor de porfiroclastos de anfibólio e granada. A ilmenita ocorre em grãos xeno- a subidioblásticos, inequigranulares finos. Apresenta caráter precoce em relação ao desenvolvimento da foliação protomilonítica/milonítica, em porfiroclastos com aspecto “esqueletal”, intensamente recristalizados e pulverizados em faixas lenticulares intrafoliais, com titanita (Figs 4.19E-F). Está posicionada em espaços intersticiais e intergranulares de agregados dessa fase,quando exibe um forte estiramento (Fig. 3.20). A titanita apresenta-se em grãos equigranulares finos (± 0,05mm), sub- a idioblásticos losangulares geminados, fortemente estirados e 64 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p recristalizados ao longo da foliação milonítica. Invariavelmente, ocorre associada a ilmenita, em níveis lenticulares intrafoliais dobrados (Figs 3.19E-F e Fig. 3.20). Figura 3 .19 : A) Fol iação protomilonítica anas tomos ada e s igmoidal , envolvidos por agregados recris tal izados felds páticos (2x, LN) , B) s ombra de pres s ão de ti tanita e minerais opacos des envolvida ao redor de porfiroclas to de hornblenda (2x, LN), C) granada idioblás tica precoce envolvida por recris tal izado quartzo-felds pático (4x, LN), D) mes mo campo anterior s ob nicois cruzados , E) agregados es tirados de i lmenita e ti tanita fina lenticulares dobrados (2x, LN), e, F) mes mo campo anterior s ob LP. 65 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... A biotita ocorre em lamelas lepidoblásticas acastanhadas finas, produto da alteração da granada, e subordinadamente, do anfibólio. Ocorre predominantemente em zonas granatíferas, preferencialmente posicionada em regiões de fratura e sombra de pressão. Epidoto e apatita constituem fases acessórias, com o primeiro exibindo um caráter secundário, como produto da saussuritização do feldspato. Figura 3 .20 : A) Agregado e nível lenticular cons ti tuído por ti tanita e i lmenita ao redor de hornblenda (4x, LN), e, B) mes mo campo anterior em aumento de 10x e LR. 3.3- REGIÃO DE ANDRELÂNDIA 3.3.1- Nappe Andrelândia 3.3.1.1- Anfibolitos (metabasaltos) Dentre os anfibolitos posicionados em meio às unidades da NA (Cap. 2, subitem 2.2.4.2.1) ocorrem variedades de epidoto anfibolito (Pontos 264 e 266) e granada anfibolito (And-005). Coletivamente caracterizados como metabasaltos, ao microscópio, exibem uma foliação contínua granonematoblástica, inequigranular fina, de caráter milonítica, com estruturas geradas e obliteradas em reflexo do progressivo avanço da deformação. Dobras assimétricas intrafoliais fechadas e a formação de uma clivagem de crenulação discreta a zonal, plano axial, ocorrem impressas em domínios com intenso encurtamento, progressivamente, com os flancos adelgaçados e as charneiras espessadas, acarretando no rompimento das dobras e a sobreposição plano-paralela dessas estruturas e superfícies. (Fig. 3.21). 66 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .21 :Foto-mos aico que exibe trama milonítica, com domínio de maior st ra in, com dobras as s imétricas fechadas , cl ivagem de crenulação plano axial e trans pos ição. Amos tra 264 . (2x, LN). A variedade epidoto-anfibolito é constituída por anfibólio monoclínico (50-75%), plagioclásio (15-35%), epidoto (2-12%), quartzo (5-13%), titanita (2-3%) e minerais opacos (1-3%), magnetita e ilmenita. Biotita, apatita e rutilo constituem as fases acessórias. A variedade granada anfibolíto exibe uma composição em torno de 78% de hornblenda, 12% de plagioclásio, 4% de quartzo, 3-4% de granada, 3% de minerais opacos e com biotita/clorita em torno de 2%. Epidoto, rutilo e titanita constituem acessórios. 67 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... O anfibólio monoclínico (hornblenda), mineral predominante, exibe um forte pleocroismo em matizes de verde oliva– verde azulado– castanho amarelado, com moderada birrefringência e cores de interferências vivas (atingindo o laranja-amarelado de 1° ordem). Porfiroclastos ocorrem com textura inequigranular média, atingem até 2mm, variam de xeno- a idioblásticos, com grãos maclados e zonados, com sub-grãos, novos grãos e contatos interlobados a curvilíneos. Essa forma ocorre intensamente recristalizada com grãos equigranulares nematoblásticos finos, fortemente elongados e constituem a foliação da rocha (Figs 3.21 e 3.22A-D). Essa fase envolve grãos finos de quartzo, a partir de recristalização por migração de bordas, (pinning e left over grain), exibe um aspecto mosqueado (poiquiloblástico) devido ao significativo conteúdo de inclusões (Figs 3.22A-D). O plagioclásio ocorre em grãos inequigranulares finos, xenoblásticos. Apresenta-se maclado (maclas Carlsbad e polissintética), com maclas de deformação descontínuas e em cunha, extinção ondulante e bordas interlobadas. Constitui, com quartzo e epidoto subordinado, microlaminações definidas pela intercalação de níveis anastomosados, descontínuos, lenticulares e sigmoidais, dobrados com simetria monoclínica em estilo apertado, de agregados granoblásticos estirados, transpostos com o avanço da deformação (Figs 3.21 e 3.22A-C). Altera-se para uma massa isótropa (allofana?) O epidoto, expressivo na variedade epidoto-anfibolito, ocorre em xenoblastos finos, levemente esverdeados, de alta birrefringência e cores de interferência vivas (que atingem o verde de 3° ordem). Constitui arranjos estirados, em trama interna poligonalizada, com quartzo e, subordinadamente titanita e opacos, cuja relevância modal está diretamente associada à abundância de quartzo e hornblenda mosqueada, em regiões internas e marginais de domínios com expressivo strain associado (Fig. 3.22). O quartzo apresenta-se em grãos xenoblásticos inequigranulares finos que compõe as supra- citadas microlaminações (Figs 3.21 e 3.22). Exibe extinção ondulante, subgrãos, novos grãos e contatos interlobados a retilíneos (poligonalizados) que evidenciam uma recristalização por rotação de sub-grãos e migração de borda. De modo abundante, ocorre quartzo incluso, total a parcialmente, em clinoanfibólio de aspecto mosqueado, em tipologia plana arredondada (Figs 3.22A-B). A granada, exclusiva na variedade granada anfibolito, exibe-se em idioblastos finos reliquiares, de dimensões submilimétricas (Fig. 3.22C). Apresenta-se arranjada em mosaicos com anfibólio e envolvidas e bordejadas por anfibólio nematoblástico e agregados quartzo-feldspáticos em estruturas de sombras de pressão. Inclusões em padrões helicíticos inconspícuos, preferencialmente em posições nucleares, com as bordas livres de inclusão, sugerem uma fase de rotação na blastese da granada (Fig. 3.22C). 68 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .22 : A) Epidoto e ti tanita em nível quartzo-felds pático es tirado e dobrado (2x, LN), B) Agregado lenticular quartzo-felds pático es tirado, com hornblenda nematoblás tica mos queada (2x, LP), C) granada idioblás tica envolvida por fol iação dobrada e padrão de inclus ão hel icí tico incons pícuo (2x, LN), D) Cluster de ti tanita fina ao longo da fol iação (10x, LN) , E) bioti ta com quartzo interdi g i tado à cus ta de hornblenda (10x, LN), e, F) mes mo campo anterior s ob LP. A titanita na variedade epidoto anfibolito, ocorre em grãos inequigranulares finos, xeno- a subidiblásticos, estirados ao longo da foliação e associada às microlaminações e agregados quartzo- feldspáticos, assim como, em espaços intergranulares, intersticiais e interiores de clinoanfibólio, não 69 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... raro agrupados em clusters (Fig. 3.22D). Caracteristicamente, magnetita ocorre no núcleo de seus grãos, e configura textura em corona (moat) com titanita ao redor desse óxido. A biotita, intimamente associada à clorita por alteração, ocorre em lamelas alaranjadas inequigranulares finas. Advém de bordas e interstícios de anfibólio e granada, com um carater sub- poiquiloblástico e comumente com quartzo interdigitado, como possível produto de reações retrometamórficas, com minerais opacos finos coalescidos e concentrados a partir de superfícies de fraturas, bordas e clivagens (Figs 3.22E-F). Rutilo constitui fase acessória e apresenta-se em grãos estirados em posições intergranulares, intersticiais e/ ou interiores no clinoanfibólio e em agregados quartzo-feldspáticos. 3.3.2- Nappe Liberdade 3.3.2.1- Epidoto anfibolito (metagabro) O epidoto anfibolito (Ponto 271, Cap. 2, subitem 2.2.4.2.2) foi considerado como um metagabro. Exibe textura granonematoblástica inequigranular fina a média, compõe uma foliação contínua plano-paralela a níveis composicionalmente distintos, sugestivos de provável bandamento composicional primário (Cap. 2, subitem 2.2.4.2.2). Exibe um arranjo intensamente estirado com grãos em contatos interlobados a amebóides, porém, não raro, os agregados tendem a arranjos poligonalizados. Esta variedade, de modo geral, é constituída majoritariamente por clinoanfibólio hornblenda, (76%), epidoto (10%) e plagioclásio (8%) como fases representativas e titanita (3%), quartzo (2%), minerais opacos, magnetita e ilmenita, (1%) e apatita como fases acessórias (<5%), com sericita e clorita como produto de alteração. O clinoanfibólio exibe forte pleocroismo em matizes de creme acastanhado– verde musgo e verde azulado em cristais inequigranulares nematoblásticos finos, em detrimento da recristalização de porfiroclastos granulares/tabulares, médios, que atingem até 3 mm, com contatos interlobados a vermiformes, não raro interdigitado com quartzo, o que reflete um crescimento de borda, em muitas seções com aspecto subpoiquiloblástico pelas muitas inclusões de quartzo, epidoto e plagioclásio (Fig. 3.23). O plagioclásio ocorre em cristais inequigranulares finos, com maclas (polissintética), deformadas e descontínuas, com contatos interlobados a vermiformes, não raro serrilhados, que tendem a agregados poligonalizados (granoblásticos) estirados. Exibe extinção ondulante, subgrãos, novos grãos e migração de borda, com significativo conteúdo de epidoto incluso (Figs 3.23A-C). 70 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .23 : A) Hornblenda com textura nematoblás tica inequigranular com contatos interlobados que envolvem plag ioclás io (2 ,5x, LN), B) trama granonematoblás tica com hornblenda com bordas interlobadas a vermiformes (4x, LN) , C) plag ioclás io com maclas deformadas e bordas interlobadas (4x, LP) , e, D) epidoto que envolve hornblenda e ti tanita em um caráter poiqui loblás tico (4x, LP). O epidoto ocorre em grãos esverdeados pálidos em arranjo granoblástico inequigranular fino, estirado ao longo da foliação principal. Uma característica variação em suas cores de interferência, com as bordas em cores vivas (verde amarelado de 2° ordem) e o núcleo em matizes de azul anômalo (zoisita ou clinozoisita), reflete um possivel zoneamento composicional. Ocorre à expensa de plagioclásio (saussuritização) progressivamente coalescidos e constituindo agregados granoblásticos (Figs 3.23A, B e D). A titanita ocorre em granoblastos geminados (Fig. 3.23D) inequigranulares finos, xeno- a subidioblástica, posicionada em regiões interiores e zonas de contato com anfibólio. Os minerais opacos, predominantemente magnetita com subordinada ilmenita, ocorrem em granoblastos inequigranulares finos, xeno a subidioblásticos, posicionados em espaços intergranulares envolvidos pela foliação. Minerais opacos finos exsolvidos de anfibólio ocorrem coalescidos e concentrados em espaços intersticiais e superfícies de fratura, clivagens dessa fase (Fig. 3.23A). 71 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... O quartzo apresenta-se em xenoblastos inequigranulares finos estirados e, preferencialmente, está posicionado em espaços intergranulares. Exibe migração de borda, com contatos interlobados a amebóides, com subgrão (horizontal) e novos grãos. Constitui vênulas e lentes intrafoliais plano- paralelas a foliação, envolvendo e individualizando frações da rocha. 3.3.2.2- Anfibolitos (metabasaltos) Dentre os anfibolitos posicionados nas unidades da Nappe Liberdade (Cap. 2, subitem 2.2.4.2.2) distinguiram-se variedades tanto pela presença de epidoto, granada e biotita, como pela ausência dessas fases, sendo individualizadas três classes distintas, denominados de epidoto anfibolito (286, And-007, Alagoa A e B), granada anfibolito (288) e anfibolito (And-008A, And-004), respectivamente. A variedade de epidoto anfibolito (286, And-007, Alagoa A e Alagoa B) é constituída por hornblenda (65-75%), plagioclásio (12-28%), epidoto (2-20%), titanita (1-4%) e com quartzo constituindo até 2% da moda. Minerais opacos, rutilo e apatita compõem as fases acessórias e biotita a de alteração. Essa variedade apresenta uma foliação contínua definida pelo estiramento de hornblenda e agregados granoblásticos estirados de plagioclásio e epidoto. Localmente, (Alagoa A) exibe uma alternância de faixas sub-centimétricas, anastomosadas, irregulares e, por vezes descontínuas, que definem um bandamento mineralógico composicional a partir de níveis de plagioclásio e epidoto granoblástico, hornblenda e plagioclásio granonematoblástico e, domínios granoblásticos de hornblenda e epidoto com quartzo simplectítico (Figs 3.24A-B). O clinoanfibólio, mineral predominante, ocorre em cristais inequigranulares finos a médios (±2,5mm), fortemente pleocróicos em matizes de verde oliva, verde azulado e castanho amarelado, com cores de interferência que atingem o vermelho alaranjado de 2° ordem. Variam de xeno a subidioblásticos, predominantemente nematoblásticos, com contatos interlobados a amebóides, subordinadamente serrilhado (Figs 3.25C-D), que pode evidenciar um ajuste de borda, quando adquire um aspecto subpoiquiloblástico diante da incorporação de quartzo, plagioclásio e epidoto. Em domínios com predominância de agregados poligonalizados, granoblásticos (Alagoa A), o anfibólio exibe simplectitas de exsolução, caracterizadas pelo intercrescimento vermiforme de quartzo globular/lamelar a partir de suas bordas, as quais, caracteristicamente, adquirem tonalidades mais pálidas (Figs 3.25A-B). 72 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .24 : A) Bandamento definido por faixas dominadas por epidoto e hornblenda (2x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP, C) s implecti ta de quartzo e epidoto ao redor de anfiból io e plag ioclás io (4x, LN), D) mes mo campo anterior s ob LP , E) hornblenda com tonal i dades dís pares nos núcleos e bordas em contato com epidoto s implectí tico (10x, LN) , e, F) mes mo campo anterior s ob LP. 73 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .25 : A) Hornblenda com borda em tonal idades mais pál idas e com intercres cimento de quartzo vermiforme em contato com plag ioclás io e s implecti tas de exs olução (4x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP , C) contato s erri lhado entre hornblenda e plag ioclás io (4x, LN) , e, D) mes mo campo anterior s ob LP. O plagioclásio ocorre em grãos essencialmente xenoblásticos finos com extinção ondulante, contatos irregulares, amebóides a serrilhados (Figs 3.25C-D), e maclas polissintéticas deformadas, descontínuas e em cunha. Constitui arranjo em mosaico em agregados estirados, com inclusão de quartzo e epidoto (Figs 3.25C-D). O epidoto constitui granoblastos incolores a levemente esverdeados, equigranulares finos (±0,5mm) xeno- a subidioblásticos. Caracteristicamente, ocorre com exsoluções simplectíticas de quartzo vermiforme, lamelar a globular (Figs 3.24 e 3.25). Consitui textura do tipo moat em titanita sub a idioblástica, em muitas seções com seu núcleo completamente ausente (Fig. 3.26). 74 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p A titanita ocorre em grãos xeno- a idioblásticos finos (< 0,3mm) estirados e posicionados em espaços intergranulares e intersticiais de, preferencialmente, anfibólio (Figs 3.24E-F). Exibe uma reação incompleta definida por textura moat caracterizada por uma corona de epidoto a partir de regiões marginais. Em espécimes com coronas significativamente desenvolvidas, seu núcleo tipicamente não é preservado (Fig. 3.26). Figura 3 .26 :A) Epidoto vermiforme com intercres cimento de quartzo (s implectí tico) às cus tas de hornblenda, no centro obs erva-s e corona de epidoto em ti tanita (10x, LP) , e, B) detalhe de corona de epidoto em ti tanita (20x, LN). O quartzo ocorre em xenoblastos inequigranulares finos, compõe agregados granoblásticos, estirados ao longo da foliação, com extinção ondulante, subgrãos e novos grãos. Tipicamente, ocorre intercrescido com epidoto, e menos frequentemente com hornblenda, constitui simplectitas de exsolução. Minerais opacos ocorrem em granoblastos inequigranulares xenoblásticos finos, pulverizados em espaços intergranulares e intersticiais, em exsoluções. O granada anfibolito (e.g., 288) exibe uma constituição modal em torno de 55% de anfibólio, 35% de plagioclásio, 4% de granada, 3% de biotita e 2% de quartzo, com minerais opacos, epidoto e titanita como fases acessórias. Apresenta uma trama granonematoblástica, essencialmente, equigranular fina, com grãos xeno- a subidioblásticos (Fig. 3.27), o que define uma foliação contínua, a partir de nematoblastos de clinoanfibólio (hornblenda) e agregados granoblásticos elongados de plagioclásio, lenticulares e descontínuos. 75 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... O clinoanfibólio ocorre em cristais nematoblásticos inequigranulares finos a médios (± 1,5mm), fortemente pleocróicos em matizes de creme acastanhado e verde musgo, com cores de interferência que atingem o vermelho azulado de 2° ordem, com grãos maclados e zonados. Interage em contatos retilíneos a interlobados, com estruturas de migração e ajuste de borda, quando adquire caráter subpoiquiloblástico, com inclusões de granada, plagioclásio, titanita, opacos e quartzo. Biotita castanha-alaranjada lepidoblástica, tardia, envolve hornblenda em relação de substituição (Figs 3.27E- F). O plagioclásio ocorre em grãos equigranulares finos, xenoblásticos. Comumente constitui agregados estirados, com trama interna poligonalizada, com maclas de crescimento polissintética, Constitui horizontes e lentes que definem a foliação principal, junto com a hornblenda (Fig. 3.27). Apresentam estruturas de deformação intracristalina com maclas de deformação e extinção ondulante . A granada ocorre em granoblastos equigranulares finos, sub a idioblásticos (Figs 3.27E-F), livres de inclusões e constitui agregados em mosaico com plagioclásio. A biotita exibe-se em lamelas lepidoblásticas inequigranulares finas, pleocróicas em matizes de creme acastanhado – castanho alaranjado. Invariavelmente, ocorre às custas de anfibólio, associada a esta fase e minerais opacos, posicionada, preferencialmente, a partir de zonas de fratura, clivagem e bordas, não raro com aspecto subpoiquiloblástico (Figs 3.27C-F). Exibe uma concentração de minerais opacos finos pulverizados em zonas de fratura e clivagem. O quartzo ocorre em xenoblastos inequigranulares finos, estirados ao longo da foliação. Exibe extinção ondulante, subgrãos, novos grãos e contatos interlobados. Minerais opacos ocorrem em granoblastos inequigranulares xenoblásticos finos, posicionados e coalescidos em espaços intergranulares e em exsoluções. A variedade anfibolítica (And-004) é definida por arranjo ganonematoblástico de hornblenda e plagioclásio, que define uma foliação continua e constitui-se de aproximadamente 70-75% de anfibólio, 18-22% de plagioclásio, 4-8% de quartzo, com minerais opacos e titanita formando, cada um, cerca de 2% da moda cada. 76 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .27 : A) Textura granonematoblás tica equigranular fina, com arranjo pol igonal de plag ioclás io e hornblenda (4x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP , C) granada idioblás tica fina envolvida por hornblenda recris tal izada e cons umida por bioti ta (4x, LN) , D) agregado granoblás tico alongado lenticular de plag ioclás io (2x, LN) , E) bioti ta s obrecres cida em hornblenda e granada, a partir de s uperfícies de fratura e cl ivagens (10x, LN), e, F) bioti ta tardia que envolve hornblenda recris tal izada s obre trama granonematoblás ti ca fina (4x, LN). 77 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... 3.3.2.3- Granada anfibolito (retroeclogito) Essa variedade (273) apresenta uma trama precoce granoblástica inequigranular média a grossa, constituída por mosaico de granada e clinopiroxênio (totalmente substituído por hornblenda) obliterada por texturas de reações incompletas com o desenvolvimento de coroas de reação, simplectíticas, de exsolução e moat. A hornblenda, fase predominante com até 60% da moda, apresenta-se em grãos inequigranulares finos a médios fortemente pleocróicos em tonalidades de verde musgo- oliva–pálido. Constitui agregados granoblásticos reliquiares (poligonais) com granada sendo intensamente obliterada por simplectitas de reação, a partir de suas bordas, as quais, caracteristicamente, se tornam empalidecidas, com intercrescimento de plagioclásio vermiforme, lobular e granular, que tende a arranjos poligonalizados (Fig. 3.28). Exibe contatos interlobados, amebóides e serrilhados, com epidoto, quartzo e plagioclásio. Com cerca de 20% do conteúdo modal, a granada ocorre em grãos sub- a idioblásticos, inequigranulares médios a grossos. Apresenta um caráter precoce, caracteristicamente com uma corona de reação constituída por agregados granoblásticos de plagioclásio (moat), circundada por coroas irregulares de minerais opacos (ilmenita). Exibe muitas inclusões de anfibólio, quartzo, plagioclásio e minerais opacos, “dissociados” a partir de fase pré-existente (clinopiroxênio?), quando não, nucleadas a partir de fraturas (Fig. 3.28). O plagioclásio forma até 15% da rocha e ocorre em grãos xenoblásticos nucleados a partir de granada e hornblenda, com feições lamelares e globulares, interdigitado com hornblenda, a partir de bordas e núcleos de simplectitas de exsoluções e constitui textura moat (Fig. 3.28), com trama interna granoblástica, ao redor de granada, com hornblenda, epidoto e coroas irregulares de ilmenita. Exibe maclas de crescimento, extinção ondulante, subgrãos e novos grãos, não raro, em agregados poligonalizados. O quartzo (5%) ocorre em xenoblastos finos a médios, com contatos interlobados e amebóides. Os grãos precoces exibem subgrãos e novos grãos e tendem a arranjo interno poligonalizado. Apresenta-se coalescido em posições intersticiais com hornblenda e granada, exibe aspecto sub-poiquiloblástico quando envolve agregados e grãos de anfibólio e minerais opacos (Fig. 3.28). 78 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 3 .28 : A) Porfiroclas to de granada com corona de agregados granoblás ticos de plag ioclás io fino com hornblenda intercrescida com plag iocláio vermiforme (s implectí tico) com i lmenita e ti tanita que exibem corona de epidoto (4x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LP , C) no centro, grão xenoblás tico médio de granada com textura moat de plag ioclás io com coroa de i lmenita e à direi ta, hornblenda s implectí tica com plag ioclás io (4x, LN) , e, D) epidoto com intercres cimento de quartzo vermiforme, s implecti ta de exs olução, ao redor de granada (20x, LP). A ilmenita constitui até 3% do conteúdo modal, em grãos xenoblásticos, finos a médios, precoces, caracteristicamente exibe corona de epidoto (moat) e está associada, por sobrecrescimento, com titanita (Figs 3.28 e 3.29). O epidoto ocorre em xenoblastos esverdeados, inequigranulares finos, exibe simplectitas de exsolução de quartzo vermiforme e compõe coronas ao redor de ilmenita e titanita (Figs 3.28 e 3.29) e alcança cerca de 2% da constituição modal. 79 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Como minerais acessórios ocorrem pirrotita, pirita e calcopirita (1%), em grãos xeno- a idioblásticos, inequigranulares finos, comumente associados entre si. A pirrotita ocorre em núcleos, intensamente alterados e, frequentemente, não preservados, com substituição pela pirita, a partir de suas bordas quando desenvolve coronas (Fig. 3.29). A calcopirita ocorre associada à pirita e à pirrotita, sobrecrescida a partir de suas bordas e fraturas (exsolução). Apatita, titanita e rutilo também constituem fases acessórias e limonita e goethita como minerais de alteração. Figura 3 .29 : A) Titanita intercres cida com i lmenita que exibe corona de epidoto (10x, LN) , B) mes mo campo anterior s ob LR, C) pirroti ta com núcleos não pres ervados e bordas s ubs ti tuídas por piri ta, com calcopiri ta s obrecres cida em zonas marginais (20x, LR) , e, D) calcopiri ta inclus a em pirroti ta, parcialmente pres ervada, com borda de piri ta (10x, LR). 80 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 3.3.3- Nappe Lima Duarte 3.3.3.1- Anfibolito (metabasalto) O granada anfibolito da Nappe Lima Duarte (Ibit-01, Cap. 2, subitem 2.2.4.2.3) ao microscópio exibe uma foliação contínua anastomosada e bem desenvolvida, com textura grano- nematatoblástica equigranular. Sua constituição modal orbita os 55-60% de anfibólio, 15-22% de plagioclásio, 10-12% de granada, 5-7% de quartzo e 3-5% de minerais opacos, essencialmente ilmenita, com pirita e calcopirita subordinadas. Epidoto e apatita constituem fases acessórias. O anfibólio ocorre em arranjo nematoblástico, com grãos fortemente estirados, xeno- a subidioblásticos finos, de até 1mm, pleocróicos em matizes de verde musgo pálido–acastanhado, com cores de interferência que não ultrapassam o amarelo avermelhado de 2º ordem. Envolve granada, plagioclásio e quartzo, possível reflexo de recristalização por bulging, rotação de subgrãos e migração de borda (dragging e pinning), mais evidentes em suas faces longitudinais, quando adquire aspecto sub-poiquiloblástico (Fig. 3.30). Apresenta em algumas seções, maclas, sub-grãos e extinção ondulante, com algumas espécimes do tipo strain free. O plagioclásio ocorre em grãos xenoblásticos, equigranulares finos a médios, com maclas de crescimento polissintética deformadas, extinção ondulante, subgrãos e novos grãos. Não raro, ocorrem espécimes livres dessas microestruturas, em arranjos granoblásticos com interfaces interlobadas (Fig. 3.30). Porta inclusões de quartzo arredondado. A granada ocorre em granoblastos equigranulares finos, sub- a idioblásticos, em contatos retlíneos a curvilíneos, com trama em mosaico. Está envolvida por nematoblastos de hornblenda e agregados granoblásticos de quartzo e plagioclásio (Fig. 3.30). Porta inclusões de quartzo arredondado e minerais opacos. O quartzo ocorre em xenoblastos finos exibindo extinção ondulante, subgrãos e novos grãos e contatos interlobados. Constitui arranjos em mosaico e estirados, associado a plagioclásio, com anfibólio e granada. O ocorre incluso em anfibólio, plagioclásio e granada com tipologia arredondada. A ilmenita ocorre, essencialmente, em grãos xeno- a subidioblásticos finos (± 1mm), fortemente estirados ao longo da foliação, com contatos irregulares (Figs 3.30E-F). A pirita ocorre em xenoblastos inequigranulares finos, posicionadas em espaços intergranulares, frequentemente associada a ilmenita com calcopirita subordinada, sobrecrescida a partir de regiões de bordas e superfícies de fratura (Figs 3.30E-F). 81 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpo Máfico-Ultramáficos.... Figura 3 .30 : A) Granada idioblás tica fina que cons ti tui arranjo pol igonal izado com hornblenda e plag ioclás io (4x, LN), B) mes mo campo anterior s ob LP , C) trama granonematoblás tica fina com es pécimes de granada porfiroclás tica es queletal (2x, LN) ,eD) mes mo campo anterior s ob LP, E e F) i lmenita com as s ociação de piri ta e calcopiri ta (20x, LR). 82 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p CAPÍTULO 4 LITOGEOQUÍMICA 4.1- INTRODUÇÃO As análises de litogeoquímica foram executadas em 37 amostras, consideradas como as mais significativas e representativas das diversas ocorrências existentes, distribuídas em 26 corpos, dentre plutonitos e vulcanitos, metamáficas e metaultramáficas, posicionadas em diferentes unidades das seqüências metassedimentares neoproterozóicas do Terreno Andrelândia (Campos Neto 2000) e do Complexo Petúnia (Roig 1993) do domínio Campos Gerais (Kaefer et al. 1975) conforme indicado pela Tabela 4.1 e apresentado no Capítulo 2. As informações litogeoquímicas das variedades abordadas por este trabalho encontram-se no ANEXO II, e as referentes às rochas metaultramáficas da região de Andrelândia foram extraídas de Pinheiro (2008), objeto de continuidade do presente trabalho, constituindo exceção as análises executadas no metarrodingito (Pinheiro & Suita 2012, Pinheiro & Suita 2013, em preparação). Tabela 4 .1 : Relação das amos tras s elecionadas para l i togeoquímica e os corpos corres pondentes . Estrutura Litotipo Análises Amostras Metagabro 3 271A, 271B e 271C Nappe Liberdade Retroeclogito 1 273-1 (NL) Anfibolitos 4 288, And-008, Alagoa A, And-007 Nappe Lima Duarte Anfibolito 1 Ibit-001 (NLD) Nappe Andrelândia Anfibolitos 6 264-1, 264-2, 266, And-005 e And-006 (NA) Klippe Carvalhos Metarrodingito 4 153, 149, 149-4-1 e 149-4-2 (KC) Anfibolitos 5 Pet-007, Pet-018A, Pet-019, Pet-033, Pet-041 Metagabro coronítico 2 Pet-006C e Pet-006D Metagabro 1 Pet-004 Complexo Petúnia NR-013, Pet-015A, Pet-015B, Pet-024, Pet-027, (Nova Resende) Metaultramáficas 6 Pet-040 Meta-hornblendito 1 Pet-035 Cromitito 3 Pet-008, Pet-009A e Pet-009AA TOTAL 37 Foram selecionadas as amostras com menor influência de processos intempéricos e metamórfico-deformacionais buscando-se, assim, a obtenção de assinaturas químicas compatíveis com 83 Domínio Campos Terreno Andrelânida Gerais Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... a composição da possível rocha primária, assim como, a identificação e o caráter geoquímico do seu magma gerador. Ressalta-se a grande dificuldade de coleta de amostras frescas das rochas, susceptíveis a análises com resultados fidedignos e representativos na área em estudo e salienta-se que a maioria das amostras obtidas não foram analisadas pelas insuficientes condições para análises químicas confiáveis. Tendo em vista uma melhor visualização e comparação dos resultados em litotipos de composições similares e/ou associações cogenéticas, as análises das rochas metamáficas, da região de Andrelândia e do Complexo Petúnia (CP), foram tratadas simultaneamente e representadas nos mesmos diagramas temáticos, salvo situações em que necessitaram de destaque ou tratamento separado para maior detalhamento e melhor visualização. As análises de rochas metaultramáficas foram enfatizadas para o Complexo Petúnia (CP), visto que as da região de Andrelândia foram abordadas no trabalho de Pinheiro (2008). Do universo das rochas analisadas, uma exceção constituem-se as rochas do ponto 149, o do metarrodingito (Pinheiro & Suita 2012, Pinheiro & Suita 2013, em preparação), que exibem composição ultrabásica (SiO2<45%), olivina normativa, cárater cálcio-silicático (ANEXO II), e que, devido a ocorrência peculiar, associada às rochas ultramáficas (serpentinitos, meta-harzburgitos e metawebsteritos) e seu conteúdo mineralógico atípico em arranjos texturais complexos, encontram-se em Pinheiro & Suita (2012), parte integrante deste trabalho (ANEXO I). Para efeito de comparação e melhor visualização, todas as amostras, indiferente da sua natureza, conteúdo mineral, relação textural e grau metamórfico, foram tratadas e representadas em diagramas classificatórios para rochas vulcânicas recentes (basaltóides). 84 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 4.2- APRESENTAÇÃO DOS DADOS 4.2.1- Rochas metamáficas Através das análises litogeoquímicas de elementos maiores, menores, traços e terras raras, foi possível tecer considerações acerca do caráter geoquímico dos litotipos metamáficos analisados e suas implicações genético-evolutivas. Em primeira análise, observou-se ampla variação no conteúdo de volatéis, refletido nos valores de perda ao fogo (“loss on ignition”, “LOI”), posicionados entre 0,38 a 6,00%, com a grande maioria das amostras do CP no intervalo de 0,44 e 1,19%, com exceção do metagabro (Pet-004) e do anfibolito (PET-041) em torno de 1,72% e 3,78%, respectivamente. Esses valores são consonantes com o conteúdo/transformação mineral observado para essas amostras, exibindo escassez de fases hidratadas (p.ex, sericita, calcita, clorita e epidoto), com ressalvas para a amostra Pet-004 (metagabro cataclasado) cujo conteúdo de epidoto é modalmente significante, o que justifica seu alto valor de LOI. As amostras da região de Andrelândia exibem os maiores valores de LOI, entre 1,37 a 6,00%, a exceção das amostras AND-004 (anfibolito) e 273-1 (retroeclogito), cujos valores posicionam-se entre 0,38% e 0,90% respectivamente. Esses valores refletem o conteúdo de fases hidratadas (p.ex, sericita e epidoto) constituintes desses litotipos, evidenciam atividade de processos metassomáticos/hidrotermais, que modificaram a química da rocha. Portanto, é exigida cautela na aplicação destes dados em diagramas discriminantes para determinar parentalidade, co-geneticidade e ambiência desses litotipos. A análise dos elementos maiores mostra que a maioria desses metamafitos são rochas básicas (45% MgO + CaO > 12% e utilizados sucessivamente para a determinação da assinatura do magma basáltico. Figura 4 .7 : Diagramas de Pearce & Cann (1973) que mos tram a dis pers ão das rochas metabás icas anal is adas nos campos de bas al tos de fundo oceânico até tole í tos de arco e bas al tos cálcio-alcal inos . A) Ti -Zr-Y, B) Ti -Zr, e, C) Ti -Zr-S r. 95 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... O diagrama Ti-Zr-Y (Fig. 4.7A), efetivo na discriminação de basaltos intraplacas (ilhas oceânicas e derrames continentais) de outros tipos de basaltos, posiciona os anfibolitos da NA, NL e CP em composições de basaltos oceânicos, toleítos de arcos e basaltos cálcio alcalinos. O granada anfibolito (retroeclogítico) posiciona-se em campos de basaltos intraplaca, com o anfibolito da NLD em campo de basaltos cálcio-alcalinos. No entanto, a incidência dos anfibolitos no campo B do diagrama, MORB, toleítos de arco e basaltos cálcioalcalinos, é insatisfatória, diante da variedade de ambiente associada a esse campo. Dessa forma, complementarmente, utilizaram-se os diagramas Ti-Zr e Ti-Zr-Sr (Figs 4.7B e C) para o refinamento desses dados. O diagrama Ti-Zr (Fig. 4.7B) posiciona os anfibolitos do CP em campos especificamente de basaltos do tipo MORB, com os anfibolitos da NA em campos de basaltos oceânicos, toleítos de arcos de ilha e basaltos cálcio-alcalinos (campo B). No entanto, a incidência nesse campo não satisfaz diante da miscelânea de ambiente associada a esse campo. Em decorrência, foi utilizado o diagrama Ti-Zr-Sr (Fig. 4.7C) para melhor discriminação. Este diagrama posiciona maciçamente os anfibolitos em campo específicos de basaltos oceânicos (MORB). Pearce & Gale (1977), a partir de diagramas baseados em razões Zr/Y e Ti/Y discriminaram efetivamente basaltos intraplacas de outras variedades basálticas, coletivamente denominadas de basaltos de margem de placa (Fig. 4.8D). Nesse diagrama o granada-anfibolito (retroeclogítico) da NL incidiu em campos de basaltos intraplaca, diferindo do posicionamento geral dos demais anfibolitos. Pearce & Norry (1979) e, posteriormente Pearce (1983), apresentaram um diagrama em base a razão Zr/Y versus o índice de fracionamento do Zr (Figs 4.8A e B) que provém uma efetiva discriminação entre basaltos de arcos de ilhas oceânicos, de assoalhos oceânicos (MORB) e intraplacas. Esse diagrama é efetivo na distinção entre basaltos de arcos oceânicos e arcos continentais, ou seja, aqueles que exibem exclusivamente contribuição de crosta oceânica e os desenvolvidos em ambientes de margem continental ativa, respectivamente. Pela utilização desses diagramas, os anfibolitos da NA, com alguns espécimes anfibolíticos da NL, incidem em campos associados a ambientes oceânicos, em campos de arcos vulcânicos e MORB (Fig. 4.8A), com a incidência de anfibolitos da NL e NLD no campo de basaltos do tipo MORB e intraplaca continentais. Os anfibolitos do CP incidem em campos específicos de basaltos do tipo MORB (Fig. 4.8A). 96 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 4 .8 : Diagramas dis criminante para bas al tos apl icados as rochas metabás icas des te trabalho. A e B) Zr/Y-Zr (Pearce & Norry 1979), C) Ti /Y-Nb/Y (Pearce 1982), e , D) Zr/Y-Ti /Y (Pearce & Gale 1977). Pearce (1982) a partir do diagrama Ti/Y-Nb/Y (Fig. 4.8C), separa de modo satisfatório composições de basaltos intraplaca, MORB e basaltos de arcos vulcânicos, fundamentado na alta razão Ti/Y e Nb/Y de basaltos intra placas em relação as demais composições, reflexo do manto enriquecido gerador desses magmas em contraste com as fontes de basaltos do tipo MORB e de arcos vulcânicos. Neste diagrama (Fig. 4.8C) observou-se uma concentração dos anfibolitos da NA, o da NLD e os anfibolitos da NL, em campos de basalto de arcos vulcânicos e MORB. Por outro lado, o granada anfibolito retroeclogítico posicionou-se em campos de basaltos continentais toleíticos. Uma ressalva quanto a utilização desses gráficos decorre da delimitação do campo dos toleítos continentais no diagrama Ti-Zr-Y (Pearce & Cann 1973) o qual foi confeccionado utilizando poucas amostras (Holm 1982, Duncan 1987). Efeitos da modilidade do Sr, durante o metamorfismo de fácies zeolita e prehnita-pumpeliíta, foram demostrados por Morrison (1978), o que sugere cautela na utilização do diagrama T-Zr-Sr para rochas metamorfisadas. 97 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Wood (1980) levantou a questão da desconsideração por parte de Pearce & Cann (1973) quanto aos efeitos de contaminação crustal na delimitação dos campos de seus diagramas, com reflexo principalmente na química de basaltos continentais, o que contribui como um fator de imprecisão na caracterização desses magmas. Butler & Woronow (1986) assinalaram a problemática existente no agrupamento executado pela recalculo em 100% dos componentes nos diagramas ternários, acarretando possíveis associações irreais, o que sugere o uso de componentes principais em diagramas binários. Prestvick (1982) apontou o acúmulo e o avanço no conhecimento sobre a composição e os vários tipos de basalto do tipo MORB (assoalho oceânico) desde a publicação dos diagramas de Pearce & Cann (1973) e sugeriu a utilização de diagramas complementares mais específicos e modernos, para a caracterização mais precisa das diversas tipologias de basaltos do tipo MORB. Diante do exposto acima, buscou-se contornar essas questões utilizando-se diagramas alternativos aos propostos por Pearce e seus colaboradores. Wood (1980), baseado na imobilidade do Th-Ta-Hf, elaborou diagramas discriminantes para as variedades N- e E-MORB e demais variedades basálticas, com a vantagem de serem aplicados a lavas de composições intermediárias a basálticas, com satisfatória distinção de basaltos de arcos vulcânicos (Figs 4.9A, B e C). Da mesma forma, Meschede (1986), provido do conhecimento dos últimos 20 anos sobre a química de basaltos oceânicos, elaborou um diagrama Zr-Ti-Nb baseado na imobilidade do Nb como determinante na química dos basaltos dos tipos N- e E-MORB, com este últmo designado de “pluma-influenciado” e, caracteristicamente, rico em elementos incompatíveis (Fig. 4.9D). Na utilização dos diagramas de Wood (1980, Figs 4.9A, B e C) observou-se que os anfibolitos da nappe Andrelândia, assim como o metagabro da nappe Liberdade, espacialmente associados, incidem em campos de basaltos do tipo N- a E-MORB/intra-palca, porém, segundo a discriminação dos diagramas da Figura 4.9, o caráter químico intraplaca ocorre descartado para estes litotipos pois o caráter N-MORB é fortalecido pelo diagrama Nb-Zr-Y (Meschede 1986, Fig. 4.9D). 98 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 4 .9 : Diagramas dis criminantes para bas al tos (Wood 1980 , Mes chede 1986) us ados para clas s i ficar as rochas metabás icas des te trabalho. A)Th-Hf-Ta, B)Th-Nb-Zr, e C) Hf-Th-Nb. D) Nb-Zr-Y. Os anfibolitos da Nappe Liberdade, nos diagramas de Wood (1980) (Figs 4.9A, B e C) incidiram em campos de E-MORB/intraplaca. Da mesma maneira que para os anfibolitos da Nappe Andrelandia, a possibilidade do caráter intraplaca foi eliminado diante da classificação mais satisfatória exibida pelos diagramas da Fig. 4.8. No diagrama de Meschede (1986, Fig. 4.9D) estes anfibolitos se posicionam em campos de basaltos N- e E-MORB e arcos vulcânicos, com os anfibolitos do CP em campos exclusivos de basaltos de cordilheiras oceânicas (MORB)e o da Nappe Lima Duarte em posições de basaltos de arcos vulcânicos (Wood 1980 e Meschede 1986, Fig. 4.9). O granada anfibolito retroeclogítico incide em composições de E-MORB/intraplaca, fortalecendo a assinatura intraplaca desse anfibolito já detectada nos diagramas das figuras 4.7 e 4.8. Diagramas discriminantes baseados estritamemte em elementos maiores e de transição foram confeccionados levando em conta a vantagem da precisão e acuracidade dos métodos analíticos para esses elementos, diante da sua mais fácil detecção em relação a elementos traços. 99 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Utilizando os elementos de transição Ti e V e baseado em suas semelhanças periódicas e comportamentos distintos em líquidos silicáticos, Shervais (1982) construiu um diagrama discriminante utilizado para a determinação de basaltos toleíticos de arcos vulcânicos, MORB e alcalinos (Figura 4.10A). Pela utilização desse diagrama observa-se um agrupamento dos anfibolitos da NA em campos de toleítos de arco e basaltos MORB/retroarco, juntamente com o anfibolito (metagabro) da NL. Os anfibolitos do CP, os da NL e o da NLD incidiram em campos de basaltos do tipo MORB/retroarco e de derrames continentais. Porém, de acordo com a efetiva discriminação desse tipo basáltico (Fig. 4.7, 4.8 e 4.9) essa última assinatura química foi desconsiderada para essas rochas. O retroeclogito, por outro lado, incidiu em campo de basalto de derrames continentais, corroborando essa afinidade diagnosticada nos diagramas das figuras 4.7, 4.8 e 4.9. t Pearce et al. (1977) elaboraram um diagrama baseado em FeO -MgO-Al2O3 a partir de 1.800 amostras de rochas basálticas de diversos ambientes tectônicos. Esse diagrama difere dos demais utilizados pela aplicabilidade de análises com SiO2 que variam entre 51-56% (p. ex, basaltos alcalinos e andesitos basálticos). Pearce (op. cit.) determinaram a possibilidade desses óxidos em discriminar os ambientes tectônicos a partir de seus conteúdos (Fig. 4.10B). Nesse diagrama, constatou-se o agrupamento dos anfibolitos da NA, NL e os do CP em porções limítrofes aos campos de basaltos de derrames continentais, ilhas oceânicas e fundo oceânico (MORB), com o anfibolito da NLD em campos de derrames continentais, e por efeito de comparação, os anfiboltos (metagabros) da NL, em campos de basaltos MORB (Fig. 4.10,B). Mullen (1983) utilizando dados de basaltos e andesitos basálticos discriminou composições de diversos basaltos a partir da utilização do conteúdo de MnO-TiO2-P2O5 em diagrama ternário (Fig. 4.10C). Mullen (op. cit.) fundamentou-se no critério de incorporação do Mn e Ti nas fases fracionadas dos basaltos, Mn em olivina, piroxênio e titano-magnetita e Ti em titano-magnetita e piroxênio, assim como a abundância de P2O5 relacionada tanto as fontes magmáticas quanto ao grau de fusão parcial atingida na geração desses basaltos. Determinou, a partir dos diferentes padrões exibidos pela cristalização fracionada, a diferença entre magmas de arcos vulcânicos e basaltos oceânicos, com a vantagem da insensibilidade a processos hidrotermais e metamórficos atuantes em fácies xisto verde, diante do comportamento relativamente imóvel, do Ti, Mn e P, com esses elementos previamente verificados pelo teste de Cann (1970), representados na figura 4.4, A, B e C, respectivamente, e que validam a utilização desses óxidos. 100 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 4 .10 : Diagramas dis criminantes para bas al tos us ados para comparação com rochas metabás icas des te trabalho. A) V-Ti (S hervais 1982), B) FeO-MgO-Al 2 O3 (Pearce et a l . 1977), C) TiO2 -MnO-P2 O5 (Mullen 1983), e , D) TiO2 -K2 O-P2 O5 (Pearce et a l . 1975). Pearce et al. (1975) ao utilizarem o diagrama TiO2-K2O-P2O5, obtiveram resultados satisfatórios na distinção entre basaltos oceânicos (MORB e ilhas oceânicas) e continentais, o que adicionou uma alternativa na distinção dessas duas variedades, em um diagrama ternário simplificado (Fig. 4.10D). Restrições quanto ao uso desse diagrama foram levantadas por Morrison (1978), que atribuiu que o diagrama não é utilizável para basaltos alcalinos, assim como destacou o problema da mobilidade do K2O em rochas alteradas e metamorfisadas. Morrison (op. cit.) aborda a questão do efeito da variação do teor de K2O por processos metassomáticos-hidrotermais, o que pode levar os dados a percorrerem a linha desse óxido em direção ao campo dos basaltos continentais. 101 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Diante do supracitado, esses diagramas foram utilizados para averiguação dos efeitos de alteração/metamorfismo na modificação de suas classificações químicas. Observou-se, no diagrama de Mullen (1983), a incidência dos anfibolitos da nappe Andrelândia, juntamente com o anfibolito (metagabro) da nappe Liberdade, em campos de toleítos de arcos, com os anfibolitos da nappe Liberdade em campos de basaltos toleíticos, MORB e cálcio-alcalinos. Os anfibolitos do CP, juntamente com o anfibolito da NLD e o granada anfibolito retroeclogítico da NL, posicionam-se em campos exclusivos de basaltos do tipo MORB. Quando aplicado o diagrama de Pearce et al. (1975) verificou que a maioria das amostras alocam-se em campos de basaltos oceânicos (MORB e ilhas oceânicas) entrando em consonância com a maioria dos diagramas vistos até o momento. Por análise conjunta dos elementos traços (em diagramas do tipo “aranha”), normalizados para valores de basaltos do tipo N-MORB, e ordenados segundo os critérios de Pearce (1983) e Sun & Mcdonough (1981) observam-se, para as rochas metabásicas do CP, padrões similares exibidos pelos diversos litotipos (Fig. 4.11, A e B). De modo geral, esse conjunto exibe um enriquecimento em elementos de raio atômico grande (LILE – large ion lithophile elements), como por exemplo, K, Rb, Cs, Sr e Ba, envelopados por padrões côncavos, com horizontalização relativa rumo aos elementos incompatíveis de carga atômica elevada (HFSE – high field strenght elements), como, por exemplo, Zr, Nb, Hf, Ta e Y. Essas variedades, conjuntamente, exibem anomalia negativa de Nb (Figs 4.11A e B), uma característica peculiar de magmas gerados a partir de zonas de subducção (Pearce, 1982), com anomalias negativas de Th, e menos evidente de Zr, exibidas pelo metagabro coronítico e alguns espécimes de anfibolitos. Em análise aos elementos terras raras (ETR) normalizados para o condrito (Nakamura, 1974) observou-se de modo geral, que os valores ocorrem em padrões decrescentes, a partir dos elementos terras raras leves (ETRL), a partir de um enriquecimento na ordem de 10 a 100 vezes os valores do condrito, subhorizontalizando-se rumo aos terras raras médios (ETRM) a pesados (ETRP, Fig. 4.11D). Uma inflexão a partir do Eu ocorre nos valores dos anfibolitos tornando-os com as maiores concentrações de ETRM e ETRP. Esse comportamento, provavelmente se deve a existência de granada nessas variedades, as quais incorporam, preferencialmente, os ETR com massas superiores ao do Eu, elevando dessa forma o conteúdo de ETR médios a pesados (Philpots & Ague 2009), justificando essa inflexão nos valores, em relação aos metagabros. 102 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p As rochas metagabróicas exibem as menores concentrações de ETR ś aos dos anfibolitos, o que é esperado para membros fracionados a partir de uma fonte magmática comum, com o metagabro 2+ coronítico exibindo uma ligeira anomalia positiva de Eu, decorrente da incorporação do Eu no plagioclásio (Philpotts & Ague 2009). 3+ 4+ Uma anomalia negativa de Ce conjunta pode decorrer da oxidação do Ce para Ce e estar relacionada a dois processos: intemperismo e/ou alteração por águas marinhas. O primeiro é típico de regiões tropicais, onde o Ce é oxidado pela interação com fluidos superficiais e é precipitado em fraturas, sob a forma de cerianita (Braun et al. 1990). Por outro lado, a oxidação em ambiente marinho está relacionada a interação de fluidos oceânicos com rochas vulcânicas, processo que é acompanhado por uma depleção conjunta dos ETRL em relação aos ETRP (Humphries 1984), o que, também, pode justificar e\ou potencializar a inflexão exibida pelos anfibolitos a partir do Eu. Figura 4 .11 : Variedades de rochas metabás icas do Complexo Petúnia (CP) normal izados para valores de N-MORB . A) S egundo Pearce (1983), e B) s egundo S un & Mcdonough (1989). C) Valores de Elementos Terras Raras normal izados s egundo Nak amura (1974). Detalhe dos padrões exibidos por bas al tos do tipo E-MORB , N-MORB e de i lhas oceânicas normal izados s egundo bas al tos do tipo N-MORB. 103 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... As variedades metabásicas da região de Andrelândia, normalizadas a valores de basaltos N- MORB (Pearce 1983 e Sun & Mcdonough 1989) exibiram padrões similares entre os anfibolitos, NA, NLD e NL, e o metagabro da NL, com comportamentos ligeiramente semelhantes aos exibidos pelas variedades anfibolíticas do CP. Apresentam padrões côncavos, em relação aos elementos móveis incompatíveis, com terminações horizontalizadas a levemente crescentes (Figs 4.12A e B), em relação aos elementos imóveis incompatíveis, HFSE, com a formação de anomalias negativas conjuntas de Nb e Zr, e adicionalmente os anfibolitos exibindo anomalias negativas de Ce (Figs 4.13C e D). O granada anfibolito retroeclogítico da NL exibe valores posicionados internamente ao envelope formado pelos demais anfibolitos e o metagabro. Essa variedade difere na ausência da anomalia negativa de Nb e mostra uma anomalia positiva de Ti. Isto está em consonância com os experimentos de Brenam et al. (1994), que caracterizam o rutilo como promissor reservatório de Nb, diante do baixo coeficiente de partição desse elemento (Kfluido\rocha < 0,01). Levando-se em conta que o rutilo é o principal mineral acessório de eclogitos, é presumível assumir que líquidos gerados a partir da subdução de placas reterão o Nb, o que implicará na geração de anomalias negativas nos magmas sucessores, acompanhados pela depleção relativa dos elementos HFSE (Figs 4.12C e D). O anfibolito da NLD apresenta um comportamento semelhante em relação aos demais, destoando com uma uma inflexão a partir do Th, passando a exibir os maiores valores dos elementos HFES, ante os menores conteúdos dos elementos LILE, Ba, K, Rb e Sr, com uma forte anomalia negativa de Rb, o que pode configurar um membro menos evoluído diante da alta partição de Ba e Sr na relação fluido/rocha. Os anfibolitos da nappe Andrelândia e o metagabro da nappe Liberdade apresentam padrões similares entre si (Figs 4.12A e B), mostrando padrões em “zig-zag”, envelopados por padrões côncavos, em relação aos LILE, e lineares crescentes (Fig. 4.12A e B) em relação aos HFSE, com as variedades anfibolíticas exibindo os maiores valores. Apresentam forte anomalia negativa de Nb e Ce em relação a normalização para N-MORB (Figs 4.12C e D) Diante dos padrões de ETR normalizados para valores do condrito (Nakamura, 1974) os metabasitos exibem comportamentos similares entre si (Figs 4.12E e F), com padrões sub- horizontalizados e com ligeiro enriquecimento em ETRL, em relação aos ETRP, sendo acompanhados de forte anomalia negativa de Ce, nas variedades anfibolíticas e metagabróica da NL, feição esta ausente no granada anfibolito retroeclogítico da NL e no anfibolito da NLD. O metagabro da NL e alguns anfibolitos exibem uma depleção de ETRL em relação aos ETRP (Fig. 4.12E), o que pode ser explicado da mesma forma que a depleção de ETRL dos anfibolitos do CP, tendo em vista o conteúdo de granada nessas variedades e o processo gerador da anômalia de Ce, que resulta em menor escala, em uma depleção geral dos ETRL. 104 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p O retroeclogito e o anfibolito da NLD exibem padrões linares decrescentes uniformes, com uma suave anomalia negativa de Eu (Fig. 4.12F), possível reflexo de membros diferenciados a partir de líquidos residuais precursores de rochas ricas em plagioclásio. Figura 4 .12 : Variedades de metabás icas da área de Andrelândia normal izados para valores de N-MORB . A e C) S egundo Pearce (1983), B e D) s egundo S un & Mcdonough (1989), com detalhe dos padrões exibidos por bas al tos do tipo E-MORB , N-MORB e de i lhas oceânicas , E e F) valores de ETR normal i zados para o condrito (Nak amura 1974). 105 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 4.2.2- Associação de Rochas Máfico-Ultramáficas Na abordagem e tratamento das rochas ultramáficas, foi executada uma maior ênfase nas variedades do CP, visto que os metaultramáfitos da região de Andrelândia foram já abordados por Pinheiro (2008). Desse modo, essas rochas serão apresentadas de forma sumarizada, constituindo o objeto complementar e, essencial, para a investigação da parentalidade e co-geneticidade das metabásicas desse domínio. 4.2.2.1- Complexo Petúnia Os litotipos ultramáficos do CP, dentre os estudados, exibem os maiores valores de LOI (perda ao fogo, loss on ignition), que variam de 4,63 a 15,64%, o que reflete intensos processos de cloritização e carbonatação, conforme visto no Capítulo 3, com exceção dos cromititos e do hornblendito que exibem valores em média em torno de 2,45% e 2,71% respectivamente. Dessa forma, a identificação de uma assinatura magmática fidedigna foi comprometida, o que exigiu procedimentos cuidadosos para determinar a parentalidade e co-geneticidade de suas variedades com as rochas metabásicas espacialmente associadas. O teor de SiO2, posicionado entre 36,40 a 52,80%, tem os mais altos valores pertencentes a variedades intensamente metassomatizadas, por exemplo, carbonatação e cloritização (Pet-027 e NR- 013). Os valores de MgO ficam entre 17,10 a 34,12%, com a amostra do meta-hornblendito com 17,10%. A amostra PET-027 (antofilita talco metaolivina ortopiroxenito) dentre os metapiroxenitos possui o menor valor, 28,91%, associado ao maior valor de SiO2, 52,80%. Isto sugere o incremento desse óxido em detrimento de MgO, como resultado das intensas transformações metamórfico/metassomática, o que justifica o seu cárater químico discrepante do esperado para rochas ultramáficas. O cromitito exibe uma média em torno de 2,00% desse óxido. Os valores de CaO e Al2O3 apresentam-se, respectivamente, na faixa de 0,14 a 5,65% e de 1,37 a 7,44%, com o maior valor de Al2O3 sendo apresentado pelo hornblendito, e com a amostra PET-027 com 6,04%. O Cr2O3 situa-se na faixa de 0,30 a 0,72%, com exceção dos cromititos que exibem uma média em torno de 42,60% desse óxido. Sódio, potássio e fósforo exibem concentrações inexpressivas, perto do limite de detecção analítico, com valores detectados apenas para o hornblendito de 0,83%, 0,09% e 0,49%, respectivamente. Diante do reequilíbrio químio-textural em condições de fácies xisto-verde a anfibolito, e de processos de perda ou ganho de massa, como indicam os processos de talcificação, cloritização e carbonatação, a geração de Ca-anfibólios, a partir de clinopiroxênio, ou o sobrecrescimento em cristais de espinélio, reflete na variação dos valores de K, Na, Si, Ca e Mg, (Condie 1982). A gênese de 106 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p minerais hidratados ao longo do metamorfismo/metasomatismo pode estar associada também a processos de incorporação de elementos ocorrida a partir da interação com rochas encaixantes ou associada a um enriquecimento originado pela percolação de fluidos saturados durante os processos metamórficos que envolveram fase fluida. Desta forma, com a intenção de qualificar-se o efeito dos processos pós-magmáticos impostos a essas rochas, aplicou-se o método de Cann (1970), conforme os critérios apontados no item 4.2.1. Diante dos valores abaixo do limite de detecção para os elementos Nb e Th, o Zr foi selecionado como elemento imóvel índice. O padrão gerado na comparação dos valores de Zr versus TiO2 (Fig. 4.13A) mostrou-se retilíneo, com uma ligeira dispersão nos valores das metaultramáficas. No entanto, isto não invalida o comportamento imóvel do par. Comportamento similar foi observado quando se confrontaram os valores de Zr versus Fe2O3 + MgO (Fig. 4.13B), o que produziu uma feição retilínea de distribuição, com alguns valores dispersos nos anfibolitos e metaultramafitos, o que indica uma ligeira mobilidade desses elementos dentro de um comportamento dominantemente imóvel. Por outro lado, os valores de Co versus Zr (Fig. 4.13C), um elemento compatível e que, gradualmente, tem sua concentração diminuída do liquido devido ao fracionamento, exibe um padrão horizontalizado. Este comportamento é inusitado diante deste elemento se comportar de modo inverso ao da sílica, ser fortemente incorporado em olivina e óxidos de Fe-Ti, com ligeira compatibilidade nos piroxênio e anfibólio e fortemente incompatível com o plagioclásio (Pearce & Parkinson, 1993). Comportamentos dissimilares foram observados pelos padrões exibidos através da comparação dos valores de La versus Zr, Ga versus Zr, Sm versus Zr, Ce versus Zr e Y versus Zr (Fig. 4.13D-H), os quais exibiram ampla dispersão apenas nas variedades metaultramáficas, reflexo dos intensos processos metamórficos-metassomáticos submetidos por essas rochas. 107 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 4 .13 : Método de Cann (1970) apl icado as variedades metamáficas e metaultramáficas do t CP, com Zr como comparador. A) TiO 2 , B) MgO + FeO , C) Co, D) La, E) Ga,F) S m, G) Ce, e, H) Y. Nas variedades metamáficas, metagabros e anfibolitos, feições lineares de distribuição mostram-se progressivamente delineadas, a partir dos elementos terras raras (ETR), partindo do La e Ce (ETR leves), passando pelo Sm (ETR médio), até o Y, com comportamento similar aos dos elementos ETR pesados (Figs 4.13D-H). Em vista do exibido pela aplicação do método de Cann (1970), foi possivel determinar elementos que exibiram comportamentos imóveis em face aos intensos 108 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p processos metamórfico/deformacionais, preservando sua relação e, possivelmente, sua identidade genética. Diante disso, diagramas do tipo MPR (molecular porportion ratio) foram utilizados como alternativa na determinação do grau de modificação química imposta as rochas por processos metamórfico/intempéricos (Pearce 1968 e 1987). Esses diagramas baseiam-se no comportamento gráfico, binário, de proporções moleculares de óxidos normalizados por um elemento cujo teor permaneceu constante ao longo do processo de cristalização da rocha (óxido incompatível). Ou seja, este elemento não foi envolvido no processo de fracionamento por nenhuma fase participante no processo de diferenciação magmática. É possivel determinar tendências verdadeiras, no reflexo das razões absolutas, que representam processos magmáticos perceptíveis a partir de linhas de tendência retilíneas, com modificações posteriores, assinaladas por espalhamento dos dados, em leque, a partir do ponto de origem. Foram confeccionados diagramas para buscar uma correlação entre óxidos de elementos relativamente imóveis com os de elementos móveis. Uma ressalva emana do fato de que os dois melhores óxidos para esse tipo de análise, especificamente para rochas máfico-ultramáricas, seriam K2O e Na2O. No entanto, os baixos valores, muitos dos quais inferiores aos limites de detecção analítico inviabilizaram o uso desses óxidos forçando o teste com vários elementos a fim de se observar as variações e se estabelecerem possiveis tendências e assinaturas magmáticas. Das informações obtidas a partir do teste de Cann (1970, Fig. 4.14) inicialmente foram t utilizados como óxidos imóveis o TiO2 e a somatória de FeO + MgO, diante da sua soma permanecer constante ao longo dos processos de diferenciação em virtude dos coeficientes de partição do Mg e Fe estarem relacionados a cristalização de olivina e ortopiroxênio, respectivamente. 109 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 4 .14 : Diagramas do tipo MPR apl icados às variedades metamáficas e metaultramáficas t t t do CP. A) S iO2 /TiO2 x(MgO+FeO )/TiO2 , B) MgO/CaOx(MgO+FeO )/CaO, C) FeO /TiO2xMgO- t t MgO/TiO2 , D) MgO/MnOx(MgO+FeO )/MnO, E) S iO2 /Al 2 O3 x(MgO+FeO )/Al 2 O3 , e F) t CaO/Al 2 O3 -(MgO+FeO )/Al 2 O3 . No diagrama de (MgO+FeOt) versus SiO2 (Fig. 4.14A), normalizado para TiO2, observou-se uma tendência linear bem definida diante da baixa imobilidade do TiO2 e do comportamento semelhante exibido pela soma (MgO+FeOt). Isto corrobora o observado pelo método de Cann (1970) para esses óxidos. Uma ligeira dispersão ocorreu nos valores das rochas metaultramáficas o que resulta na variação dos valores de SiO2 dessas rochas. Uma suave inflexão, rumo a origem cartesiana, ocorreu no alinhamento das metamáficas, o que pode indicar uma diminuição nos valores da razão de 110 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p SiO2/TiO2 em virtude do incremento residual de TiO2, demonstrado pela abundância de titanita modal existente nessa classe de rocha. Permutando-se o SiO2 pelo MgO, como óxido normalizado, e inserindo-se o CaO como óxido normalizador (Fig. 4.14B), observou-se um espalhamento dos dados nas análises dos anfibolitos e uma deflecção quanto aos valores da razão MgO/CaO para as rochas metaultramáficas, causada predominantemente por um aporte de CaO, comprovado pela intensa carbonatação imposta a essa variedade como descrito no Capítulo 3. t Um padrão linear bem delineado é exibido no diagrama MgO versus FeO com TiO2 como t normalizador (Fig. 4.14C), corroborando o comportamento exibido para o somatório MgO + FeO . No t diagrama (MgO + FeO ) versus MgO com MnO como normalizador (Fig. 4.14D), foi observado uma tendência linear de alto ângulo infletida, a partir das metamáficas, verticalmente, rumo ao eixo das abcissas, refletindo uma descompensação molecular em termos de incremento na concentração do MnO, provavelmente de caráter residual, uma vez que sua mobilidade foi testada para as rochas metamáficas (Fig. 4.3B). t Em diagramas binários (MgO+ FeO ) versus SiO2 com Al2O3 como normalizador (Fig. 4.13E) verificou-se uma tendência linear em alto ângulo, com leve inflexão, a partir dos metaultramafitos, em resposta ao incremento de SiO2 e consequente aumento na razão SiO2/Al2O3, reflexo de incremento no Al a partir de processos provavelmente residuais. No diagrama (MgO + FeOt) versus Al2O3 com CaO como normalizador (Fig. 4.14F) fica evidente o comportamente móvel do CaO nos metaultramafitos, representado pela expressiva dispersão de seus valores, reflexo dos intensos processos metamórficos-metassomáticos (Capítulo 4). Por outro lado, as metamáficas agrupam-se em arranjo linear, o que pode indicar que essa mobilidade não foi suficiente para obliter as suas composições na magnitude das exibidas pelas rochas metaultramáficas. A partir das interpretações obtidas pelo uso de diagramas de Cann (1970) e dos diagramas MPR, utilizou-se a razão MgO/MgO+ FeOt (MgO#), classicamente utilizada em diagramas binários, como índice de diferenciação, para averiguação da possível co-geneticidade e parentalidade entre rochas metamáficas e metaultramáficas em sistemas cumuláticos. (Cox et al. 1978). Foram observadas, nesses diagramas, variações químicas coerentes entre as variedades e compatíveis com processos de diferenciação contínua, com relações lineares inversas exibidas por t Al2O3, CaO, Na2O, TiO2, FeO e SiO2 (Fig.4.15). 111 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... No diagrama de Al2O3(Fig. 4.15), observou-se um padrão geral decrescente, a partir dos valores dos metamafitos rumo ao dos metaultramafitos, reflexo do enriquecimento residual a partir de processos de diferenciação, como verificado no diagrama MPR (4.15E). Os valores de CaO (Fig. 4.16,B) exibem agrupamentos distintos entre as variedades metamáficas e as metaultramáficas, porém com coeficiente linear constante, exibindo uma relação inversa na incorporação de CaO e Al2O3 frente a processos de diferenciação, com os valores de CaO dispersos diante da intensa mobilização desse elemento nos processos metamórficos-metassomáticos, atestado pelo diagrama MPR (Fig. 4.15,B) e por evidências petrográficas de carbonatação tardia, exibida por essas variedades (Capítulo 3). O diagrama de Na2O exibe um padrão linear decrescente com o Al2O3 (Fig. 4.16C), resultando em padrões de incorporações inversos diante de processos de diferenciação, com o deslocamento horizontal, entre os anfibolitos e os metagabros reflexo da modificação química, evidenciada pelos plagioclásios, decorrente de processos metamórficos-deformacionais, que exibem composições bytoníticas nos metagabros com texturas ígneas preservadas, a composições progressivamente mais sódicas, de labradorita a albita, a medida que as impressões metamórficas-deformacionais tornam-se mais expressivas (Capítulo 5). t No diagrama de FeO observa-se um arranjo linear inverso com o exibido pelo Mg#, reflexo da forte partição do magnésio nos membros iniciais da cristalização e do ferro nas porções mais evoluídas, com um espalhamento dos valores das rochas metaultramáficas decorrente de processos de oxidação do Fe. O padrão exibido entre Mg# versus TiO2 apresenta uma tendência linear bem delineada (Fig. 4.15,E), em padrões inversos diante da incorporação em processos de cristalização, com a variação vertical de TiO2 exibida pelos anfibolitos associada a concentrações residuais de titânio, evidenciado pelo expressivo conteúdo modal de titanita nessas variedades (Capítulo 3). Na comparação entre SiO2 versus MgO# (Fig. 4.15D), o padrão inverso esperado entre esses óxidos fica totalmente obliterado diante da intensa transformação dos valores de SiO2 provocada por processos secundários, evidenciados pelos altos valores exibidos por essas rochas. 112 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 4 .15 : Diagramas binários para rochas do CP que uti l izam o Mg# como índice de t diferenciação versus: A) Al 2 O3 , B) CaO, C) Na2 O, D) FeO , E) TiO2 , e , F) S iO2 . Diagramas com campos discriminantes foram utilizados com o objetivo de uma melhor visualização quanto ao caráter químico dessas rochas. No diagrama de Jensen & Pyke (1982, Fig. 4.16A), utilizado para a classificação de rochas vulcânicas e com a distinta vantagem de aplicabilidade a rochas submetidas a baixo grau metamórfico, observou-se um agrupamento dos anfibolitos em 113 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... campos de basaltos toleíticos de alto Fe, enquanto, o diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971, Fig. 4.16C), indicado para a distinção entre séries cálcio-alcalinas e toleíticas, com campos discriminantes de Coleman (1977), definiu um delineamento satisfatório para a série toleítica, com os metaultramafitos posicionados em campos de peridotitos ofiolíticos metamorfisados e nos campos de ortopiroxenitos e harzburgitos da zona inferior de Bushveld. Consoantes com essas representações, t foram os posicionamentos gerados a partir do diagrama ternário FeO -álcalis (Na2O + K2O)-MgO, com o posicionamento das metaultramáficas em campos de ultramafitos ofiolíticos e da zona inferior do complexo acamadado de Bushveld. Figura 4 .16 : Diagramas que dis criminam campos de rochas vulcânicas comparadas as rochas máfico-ultramáficas des te trabalho. A) Jens en (1976), B) Vi l joen & Vi l joen (1969), C) AFM com campos de Coleman (1977), D) AFM com campos de Coleman (1977). 114 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Por análises da distribuição dos elementos menores e traços, ordenados de acordo com uma compatibilidade crescente em fracionados mantélicos, e normalizados segundo os valores do “Manto Primitivo” (MP) de Sun & McDonough (1989), observou-se um padrão de distribuição dos metaultramafitos, anfibolitos e metagabros similar entre si (Figs 4.17A-C), que exibem um envelope, de arranjo interno em “zig-zag”, de 0,20 a 100 vezes os valores do MP, com um sútil decréscimo dos valores rumo aos elementos mais compatíveis. O meta-hornblendito expressa esse padrão de modo acentuado, indicando processos de interação com fluidos externos, os quais modificaram profundamente seu conteúdo químico. Os metaolivina ortopiroxenitos, juntamente com os cromititos e o hornblendito exibem uma forte anomalia negativa de Sr, passando a exibir-se positiva a partir de alguns espécimes de anfibolitos, a pronunciadamente positiva no metaolivina gabro. Esse comportamento do Sr entra em consonância com o esperado para uma série formada a partir de processos de fracionamento, diante do Sr exibir um comportamento incompatível até a cristalização do plagioclásio. Quando comparados os teores dos elementos terras raras (ETR) normalizados para valores do condrito (Nakamura, 1974) observa-se um comportamento semelhante exibido pelos diversos litotipos, com padrões ligeiramente convexos, na série dos ETR leves (ETRL) a subhorizontalizados, ao fim dos ETR pesados (ETRP), com pronunciada anômalia negativa de Ce, a exceção do cromitito que exibe essa anomalia positiva associada a uma anômalia negativa de Eu (Figs 4.17D-F). As variedades metaultramáficas exibem os menores valores desses elementos, compreendidos entre 0,08 e 100 vezes, no início da série dos ETRL. O La exibe valores próximos a 100 vezes os do condrito e não ultrapassa valores maiores que 30 vezes nos membros finais dos ETRP. Os metagabros exibem valores entre 10 e 80 vezes os do condrito, em relação aos ETRL, e 7 a 20 vezes na parte final da série dos ETRP. 115 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 4 .17 : A) Comportamento de ele mentos traços das rochas metas ultramáficas e cromiti tos , do Complexo Petúnia, normal izados para valores do “Ma nto Primitivo” (S un & McDonough 1989), B) comportamento de elementos traços das rochas (metas ) máficas e hornblendito, des te trabalho normal izados para valores do “Ma nto Primitivo” (S un & McDonough 1989), C) valores do campo anterior em agrupamentos por campos s egundo as di ferentes variedades , D) Abundância dos ETR normal izados para valores do condrito (Nak amura, 1974 das rochas metaultramáficas e cromiti to, E) Abundância dos ETR normal izados para valores do condrito (Nak amura 1974) das rochas metamáficas e o meta- hornblendito, e , F) valores do campo anterior em agrupamentos por campos s egundo as di ferentes variedades . 116 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Com padrão similar ao exibido pelos metaultramafitos e metagabros, os anfibolitos diferem apenas nos valores absolutos, mantém o mesmo comportamento, e estão compreendidos, nos ETRL, em uma faixa de 20 a 180 vezes os do condrito e culminam em intervalo de 20 a 70 vezes nos ETRP. Essas variedades exibem uma inflexão a partir do Eu, com um incremento na concentração de ETRM e ETRP, devido tanto ao seu conteúdo de granada, quanto ao acompanhamento de uma depleção geral nos ETRL associada à anomalia negativa de Ce, provavelmente em ambiente oceânico, conforme discutido para os anfibolitos do CP. O meta-hornblendito exibe as maiores concentrações dos ETR, atingindo desde 800 vezes o conteúdo de La do condrito, até 40 vezes o do Lu. Esses altos valores exibidos por uma variedade praticamente monominerálica, Mg-hornblenda, indica uma forte interação com fluidos externos, diante que os três primeiros ETRL (La, Ce e Nd) são os mais incompatíveis para esse mineral dentro da série dos ETR. Os elementos do Pm ao Lu são incorporados sem grandes distinções nesse mineral, com seus coeficientes de partição muito próximos (KD ~1,5). Diante disso seria esperado nesse caso um padrão convexo a partir dos ETRL culminando em tendência horizontalizada nos ETRM e ETRP. 4.2.2.2- Região de Andrelândia Aqui, salienta-se o caráter de continuidade do trabalho de Pinheiro (2008), que trabalhou nas rochas metaultramáficas da região de Andrelândia. Assim, neste ítem, será focada apenas a associação entre as metaultramáficas e as metamáficas da região, permanecendo-se com as informações litogeoquímicas anteriores. Dessa forma, considerando-se o caráter toleítico definido para as rochas metaultramáficas da região (Almeida, 1998, Pinheiro 2008), verificou-se, a partir da utilização do diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971, Fig. 4.18), o posicionamento das rochas metamáficas em congruência com as rochas metaultramáficas, o que pode delinear uma tendência toleítica para essas variedades. Com a mesma intenção proposta para as rochas do CP foram confeccionados diagramas binários com diversos elementos, dentre eles maiores e menores, confrontados com o Mg# (MgO/MgO + t FeO ). No diagrama de Mg# versus SiO2 (Fig. 4.19A) observou-se um padrão disperso dos metabasitos, decorrentes da mobilidade de SiO2, reflexo dos intensos processos metamórficos- metassomáticos impostos a essas variedades (Capítulo 3), com a formação de duas tendências lineares, a partir dos metaultramáfitos, feições amplamente discutidas por Almeida (1998 e 2012) e Pinheiro (2008). 117 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 4 .18 : Diagrama AFM com as rochas metamáfico-ultramáficas da reg ião de Andrelândia (incluindo dados de Pinheiro 2008). No diagrama com Al2O3 há uma tendência bem delineada, a partir das rochas metaultramáficas, com extensão ao agrupamento do metagabro e do anfibolito da NL (Fig.4.19B). Os anfibolitos da NA, de modo geral, tem comportamento distinto, deslocado à esquerda, e exibem valores menores de Mg# em relação aos anfibolitos da NL, provavelmente devido a concentrações primárias desse elemento. No diagrama Mg# versus MgO, considerando-se que padrões lineares são esperados a partir de rochas diferenciadas a partir de uma fonte comum, tendências distintas foram delineadas entre agrupamentos de metamafitos e metaultramafitos (Fig. 4.19C), sugerindo uma possível não parentalidade entre essas variedades, com o metagabro da NL, os anfibolitos da NL, os anfibolitos da NA e o anfibolito da NLD ordenados segundo uma ordem decrescente na razão MgO/Mg# . Da mesma forma, o diagrama de CaO x Mg# consitui tendências distintas entre os metamafitos e os metaultramafitos (4.19D), com um agrupamento linear, de coeficiente angular em torno de 5, entre os metamafitos da região de Andrelândia, com os metaultramafitos dispostos em arranjo verical, com um decréscimo de CaO a partir dos metawebsteritos rumo as variedades antofilíticas e serpentinitos. No diagrama de álcalis versus Mg# os metamafitos apresentam-se dispersos, reflexo da intensa mobilidade desses elementos, em campos díspares a extensão do delineamento gerado pelos metaultramafitos, e, do mesmo modo que o diagrama do CaO, distingue, de grosso modo, as variedades anfibolíticas da NA dos da NL (Fig. 4.19E). 118 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 4 .19 : Diagramas binários para as rochas metamáfico-ultramáficas da reg ião de Andrelândia que uti l izam o Mg# como indice de di ferenciação confrontados com: A) S iO 2 , B) t Al 2 O3 , C) MgO, D) CaO, E) Na2 O+ K2 O, F) TiO2 , G) P2 O5 , e , H) FeO . O diagrama de TiO2 x Mg# e P2O5 x Mg# distingue os anfibolitos da NA, os da NL e os metaultamafitos em agrupamentos lineares distintos (Figs 4.19F e G), com os valores de P2O5 em t relação inversa entre os metamafitos e os metaultramafitos. O diagrama de FeO versus Mg# evidencia uma nítida distinção entre os agrupamentos delineados entre os metamafitos e os metaultramafitos (Fig. 4.19H). Na análise aos ETR (Fig. 4.20) observou-se comportamentos similares entre os dos metabasitos e os metaultramafitos, linear decrescente, subhorizontalizado, com ligeiro enriquecimento em ETR, associado a forte anomalia negativa de Ce e horizontalização dos ETRP (Fig. 4.20), com os anfibolitos exibindo padrões similares aos dos ortopiroxenitos e variedades de metaultramfitos da NL com padões 119 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... distintos aos das variedades metaultramáficas da base da Klippe Carvalhos (Figs 4.20 e 4.12, Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2012). Figura 4 .20 : Padrões de ETR dos vários l i totipos da reg ião de Andrelândia normal izados para valores do condrito (Bynton 1984): A) variedades metamáficas e metaultramáficas , B) retroeclog i to e anfibol i tos da NL e anfibol i to da NLD, C) metagabro da NL, e, D) anfibol i tos da NA. 120 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p CAPITULO 5 QUÍMICA MINERAL 5.1- INTRODUÇÃO As análises químicas minerais foram executadas, por microssonda eletrônica (MSE), em 24 amostras de 18 corpos máficos e ultramáficos selecionados como os mais representativos, de ambos os domínios estudados, sendo utilizadas 543 analises neste trabalho, em virtude de sua qualidade, precisão e acurácia, refletida no valor de fechamento e teste com duplicatas. A tabela 5.1 sumariza as fases analisadas, assim como a amostra e a variedade correspondente. A localização das amostras encontra-se no Capítulo 2 e os métodos utilizado no recálculo e na determinação dos membros finais e as tabelas analíticas no ANEXO II. Tabela 5 .1 : Corres pondência entre as fas es anal is adas , a quantidade de anál is es efetuadas e os res pectivos corpos . Abreviações minerais por Kretz (1983). Amostra Variedade pl grd cpx spl bt am tit ep ol ch opx po cpy pdt il mg Pet-018A 6 6 8 1 Anfibolito Pet-019 7 8 10 3 Pet-004B 2 10 14 1 5 Metagabro Pet-006C 20 6 2 Pet-024 4 15 3 NR-02A 3 17 NR-02B-1 7 4 Pet-015 5 2 5 NR-013B 3 6 5 Pet-040 5 4 4 9 3 19 NR-013A 4 6 27 Pet-035-1 hornblendito 5 Pet-008 e 009 Cromitito 16 And-006 2 4 2 271-B 5 14 1 3 And-004 7 8 3 288 7 5 4 7 And-007 7 10 2 5 Ibit-01 3 7 5 1 149-2, 149-4- Meta- 1, 149-2A e 14 13 45 13 31 16 6 3 rodingito 149-O-R Soma 80 39 61 26 4 141 12 25 27 16 68 9 3 22 7 3 121 Domínio Andrelândia Complexo Petúnia Meta- UM Metamáficas Metaultramáficas máficas Metaolivina Anfibolito ortopiroxênito Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 5.2- COMPLEXO PETÚNIA 5.2.1- Rochas metaultramáficas Para análise química das rochas metaultramáficas, foram selecionadas 10 (dez) amostras (Tab. 5.1, Cap. 2), sendo 7 (sete) de variedades metaortopiroxeníticas, com olivina e Cr- espinélio, assim como as fases secundárias, nas mais variadas proporções (Cap. 3). Foram, ainda, analisadas duas amostras de cromitito (Pet-008 e Pet-009, Cap. 2) e uma de hornblendito (Pet-035). 5.2.1.1- Ortopiroxênio e olivina Análises químicas de ortopiroxênio e olivina foram executadas exclusivamente em variedades de metaolivina-ortopiroxenito, que posicionam, de modo geral, a olivina no campo da forsterita-crisolita (Fig. 5.1) e o ortopiroxênio no campo da enstatita-bronzita (Fig. 5.2A). Figura 5 .1 : A) Diagrama de clas s i ficação da ol ivina dos metaultramafi tos do CP (Derr et a l . 1966), B) detalhe da área de incidência do diagrama anterior com o del ineamento das anál is es agrupadas por amos tra, C)diagrama binário entre Mg# -MnO das ol ivinas dos metaultramafi tos do CP, e, D) Diagrama (MgO+FeO+Fe2O3 -Al2O3), com campos dis criminantes entre ortopiroxênio ígneo e metamórfico (s egundo Battacharyya 1971) com os valores do ortopiroxenio dos metaultramafi tos do CP. 122 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p A olivina apresenta baixos teores de CaO (~0,01%) e MnO entre 0,07 a 0,44%, com os valores da razão Mg#/MnO crescentes das amostras Pet-040 e pet-024→NR-013→NR-02 (Fig. 5.1C). O ortopiroxênio exibe baixos conteúdos de CaO (0,05-011%) e Al2O3 (0,04-0,14%, Anexo II), incidindo em campos de ortopiroxênio ígneos intrusivos segundo critérios de Rietmeijer (1983) e Battacharyya (1971, Fig. 5.1D) . Uma nítida variação no conteúdo de enstatita e forsterita, em arranjo linear e contínuo, delineou-se a partir dos diferentes espécimes analisados. Há um incremento no conteúdo de enstatita no ortopiroxênio intimamente acompanhadado por aumento no teor de forsterita na olivina, nas amostras Pet040 (En87,75-88,43 e Fo0,84-0,85), Pet-24 (En87,75-88,85 e Fo0,85), NR-013B (En88,40-90,60 e Fo0,88-0,89), Pet-015 (En92-93) e NR-02A (En92,45-93,70 e Fo0,90-0,91). A amostra Pet-015 não tem análise de olivina pois não a possui. Os teores de CaO e Al2O3, de modo geral, apresentam uma relação direta com o conteúdo de forsterita e enstatita (Fig. 5.2), o que caracteriza, dessa forma, um bandamento químico nessas variedades ortopiroxeníticas. Figura 5 .2 : A) Diagrama de clas s i ficação do ortopiroxênio das variedades metaortopiroxeníticas do CP, (Derr et a l . 1966), diagramas binários com valores de: B) Al 2 O3 -En, MgO-En, e, CaO-En de di ferentes corpos . Foram realizadas análises pontuais e perfis em regiões de borda e núcleo de grãos de ortopiroxênio e olivina, para averiguar variações composicionais intragranulares. A olivina exibe um sútil empobrecimento de MgO, acompanhado por um incremento de ferro a partir de seus núcleos. A execução de perfis nesse mineral ficou comprometida diante do caráter reliquiar 123 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... e sua anatomia disforme. Em perfil realizado em grão de ortopiroxênio observou-se um incremento de Al2O3 e CaO em direção as suas bordas (Figs 5.3A-B), consonante com padrões exibidos em análises nucleares e marginais de grão pegmatóide (Figs 5.3C-E). Figura 5 .3 : A e B) Perfi l químico executado em grão de ortopiroxênio. C) Anál is es de reg iões de borda e núcleo em grão pegmatóide de ortopiroxênio (Pet -015), com valores de: D) CaO-En, e, E) Al 2 O3 -En. 5.2.1.2- Cr-espinélios e cromita Variedades de Cr-espinélio tanto constituem fases acessórias, em variedades de metaolivina ortopiroxenito, quanto principais, em cromitito maciço. O Cr-espinélio associado às variedades ortopiroxeníticas (Capítulo 3) exibe um conteúdo de Cr2O3 que varia de 4,65 a 12,15%, agrupado segundo suas variedades em um arranjo linear contínuo, exibe uma elevação no conteúdo de Cr2O3 e TiO2, inverso ao comportamento exibido pelos componentes enstatíticos e forsteríticos, do ortopiroxênio e da olivina associados nas mesmas variedades. São acompanhados, desse modo, por uma diminuição nos valores de Fe2O3, MgO e Al2O3 (Fig. 5.4). 2+ Agrupam-se, segundo valores médios de Cr# [Cr/(Cr+Al)] e Mg# [Mg/(Mg+Fe ), nas amostras Pet-015(Cr#0,89 e Mg# 0,16) , NR-013B(Cr#0,96 e Mg# 0,08) e Pet-040(Cr#0,96 e Mg# 0,03) (Figs. 6.4A e B), e estão 124 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p associados a valores de enstatita e forsterita nas amostras Pet-015 (En92-93), NR-013B (En88,40- 90,60 e Fo0,88-0,89) e Pet040 (En87,75-88,43 e Fo0,84-0,85). Figura 5 .4 : Diagramas binários de valores do Cr -es pinél io de: A) Cr# - Mg# , B) 3 + Cr/(Cr+Fe )-Mg# , C) Cr2 O3 -Al 2 O3 , D) Fe2 O3 -Cr2 O3 , E) MgO-Cr2 O3 , e , F) TiO2 -Cr2 O3 . Análises de núcleo (N) e bordas (B) em cromo-espinélio das amostras NR-013B (En88,40-90,60 e Fo0,88-0,89, em grãos que constituem aleitamento primário) e Pet-015 (En92-93, inclusos em grão pegmatóide de ortopiroxênio), têm uma diminuição nos valores de Al2O3 e Cr2O3 associada a incremento de MgO (Fig. 5.5), rumo as bordas. Isto é congruente com o observado no comportamento geral de aumento desses componentes no conteúdo de enstatita e forsterita, do ortopiroxênio e da olivina associada, respectivamente (Figs 5.4 e 5.5). 125 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 5 .5 : A) Diagramas com valores de núcleos e bordas de grãos de Cr -es pinél io que cons ti tuem alei tamento primário (NR-013B) e que es tão inclus os em ortopiroxênio pegmatóide (Pet-015), de A) Al 2 O3 -Cr2 O3 , e , B) Fe 2 O3 -MgO. A cromita exibe uma média de 48,00% de Cr2O3, 14% de Al2O3, 6% de MgO, 27% de FeO e 5% de Fe2O3, com valores em torno de 68,65 e 23,50 para o Cr# e Mg#, respectivamente. Em diagramas binários de Cr# versus Mg# com campos discriminantes, há um agrupamento no campo de complexos estratiformes (Irvine 1965 e 1967, Irvine & Findlay 1972), da mesma 3+ forma que o exibido pelo diagrama ternário de Cr-Al-Fe , com campos de Jan & Windley (1990, Figs. 5.6A e C). No diagrama de TiO2 versus Cr2O3, com campos de Suita & Strieder (1996), os dados de análise da cromita posicionaram-se em porções limítrofes de composições de cromititos de complexos estratiformes e ofiolíticos (Fig. 5.6B). Figura 5 .6 : A) Diagrama de Cr# -Mg# com campos dis criminantes de Irvine & Findlay (1972), B) diagrama de TiO2 -Cr2 O com campos de S uita & S trieder (1992), e , C) Al -Cr- 3 + Fe com campos de Jan & Windley (1990 ). 126 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Perfis químicos realizados ao longo de grãos ortocumuláticos exibem padrões gerais com enriquecimento, a partir do núcleo às bordas, de Al2O3 e V2O3 associados a uma diminuição nos valores de FeO, MgO e Cr2O3 (Fig. 5.7) Figura 5 .7 : A) Perfis químicos real izados ao longo de grãos ortocumuláticos . Perfi l de: B) V2 O3 , C) MnO, D) Al 2 O3 , E) MgO, F) Cr2 O3 , e , G) FeO. 5.2.1.3- Anfibólios O anfibólio nas variedades metaultramáficas do CP apresenta composições distintas, incluídas, segundo Leake (1978), no grupo cálcico, e no grupo dos anfibólios de Fe-Mn-Mg, segundo o critério A(Na+K) < 0,5 e TiO2 < 0,5 (Fig. 5.8). No grupo cálcico, ocorre tremolita nematoblástica fina, xeno- a subidioblástica, sobrecrescida sobre ortopiroxênio pegmatóide (Pet-040) que constitui horizontes e níveis de tremolita xistos, com clorita em variedades metaortopiroxeníticas intensamente transformadas (NR-002b-1). Essas últimas são ligeiramente menos magnesianas e mais ferrosas e exibem em média 22,85% de MgO e 1,80% de FeO, ante 24,15% e 1,45% desses óxidos nas espécimes nucleadas sobre ortopiroxênio. A esse grupo, pertence também o anfibólio monoclínico do hornblendito, com uma composição que varia entre hornblenda magnesiana e actinolítica, sem distinção química nas regiões de núcleos e bordas, e exibe, em média, 6,2% de Al2O3, 17,60% de MgO e 12,55% de CaO, com conteúdos iv vi em torno de 0,35 e 065 de Al e Al apfu. Antofilita e magnésio-antofilita constituem as variedades dos anfibólios ortorrômbicos de Mg-Fe-Mn, que ocorrem em grãos fibro-aciculares, finos a grossos, sub- a idioblásticos, e 127 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... constituem felses a partir de olivina, talco e tremolita (Capítulo 3). Tem conteúdo ligeiramente mais magnesiano nas variedades mais talcificadas (NR-013B). Figura 5 .8 : Clas s i ficação dos anfiból ios dos metaultramafi tos do CP (Leak e 1978 ): A) Na(B)-(Na+Ca)(B), e , B) Mg# -TS i . 5.2.1.4- Sulfetos Foram executadas análises, por microssonda eletrônica, em pentlandita, pirrotita e calcopirita em duas variedades de metaolivina ortopiroxenito (amostras Pet-040 e Pet-024). 5.2.1.4.1- Pentlandita A pentlandita que foi analisada nas amostras Pet-040 e -024, exibe valores dissimilares entre si. A primeira apresenta um conteúdo médio de 33,20% de S, 34,31% de Fe, 31,00% de Ni, e o Co atinge até 1.000 ppm. A segunda orbita em torno de 32,65% de S, 28,15% de Fe, 37,00% de Ni, com conteúdo máximo de 700 ppm de Co. A pentlandita da amostra Pet-040 exibe conteúdos mais elevados de Fe e Co, e a da Pet-024 conteúdos mais significativos de Ni (Fig. 5.9). Os valores de S exibiram uma variação contínua entre as amostras, no entanto, com maciço posicionamento dos valores de pentlandita da amostra Pet-040 acima dos 33%. Figura 5 .9 : Diagramas binários de Fe-Ni (A), Co-Ni (B) e S -Ni (C), para grãos de pentlandita das amos tras Pet-024 e Pet-040 . 128 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Em perfil químico realizado ao longo de grão pertencente a agregado xenomórfico de sulfetos, com Cr-espinélio associado, a pentlandita apresentou um enriquecimento de Co e Ni rumo às bordas, associada a uma diminuição nos valores de Fe (Fig. 5.10). Os valores de S não têm variações significativas. Figura 5 .10: Perfi l químico em grão de pentlandita que cons ti tui agregado xenomórfico com pirroti ta, calcopiri ta e Cr -es pinél io (Pet-040). 5.2.1.4.2- Pirrotita A pirrotita da amostra Pet-040 tem uma composição que varia de 36,75 a 38,40% de S, com Fe em torno de 61,60% e tem valores de até 2.000 ppm de Ni, 500 ppm de Cu e 400 ppm de Co. Em análise executada em grão da amostra Pet-024, o teor de Fe é menor (59,30%) e o valor de níquel muito maior (4.000 ppm). 5.2.1.4.3- Calcopirita A calcopirita foi analisada apenas na amostra Pet-040. Esta fase ocorre associada a pentlandita e pirrotita, em grãos xenomórficos finos e está preferencialmente posicionada em posições marginais de agregados de sulfetos. Apresenta uma composição com conteúdo médio de 34,00% de S, 30,00% de Fe e 34,40 de Cu com valores de Ni e Co que atingem 800 e 500 ppm, respectivamente. 129 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 5.2.2- Rochas metamáficas Diante da proximidade espacial e a compatibilidade química dessas variedades, dentro de suas nuances, a disparidade textural impressa nesses litotipos reflete os processos heterogêneos e de diversas proporções submetidos a essas rochas, os quais foram responsáveis por intensas mudanças químio-minerais. Para a determinação do conteúdo químico das rochas metamáficas do Complexo Petúnia foram selecionados amostras de corpos que, aparentemente, foram submetidos a processos distintos, a partir de um posicionamento geneticamente associado, sendo, duas amostras de anfibolitos (uma de granada anfibolito nematoblástico, Pet- 019, e outra de granada anfibolito proto-milonitizado, Pet-018A), uma do metagabro coronítico (Pet-006C) e uma do metagabro cataclástico (Pet-004B). 5.2.2.1- Plagioclásio O plagioclásio, nos metamafitos do CP, exibe um conteúdo contínuo a partir de bytownita a albita (Fig. 5.8A). O olivina gabro coronítico (Pet-006C) apresenta as composições mais cálcicas, que variam de bytownita e labradorita. O granada anfibolito nematoblástico (Pet- 019) exibe composição de andesina e o granada anfibolito protomilonitizado/milonitizado (Pet- 018A) conteúdo de oligoclásio. O plagioclásio do metagabro cataclasado (Pet-004B) concentra- se em composição albítica o que reflete as intensas modificações químicas experimentadas por essa variedade. Na utilização de diagramas binários observam-se relações inversas entre o conteúdo de CaO versus Na2O e Al2O3 versus SiO2 (Figs. 5.11B e D), com a formação de agrupamentos definidos de acordo com a variedade, dispostos em arranjo linear contínuo. O meta olivina- gabro coronítico (Pet-006C) apresenta os menores valores de Na2O e SiO2, aliados aos maiores de CaO e Al2O3, com o metagabro (Pet-004B) exibindo os mais altos teores de Na2O e SiO2 e mais baixos de CaO e Al2O3. Os anfibolitos exibem conteúdos intermediários, com o granada anfibolito nematoblástico (Pet-019) exibindo teores mais próximos aos do metaolivina gabro, com o granada anfibolito protomilonitizado/milonitizado (Pet-018A) mais próximo aos do metagabro da amostra Pet-004B (Figs. 5.11B e D). Padrões de relação direta foram delineados entre CaO e Al2O3 o que posiciona o metagabro coronítico com os mais altos valores de Al2O3 e CaO, sucedido pelo anfibolito nematoblástico, o milonítico, e na sequência, o meta gabro (Fig. 5.11B). 130 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 5 .11: A) Diagrama de clas s i ficação dos felds patos no s is tema CaO -Na2 -K2 O (Ab- Na-Or) das metamáficas do Complexo Petúnia. Diagramas binários entre: B) CaO – Na2 O, C) CaO-Al 2 O3 , e , D) S iO2 -Al 2 O3 , dos felds patos Não foram detectadas variações composicionais entre regiões marginais e nucleares dos grãos analisados de plagioclásio dos anfibolitos, tanto na variedade nematoblástica quanto na protomilonitizada/milonitizada, da mesma forma que no metagabro (Pet-004). No entanto, foi possível discernir uma variação química no plagioclásio do olivina metagabro coronítico (Pet- 006), que exibe um incremento de SiO2 e Na2O associado a um decréscimo de Al2O3 e CaO em perfil químico realizado segundo o eixo menor do grão, transversal (Fig. 5.12). Figura 5 .12: Perfi l químico real izado em s eção trans vers al de grãos de plag ioclás io do metaol ivina gabro (Pet-006C). 131 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Padrões similares foram observados em perfis longitudinais (segundo o eixo maior), quanto ao comportamento exibido pelos valores de CaO e Al2O3, as bordas próximas as regiões de reação com olivina exibem padrões inversos (Fig. 5.13). Os padrões de Na2O e SiO2 não são regulares entre os grãos e as direções de perfis, o que sugere um zoneamento químico, acentuado ao longo do seu eixo menor, corroborado pelas estruturas paralelas ao eixo maior dos grãos, como, por exemplo, maclas, dominadas por processos magmáticos, e.g, zoneamento oscilatório. Figura 5 .13: A) Perfi l longitudinal e trans vers al em grão de plag ioc lás io (4x, LN), B) perfi l longitudinal do grão anterior , C) perfi l trans vers al do grão anterior , D) grão perfi lado de plag ioclás io (4x, LN) , E) perfi l do grão anterior , F) grão s ubmetido a anál is es longitudinais (4x) , G) perfi l do grão anterior. Os padrões químicos do plagioclásio, nos diversos litotipos, estão intimamente relacionados aos processos as quais essas variedades de metamafitos foram submetidas, em virtude de que o conteúdo de anortita, nos metamorfitos, está relacionado ao incremento do grau metamórfico (e.g. Beck 1913) e que as substituições isomórficas de Na e Si por Ca e Al, que formam soluções sólidas, são termodinamicamente dependentes, como detalhado no Capítulo 7. Em linhas gerais, o metagabro coronítico (Pet-006C), variedade nitidamente dominada por arranjos magmáticos primários como, por exemplo, texturas sub-ofítica e intergranular, 132 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p apresenta plagioclásio mais cálcico e aluminoso, que varia de An48-80, com significativa diluição desses componentes, associada a incrementos de Na2O e SiO2. À medida em que as feições metamórfico/deformacionais se tornam mais intensas, o granada anfibolito nematoblástico muda sua composição para An28-40, o protomilonitizado/milonitizado para An20-31 e o metagabro (Pet- 004B) para uma média de An4,5 e os núcleos cálcicos exibem 30% desse componente (Fig. 5.14). Figura 5 .14: Relação entre textura e compos ição do plag ioclás io nos di ferentes metamafi tos do Complexo Petúnia. A) Ol ivina metagabro coronítico (Pet-006C), B) granada anfibol i to nematoblás tico (Pet -019), C) granada anfibol i to protomilonitizado/milonitizado (Pet-018A), e, D) metagabro (Pet-004). 5.2.2.2- Anfibólios Os anfibólios das variedades metamáficas do CP exibem composições cálcicas, de B B acordo com a condição (Ca + Na)B > 1,00, de Leake et al. (1997), e, Ca/ (Ca + Na) ≥ 0.75 de Hawthorne et al. (2012). O metagabro (Pet-04) exibe valores de (Na + K)A < 0,5, que incidem em campos da magnésio hornblenda, segundo Leake (op. cit, Fig. 5.15A). No entanto, valores VI 3 inferiores a 0,5 de (Na+K+2Ca)[A] e (Al +Fe ++2Ti)[C] posicionam este anfibólio no campo da tremolita (Hawthorne, 2012, Fig. 5.15C). O granada anfibolito nematoblástico (Pet-019), diante de seus valores ligeiramente inferiores a 0,5 da soma de (Na + K)[A], segundo Leake et al. (1997), apresenta composição 133 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... ferro-tschermakítica, nos núcleos dos grãos, e tschermakítica nas bordas e posiciona-se no campo da magnésio hornblenda, segundo Hawthorne et al. (2012, Figs. 5.15A e C). Figura 5 .15: Clas s i ficação de anfiból io cálcico, s egundo Leak e (1997), para: A) Na+K(A)<0,50 , apl icável aos metagabros e granada anfibol i to (Pet-019), B) Na+K(A)>0,5 apl icável para o granada anfibol i to (Pet -018A). C) Clas s i ficação de anfiból io cálcico I V s egundo Hawthorne et a l . (2012). Diagramas binários entre o conteúdo de: D ) Al - VI +3 VI I V VI Al +Fe +Ti , E) Al -Al , e , F)Al -TS i . Campos de compos ições puras e l inha continua VI por Deer et a l . (1992 ). Linhas tracejadas , indicativas da máxima alocação de Al em anfiból ios cálcicos , por Leak e (1965). Fórmula es trutural foi calculada com bas e em 23 oxigênios (s egundo Derr et a l . 1967). O anfibólio do granada anfibolito protomilonitizado/milonitizado (Pet-018) exibe VI 3+ valores de (Na + K) > 0,5 e Al > Fe , incide em regiões limítrofes entre as composições de 134 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p ferro-pargasita, ferro –edenítica e edenitíticas (Fig. 5.15B), segundo Leake (op. cit.) e em campo pargasítico segundo Hawthorne et al. (2012). IV VI Diagramas binários, baseados no conteúdo do Al na posição T, Al na posição C, SiO2 e o somatório do conteúdo de átomos trivalentes na posição C, segundo Deer et al. (1992), posicionam o anfibólio dos granada anfibolitos em agrupamentos no campo da hornblenda e o metagabro (Pet-004) próximo a composições de pargasita e edenita (Figs 5.15D-F). Os núcleos VI IV dos grãos de anfibólio do anfibolito (Pet-019) exibem os maiores conteúdos de Al /Al e VI IV 3+ Al /(Al +Fe +Ti), precedidos pelos valores de suas bordas e, sucessivamente, pelos valores do anfibolito milonitizado. Em perfil químico realizado em grão xenoblástico à custa de clinopiroxênio (uralitização), na variedade metagabróica (Pet-004), observa-se um incremento de SiO2, MnO e MgO, com nítida diluição nos valores de Al2O3, K2O e Na2O (Fig. 5.16). Figura 5 .16: A) Perfi l químico em grão xenoblás tico de anfiból io às cus tas de cl inopiroxênio, por proces s o de ural i tização, em variedade metagabróica (Pet-004). Na comparação do conteúdo dos anfibólios dos granada anfibolitos verifica-se um 2+ T incremento nos valores de Na, K, Ca, Fe ,associado a uma diminuição nos valores de Al , Ti e, VI 3+ consequentemente, (Al + Fe +Ti), da variedade nematoblástica para a 135 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... protomilonítica/milonítica (Fig. 5.15 e 5.17). Comportamentos similares ocorrem nas variações dos núcleos e bordas dos anfibólios dessas variedades. De modo geral, há um decréscimo nos VI 3+ IV 2+ valores de Na, (Al + Fe +Ti), Al , associado a uma elevação nos teores de Ca, K, Fe e 2+ Mg/(Mg+Fe ), que é evidente na variedade Pet-019. A variedade milonitizada exibe padrões inversos na maioria dos pares (Fig. 5.17). Figura 5 . 17: Diagramas binários com valores de núcleo e borda de grãos nematoblás ticos VI 3 + I V VI de anfiból io dos granada anfibol i tos , em: A) Na-(Al +Fe +Ti), B) Al -Al , C) Ca- to ta l 2 + Al , D) Fe -TS i , E) Mg#-Ti , e , F) Na-K. Foram executadas três análises representativas no anfibólio que constitui agregados fibro-radiais em coronas de reação entre olivina e plagioclásio no metaolivina gabro (Pet-006C), uma em variedade de coloração amarronzada e outras duas em variedades esverdeadas. A variedade esverdeada exibe composição cálcica, com valores de (Ca+Na)[B] em torno de 1,90, 2+ com valores em torno de 0,10 para (Na+K)[A] e 1,00 para a relação Mg/(Mg+Fe ) e é classificada como ferro-tschermakita subsilícica (Leake, 1967), com valores de TSi acima de IV VI 5,0 e uma razão Al /Al em torno de 2,7. A variedade amarronzada agrupa-se segundo 136 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p composições de Fe-Mn-Mg, com valores orbitando em torno de 0,1 para (Na+K)[B], 0,75 para 2+ IV VI (Na+K)[A], com Mg/(Mg+Fe ) em torno de 0,70 e razão Al /Al igual a 2,1, sendo classificado, segundo Leake (1967), como gedrita. 5.2.2.3- Granada A granada nos metamafitos do CP ocorre exclusivamente nos anfibolitos. Seu conteúdo químico não demonstrou variação composicional quanto à variedade textural, e exibe, tanto na variedade nematoblástica, quanto na milonitizada, uma composição média de 70% da série da piralspita e 30% de ugrandita. No geral, apresenta um expressivo conteúdo do componente almandina (Alm54-58) e grossulária (Grs25-31), com menores teores de piropo (Prp6-10) e espessartita (Sps4-10), com subordinada andradita (And0-6). A figura 5.18 mostra o conteúdo das granadas em sistema ternário Prp-Alm-Grs. Figura 5 .18: Diagrama ternário de piropo-almandina-gros s ulária com os valores da granada dos anfibol i tos do CP. Em perfis químicos executados transversais aos grãos foi observado, independente da variedade, um incremento de CaO, SiO2 e Al2O3 associado a subtrações nos teores de MnO e MgO (Fig. 5.19). 137 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 5 .19: Perfi l químico de: A) S iO 2 , B) MnO, C) Al 2 O3 , e , D) CaO, em variedade de: E) granada anfibol i to milonitizado (Pet -018), e , F) granada anfibol i to granoblás tico. 5.2.2.4- Clinopiroxênio O clinopiroxênio nas variedades metamáficas do CP ocorre exclusivamente nos metagabros (Pet-004 e Pet-006) e apresenta composição distinta entre essas variedades. O clinopiroxênio do metagabro (Pet-004) incide no campo do diopsídio e, o do metaolivina gabro (Pet-006), no campo da augita (Fig. 5.20A). A composição desse mineral no metagabro (Pet- 004) exibe uma maior heterogeneidade no seu conteúdo químico, o que é refletido em dispersão de seus valores quando plotados em diagramas binários (Fig. 5.20). Essa variedade apresenta os maiores valores de álcalis (Na2O e K2O) e CaO e os menores de MgO, TiO2, e agrupa-se em campos específicos e distintos em relação ao seu congênere do ponto 006 (Fig. 5.20). 138 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Figura 5 .20: A) Diagrama de clas s i ficação do cl inopiroxênio (Poldervaat & Hes s 1951). Diagramas binários de elementos maiores : B) TiO 2 -MgO, C) MgO-CaO, D)S iO2 -CaO, E) S iO2 -Na2 O, e, F) Al 2 O3 -(K2 O+Na2 O). Em perfil químico realizado ao longo de transecto em grão intergranular de trama sub- ofítica do olivina gabro coronítico foi observado um sútil incremento de MgO, MnO, Na2O e FeO, associado a um decréscimo nos valores de CaO, TiO2 e Al2O3 (Fig. 5.21A e 5.22), revelou padrões de zoneamento oscilatório (fig. 5.22), de modo geral com MgO, TiO2 e FeO em comportamento inverso com o de MnO, CaO e Al2O3. Perfis executados em grãos reliquiares na variedade metagabróica cataclasada (Pet-004), apontam elevação nos valores de TiO2, Al2O3 e MgO com diminuição nos valores de MnO e CaO (Fig. 5.21). 139 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 5 .21: A) Perfi l químico em cl inopiroxênio do metagabro coronítico (Pet-006), C e B) perfi l químico em cl inopiroxênio rel iquiar parcialmente trans formado em anfiból io, por proces s o de ural i tização (Pet-004). Valores de: D) FeO, E) MgO, F) TiO2 , G) CaO, H) MnO, e, I) Al 2 O3 . Figura 5 .22: Perfi l químico real izado em grão de cl inopiroxênio do metagabro coronítico (Pet-006C). 140 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 5.2.2.5- Olivina A olivina, exclusiva da variedade metaolivina gabro coronítico (Pet-006C), foi analisada em núcleos de grãos anédricos reliquiares, inclusos ou que ocupam espaços intergranulares de clinopiroxênio e plagioclásio e que desenvolvem características coronas múltiplas quando em contato com esse último. De modo geral, a olivina exibe um conteúdo de Fo64-73, com média de Fo66, e incide no campo da hialosiderita a crisólita (Fig. 5.23), com um conteúdo de MnO que varia de 0,25 a 0,41%, com média de 0,33%. 5.2.2.6- Ortopiroxênio O ortopiroxênio, exclusivo do metagabro coronítico (Pet-006), constitui escassos grãos ígneos, em conteúdo acessório, e raros grãos reliquiares, em agregados serpentinizados, constituindo corona concêntrica ao redor de olivina. Esta variedade exibe composição em torno de En72Fs28Wo0,8 e se classifica como enstatita (Deer et al. 1992). Figura 5 .23: Diagrama clas s i ficatório da ol ivina do metaol ivina gabro coronítico do CP. 5.2.2.7- Titanita Análises de núcleos de titanita foram executadas nas variedades de granada anfibolitos, com os da amostra Pet-018A ligeiramente mais enriquecidos em FeO (~0,44%), CaO (~30,20%) e TiO2 (~39,80%), frente a média de 0,24%, 29,20% e 37,70%, respectivamente, para as do 141 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... granada anfibolito nematoblástico (Pet-019). Ambas as variedades exibem um conteúdo em torno de 0,04 de Al# [Al/(Al+Ti)] e uma razão de Al2O3/TiO2 que orbita em torno de 0,03. 5.2.2.8- Epidoto Foi executada uma análise em epidoto (pistacita) xenoblástico fino formado à custa de plagioclásio, a qual apresenta um conteúdo de 24,30% de CaO, 10,00% de FeO e 24,00% de 3+ Al2O3, o que resulta em 2,0, 0,65 e 2,25 apu, respectivamente para Ca, Fe e Al. 5.3- DOMÍNIO ANDRELÂNDIA 5.3.1- Metamáficas Foi selecionada, para análises químicas pontuais, uma diversidade de corpos anfibolíticos, posicionados em meio às unidades metassedimentares neoproterozóicas (Cap. 2), com assinaturas litogeoquímicas compatíveis e diverso conteúdo mineral e textural. Para a determinação do conteúdo químico das rochas metamáficas da região de Andrelândia foram selecionados corpos que foram submetidos a processos distintos, sendo uma amostra de anfibolito da NA (And-006), uma de anfibolito da NLD (Ibit-01), além de 4 amostras de anfibolitos da NL (um epidoto anfibolito com simplectita de quartzo em epidoto (And-007), um granada anfibolito (288), um epidoto anfibolito (metagabro) e um anfibolito nematoblástico (And-004). 5.3.1.1- Anfibólio A composição química do anfibólio nos anfibolitos da região de Andrelândia é a de variedade cálcica, com 11,30 a 12,81% de CaO, e constitui agrupamentos segundo suas variedades, em arranjo linear contínuo desde ferro-hornblenda tschermakítica a actinolita (Fig. 5.24A, Hawthorne 1981), com a maciça incidência no campo da magnésio hornblenda (Hawthorne, 1981 e Hawthorne et al. 2012). A exceção é o anfibólio da NLD que incide no campo da tshermakita e, alguns valores de núcleos de anfibólio do epidoto anfibolito da NL (And-07), que incidem no campo da tremolita (Fig. 5.24A). Caracteristicamente, essas variedades, apresentam uma variação composicional, a partir dos núcleos para as bordas dos grãos, com núcleos em campos de hornblenda tschermakítica a magnesiana, e as bordas em campos de hornblenda actinolítica a actinolita, acompanhada por uma diminuição expressiva nos valores de Al2O3, TiO2 e alcális (Fig. 5.24 e 5.25). 142 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p Os núcleos de anfibólio do granada anfibolito da NLD (Ibit-01), NA (And-006) e NL (288), apresentam os maiores valores de Al2O3, associados aos menores valores de MgO, sucedidos pelo epidoto anfibolito (And-07), anfibolito (And-04) e epidoto anfibolito (metagabro) da NL (Figs 5.24B-E). Figura 5 .24 : A) Compos ição do anfiból io dos anfibol i tos da reg ião de Andrelândia. Diagramas binários com as compos ições de núcleos e bordas de anfiból io dos anfibol i tos da reg ião de Andrelândia: B)Al 2 O3 -CaO, C) TiO2 -MgO, D) Al 2 O3 -TiO2 , e , E) Al 2 O3 - álcal is (Na2 O+K2 O). 143 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... IV Em diagramas binários Al versus TSi delineou-se um alinhamento entre as variedades, IV com os valores de núcleos dos anfibolitos exibindo maiores razões Al /TSi, o mesmo padrão IV VI 3+ exibido pelo confronto entre Al versus Al +Fe +Ti na posição A (Fig. 5.24 e 5.25). IV VI 3+ (A) Destacam-se os maiores conteúdos da razão Al /(Al +Fe +Ti) para o anfibólio da NLD (Ibit-01) sucedido pelos valores de regiões nucleares do anfibólio dos demais anfibolitos que estão posicionados em região composicional de hornblenda, segundo Leake et al. (1997). 2+ 3+ 3+ VI O diagrama Mg/(Mg+Fe ) versus Fe /(Fe -Al ) mostra tendências lineares onde os 2+ 3+ 3+ VI valores de borda dos grãos exibem as maiores razões [Mg/(Mg+Fe )]/[Fe /(Fe -Al )] e estão agrupados segundo suas variedades. Os núcleos dos grãos de anfibólio dos corpos de granada 2+ anfibolito da NA (And-006) e o da NL (288) exibem os menores valores de Mg/(Mg+Fe ), o que reflete seu maior conteúdo global de ferro em relação aos seus congêneres (Fig. 5.25D) Figura 5 .25 : A) Diagrama de clas s i ficação de anfiból io cálcico s egundo Hawthorne et a l . VI I V I V VI 3 + 2 + 3 + 3 + VI (2012), B) AL -Al , C) Al -Al +Fe +Ti(A), e, D) Mg/(Mg+Fe )-Fe /(Fe -Al ). Campos de compos ições puras e l inha continua por Deer et a l . (1992). Linhas tracejadas , VI indicativas da máxima alocação de Al em anfiból io cálcico (Leak e, 19 78). Fórmula es trutural calculada com bas e em 23 oxigênios (s egundo Derr et a l . 1967). 144 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 5.3.1.2- Plagioclásio O plagioclásio nos metamafitos da região de Andrelândia apresenta composições que variam de anortita a oligoclásio (Fig. 5.26A). O plagioclásio do anfibolito com titanita (And-04) agrupou-se em campos de composição mais cálcica, que varia de An89,40 a An91,60, sucedido pelo metagabro da NL (271, An40,10 a An72,30) e o anfibolito da NLD (Ibit-01, An46,45 a An57,30), que varia de bytownita a andesina. Por sua vez, o plagioclásio do granada anfibolito da NL (288) exibe composição de labradorita a andesina, An31,45 a An56,85. O plagioclásio do granada anfibolito (And-07), da mesma Nappe, tem composição de andesina, An29,40 a An40,55. O plagioclásio do (epidoto) granada anfibolito da NA apresenta uma ampla variação composicional, varia de labradorita até conteúdos mais sódicos, oligoclásio, em intervalo de An25,65 a An66,55 (Fig. 5.26). Figura 5 .26 : A) Diagrama ternário Or -Ab-An com as anál is es de plag ioclás io dos metamafi tos da reg ião de Andrelândia, e, B) diagrama binário Al 2 O3 -CaO do plag ioclás io das metamáficas da reg ião de Andrelândia. De um modo geral, observa-se que o conteúdo de anortita no plagioclásio é inversamente proporcional ao de granada. O plagioclásio das variedades granatíferas tem composições mais sódicas do que aquelas rochas sem granada. 5.3.1.3- Granada As análises de granada foram realizadas em granada anfibolito da NLD (Ibit-01) e da NL (288). A primeira exibe uma composição química que varia de 22,75 a 24,32% na série da 145 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... ugrandita e 75,60 a 77,20% na série da piralspita, com composição Alm62Gro22Py10Spe3,5And2,5. A granada do granada anfibolito da NL exibe composição Alm55Gros30Py10Spe3,5And1,5, variando de 28 a 32% da série da ugrandita e 68 a 71,5% da piralspita. 5.3.1.4- Biotita A biotita ocorre em lamelas sub- a idioblásticas finas e é formada tipicamente às custas de granada e hornblenda. Apresenta uma composição rica em ferro, com Fe# em torno de 0,55, com uma soma dos cations do sítio X (Ca + Na+ K +Ba) que orbita em torno de 1,7 e incide no campo da biotita, na classificação de Derr et al. (1992, Fig. 5.27). Figura 5 .27: Diagrama de clas s i ficaç ão da bioti ta da reg ião de Andrelãndia s egundo Derr et a l . (1967). 5.3.1.5- Epidoto Para análises de epidoto foram selecionadas duas amostras de anfibolitos da NL, uma do epidoto anfibolito com titanita (And-007), caracteristicamente com simplectitas de quartzo em epidoto, e a outra, do epidoto anfibolito (metagabro, amostra 271-B). O epidoto da And-007 apresenta-se menos aluminoso (~22,50%) e menos cálcio (~23,40%) com elevados teores de FeO (~11,80%) em relação ao seu congênere metagabróico, com valores em torno de 24,15% de CaO, 27,10 de Al2O3 e 5,75% de FeO, sem correção. De modo geral, essa variedade mostra-se com teores maiores de MgO e TiO2, com uma média de 0,30% e 0,15% respectivamente, ante valores médios em torno de 0,07 para ambos os óxidos, da amostra 271-B 146 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 5.3.1.6- Titanita Foram executadas análises de titanita em quatro variedades anfibolíticas, uma em domínios da NA (And-006) e três da NL (And-004, And-007 e 271). De modo geral, exibem um conteúdo químico similar, com valores, em média, situados em torno de 38,25% de TiO2, 29,40 de CaO e 1,00% de Al2O3. No entanto, variações tênues ocorrem entre as variedades, com o epidoto do granada anfibolito da NA (And-006) exibindo os menores valores de Al#, Al2O3 e CaO, associado aos maiores teores de FeO, em contraste com o epidoto do anfibolito AND-04 (NL) que tem os maiores valores de Al#, Al2O3 e CaO, com teores crescentes desses óxidos rumo a borda do grão (Fig. 5.28). Figura 5 .28: Diagramas binários dos conteúdos de ti tanita de: A) CaO -TiO2 , B) Al 2 O3 - TiO2 , C) FeO-TiO2 , e , D) Ca-Al . 5.3.2- Metarrodingito Foram selecionados 4 amostras para análises químicas minerais no metarrodingito (amostras 149-4-1, 149-2, 149-O-R e 149-2-A), cuja caracterização petrográfica e litogeoquímica encontra-se em Pinheiro & Suita (2012) e Pinheiro & Suita (2013, em preparação), anexado como parte integrante do conteúdo deste trabalho. 147 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 5.3.2.1- Clinopiroxênio O clinopiroxênio apresenta-se como granoblastos equigranulares xenomórficos, constitui arranjo em mosaico com granada e hornblenda, e está intercrescido com plagioclásio em arranjos simplectítico, lamelar e globular, exclusivamente ao redor de granada, com epidoto e ilmenita associados (Cap. 4). Os núcleos granoblásticos exibem composições no campo ligeiramente acima do diopsídio, com conteúdo médio de En35,4Fs11,4Wo53,3 e as maiores razões TiO2/Al2O3. O clinopiroxênio das lamelas simplectíticas, ao redor de granada, incide em posições limítrofes superiores do campo do diosídio, com média de En41,2Fs7,6Wo51,2 e os menores valores de TiO2/Al2O3 (Fig. 5.29). Quando analisados conjuntamente os conteúdos de núcleo e borda de grãos granoblásticos, observa-se um incremento de TiO2 e Al2O3 do núcleo em direção as bordas, acompanhados por uma diminuição nos valores de MgO, com consequente diminuição do componente enstatita e associado a um incremento em wollastonita (Figs 5.29D e E). Este comportamento é o inverso do exibido nos padrões globais dos grãos simplectíticos e granoblásticos. Figura 5 .29: A) Diagrama ternári o de clas s i ficação de cl inopiroxênio s implectí tico e granoblás tico, e, B) diagrama binário Al 2 O3 -TiO2 dos grãos de cl inopiroxênio s implectí tico e granoblás tico. Diagramas binários entre valores de núcleos (N) e bordas (b) de grãos granoblás ticos de: C) Al 2 O3 -TiO2 , D) MgO-Al 2 O3 , e , Wo-En. 148 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p 5.3.2.2- Granada A granada exibe conteúdos aproximados de 40% da série ugrandita e 60% da piralspita, com uma composição homogênea Alm28-33Gro35-42Py24-31, com conteúdos inexpressivos de espessartita, andradita e uvarovita. Este mineral posiciona-se em campo de rochas submetidas a elevado grau metamórfico (Fig. 5.30A). Perfil químico realizado ao longo de diâmetro de grão granoblástico com clinopiroxênio associado, em mosaico, exibe elevação nos valores de TiO2, MgO e Al2O3, do núcleo em relação as bordas, acompanhado de uma diluição no conteúdo de CaO e MnO (Fig. 5.30B). Figura 5 .30: A) Diagrama triangular com os valores de granada do metarrodingito e com os campos dis criminantes de Mange & Morton (2007). B) Perfi l químic o que s ecciona diâmetro de grão de granada granoblás tica. 5.3.2.3- Clinoanfibólio O clinoanfibólio apresenta composições distintas exibidas entre grãos granoblásticos e lamelas vermiformes e constitui arranjos simplectíticos com plagioclásio ao redor de granada. De modo geral, apresenta uma composição cálcica com valores de (Ca+Na)B em torno de 2,00, (Na+K)A <0,5 e Ti com, no máximo, 0,16% apu, sendo classificado como tschermakita segundo Leake et al. (1997) e varia de tschermakita a hornblenda tschermakítica, segundo IV VI Hawthorne (1981, Fig. 5.31). O diagrama binário do conteúdo de Al versus Al alinha os valores segundo uma tendência linear e os grãos simplectíticos exibem os maiores conteúdos de IV VI Al /Al (Fig. 5.31). 149 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 5 .31 : A) Diagrama de clas s i ficação do cl inoanfiból io do metarrodingito I V VI (Hawthorne, 1981), e , B) diagrama de Al -Al . 5.3.2.4- Plagioclásio O plagioclásio ocorre em lamelas xenoblásticas intercrescidas com clinopiroxênio e/ou anfibólio, com epidoto e ilmenita, exclusivamente ao redor de granadas em arranjo simplectítico (Pinheiro & Suita, 2012). Apresenta composição de anortita praticamente pura, com teor de An98,78-99,72, e média de An99,40 (Fig. 5.32). Figura 5 .32: A) Diagrama triangular com compos ição do plag ioclás io do metarrodingito. 5.3.2.5- Espinélio No metarrodingito, ocorre o espinélio sensu stricto (Deer et al. 1992), pois a razão 2+ Mg/Fe apresenta média em torno de 1,75, com valores mínimo de 1,34 e máximo de 2,20, com variação de 14,30 a 19,57% de FeO, 16,50 a 17,92% de MgO, 65,15 a 67,40% de Al2O3 e o conteúdo de TiO2, atinge até 0,5%. Apresenta um conteúdo químico heterogêneo refletido na variação composicional a partir de regiões de núcleos e bordas de grãos granoblásticos em contatos com ilmenita, granada e clinopiroxênio. As bordas exibem os maiores conteúdos de MgO, Al2O3 e TiO2, com uma diminuição nos valores de Fe2O3 e FeO (Fig. 5.33). No entanto, as interfaces imediatas às regiões simplectíticas, com abundância em anortita vermiforme, exibem padrões diferentes aquelas 150 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p exibidas pelos grãos em contato com granada, ilmenita e clinopiroxênio, com um decréscimo nos valores de Al2O3 e TiO2, associados a um incremento de MgO e Fe2O3 (Fig. 5.33). Figura 5 .33: Diagramas binários com valores de núcleos e bordas de g rãos de es pinél io em variedade textural granoblás tica em interface com reações s implectí ticas e grãos intimamente as s ociados a i lmenita. A) MgO -Al 2 O3 , B) Fe2 O3 -Fe2 O3 , C) TiO2 -Al 2 O3 , e , D) 2 + Al apfu – MgO/Fe . 5.3.2.6- Epidoto O epidoto foi oticamente caracterizado como epidoto stricto sensu. Contém alguns núcleos que exibem tonalidade azul anômala, típica das variedades zoisita e clinozoisita, os quais não exibiram uma variação composicional significativa diante da sua diversidade textural. De modo geral, exibe valores que orbitam em torno de 23,02 a 24,45% de CaO, com o menor valor (~23%) obtido em núcleo de grão zonado (zoisita?), o qual exibe o maior valor de TiO2 (~0,35%). Al2O3 tem valores entre 27,50 e 28,00%, SiO2 entre 38,60 a 39,45% e o FeO, sem correção, varia de 7,60 a 8,25%. Não há distinção química diante do variado arranjo textural exibido pelo epidoto. 151 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 5.3.2.7- Ilmenita A ilmenita no metarrodingito apresenta um conteúdo que varia de 47,90 a 52,86% de TiO2, com valores significativos de MgO (2,27-3,78%), de 3,87 a 8,57% de Fe2O3, com média 2+ de 38,00% para FeO. Exibe valores médios de 0,90 para Fe# (Fe/Fe /Mg) e 0,89 para a razão 2+ 3+ Fe /Fe . Análises químicas de núcleo e borda mostraram uma diminuição nos valores de Ti e Mg associados a incremento no valor de Fe, em direção as bordas, na variedade metarodingítica (Fig. 5.34). Figura 5 .34: Diagramas binários entre reg iões de borda e núcleo de i lmenita do metarrodingito, junto com valor de gr ãos de granada anfibol i to da NLD. A) 2 + 2 + 3 + Fe =/(Fe +Fe ), B) Ti -Mg, apfu em bas e de 3 oxigênios , e , C) Fe 2 O3 -FeO. 5.3.2.8- Magnetita A magnetita, no metarrodingito, ocorre em grãos xenoblásticos e está intimamente associada a ilmenita. Apresenta uma composição média de 67,2% de Fe2O3, recalculado em base de 4 oxigênios, 30,90% de FeO, TiO2 varia de 0,20 a 0,90% e tem baixos conteúdos de MnO e Al2O3. Grãos associados a ilmenita exibem menores conteúdos de TiO2 e Al2O3 e 3+ 3+ 2+ 3+ maiores razões de Fe /(Fe +Fe ), (Fe #) e teor de MgO, em relação a grãos que constituem coroas irregulares em reações simplectíticas entre plagioclásio e anfibólio/clinopiroxênio ao redor de granada (Fig. 5.35). 3 + Figura 5 .35: Valores de: A) Al 2 O3 -TiO2 e , B) Fe #-MgO, em grãos as s ociados a i lmenita e grão que cons ti tui coroa irregular ao redor de reações s implectí ticas . 152 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPÍTULO 6 GEOCRONOLOGIA 6.1- APRESENTAÇÃO Para as análises de microssonda iônica de alta resolução e alta sensibilidade (SHRIMP II, Cap. 1), a princípio, foram selecionadas um total de 13 amostras, em média com 35 Kg cada, para estudos geocronológicos das rochas metamáficas, sendo 6 no Complexo Petúnia e 7 na região de Andrelândia. Entretanto apenas 1 amostra do CP (Pet-004, Fig. 6.1) e 5 de Andrelândia (And-06, 264, 271, Ibit-01, Ibit-02, Fig. 6.4) que apresentaram quantidade de cristais de zircão suficiente para as análises. 6.2- RESULTADOS 6.2.1- Complexo Petúnia (CP) No CP, das 6 amostras inicialmente selecionadas e coletadas para análises geocronológicas, apenas o metagabro (Pet-004, Fig. 6.1) apresentou zircão suficiente para o procedimento. Figura 6 .1 : Geolog ia do Complexo Petúnia (extraído e modificado de Roig , 1993) com a local ização da amos tra datada e a idade de cris tal ização entre parentes es . 153 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 6.2.1.1- Imagens de Catodoluminêscencia (CL) e morfologia dos grãos Considerando-se as imagens de Catadoluminescência (CL) dos cristais de zircão analisados (Fig. 6.2) e os resultados de U-Pb (Tab. 6.1), os grãos foram divididos em 3 subgrupos baseados na distribuição dos seus padrões morfológicos e estruturais. O subgrupo 1 (grãos 1, 5, 7, 10, 11 e 12, Fig 6.2A) é constituído de cristais médios a grossos (200-650μm), prismáticos (euédricos), homogêneos com elongação (razão comprimento/espessura , C/E) 2:1 a 4:1. Suas estruturas internas são caracterizadas por formas irregulares e zoneamento setorial (Fig. 6.2, grãos 1, 5 e 7) ou por zoneamento oscilatório regular planar de grãos CL escuros grandes (>30μm) ou grãos CL brilhantes (Fig. 6.2C,E), característicos de zircões crescidos de magmas gabróicos (Pupin 1980, Pupin & Turco 1972). O grão 1 (Fig. 6.2) apresenta diversas fraturas transversais radiadas a partir do núcleo, até bordas do cristal. O grão 3 (Fig. 6.2) apresenta tanto terminações prismáticas quanto domínios morfológicos com reabsorção, caracterizado pelo sobrecrescimento homogêneo que “apaga” completamente padrões primários de zoneamento oscilatório, possivelmente representa uma fase pós- magmática tardia, com essa fase de reabsorção truncada por sobrecrescimento de borda fina descontínua, com padrões luminescentes em imagem CL. O grão 11 (Fig. 6.2) provavelmente pertence a este grupo, porém, tem padrões estruturais mais complexos e apresenta grão grosso prismático sub- arredondado com núcleos homogêneos (sem zoneamento). Uma estreita faixa descontínua (c.a, 10μm) com padrões esbranquiçados de CL ocorre em cinco cristais (grãos 2, 3, 4, 9 e 11, Fig. 6.2), sendo atribuída a domínios recristalizados, pobres em U, desenvolvidos em resposta a processos metamórficos, que resulta em uma perda de Pb, observado em grãos dos 3 subgrupos. O subgrupo 2 (grãos 3, 8 e 9) é caracterizado morfologicamente por grãos curtos (~100-500 μm), com baixa razão C/E (2:1), e preserva terminações piramidais. Os grãos deste grupo apresentam distintas estruturas internas, com o cristal 3 constituído por um núcleo espesso, estruturalmente homogêneo, rico em U (734 ppm) sucessido por padrões escuros em imagem CL, com razão Th/U de 0,29. Esse domínio é bordejado por uma fina (c.a, 5μm) borda metamórfica de baixo U, caracterizada por padrões esbranquiçados em CL (Fig. 6.2, Tab. 6.1). O grão 8 (Fig. 6.2) apresenta estrutura interna mais complexa, caracterizada por um núcleo magmático setorialmente zonado com borda interna escura (CL, rica em U) sucessida por uma borda externa clara (CL-, pobre em U) fina (2-5 μm, Fig. 6.2). O cristal 9 (Fig. 6.2), por sua vez, apresenta- se como cristal grosso com domínios internos zonados em padrões irregulares, envolvidos por fina borda metamórfica (c.a, 10μm) de baixo U (CL-clara). 154 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Tabela 6 .1 : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos do metagabro do CP. (1) (1) % (1) (1) (1) Grain % ppm ppm 232Th ppm 206Pb 207Pb Dis- 207 207 206 err Spot 206Pb U Th /238 Pb* % Pb* % Pb* % c U 206Pb* /238U /206Pb cor- corr /206Pb* /235U* /238U* Age Age dant 1.1 3,56 262 75 0,30 121,2 2768,9 ± 95,2 2943 ± 10 6 0,2149 ± 0,6 15,89 ± 4,3 0,5365 ± 4,2 0,9902 2.1 1,04 204 37 0,19 95,1 2790,2 ± 67,1 2833 ± 11 2 0,2008 ± 0,7 14,99 ± 3,0 0,5416 ± 3,0 0,9745 2.2 6,43 24 3 0,15 8,8 2242,3 ± 64,4 2567 ± 79 14 0,1707 ± 4,6 9,80 ± 5,8 0,4160 ± 3,4 0,5857 3.1 3,94 734 203 0,29 322,9 2663,3 ± 63,7 2878 ± 7 8 0,2064 ± 0,4 14,56 ± 3,0 0,5116 ± 2,9 0,9896 4.1 7,31 277 98 0,36 103,3 2318,8 ± 105,1 2813 ± 36 21 0,1984 ± 2,2 11,84 ± 5,8 0,4329 ± 5,4 0,9259 5.1 -0,08 152 99 0,67 76,3 2962,8 ± 70,4 2952 ± 11 0 0,2162 ± 0,7 17,39 ± 3,0 0,5834 ± 3,0 0,9756 6.1 2,43 314 63 0,21 146,2 2790,0 ± 66,3 2905 ± 7 4 0,2099 ± 0,4 15,68 ± 3,0 0,5416 ± 2,9 0,9883 7.1 -1,76 237 363 1,58 122,7 3033,9 ± 71,3 2961 ± 7 -2 0,2173 ± 0,5 18,01 ± 3,0 0,6010 ± 2,9 0,9879 8.1 5,80 229 73 0,33 96,6 2565,8 ± 62,3 2891 ± 9 13 0,2081 ± 0,5 14,03 ± 3,0 0,4889 ± 2,9 0,9823 9.1 3,46 80 57 0,73 38,0 2810,9 ± 69,2 2959 ± 16 5 0,2169 ± 1,0 16,35 ± 3,2 0,5466 ± 3,0 0,9486 10.1 -1,26 223 339 1,57 115,1 3023,1 ± 71,0 2968 ± 9 -2 0,2182 ± 0,5 18,00 ± 3,0 0,5983 ± 2,9 0,9842 11.1 3,45 349 134 0,40 156,7 2701,3 ± 64,7 2876 ± 8 6 0,2062 ± 0,5 14,80 ± 3,0 0,5205 ± 2,9 0,9877 12.1 -1,06 134 145 1,11 69,0 3011,2 ± 71,4 2962 ± 11 -2 0,2174 ± 0,6 17,85 ± 3,0 0,5954 ± 3,0 0,9762 Errors are 1-sigma, Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0,39% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts). (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. 155 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 6 .2 Imagens de catodolumines cencia (CL) dos zircões anal is ados do metagabro do CP. Os círculos des ignam o local da anál is e ( spo t de 30 μm) Res ultados i s otópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). O subgrupo 3 (grãos 2, 4 e 6, Fig 6.2) é caracterizado por grãos espessos (300-500μm), com morfologia mais complexa que as dos grupos 1 e 2. Seus cristais são constituídos por formas irregulares com padrões heterogêneos de zoneamento possivelmente fragmentos separados (destacados?) soldados juntos por grande borda (>60μm), com sobrecrescimento metamórfico, com borda que exibe baixo conteúdo de U (CL-claro, Tab. 6.1). Isto corresponde a sobrecrescimento "communal" no sentido de Parish & Nobel (2003), constituído por grãos previamente separados os quais foram colados juntos por recristalização metamórfica, caracterizado, no presente caso, por padrões de zircões sobrecrescidos com baixo teores de U (e Th), definidos pelos padrões de CL esbranquiçados (Fig. 6.2). 156 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 6.2.1.2- Idades 207Pb/206Pb Foram executadas 13 análises obtidas a partir de 12 grãos de zircões para a variedade metagabróica do Complexo Petúnia (Tab. 6.1) com os valores de concordia apresentadas na figura 6.3A. Com exceção da análise 2.2 que incidiu em sobrecrescimento metamórfico fortemente empobrecido em U (3ppm, CL-clara, Fig. 6.2), todas as outras fornecem idades de núcleos magmáticos (n=11) com intercepto superior em 2.947±30 Ma, com quatro resultados concordantes. O intercepto inferior em 984±390 Ma, com valores de MSWD em 2,3, corresponde a população homogênea livre de erro analítico por excesso de espalhamento. Esses valores foram interpretados como correspondentes a idade de cristalização do protólito gabróico (intercepto superior) com o sobrecrescimento atribuído, ainda que impreciso, à idade neoproterozóica (intercepto inferior, Fig. 6.3A). Na busca por uma idade de cristalização mais precisa, foi calculada uma idade alternativa utilizando-se apenas as 4 análises concordantes, as quais fornecem idade de concórdia 2.963±5.7 Ma (Fig. 6.3), que corresponde a população homogênea sem excesso de espalhamento (MSWD=1,7). Desse modo, esses resultados foram considerados mais precisos e acurados para a determinação da idade de cristalização do magma gabróico. Figura 6 .3 : A) Diagrama expandido com da concórdia da amos tra Pet -004 , w, B) Diagrama detalhado da concórdia que exibe s omente as 4 amos tras c oncordantes , as s umidas como a idade mínima de cris tal ização do protol i to gabróico. 157 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 6.3.1- Região de Andrelândia Na região de Andrelândia foram coletadas sete amostras para geocronologia, com cinco apresentando conteúdo de zircão suficiente para análises. Destas, duas ocorrem posicionadas em unidades da Nappe Andrelândia, uma da Nappe Liberdade, uma na Nappe Lima Duarte e uma coletada em meio aos gnaisses do Complexo Mantiqueira (Ibit-02) com execução de alguns pontos em caráter comparativo (Fig. 6.4, Cap.2, Fig. 2.3). Figura 6 .4 : Local ização das amos tras datadas na reg ião de Andrelândia, com as idades de cris tal ização determinadas entre parêntes es . Mapa extraído e modificado de Campos Neto et a l . (2007). 6.3.1.1- Imagens de Catodoluminêscencia A maioria dos cristais de zircão das 5 amostras analisadas, de modo geral, são similares entre si. Eles ocorrem como grãos de prismas curtos (90-150μm), de baixa elongação (C/E, 1:2, Fig. 6.5), comumente apresentam terminações arredondadas, associadas à “corrosão” metamórfica, com a dissolução e recristalização parcial do zircão durante o metamorfismo de fácies anfibolito (Cap. 7). 158 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Grãos de prismas alongados com razão 1:3 e 1:8 são componentes subordinados, com excessão da amostra 4 que é caracterizada por possuir cristais aciculares alongados (Fig. 6.9). Em imagem de CL a maioria dos cristais apresenta um núcleo volumetricamente significante, com um sutil zoneamento oscilatório magmático, com uma borda muito fina (~0,3 μm) fortemente luminescente, presumidamente pobre em U (10-69 ppm) e com baixa razão Th/U (0,04-0,2). 206 238 Duas de três análises de bordas de grãos apresentam idades concordantes Pb/ U em cerca de 595 e 578 Ma, interpretadas como a idade da superposição metamórfica. Adicionalmente, a população da amostra Ibit-02 mostra-se peculiar, sendo a única que apresenta grãos com zoneamento setorial irregular (Fig. 6.12), típico de rochas máficas, enquanto que o zircão das outras quatro amostras (Ibit-01, 271, And-006 e 264) é caracterizado por um regular zoneamento oscilatório magmático, comum em rochas félsicas a intermediárias (e.g., dioritos, Corfu et al. 2003), apesar dessas estruturas serem reportadas em rochas metagabróicas (e.g., Miao et al. 2008). 6.3.1.2- Idades 207Pb/206Pb 6.3.1.2.1- Amostra Ibit-01 (Nappe Lima Duarte) No granada anfibolito da NLD (Cap. 3, Fig. 6.4) foram executadas 12 análises em 11 cristais de zircão (Fig. 6.5, Tab. 6.2) e sua concórdia expandida é apresentada na Fig. 6.6. As análises 6.1, 7.1 e 8.1, foram descartadas diante da sua alta concentração de Pb comum (45-58%) e expressiva discordância (1088 a 1908%). A análise 5.1 também foi descartada diante do alto conteúdo de Pb 207 206 comum, que resulta em um erro Pb/ Pb de ±322 Ma (Tab. 6.2, Fig. 6.6A). Os oitos pontos restantes, obtidos a partir de 5 cristais, apresentam um intercepto superior em 2.142±27 Ma, com valor de 597±100 Ma exibido pelo intercepto inferior, sem excesso de espalhamento (MSWD=0,57). Estes valores, possivelmente, representam a idade de cristalização ígnea do protolito basáltico e a idade neoproterozóica inacurada representa a superposição metamórfica. Por outro lado, com a inclusão dos valores discordantes, a idade de cristalização de 2.142±27 Ma corresponde a idade mínima para a cristalização do magma máfico precursor. Em contrapartida, para a obtenção de valores mais confiáveis, foi calculada uma concórdia alternativa utilizando-se as 5 análises mais concordantes (Fig. 6.6B). Esse agrupamento apresenta valores de 2.150±13 Ma, correspondente à população mais homogênea sem excesso de espalhamento (MSWD=1,02). Esse valor representa as estimativas mais acuradas e precisas para a idade de cristalização do magma precursor. 159 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 6 .5 : Imagens de catodolumines c ência (CL) dos cris tais de zircão anal is ados do granada anfibol i to da NLD. Os círculos des ignam o local da anál is e ( spo t de 30 μm) Res ultados i s otópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). Figura 6 .6 : A) Diagrama de concórdia expandida das anál is es de zircões do granada anfibol i to da NLD, e, B) diagrama de concordia detalhado da mes ma amos tra. 160 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Tabela: 6 .2 : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos do granada anfibol i to da NLD (Ibit -01). (1) % Grain % ppm ppm 232 206 (1) (1) (1) Th ppm Pb (1) Dis- 207 207 206 err 206 238 206 238 207 Pb* Pb* Pb* Spot Pbc U Th / U Pb* / U Pb cor- 206 corr 206 / Pb* / 235U* /238U* Age / Pb dant Age % % % 1.1 0,33 114 51 0,46 39,1 2144,2 ± 54,5 2122 ± 26 -1 0,1318 1,4 7,17 3,3 0,3946 3,0 0,8968 2.1 0,08 102 48 0,49 35,8 2191,4 ± 55,9 2149 ± 26 -2 0,1339 1,4 7,47 3,3 0,4049 3,0 0,8985 3.1 -0,41 121 63 0,53 43,7 2245,9 ± 56,6 2179 ± 25 -3 0,1361 1,4 7,82 3,3 0,4168 3,0 0,9043 3.2 0,59 93 46 0,51 31,6 2123,2 ± 54,6 2105 ± 42 -1 0,1305 2,4 7,02 3,9 0,3901 3,0 0,7818 4.1 -2,20 142 74 0,54 54,6 2386,7 ± 60,1 2197 ± 24 -8 0,1375 1,4 8,50 3,3 0,4481 3,0 0,9114 5.1 7,87 23 0 0,00 5,2 1410,2 ± 49,6 1609 ± 322 14 0,0991 16,7 3,34 17,7 0,2445 4,0 0,2247 6.1 45,39 107 53 0,51 5,1 323,4 ± 11,9 3843 ± 56 1088 0,3824 3,7 2,71 5,3 0,0514 3,8 0,7115 7.1 52,30 148 175 1,22 4,4 200,7 ± 10,5 4021 ± 75 1903 0,4307 5,0 1,88 7,3 0,0316 5,4 0,7312 8.1 58,18 90 43 0,50 4,3 336,0 ± 13,5 4232 ± 35 1160 0,4968 2,4 3,67 4,8 0,0535 4,1 0,8635 9.1 4,37 271 134 0,51 54,0 1336,2 ± 35,5 1902 ± 25 42 0,1164 1,4 3,70 3,2 0,2303 2,9 0,9049 10.1 1,71 108 72 0,68 33,3 1954,2 ± 50,9 2070 ± 33 6 0,1279 1,8 6,25 3,5 0,3541 3,0 0,8508 11.1 3,89 227 113 0,51 53,4 1550,9 ± 40,6 2002 ± 20 29 0,1231 1,1 4,62 3,2 0,2720 2,9 0,9335 Errors are 1-sigma, Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0,39% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts) . (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. 161 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 6.3.1.2.2- Amostra 264 (Nappe Andrelândia) No epidoto anfibolito da NA (Cap. 3, Fig. 6.4) foram executadas 12 análises em 11 grãos de zircão (Fig. 6.7, Tab. 6.3). Todas as análises foram executadas em grãos em cristais com zoneamento magmático oscilatório (Fig. 6.7). As análises 4.1, 6.1 e 8.1, não representadas no diagrama, foram descartadas diante do seu elevado conteúdo de chumbo comum (1,98 a 4,59%) o que resulta em um 207 206 erro Pb/ Pb de ±49 Ma a 78% (Tab. 6.3). As nove análises restantes exibem agrupamentos em torno da concórdia e fornecem a idade de 2.143±10 Ma (Fig. 6.8). Este valor resulta mais de uma população homogênea, sem excesso de espalhamento, do que seria atribuível ao erro analítico (MSWD=0,47) e representa a melhor estimativa de idade de cristalização do magma precursor dessa variedade de metamafito. Figura 6 .7 : Imagens de catodolumines cencia (CL) dos cris tais de zircão anal is ados do epidoto anfibol i to da NA (264). Os círculos des ignam o l ocal da anál is e (spo t de 30 μm) Res ultados i s otópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). 162 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 6 .8 : Diagrama de concórdia para as anál is es dos cris tais de zircão do epidoto anfibol i to da NA (264). 163 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Tabela 2 .3 : : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos do (granada) epidoto anfibol i to da NA (264) . (1) % (1) (1) (1) Grain % ppm ppm 232Th ppm 206Pb Dis- 207 207 206 err Spot 206Pb U Th /238U 206Pb* /238 (1) Pb* Pb* Pb* c U 207Pb cor- /206Pb* /235 238 corr U* / U* Age /206Pb dant Age % % % 1.1 1,62 36 12 0,35 12,5 2135,7 ± 60,5 2148 ± 73 1 0,1337 4,1 7,24 5,3 0,3928 3,3 0,6217 2.1 0,31 106 50 0,49 36,7 2164,8 ± 56,2 2128 ± 28 -2 0,1323 1,5 7,28 3,4 0,3991 3,1 0,8892 2.1 0,06 68 26 0,39 24,2 2204,2 ± 56,9 2119 ± 37 -4 0,1316 2,0 7,39 3,7 0,4077 3,0 0,8205 3.1 -0,75 108 49 0,47 39,3 2265,9 ± 57,2 2154 ± 27 -5 0,1342 1,5 7,79 3,4 0,4212 3,0 0,8898 4.1 2,48 73 35 0,50 22,6 1962,2 ± 57,0 2134 ± 49 9 0,1327 2,8 6,51 4,4 0,3558 3,4 0,7678 5.1 0,98 104 60 0,59 35,3 2122,9 ± 58,2 2142 ± 41 1 0,1333 2,3 7,17 4,0 0,3900 3,2 0,8072 6.1 1,98 51 19 0,38 16,8 2074,0 ± 56,6 2211 ± 63 7 0,1387 3,6 7,26 4,8 0,3795 3,2 0,6601 7.1 1,08 78 30 0,40 26,9 2151,1 ± 55,4 2198 ± 28 2 0,1377 1,6 7,52 3,4 0,3961 3,0 0,8835 8.1 4,59 68 18 0,28 18,8 1774,5 ± 49,3 2197 ± 78 24 0,1376 4,5 6,01 5,5 0,3169 3,2 0,5775 9.1 1,20 149 52 0,36 49,0 2074,7 ± 52,6 2140 ± 22 3 0,1332 1,2 6,97 3,2 0,3797 3,0 0,9217 10.1 1,21 114 55 0,50 37,8 2094,4 ± 53,6 2155 ± 25 3 0,1343 1,4 7,11 3,3 0,3839 3,0 0,9019 11.1 0,80 68 26 0,40 23,1 2126,9 ± 55,7 2128 ± 40 0 0,1323 2,2 7,13 3,8 0,3909 3,1 0,8044 Errors are 1-sigma, Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0,39% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts). (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. 164 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 6.3.1.2.3- Amostra And-006 (Nappe Andrelândia) No (epidoto) anfibolito com biotita e titanita da NA (Cap. 4, Fig. 6.4) foram executadas 12 análises em 12 grãos de zircão (Fig. 6.9, Tab. 6.4). Todas as análises foram executadas em grãos que exibe um núcleo magmático com zoneamento oscilatório (Fig. 6.9). No agrupamento das 12 análises houve uma intercepção da linha de discórdia com a concórdia em 2.146 ±31 Ma (intercepto superior, Fig. 6.10A) com valores imprecisos de 668 ±222 Ma fornecidos pelo intercepto inferior sem excesso de espalhamento (MSWD=0,82). Embora o valor impreciso do intercepto inferior, ele representa a superposição de processo metamórfico de idade neoproterozóica. 207 206 Desconsiderando-se as análises 1.1, 4.1, 6.1 e 8.1, diante do seu baixo conteúdo de Pb/ Pb, reflexo de uma perda de chumbo radiogênico durante o sobrecrescimento metamórfico, indicado pela imagem de alta luminescência nas imagens de CL (baixo U, Fig. 6.9A, D, F e H), foi recalculada uma idade alternativa com os pontos restantes, e concordantes, obtendo-se uma idade mais precisa e acurada em 2.158±10 Ma (Fig. 6.10B), que corresponde a população homogênea com sem excesso de espalhamento (MSWD=1,19), e que é atribuída como sendo a idade de cristalização do magma básico precursor. 165 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 6 .9 : Imagens de catodolumines c ência (CL) dos cris tais de zircão anal is ados do anfibol i to da NA (And-006). Os círculos des ignam o local da anál is e (spo t de 30 μm) Res ultados i s otópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). Figura 6 .10:A) Diagrama de concórdia expandido e B) detalhado, da amos tra de anfibol i to da NA (AND-006). 166 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Tabela 3 .4 : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos do (granada) epdioto anfibol i to da NA (And-006). % 206 Ppm ppm 232Th ppm 206 238 207 206 Dis- (1) (1) (1) Err Grain Spot % Pbc (1) Pb/ UAge (1) Pb/ PbAge % % % U Th /238U 206Pb* cor- 207Pb*/206Pb* 207Pb/235U* 206Pb*/238U* corr dant 1.1 1,29 53 12 0,24 16,8 1993,4 ± 55,1 2038 ± 50 2 0,1257 2,8 6,28 4,3 0,3624 3,2 0,7512 2.1 0,75 90 43 0,49 29,7 2087,0 ± 53,5 2142 ± 20 3 0,1333 1,2 7,03 3,2 0,3823 3,0 0,9323 3.1 0,49 76 24 0,33 25,8 2135,6 ± 78,7 2120 ± 32 -1 0,1317 1,8 7,13 4,7 0,3928 4,3 0,9231 4.1 4,36 85 40 0,48 21,6 1652,0 ± 71,1 2068 ± 64 25 0,1278 3,6 5,15 6,1 0,2921 4,9 0,8028 5.1 0,77 70 34 0,51 24,5 2177,4 ± 57,3 2144 ± 44 -2 0,1335 2,4 7,39 4,0 0,4018 3,1 0,7797 6.1 0,75 37 12 0,34 12,9 2150,9 ± 59,7 2036 ± 72 -5 0,1256 3,9 6,85 5,2 0,3961 3,3 0,6250 7.1 1,16 37 10 0,27 13,0 2188,9 ± 59,1 2169 ± 61 -1 0,1354 3,4 7,55 4,7 0,4043 3,2 0,6710 8.1 3,97 173 91 0,55 36,3 1398,6 ± 57,2 1903 ± 46 36 0,1165 2,5 3,89 5,2 0,2423 4,5 0,8717 9.1 0,25 41 21 0,54 14,6 2233,6 ± 59,7 2154 ± 47 -4 0,1342 2,6 7,66 4,2 0,4141 3,2 0,7589 10.1 1,00 33 13 0,40 11,8 2216,8 ± 59,9 2231 ± 50 1 0,1403 2,8 7,94 4,3 0,4104 3,2 0,7424 11.1 0,67 65 25 0,40 22,3 2167,6 ± 57,0 2170 ± 34 0 0,1354 1,9 7,46 3,7 0,3997 3,1 0,8427 12.1 0,15 105 28 0,27 36,8 2194,2 ± 55,8 2164 ± 33 -1 0,1350 1,9 7,55 3,5 0,4055 3,0 0,8456 Errors are 1-sigma, Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0,39% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts). (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. 167 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 6.3.1.2.4- Amostra 271 (Nappe Liberdade) No epidoto anfibolito (metagabro da NL, Cap. 4, Fig 6.4) foram executadas 18 análises em 17 grãos de zircão (Tab. 6.5). Embora alguns valores mostrem-se discordantes, as análises agrupam-se em intercepto superior em 2.158±10 Ma (Fig. 6.11) com idade de 597±23 Ma obtida a partir do intercepto inferior, sem excesso de espalhamento (MSWD=2,2). O valor de 2.158±10 Ma foi interpretado como a estimativa mínima de idade de cristalização do magma precursor máfico, e a idade obtida de 597±23 Ma foi atribuída a processos metamórficos sobrepostos e é co-validada por 2 206 238 cristais de zircão de baixa razão Th/U, que fornecem valores concordantes de Pb/ U em torno de 583±7 Ma e 897±7 Ma (1σ, pontos 15.1 e 6.1, Tab. 6.5, Fig. 6.11). Figura 6 .11 : Diagrama de concórdia das anal is es de zircão da amos tra de epidoto anfibol i to (metagabro, 271) da NL. 168 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Tabela 6 .5 : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos de zircão do epidoto anf ibol i to (metagabro) da NL (271). 232 (1 ) (1 ) Grain.Sp % ppm ppm Th ppm 206 238 207 206 %Discor- (1) 207 * 206 * err 206 238 206 (1) Pb/ UAge (1) Pb/ PbAge 207 * 206 * ±% Pb ±% Pb ±% ot Pbc U Th / U Pb* dant Pb / Pb 235 238 corr / U / U 1,1 0,10 248 86 0,36 61.6 1639 ±19 2052 ±10 20 0.12666 0.59 5.056 1.5 0.2895 1.3 ,913 2,1 0,06 210 14 0,07 22.7 761.4 ± 9.8 1133 ±22 33 0.07747 1.1 1.339 1.7 0.1254 1.4 ,782 3,1 0,09 54 33 0,63 18.7 2187 ±30 2160 ±15 -1 0.1347 0.87 7.5 1.8 0.404 1.6 ,879 3,2 0,16 99 29 0,31 19.1 1304 ±17 1933 ±17 33 0.1184 0.93 3.661 1.7 0.2242 1.4 ,835 4,1 0,00 131 69 0,54 44.1 2137 ±25 2151.1 ± 9.3 1 0.134 0.53 7.26 1.5 0.3931 1.4 ,931 5,1 0,14 116 55 0,49 30.6 1730 ±21 2079 ±15 17 0.1286 0.84 5.46 1.6 0.3078 1.4 ,858 6,1 0,10 363 1 0,00 30.2 595.6 ± 7.3 585 ±25 -2 0.05949 1.2 0.794 1.7 0.0968 1.3 ,743 7,1 -- 89 38 0,44 29.6 2109 ±26 2150 ±15 2 0.1339 0.83 7.15 1.7 0.387 1.5 ,870 8,1 0,00 186 112 0,63 57.5 1985 ±22 2122.6 ± 8.1 6 0.13184 0.46 6.553 1.4 0.3605 1.3 ,942 9,1 0,03 138 77 0,58 41.9 1945 ±23 2104.8 ±10 8 0.13051 0.57 6.336 1.5 0.3521 1.4 ,923 10,1 0,02 95 29 0,32 16.4 1176 ±15 1764 ±18 33 0.1079 0.99 2.977 1.7 0.2002 1.4 ,823 11,1 0,03 134 63 0,49 45.8 2151 ±26 2139.2 ± 9.9 -1 0.1331 0.57 7.27 1.5 0.3962 1.4 ,927 12,1 0,04 324 21 0,07 35.5 773.1 ± 9.1 1263 ±31 39 0.0827 1.6 1.454 2 0.1274 1.2 ,618 13,1 -- 109 55 0,52 35.3 2058 ±24 2146 ±11 4 0.13361 0.62 6.93 1.5 0.376 1.4 ,913 14,1 0,00 56 21 0,38 17.7 2014 ±26 2144 ±14 6 0.1334 0.79 6.75 1.7 0.3668 1.5 ,885 15,1 0,06 832 6 0,01 67.7 583.2 ± 6.7 595 ±16 2 0.05976 0.75 0.78 1.4 0.0947 1.2 ,850 16,1 0,13 458 50 0,11 60 914 ±10 1578 ±15 42 0.09758 0.8 2.05 1.5 0.1524 1.2 ,839 17,1 0,02 101 38 0,39 27.3 1767 ±22 2075 ±16 15 0.1283 0.91 5.582 1.7 0.3154 1.4 ,841 * Errors are 1-sigma, Pbc and Pb indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0.47% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts). 169 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 6.3.1.2.5- Amostra Ibit-02 (Complexo Mantiqueira) Um (granada) anfibolito posicionado em meio as unidades ortoderivadas ácidas a intermediárias do Complexo Mantiqueira (Pinto, 1991, Fig. 6.4) foi submetida a algumas poucas análises geocronológicas a título de comparação com os valores obtidos pelas variedades anfibolíticas posicionadas em meio as unidades metassedimentares. Diante das escassas análises executadas nessa variedade, apenas 4 em 3 grãos de zircão (Fig. 6.12), não foi possível obter uma idade estatísticamente confiável de cristalização e metamorfismo. Porém, dentre as 5 amostras analisadas, essa variedade foi a única que forneceu valores mais precisos para o sobrecrescimento de borda (alta luminescência nas imagens de CL dos pontos 2.1 e 3.1, Fig. 6.12), com baixa razão Th/U (0,04 e 0,1, Tab. 6.6, Fig. 6.13) e definiu a melhor estimativa de metamorfismo, de idade neoproterozóica (568±110 Ma). Figura 6 .12: Imagens de catodolumines cencia (CL) dos cris tais de zircão anal is ados do anfibol i to em meio aos gnais s es do Complexo Mantiqueira (Ibi t-001). Os círculos des ignam o local da anál is e (spo t de 30 μm) Res ultados i s otópicos de U-Pb em milhões de anos (Ma) e conteúdo de U em ppm (partes por milhão). Figura 6 .13 : Diagrama de concórdia das anál is es executadas em grãos de zircão do anfibol i to do Complexo Mantiqueira. 170 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Tabela 6 .6 : S umário das anál is es de U-Pb (S HRIMP) obtidas em grãos de zircão do anfibol i to da NLD (Ibit -02). (1) (1) % 232 (1) (1) (1) Grain % ppm ppm Th ppm 206Pb 207Pb Dis- 207 207 206 err Spot 206 238 206 238 Pb* % Pb* % Pb* % Pbc U Th / U Pb* / U / 206Pb cor- /206Pb* /235 238 corr U* / U* Age Age dant 1.1 2,10 152 52 0,36 45,0 1894,7 ± 48,7 2076 ± 22 10 0,1284 ± 1,2 6,05 ± 3,2 0,3417 ± 3,0 0,9230 1.2 25,67 10 2 0,20 1,8 918,7 ± 67,5 1948 ± 825 112 0,1184 ± 45,0 2,52 ± 46,9 0,1532 ± 8,1 0,1734 2.1 4,96 50 2 0,04 4,4 595,0 ± 20,5 580 ± 575 -2 0,0594 ± 26,2 0,79 ± 26,7 0,0967 ± 3,6 0,1355 3.1 2,52 69 10 0,15 5,7 578,0 ± 26,7 685 ± 297 18 0,0623 ± 13,9 0,81 ± 14,7 0,0938 ± 4,8 0,3286 Errors are 1-sigma, Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0,39% (not included in above errors but required when comparing data from different mounts). (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. 171 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPITULO 7 PETROGÊNESE E EVOLUÇÃO QUÍMIO-TEXTURAL 7.1- CONSIDERAÇÕES INICIAIS A partir das relações quimio-texturais buscou-se identificar os processos atuantes e responsáveis, assim como as suas condições de formação, pela evolução petrogenética das diversas variedades em estudo, buscando-se associar a seus ambientes tectônicos geradores e os mecanismos responsáveis por suas transformações. 7.2- COMPLEXO PETÚNIA (CP) 7.2.1- Rochas metaultramáficas Os metaultramafitos do CP na região de Nova Resende (Cap. 2), a partir de sua diversidade metamórfico-textural, abrangem, de modo geral, assembléias ígneas plutônicas cumuláticas, cripticamente bandadas (Cap. 5), constituídas por olivina, ortopiroxênio e Cr-espinélio, que definem predominantemente variedades de meta olivina ortopiroxenito pegmatóide, com metacromitito e metadunito associados, e demais derivados metamórficos (e.g., xistos e felses constituídos predominantemente de antofilita, clorita, carbonato, talco e magnetita, distribuídos nas mais diversas proporções modais; Caps. 3 e 5). As lamelas de exsolução existentes nos grãos de ortopiroxênio, em grãos não desestabilizados (Cap. 3, eg, amostra NR-02A) imprimem aspecto listrado aos grãos, associadas às anormalidades intracristalinas (e.g, subgrãos, extinção ondulante e obliqua), baixo conteúdo de CaO, caráter precoce em relação à geração de fases hidratadas (talco, anfibólio e clorita), carbonato e processos cataclásticos (Cap. 4), provavelmente refletem inversões cristalinas em condições abaixo do ponto de cristalização da enstatita, decorrente de um resfriamento lento, similares as descritas em corpos estratiformes intrusivos (Deer et al. 1966, 1992). Em muitos plutonitos com associações básico-ultrabásicas acamadadas, exsoluções lamelares em ortopiroxênio decorrem da separação de componente cálcico, relacionada a processos de resfriamento lento, em espécimes contendo significativo teor de cálcio (e.g, complexos Bushveld e Stillwater, Deer et al. 1966, 1992). No entanto, os baixos valores de CaO apresentados pelo ortopiroxênio destas (0,05 a 1,1%) conflitam com tal possibilidade, restando as lamelas existentes, possivelmente refletirem mudanças estruturais no ortopiroxênio (Fig. 7.1). 173 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Bowen & Schairer (1932) mostraram que o piroxênio ortorrômbico inverte-se para séries monoclínicas (clinoenstatita– clinoferrossilita) quando aquecido e constitui variedades enantiomórficas, com a temperatura de inversão do grão inversamente proporcional a intensidade da +3 troca de Mg por Fe , a partir de temperaturas em torno de 1.140°C determinadas para membros magnesisanos puros. Membros ortopiroxeníticos ricos em magnésio comumente cristalizam-se abaixo do campo térmico ideal da inversão ortorrômbico ↔ monoclínico (1.140°C), com a inversão total da protoenstatita em enstatita a aproximadamente 985°C (Deer et al. 1966). Kushiro (1972) apresenta valores de estabilidade para a proto-enstatita da ordem de 1.000°C a 1.300°C que, possivelmente, atingem o ponto da fusão incongruente (forsterita+ líquido), por volta de 1.557°C, com orto-enstatita estável entre 600°-1.000°C. Choudhury & Chaplot (2000), em análise dos polimorfos de Mg2Si2O6 determinaram que a transição de orto-enstatita para proto-enstatita é dominada por variações térmicas, enquanto a mudança de orto-enstatita para clinoenstatita é dirigida por variações (termo)barométricas. Figura 7 .1 : Campo de es tabi l idade dos pol imorfos de ens tati ta com a trajetória s ugerida para os grãos de ortopiroxênio do metaortopiroxenito do Complexo Petúnia (Deer et a l ., 1966 ). A granulação expressiva do ortopiroxênio, com espécimes que ultrapassam 5 cm de comprimento, sugere cristalização a partir de resfriamento lento, com o incorpamento dos grãos associados a processos contínuos de crescimento, exercidos após a nucleação magmática, em mecanismos de annealing pós-cumulático, ou mesmo ostwald ripening, de grãos menores nucleados precocemente, em sistema enriquecido em sílica que favoreceu, dessa forma, a formação de enstatita, frente a forsterita, conforme a [R1] (Deer et al. 1992). [R1] Fo + SiO2 → En Reflexos desses mecanismos decorrem da variação química entre as regiões de borda e núcleos dos grãos (Cap. 5) e a obliteração total dos arranjos texturais primários, à exceção da preservação de grãos de olivina e Cr-espinélio corroídos e esqueletais e níveis de Cr-espinélio finos, 174 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. alinhados, que definem horizontes de aleitamento ígneo, totalmente incorporados em grossos grãos de ortopiroxênio (Cap. 4). Suposições similares são atribuídas na gênese de níveis ortopiroxeníticos pegmatíticos do Complexo de Bushveld, com níveis de cromita engolfados por grãos de ortopiroxênio nas suas posições estratigráficas originais, reflexo de crescimento pós-cumulus em sistema químico fechado (Cawthorne & Boerst, 2006). Os valores de cristalização e, consequentemente, fusão da olivina estão diretamente relacionados a trocas iônicas de Fe e Mg em sua estrutura, com seus valores progressivamente +2 reduzidos a medida que ions de Fe são incorporados, que reduzem dessa forma, frente ao maior raio +2 +2 atômico (Fe = 0,74Å e Mg = 0,66Å), as ligações cátion-oxigênio (Deer et al. 1992). Dessa forma, a variação química exibida no aumento do teor de forsterita, associada a teores crescentes do conteúdo enstatítico do ortopiroxênio e a diluição do Cr# nos Cr-espinélios (Cap. 5), sugere a gênese a partir de +2 uma câmara magmática submetida a um resfriamento lento progressivamente enriquecida em Fe , em +2 detrimento do consumo de Mg pela olivina e ortopiroxênio. Este processo está diretamente relacionado ao decréscimo do gradiente térmico e é representado pela seguinte sequência de amostras (Fig. 2.5): NR-02A (En92,45-93,70 e Fo0,90-0,91) → Pet-015 (Cr-splCr#0,89 e Mg# 0,16, En92-93) → NR-013B (Cr- splCr#0,96 e Mg# 0,08, En88,40-90,60 e Fo0,88-0,89) → Pet-24 (En87,75-88,85 e Fo0,85) → Pet040 (Cr-splCr#0,96 e Mg# 0,03, En87,75-88,43 e Fo0,84-0,85). A assembléia ortopiroxênio+ olivina+ Cr-espinélio (Cap. 3), indica, a partir de extrapolação do limite máximo de estabilização do plagioclásio, gênese em condições acima de 8 Kbares (Green & Hibberson 1970, Green & Ringwood, 1970), associada a profundidades em torno de 35 Km, compatíveis com valores de crosta inferior (Best, 1982). O´Hara (1967) e Green & Ringwood (1970) determinaram campos de estabilidade na ordem de 8 a 20 Kbar para associações olivina+ espinélio+ ortopiroxênio, com granada e plagioclásio representando a fase aluminosa, respectivamente, em condições superiores e inferiores, com temperatura estimada abaixo de 1.890°C, diante do solidus da forsterita (Deer et al. 1992). Em condições de estabilidade de espinélio a incorporação de H2O no sistema resulta na formação de Mg- clorita, segundo a reação [R2] que define o limite máximo de estabilidade deste mineral no sistema MASH (MgO-Al2O3-SiO2-H2O, O´Hara, 1967, Evans, 1977). [R2] Cht → Fo + En + Spl + H2O A abundância modal de clorita I à custa de ortopiroxênio (Cap. 3), modalmente significante em algumas variedades (p.ex, NR-013), associada ao baixo conteúdo de Al2O3 do ortopiroxênio, a ausência de fase aluminosa (plagioclásio, espinélio ou granada) e o sobrecrescimento de antofilita em ortopiroxênio, sugerem sua gênese precoce à da antofilita. 175 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... IV VI A variação composicional da clorita está relacionada a ssubstituições MgSi ↔ Al Al que são intensificadas com o incremento do grau metamórfico até a sua saturação em alumina e sua quebra em espinélio a partir da reação [R2] (Evans & Frost, 1975, Fawcet & Yoder, 1966). Szabó (1996) em estudo de metaultramafitos komatiíticos da região de Alpinópolis (MG), atribuiu o enriquecimento de Al na clorita tanto a processos de incorporação de Al, quanto ao enriquecimento relativo resultante da liberação de conteúdos de MgSi, o que se reflete em diluição modal, à medida em que o metamorfismo avança e subsidia a geração de fases secundárias como antofilita, ortopiroxênio e olivina. Os argumentos acima parecem válidos para as relações existentes nas variedades ortopiroxeníticas do Complexo Petúnia, diante da geração de antofilita suceder a formação de talco e clorita (I) e anteceder a blastese de clorita (II), modalmente menos abundante (Cap. 3). A estabilidade de Mg-clorita em rochas com quartzo ausente, em sistema MASH, apresenta um amplo espectro de condições (Fig. 7.2). A 10 Kbares, correspondendo a condições de base da crosta, permanece estável em temperaturas superiores a 800°C, com valores em torno de 700°C associados a metamorfismo orogênico (Bucher & Grapes, 2011). Figura 7 .2 : Re l ações de fase entre cl ori ta - e nstati ta-forste ri ta- cordi e ri ta- e spi né l i o- H2O (s i s te ma MgO -S i O 2-H2O ). Li nha az ul contí nua por Fawce t & Yode r (1966) e l i nha ve rme l ha trace jada por Che rnosky et al . (1985). A serpentinização precoce da olivina, ainda que modalmente insignificante nas variedades metaultramáficas do Complexo Petúnia, em condições abaixo do campo de formação da clorita I, reflete processos de hidratação precoce à formação dos anfibólios (Cap. 3) e pode ser representada pelas equações [R3] e [R4] (Derr et al. 1966). Processos contínuos de hidratação e aumento da atividade de SiO2 promovem a conversão da serpentina em talco, a partir das reações [R5] e [R6] (Fig. 7.8) o que ocasiona a formação de rochas constituídas predominantemente por talco, e.g, talco xistos. 176 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. [R3] 3Fo + SiO2aq + 4H2O → 2Srp 2+ - [R4] 2Fo + 3SiO2aq → Srp + Mg + 2(OH) [R5] 3Fo + 5SiO2aq + H2O → 2Tlc [R6] 3En + SiO2aq + H2O → Tlc Olivina e ortopiroxênio exibem condições de serpentinização que variam entre 50-300°C para lizardita e 400-600°C para antigorita (Evans & Trommsdorf, 1970, Evans, 1977). O crescimento de serpentina (antigorita) às custas de olivina, em reações progressivas de hidtratação, pode ser expressa a partir das reações [R7], [R8], [R9] e [R10] desenvolvidas em sitema MASH acima de 300°C, com o desenvolvimento de antigorita e diopsídio, em sistemas CMSH (CaO-MgO-SiO2-H2O) a partir da reação [R11]. [R7] Fo + H2O → Atg + Brc [R8] Tlc + Fo + H2O → Atg [R9] Fo + En + H2O → Atg [R10] Fo + SiO2(aq) + H2O → Atg [R11] Fo + Tr + H2O → Atg + Di Rochas peridotíticas do tipo alpino, desmembradas e tectonicamente posicionadas, exibem uma maior vulnerabilidade a reações metassomáticas em sistema aberto, frequentemente, com os metaultramafitos exibindo uma incorporação de SiO2, a partir de fluidos da encaixantes crustais, em detrimento da liberação de MgO, reações [R5] e [R6]. A talcificação da forsterita está restrita a temperaturas entre 650-500°C durante o resfriamento em condições em torno de 2 Kbares (Bucher & Grapes, 2011), conforme o diagrama da Fig. 7.3. Portanto, as assembléias minerais e as relações texturais dos metaolivina ortopiroxenitos do Complexo Petúnia (Cap. 3), junto com o caráter aloquímico exibido por suas variedades (Cap. 4), indicam fugacidade de H2O e atividade de SiO2 contínua e progressiva, após a cristalização ígnea, que atingiram condições de fácies xisto verde, com trajetória indicada pela figura 7.4. 177 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 7 .3 : A) Diagrama de T-αS iO2 a 0 ,2 GPa em s is tema MS H, com o caminho de talci ficação da fors teri ta, e , B) Equi l ibrio de talco-ens tati ta-fors teri ta em diagrama s egundo Fros t (197 5). A presença de tremolita anterior a antofilita, abaixo do campo de estabilidade do ortopiroxênio, limita o auge metamórfico, diante da ausência de clinopiroxênio, segundo a [R12] e [R13], desencadeadas a partir de 810±30°C (Evans 1977). Estudos experimentais demonstram que tremolita pura desestabiliza-se a cerca de 50°C abaixo do limite térmico máximo do clinocloro, com evidências petrológicas que indicam que a decomposição da clorita ocorre a 150°C antes do consumo total de tremolita (Bucher & Frey, 2002). [R12] Tr + Fo → En + Di [R13] Al-anf + Fo → Em + Spl + Di + H2O A formação de antofilita em ultramafitos, a partir de sistema MSH (MgO-SiO2-H2O), apresenta condições restritas de temperatura. As reações [R14], [R15] e [R16] definem um ponto invariante de máxima pressão (± 7 Kbares) em meta-harzburgitos (Fig. 7.4), com a antofilita definindo estágios intermediários da transformação talco-piroxênio [R17] (Greenwood, 1963, 1971, Chernosky et al. 1985, Evans, 1977, Bucher & Grapes, 2011). [R14] Tlc + Fo → Ath + H2O (desestabilização do talco em baixa pressão) [R15] Tlc + Fo → En + H2O (desestabilização do talco em alta pressão) [R16] Ath + Fo → En + H2O [R17] Fo + Tlc → En + Fo (desestabilização da antofilita) 178 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 7 .4 : Campos de es tabi l idade , P(Kbar) versus Temperatura (°C), de antofi l i ta (área des tacada) no s is tema MS H, com a pos s í vel trajetória da variedade metaortopiroxenítica do Complexo Petúnia (Campos de Greenwood 1963 , 1971 , Chernos k y et al .1985 , Bucher & Frey 2002). A hidratação tardia, junto a processos de cloritização (clorita II) e carbonatação, evidencia novo posicionamento em condições de fácies xisto verde, representadas pelas reações [R18], [R19] e [R20](Frost, 1975, Evans, 2010). [R18] 2Srp + 2 SiO2 → Tlc + H2O (300 a 250C) [R19] Srp + CaCO3 → 3Mgs +3 H2O (300-500C) [R20] Fo + H2O → Srp + Bct + Mg + H2 (aq) (Evans, 2010) Carbonatos são amplamente descritos em metaultramafitos, sendo relacionados tanto a origem mantélica quanto a processos crustais associados a geração de fases hidratadas e opacos, reflexo de reações que envolvem fluido rico em CO2 (Bucher & Grapes, 2011). Diante do caráter aloquímico apresentado pelos metaortopiroxenito do Complexo Petúnia (Cap. 4), e o significante conteúdo de carbonato e talco, provavelmente reflexo da introdução de CO2 e H2O, o sistema químico pode ser representado no modo MS-CH (MgO-SiO2-CO2-H2O). Em condições de baixa pressão (>1 Kbar) a formação de talco+ carbonato pode ser expressa a partir das reações [R21] e [R22] (Fig. 7.5). [R21] 4fo + 5CO2 + H2O → tlc + 5mgs [R22] 2en + 5CO2 + H2O → tlc + mgs 179 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 7 .5 : Diagrama de es tabi l idade para rocha ul tramáficas portadoras de carbonato. Modelado para s is tema MS -HC: A) para 1 Kbar, e B) para s eção is otérmica em 675°C. Extraido e modificado de Bucher & Grapes (2011). A l inha tracejada indica o provavel caminho das variedades de metaol ivina ortopiroxenito do Cp. Em linhas gerais (Figs. 7.6 e 7.7), as variedades de metaolivina ortopiroxenito do Complexo Petúnia, exibem uma evolução petrogenética a partir de uma câmara magmática (< 1.890°C, 8- 20Kbar) lentamente resfriada, que possibilitou o desenvolvimento de grossos grãos de ortopiroxênio, incorporou grãos cumuláticos precoces de olivina e Cr-espinélio, com significativa fugacidade de SiO2 e H2O e que promoveu a entrada de clorita no campo de estabilidade do ortopiroxênio. Com a adição progressiva de H2O e o abrandamento termo(barométrico), olivina e, subordinadamente, ortopiroxênio, transformaram-se, total a parcialmente, em (serpentina), talco e clorita. Um incremento nas condições físicas, até 800°C, proporcionou a entrada de tremolita no sistema, progressivamente obliterada pelas condições (retrometamórficas) de entrada da antofilita, até 7 Kbares e temperaturas em torno de 600-700°C. Com a continuidade retrometamórfica, e adicionalmente com a entrada de H2O e CO2, assembléias de silicatos hidratados e carbonatos tomaram forma em condições de baixo grau (< 550°C e ~2 kbares). Condições extremas de metassomatismo e carbonatação refletem nas variedades de talco xistos, antofilita-talco xistos, xistos e metaortopiroxenitos carbonatados (sagvandita) e clorititos (Cap. 3). 180 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura7 .6 : Evolução textural propos ta para o metaol ivina ortopiroxenito do Complexo Petúnia. Figura 7 .7 : Trajetória P-T es timada para as variedades de metaol ivina ortopiroxenito pegmatóide do Complexo Petunia, em diagrama no s is tema MS -H (Bucher & Grapes , 2011). 181 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 7.2.2- Rochas metamáficas 7.2.2.1- Meta olivina gabro coronítico Em síntese, o olivina meta gabro coronítico (Pet-006) apresenta textura ígnea preservada definida pelo arranjo subofítico e intergranular de clinopiroxênio (augita) e plagioclásio (bytownita) localmente superimposta por superfícies rúpteis (fraturas) e com característica reações entre olivina- plagioclásio e ilmenita-plagioclásio, resultanto na geração de coronas múltiplas (Cap. 3). A associação de rochas contendo olivina e plagioclásio é diagnóstica de baixa pressão (< 6 Kbar), relacionada a temperaturas superiores a 800°C, típicas de intrusões crustais máficas, com correspondentes metamórficos desconhecidos (Bucher & Grapes, 2011). A associação ígnea, representada pela assembléia de clinopiroxênio+ plagioclásio+ olivina+ ilmenita ± ortopiroxênio foi estimada com condições de formação em torno de 1250°C (σ = 16,65) e 11 a 12,8 Kbar (σ = 0,68) utilizando calibrações de Putirka (2008). Em torno de 1140°C (σ = 54,62) quando utilizado o geotermômetro de Nimis & Taylor (2000), compatível com o valor determinado para a curva solidus de basaltos e gabros, em torno de 1200°C (Bucher & Grapes, op. cit.), e, necessariamente, entre 1205°C e 1718°C, frente aos respectivos valores da curva solidus para composições faialíticas e crisolíticas (Fo75). A utilização do geotermobarômetro de Putirka (2008), idealizado para rochas vulcânicas, utiliza a composição ideal do “líquido”, nesse caso representado pelos valores químicos de rocha total, considerado dessa forma, diante da débil presença de estruturas metamórfico-deformacionais, como representante do “liquido” original, como demonstrado pelo teste de validação representado a partir de diagrama binário do conteúdo dos componentes do clinopiroxênio calculado versus valores estimados (Putirka 2008, Fig. 7.8). 182 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 7 .8 : Tes te de val idação s eg undo parâmetros de Putirk a (2008) para a determinação da temperatura de s ol idi ficação de magma bás ico uti l izando anal is es de cl inopiroxênio e do “l iquido” ideal . Reações envolvendo olivina e plagioclásio são comuns em rochas gabróicas contendo essas fases e, comumente, são constituídas por uma corona de ortopiroxênio sucedida por intercrescimento simplectítico entre espinélio e clinopiroxênio/hornblenda, frequentemente associada a terrenos desde fácies anfibolito a eclogito (Claeson, 1998). Seu mecanismo é amplamente relacionado a processos subsolidus a partir de difusão iônica de elementos em presença de fase de fluida, no entanto, sem consenso na assunção do processo desencadeador dessas reações, associadas tanto a processos metamórficos (e.g, Lamoen 1979, Otten, 1984, Ashworth 1986, Candia et al. 1991) quanto a deutéricos/tardi-magmáticos (e.g, Griffin & Heier 1973, Gardner & Robins, 1974, Joesten, 1986, Turner & Stuwe 1992, Claeson 1998, Ludka & Weidemann 1997), com divergências quanto ao sistema químico envolvido, relacionado tanto a sistema isoquímico (e.g, Grieve & Gittins,1975, Joesten, 1986, Candia et al. 1991) quanto a aloquímico (e.g, Lamoen 1979, Mongkoltip & Ashworth, 1983, Ashworth 1986, Turner & Stuwe 1992, Nasipuri et al. 2011). Mongkoltip & Ashworth (1983) e Ashworth (1986) admitiram processos metamórficos em sistema aberto para a geração de coronas entre olivina e plagioclásio e ilmenita e plagioclásio em gabros troctolíticos da Noruega o que contrapõe o modelamento computacional que aponta origem magmática em sistema fechado apresentado por Joesten (1986) para esses mesmos corpos. Candia et al. (1991) atribuíram condições metamórficas isoquímicas para a formação de coronas entre olivina e plagioclásio em gabronoritos e metaultramafitos de Goiás, baseados na constância do conteúdo de (Na+K)/CaO dos anfibólios e plagioclásio, comparando a relação Fe/Mg 183 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... entre as fases envolvidas na reações e assumindo reações estequiométricas na geração de espinélio, anfibólio e ortopiroxênio em detrimento de olivina e plagioclásio. Outro fator levantado pelos autores decorre dos equivalentes conteúdos químicos, em rocha total, quando comparadas espécimes com diferentes volumes de material coronítíco. Laemon (1979) relacionou a processos aloquímicos o desenvolvimento de reações coroníticas entre olivina e plagioclásio e atribuiu composições correlatas entre olivina e ortopiroxênio, com variações químicas expressivas no anfibólio. Considerações similares foram apresentadas por Nasipuri et al. (2011), que sugeriram que os processos de difusão são controlados pela taxa de reação em um sistema aberto com remoção, por difusão de transferência de massa, de MgO, com produção de ortopiroxênio, espinélio e anfibólio cálcico às expensas de olivina e plagioclásio, com a ausência ou presença de fase fluida na interface desses minerais que regem o desenvolvimento das coronas de reação. Ludka & Wiedmann (1997) associaram a geração das coronas entre olivina e plagioclásio em gabros coroníticos do Rio de Janeiro a estágios intra- a tardi magmáticos, com a coexistência de fases cumuláticas sólidas e o liquido magmático, diante dos valores entre 850-900ºC para o desenvolvimento das reações, próximas aos valores obtidos para a cristalização do magma, em torno de 940-970°C. No entanto, não descartaram a possibilidade da natureza metamórfica para essas reações. Claeson (1998) interpretou a geração de simplectitas e quelifitas entre plagioclásio e olivina, em gabros do cinturão ígneo trans-escandinávio na Suécia, como reflexo de reações sub-solidus em sistema aberto durante o resfriamento magmático, com a natureza indeformada do corpo e o conteúdo rico em voláteis do magma, plausíveis para uma origem livre de influências metamórficas. Considerações similares foram apontadas por Turner & Stuwe (1992) para reações coroníticas sem envolvimento de espinélio e granada, em corpos gabróicos australianos intrudidos em baixa pressão. Estes autores atribuem o desenvolvimento das reações em sistema aberto para elementos menores, incluindo H2O e TiO2, com a fase fluida provavelmente derivada de sistemas hidrotermais associados ao resfriamento sub-solidus do plutão, em condições de não mais que 1 Kbar. Otten (1982) relacionou processos metamórficos a reações envolvendo plagioclásio e olivina com a geração de coronas de ortopiroxênio e intercrescimento de hornblenda e gedrita, sugerindo que o conteúdo de ortopiroxênio, horblenda e gedrita correspondesse a variações da associação ortopiroxênio-hornblenda-espinélio. A presença de plagioclásio e clinopiroxênio deformado, juntamente com a ausência de evidencias de recristalização dinâmica, a “cicatrização” de fraturas e o predomínio de estruturas de substituição pseudomórfica, uralitização e serpentinização, sugerem que o desencadeamento das 184 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. reações coroníticas nessa variedade está relacionado a processos pós-magmáticos/metamórficos com as reações ocorrendo em estado sólido, limitado pela disponibilidade de fluido, o que desenvolveu quelifitas de serpentina (ortopiroxênio?) ao redor de olivina e anfibólio, hornblenda e gedrita (Cap. 5), no contato com plagioclásio. Grieve & Gittins (1975) advogaram da possibilidade de mudança química na olivina em virtude das reações com plagioclásio como um ajuste isoquímico. Mongkoltip & Ashworth (1986) consideram que a restrita mobilidade de Al e Si implique em razões similares de Al/Si no anfibólio, no espinélio coronítico e no plagioclásio reagente, com essas considerações adotadas por Otten (1984) na associação de hornblenda (0,52-0,56) e gedrita (0,58-0,62) em plagioclásio reagente (0,58). No entanto, a ausência de olivinas sem corona, assim como o zoneamento oscilatório do plagioclásio impossibilita uma averiguação do reflexo das reações coroníticas na composição dessas fases e dificulta especulações acerca da natureza iso/aloquímica do sistema nessas reações, juntamente com a variação química do anfibólio, hornblenda e gedrita, exibida pelas análises. As razões de Al/Si do plagioclásio orbitam entre 0,48 e 0,73, com média situada em 0,62, com valores de 0,56 e 0,69 para a hornblenda coronítica e em torno de 0,48 para a gedrita. Esses valores podem estar relacionados tanto a mobilidade relativa dos elementos, quanto a composição original do plagioclásio. A presença de magnetita neorformada associada as coronas, especificamente, exsolvidas em fraturas de olivina e concentradas na interface dos níveis serpentiníticos, possivelmente resulte da reação [R23] e [R24], desencadeada em torno de 400°C (Bucher & Grapes, 2011). No entanto, teores do componente faialita acima de 10% acarretam na não incorporação de excesso de ferro, pela serpentina, refletido na formação de magnetita segundo a [R23], em condições sensíveis a pressão de hidrogênio no fluido (Evans, 2010). [R23] 34Fo + 51H2O → Atg +20Brc [R24] 3Fa + 2H2O → 2Mag + 3SiO2 + 2H2(aq) Outro fator relevante quanto a especulação das condições de geração das reações coroníticas advém do fato de que o desenvolvimento dessas reações ocorreu após o fraturamento do clinopiroxênio e, em menor escala no plagioclásio, que exibe intensa deformação intracristalina que progressivamente ocasiona a cataclase do grão, sem evidências de processos de recristalização. A deformação do plagioclásio é fortemente dependente das condições metamórficas (Trouw & Passchier, 1996). Em temperaturas abaixo de 400°C, o feldspato deforma-se principalmente por fluxos cataclásticos e fraturamento, passa a exibir microfraturamentos internos e deslocamento de discordâncias, com o desenvolvimento de extinção ondulante, maclas em cunha, bandas de 185 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... deformação e kinks, com ausência de matriz recristalizada e estruturas do tipo núcleo-manto, em condições de médio grau, 400-500°C (Trouw & Passchier, 1996). Em condições em torno de 450-600°C, saltos de discordâncias e processos de recristalização se tornam significativos, principalmente nas bordas dos grãos, associadas a nucleações do tipo bulging e novos grãos. Em condições de alta temperatura (> 600°C) maclas são menos comuns, com recuperação intracristalina e o surgimento frequente de sub-grãos nessas condições, com recristalização por migração de borda, bulging e estrutura do tipo núcleo-manto (Trouw & Passchier op cit). Em condições de baixa a intermediária pressão os grãos são do tipo strain free, com fraturamento, extinção ondulante e bandas de deformação frequentes. Em condições de altas temperaturas (> 850°C) pode ocorrer recristalização por migração de borda em presença de liquido, associada a grãos do tipo strain free, contatos interlobados e leftover grains (Rosenberg and Stünitz, 2003). Diante do exposto, a geração das reações coroníticas, posterior aos processos de fraturamento do clinopiroxênio e associada a estruturas de deformação intracristalina, sugere que o seu desencadeamento iniciou em temperaturas superiores a 400°C e inferiores a 600°C, em condições metamórficas de médio a baixo grau, limitadas pela ausência de recristalização do plagioclásio, compatível com a temperatura solvus entre antofilita e gedrita, abaixo de 600°C, determinada a partir da assembléia dessas fases com hornblenda (Spear, 1980). A ausência de espinélio e a presença de gedrita e hornblenda, provavelmente nas mesmas condições, sugere uma coexistência em equilíbrio para essas variedades de anfibólio, particionados diante da mobilidade relativa e a existência de, possível, gradiente químico envolvido nas reações, consoante com Otten (1984). Desse modo, a associação gedrita/hornblenda-serpentina (ortopiroxênio) caracteriza uma variante da comumente relatada associação ortopiroxênio-espinélio-anfibólio (e.g, Griffin & Heier 1973, Grieve & Gittins 1975, Lamoen 1979, Mongkoltip & Ashworth, 1983, Ashworth 1986, Joesten, 1986, Claeson 1998, Candia et al. 1991, Turner & Stuwe 1992, Ludka & Wiedemann 1997, Nasipuri et al. 2011) gerada sob as mais diversas condições de formação (Tab. 7.1). Tabela 7 .1 : Es timativas termo-barométricas apres entadas em reações ol ivina-plag ioclás io a partir de divers os autores . Estimativas de pressão (Kbar) 8-9 >7 5-7 >5 8±1 6-10 >4 >6 7,5-8,5 - 6-8 5 Estimativas de temperatura (°C) 500-550 850-900 800±30 700-780 Whitney Rivers Selvertone Khan Dasgupta Ludka & Nasipuri Griffin Gill Otten & Burn & Claeson & Stern et al et al Wiedemann et al (1971) (1981) (1984) Mclelland (1985) Mengel (1998) (1983) (1989) (1993) (1997) (2011) (1983) (1988) Em síntese, o olivina metagabro coronítico (Pet-006) apresenta uma evolução petrogenética definida a partir de dois processos principais. O primeiro está associado a sua formação, em ambiente 186 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. ígneo plutônico gabróico toletítico, em níveis crustais relativamente rasos (< 6 Kbar), com câmara magmática dominada por cristalização sob influência de processos gravitacionais, cúmulus e adcúmulus, expresso a partir de grãos de olivina e plagioclásio cumuláticos, com o consumo de líquido residual e intersticial, intercúmulus, que resultou na cristalização do clinopiroxênio (augita) e, de modo subordinado, ortopiroxênio, que imprimiu estruturas subofítica e intergranular. O segundo processo provavelmente está relacionado a uma hidratação desencadeada a partir da geração de estruturas frágeis (fraturas), culminou nas estruturas de reação coronítica e substituição, em condições entre 400-600°C, e foi fortemente dominada por processos de difusão em estado sólido, persistindo a condição de fácies xisto verde (Fig. 7.9). Figura 7 .9 : Diagrama com a evolução petrogenética do meta ol ivina gabro (Pet -006). 187 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 7.2.2.2-Meta gabro cataclasado O metagabro (Pet-004), em síntese, apresenta uma textura granonematoblástica, a partir de trama subofítica intensamente obliterada por recristalização dinâmica e, posteriormente seccionada, por no mínimo, duas gerações de fraturamento, associadas a pseudotaquilitos, em primeiro momento, com posterior brechamento coesivo superimposto. A associação ígnea, representada pela associação de diopsídio+ plagioclásio (oligoclásio/andesina) foi intensamente obliterada, sendo discerníveis cinco processos de reequilíbrio texturais: i) relacionado a petrogênese em ambiente magmático plutônico, ii) hidratação, que resultou na uralitização do clinopiroxênio, iii) recristalização, que compôs arranjos granonematoblásticos no anfibólio, recristalizou plagioclásio (albita) em agregados lenticulares com epidoto, quartzo e titanita associada, iv) cisalhamento rúptil que gerou pseudotaquilito, e, v) cisalhamento rúptil, que seccionou e falhou as estruturas anteriores, e que pode estar relacionada a uma continuidade do episódio iv (Fig. 7.10). Análise de núcleo de grão de plagioclásio deformado que exibe composição oligoclásica/andesínica, associada a magnésio hornblenda, sugere condições de fácies anfibolito para a assembléia em arranjo granonematoblástico, com a associação plagioclásio (>An17)+ hornblenda± biotita± epidoto, típica da fácies anfibolito baixo a xisto verde alto (Yardley, 1994). A ausência de granada limita o pico metamórfico a condições inferiores a 400-450°C, intervalo de aparecimento dessa fase nos metabasitos (Bucher & Grapes, 2011). As composições químicas do anfibólio e do plagioclásio sistematicamente se modificam face ao metamorfismo, com o anfibólio variando de actinolita, em baixo grau, a variedades ricas em Na e Al, e o plagioclásio de albita a composições mais cálcicas (andesina), em virtude do incremento metamórfico (Bucher & Grapes, op. cit, Winter, 2001). Dessa forma, a maciça composição albítica (Ab92-96) do plagioclásio em agregados e grãos recristalizados associados com quartzo e epidoto evidencia um retrometamorfismo intenso a partir da associação de magnésio-hornblenda+ plagioclásio (An30), tendo em vista que em metabasitos a transição de oligoclásio para albita é abrupta e define a transição da fácies anfibolito para xisto verde, em temperaturas inferiores a 400-500°C (Bucher & Grapes, 2011). A associação albita+ clinozoisita representa o componente labradorítico na quebra retrometamórfica do plagioclásio, em condições com significativa fugacidade de água em condições de fácies xisto verde (Goldsmith, 1982). A formação de pseudotaquilito ocorre associada a fusões locais, reflexo de um alto -2 -1 aquecimento, frente a rápido esforço friccional em rochas de baixa porosidade (10 a 1 ms , Philpots 1964, Spray 1995), que gera um pequeno volume de fusão que rapidamente se resfria e resulta na formação de vidro ou material afanítico que preenche as estruturas de falhas e vênulas. Pode consituir bandamentos irregulares a dobrados, em decorrência do fluxo do fundido, estando relacionado a 188 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. condições infra-crosta, compatíveis com à de fácies granulito/eclogito (Clarke & Norma, 1993), com temperaturas estimadas entre 750-1600°C (e.g., O´Hara 2001, Di Toro & Penacchioni 2004). A formação de estruturas e grãos formados a partir da recristalização da matriz do pseudotaquilito é uma característica comum e relaciona-se a devitrificação da estrutura (Maddock et al. 1987), frequentemente com a geração de grãos aciculares idiomórficos (microlito) de feldspato, biotita, anfibólio e ortopiroxênio (Di Toro & Penacchioni 2004). Baseando-se em relações microestruturais, como a interface retilínea entre os níveis de pseudotaquilito e a rocha encaixante, a relação inversa entre a presença de pseudotaquilito e a de clinopiroxênio, o predomínio de estruturas por dissolução na interface da estrutura, em plagioclásio e anfibólio com inexpressivo conteúdo de clastos dessas fases preservadas na matriz, sugere-se que a geração localizada de fundidos e a recristalização rápida dos pseudotaquilitos em níveis e vênulas, ocorreram em condições crustais rasas posteriores, ou concomitantes com a uralitização do clinopiroxênio, associada a deformação rúptil de quartzo, plagioclásio e anfibólio, vistos principalmente em regiões com ausência de pseudotaquilitos, com temperaturas mínimas estimadas entre 1.100 a 1.500°C, estipuladas a partir do ponto de fusão do plagioclásio (Toyoshima, 1990, Lin 1994). Figura 7 .10: Diagrama com a evolução petrogenética propos ta para o metaol ivina gabro (Pet- 004). 189 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 7.2.2.3- Granada anfibolitos De modo geral, os granada-anfibolitos do CP exibem assinaturas químicas compatives com as de basaltos N-MORB (Cap. 4) com diversificado arranjo textural refletido em tramas granonematoblástica até proto/milonitizadas, com uma assembléia mineral constituída por granada (Alm54-58Gro25-31Prp6-10), hornblenda (tschermakita e ferro-pargasita), titanita, ilmenita e plagioclásio (An20-40, Caps. 4 e 5). A variedade nematoblástica (Pet-019) apresenta plagioclásio com conteúdo de andesina associado a anfibólios de composições essencialmente tschermakíticas, com a variedade proto/milonitizada a oligoclásio e ferro-pargasita (sub-ítem 5.2.1.2). O conteúdo de granada permance homogêneo independente da variedade anfibolítica. A associação plagioclásio + hornblenda é típica das associações metabásicas equilibradas em condições de fácies anfibolito, com o aparecimento de granada como reflexo do incremento metamórfico, com condições de formação entre 400-450°C (Winter, 2001, Bucher & Grapes, 2011). A ausência de clinopiroxênio atém essa associação a entrada na fácies granulito, juntamente com a inexistência de actinolita e epidoto que restringe a condições superiores as da fácies xisto verde. A associação oligoclásio+ hornblenda define o limiar entre as fácies anfibolito e xisto verde, em detrimento de albita+ actinolita, típica dessa última fácies (Yardley, 1992, Winter, 20011, Bucher & Grapes op. cit.). Calibrações geobarométricas clássicas (e.g, Hammarstrom & Zen, 1996, Hollister et al. 1987, e, Schmidt 1992) foram utilizadas para determinar as condições de pressão geradoras dessas variedades (Tabela 7.2, Fig, 7.11), os quais exibiram valores na ordem de 7,5-8 e 8,3-9,0 Kbares, respectivamente para as bordas e núcleos da variedade nematoblástica (Pet-019), e 7,3-7,8 e 7,15-7,7 Kbares, para as bordas e os núcleos da variedade milonitizada (Pet-018C). Tabela 7 .2 : Es timativas geobarométricas calcu ladas a partir de cal ibrações divers as . Geobarômetro (Pet-019) Geobarômetro (Pet-018) Hammarstrom & Hollister et al. Hammarstrom & Hollister et al. Schmidt 1992 Schmidt 1992 Zen 1996 1987 Zen 1996 1987 Média 7,51 8,05 7,80 Média 7,33 7,85 7,63 Max 7,67 8,24 7,96 Max 7,67 8,23 7,96 Min 7,22 7,73 7,53 Min 7,09 7,59 7,41 σ (n=3) 0,25 0,28 0,24 σ (n=3) 0,30 0,34 0,29 Pet-019 (Núcleo) Pet-018 (Núcleo) Média 8,30 8,94 8,55 Média 7,15 7,66 7,47 Max 9,66 10,46 9,84 Max 7,62 8,18 7,91 Min 7,63 8,19 7,92 Min 6,62 7,06 6,96 σ (n=7) 0,69 0,77 0,65 σ (n=5) 0,39 0,44 0,37 190 NUCLEO BORDA Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 7 .11: Variações barométricas determinadas para os g ranada anfibol i tos do Complexo Petúnia uti l izando-s e divers as cal ibrações : 1 ) Hammars trom & Zen (1996), 2 ) Hol l i s ter et a l . (1987), e , 3 ) S chmidt (1992). Quando são utilizados geotermobarômetros aplicados à pares de hornblenda-plagioclásio (Anderson, 1996, Holland and Blundy, 1994) obtiveram-se valores de temperaturas entre 635-675°C associados a valores de pressão entre 7,5 a 8,9 Kbares, compatíveis com o exibido pela tabela 7.2 e que posiciona os granada anfibolitos em fácies anfibolito alta. Na utilização de pares anfibólio- granada, com calibrações de Graham & Powell (1984) e Perchuck et al. (1985), através da utilização do software de Soto & Soto (1995), obtiveram-se valores entre 525-620°C (µ=568°C) e 460-545°C (µ=495°C), respectivamente, para as variedades nematoblástica e proto/milonítica, ressaltando que esses valores podem estar subestimados frente as modificações químicas exibidas por essas fases durante os processos retrogressivos. O padrão inverso observado nos anfibolitos milonitizados, com as bordas exibindo os menores valores barométricos (Tab. 7.2), sugere que o processo de proto/milonitização ocorreu em níveis crustais mais rasos com posterior recristalização em condições retrometamórficas, cuja evolução textural esta representada na figura 7.12. 191 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 7 .12: Evolução textural propos ta para os granada anfibol i tos do Complexo Petúnia. 7.2.3- Discussão Diante da proximididade espacial, pela similaridade das ocorrências, estando o Complexo Petúnia encaixado tectonicamente em metassedimentos e orto-granitóides biotíticos, pela assinatura química, agrupada em tendência toleítica com padrões de ETR semelhantes quando normalizados para valores do manto primitivo (Caps. 2, 3, 4 e 5), sugere-se que as diversas variedades são pertencentes a uma associação petrotectônica evoluída em ambientes distintos a partir de processos correlatos. As assinaturas geoquímicas N-MORB, rotineiramente apresentadas pelos granada-anfibolitos (Cap. 4), assim como seu aspecto textural, sugerem uma evolução a partir de magmatismo extrusivo, reflexo de processo distensivo associada a geração de crosta oceânica. Sen (1973) mostrou que o conteúdo de potássio plagioclásio nos metamorfitos está relacionado a temperatura de formação e não a razão Ab/An ou a disponibilidade de potássio no momento da cristalização, estando diretamente relacionado ao grau metamórfico e que as substituições isomórficas de Na e Si por Ca e Al são termodinamicamente dependentes e refletem diretamente as condições as quais a rocha foi submetida. Lindh (1978) assume que a influência de incorporação de Na na estrutura do plagioclásio decorre da mudança na paragênese mineral. O conteúdo de alumínio/Al, assim como sua coordenação, na estrutura do anfibólio, estão subordinados às condições termodinâmicas. Anfibólios cálcicos de rochas de baixo grau metamórfico apresentam baixo conteúdo de Al, com altos valores exibidos por anfibólio sódico e cálcio-sódicos 192 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. com alto Ti, derivados de metamorfismo regional de alto grau (Ernst, 1968). Desta forma, condições de altas pressões favorecem tanto anfibólios sódicos quanto cálcicos, frente a anfibólios ferro- manganesianos que promovem uma significativa incorporação de Al de coordenação octaédrica no anfibólio resultante (Ernst, 1968). Dessa forma, a diversidade composiconal apresentada pelo plagioclásio e anfibólio nos metamafitos do Complexo Petúnia (Cap. 5), reflete a estabilização quimio-textural em condições dissimilares, atuantes nas diversas variedades, o que corrobora os dados termo-barométricos obtidos e o posicionamento das variedades em grades petrogenéticas, e que reflete diretamente as condições as quais estas rochas foram submetidas. A assinatura cálcio-alcalina do metagabro (Pet-004), exibida em diagramas basálticos, sugere componente magmático, gerado em ambiente de supra-subdução, iniciado por volta de 2,963± 6 G.a (Cap. 6). Câmaras magmáticas básico/ultrabásicas foram posicionadas em condições infra-crustais, submetidas a um resfriamento lento, dominadas por processos magmáticos gravitacionais, o que conferiu os aspectos texturais do metaolivina gabro coronítico e das variedades metaultramáficas (Cap. 3). Os registros quimio-texturais das diversas variedades mostram-se dissimilares entre si o que reflete a arquiteturação da região, a qual atuou de maneira heterogênea (Cap. 2). No entanto, foram atribuídos a quatro processos como os responsáveis pelos registros texturais impressos nesses litotipos, sendo: 1) geração do protolito magmático (2,963± 6 G.a) que imprimiu tramas subofíticas a intergranulares nos metagabros e texturas cumuláticas nos metaultramafitos, com texturas pegmatóide primária no metaolivina ortopiroxenito e ortocumulática no dunito e cromitito. Os anfibolitos se destacam como uma exceção, não sendo discerníveis feições reliquiares primárias, porém inferidas a partir de seu conteúdo quimio-textural, 2) hidratação precoce que ocasionou a uralitização do clinopiroxênio das variedades gabróicas e basálticas e a serpertinização e talcificação de olivina e ortopiroxênio nos metaultramafitos, 3) evento metamórfico-deformacional, atribuído ao pico metamórfico, que atingiu fácies anfibolito superior, associado a geração de trama cataclástisca, milonítica, estiramento e recristalização mineral (granonematoblástese) e felses em variedades antofilíticas, dependentes do nível crustal de atuação, da disponibilidade de fluidos e da composição da rocha. A esse evento está relacionada a geração de brechas coesivas e pseudotaquilitos na variedade metagabróica (Pet-004), as reações coroníticas do metaolivina gabro (pet-006) e a geração de foliação e milonitização dos 193 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... anfibolitos. Nas variedades metaultramáficas, estruturas frágeis e a recristalização de anfibólios nematoblásticos e talco lepidoblástico ocorrem associadas, com as estruturas rúpteis sendo impressas, reflexo da resistência à recristalização de olivina, ortopiroxênio e cromita. 4) Processo de hidratação tardio que culminou na geração de fases hidratadas tanto nos metaultramafitos quanto nos metabasitos. 7.3- REGIÃO DE ANDRELÂNDIA 7.3.1- Anfibolitos De modo geral, os anfibolitos da região de Andrelândia apresentam trama granonematoblástica constituída pela assembléia de plagioclásio+ hornblenda, com algumas variedades contendo epidoto (e.g, 271-B, And-006, 264, And-007) e granada (e.g, Alagoa, Ibit-01 e 288), com biotita, titanita e ilmenita subordinadas. A associação plagioclásio+ hornblenda± granada é típica das associações de fácies anfibolito, com o aparecimento de granada como reflexo do incremento metamórfico, com condições de formação sob temperaturas entre 400-450°C (Yardley, 1992, Bucher & Grapes, 2011). A ausência de clinopiroxênio limita a assembléia a condições inferiores a fácies granulito e a presença de actinolita e epidoto restringem a condições superiores as da fácies xisto verde, conforme discutido no sub-ítem 7.2.1.3. No entanto, a textura retrogressiva exibida pelos anfibolitos da NL, na região de Alagoa (e.g, And-007), representada pelo intercrescimento vermiforme de epidoto e quartzo ao redor de anfibólio, com possíveis relictos de clinopiroxênio, e corona de epidoto ao redor de titanita, posteriormente recristalizada em arranjos granoblásticos (Cap. 3), evidencia uma retrogressão a partir, ou de metamorfito em fácies granulito, ou de assembléia primária, despressurizada e com exumação rapida, que preservou as texturas retrogressivas simplectíticas. Chalokwu & Kuehner (1992) apresentam feições similares em anfibolitos apalachianos segundo a reação [R25], estimadas em condições de temperatura entre 500-550°C e pressão de 6 Kbares. [R25] 5 Di + 9 Na + 4 H2O → 6 Ep + Tr + 2 Qtz Estimativas termobarométricas foram utilizadas na estimativa da determinação das condições físicas geradoras das assembléias dos diversos anfibolitos da região de Andrelândia. O epidoto anfibolito metagabro da NL (271-B), a partir de cálculos barométricos, segundo parâmetros termodinâmicos do conteúdo de Al em anfibólio cálcico, exibiu condições médias de pressão que variam entre 5,50 a 5,90 Kbares, segundo calibrações de Hammarstrom & Zen (1986), Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992), para análises realizadas em núcleos de grãos (Tab. 7.3). 194 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. De modo geral, as bordas exibem composições actinolíticas com baixo conteúdo de Al, não satisfazendo as condições dos geobarômetros utilizados acima. No entanto, uma análise de borda, com composição de hornblenda, exibiu valores de pressão entre 4,7 a 5,0 Kbares, o que sugere processos de recristalização de borda em condições barométricas mais brandas. Tabela 7 .3 : Valores barométricos (Kbar) obtidos s egundo diferentes cal ibrações de Al em anfiból io, para a variedade epidoto anfibol i to da NL (271 -B). Núcleo (Kbar) Ca l ibrações n=8 1 2 4 µ 5,49 5,79 5,89 max 6,67 7,11 7,01 min 3,61 3,68 4,11 σ 0,95 1,07 0,90 1) Hammarstrom & Zen (1986), 2) Hollister et al. (1987), e, 3) Schmidt (1992). Pares de anfibólio-plagioclásio exibem valores médios de temperaturas em torno 670°C (n=6), a partir de calibrações de Holland & Blundy (1994), com valores obtidos a partir de parâmetros de Ridolfi et al. (2009) em torno de 775°C, em bordas de grãos zonados, empalidecidos em relação às tonalidades esverdeadas dos núcleos, em condições mais brandas, ante média de 860°C apresentados pelos núcleos dos grãos. IV Os menores valores da razão (Na+K)/Al , associados as composições actinolíticas das regiões de bordas (Fig. 7.13), fortalecem as evidências de condições metamórficas mais amenas para a formação das regiões marginais dos grãos, levando-se em conta que as substituições isomórficas de Na e Si por Ca e Al são termodinamicamente dependentes e intensificam-se com o incremento do grau metamórfico (Sen, 1957, Ernst, 1968, Derr et al. 1966) Portanto, estes valores, sugerem mecanismos tardios de recristalização de borda (ajuste estático), a medida em que o gradiente termobarométrico atenuou-se e atingiu condições de fácies xisto verde, o que é refletido na assembléia final actinolita+ plagioclásio+ epidoto, típica dessa fácies (Yardley, 1992, Bucher & Grapes, 2011, Winter, 2001). 195 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... I V Figura 7 .13: Relação de Na + K versus Al dos anfiból ios dos anfibol i tos da reg ião de Andrelândia. O granada anfibolito da NL (288) apresenta valores médios de pressão entre 7,70 a 8,30 Kbares, quando são utilizadas calibrações de Al em anfibólio cálcico de Hammarstrom & Zen (1986), Hollister et al. (1987) e Schmidt (1992, Tab. 7.4). Tabela 7 .4 : Valores barométricos obtidos para a amos tra 288 , s egundo cal ibrações de Al em anfiból io cálcico. Pressão (Kbar) n=7 1 2 3 µ 7,73 8,30 8,01 max 8,11 8,73 8,37 min 7,28 7,79 7,58 σ 0,25 0,28 0,24 1) Hammarstrom & Zen (1986), 2) Hollister et al. (1987), e, 3) Schmidt (1992) Geotermômetros baseados no equilíbrio de pares de granada-anfibólio forneceram valores de temperaturas entre 657,80 a 733,0°C (µ=695°C, n=4) (Graham & Powell, 1984) e entre 545,9 a 593,6°C (µ=573°C, n=4) (Perchunk et al. 1985), quando aplicados em 4 pares. Utilizando-se calibrações de Holland & Blundy (1994) obtiveram-se condições de temperatura entre 647-723°C e pressões entre 7,15 a 8,28 Kbares, aplicados a pares anfibólio-plagioclásio. Calibrações que utilizam o par granada-biotita, a partir de sete calibrações diferentes, forneceram temperaturas da ordem de 625- 765°C para o equilíbrio do par, com pressão estimada em torno de 6,5 Kbares (Bhattacharya et al. 1992, Dasgupta et al. 1992, Bhatt et al. 1992). O anfibolito da NL (And-04), com ausência de epidoto e granada, a partir de geobarometria baseada no conteúdo de Al no anfibólio, apresenta condições médias de pressão em torno de 6,75 e 7,5 Kbares, respectivamente para as regiões de bordas e núcleos, utilizando-se média obtida a partir de diferentes calibrações (Tab. 7.5). Os menores valores barométricos das bordas dos grãos, junto com as 196 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. IV menores razões (Na+K)/Al , sugerem, uma recristalização de borda em condições metamórficas mais amenas, consoante com o determinado para a amostra do anfibolito metagabro da NL (271). Tabela 7 .5 : Valores barométricos obtidos a partir de cal ibração de Al em anfiból io cálcico para o anfibol i to AND-004 . Borda (Kbar) Núcleo (Kbar) Ca l ibrações Ca l ibrações n=4 1 2 3 n=4 1 2 3 µ 6,85 7,31 7,18 µ 7,53 8,08 7,83 max 8,06 8,68 8,33 max 8,04 8,65 8,31 min 5,71 6,04 6,10 min 6,97 7,45 7,29 σ 1,08 1,21 1,03 σ 0,44 0,49 0,42 1) Hammarstrom & Zen 1986, 2) Hol lister et al.1987, 3) Schmidt 1992 Calibrações efetuadas utilizando-se pares de plagioclásio-hornblenda, segundo calibrações de Blundy & Holland (1990), a 7,5 Kbar, estimaram valores de temperaturas entre 853 e 985°C para o equilíbrio de 6 pares. Calibrações de Holland & Blundy (1994) exibiram valores médios de temperaturas entre 794,1 e 928,7°C para a formação de bordas dos grãos e entre 788,5 e 896,5°C para as regiões de núcleos. O granada anfibolito posicionado na NLD (Ibit-01, Cap. 2) apresenta valores médios de pressão que variam entre 8,3-8,9 Kbares para a formação dos núcleos de grãos nematoblásticos, quando utilizadas calibrações baseadas no conteúdo de Al no anfibólio (Tab. 7.6). Calibrações de equilíbrio hornblenda-plagioclásio, segundo Blundy & Holland (1990), a 8,5 Kbares, estimaram condições de temperaturas entre 780-810°C para o par. Tabela 7 .6 : Valores barométricos obtidos a partir de cal ibrações de Al em anfiból io cálcico para o granada anfibol i to da NLD. Cal ibrações - borda (Kbar) n=6 1 2 4 µ 8,28 8,92 8,54 max 9,01 9,73 9,22 min 7,89 8,48 8,16 σ 0,42 0,47 0,39 1) Hammarstrom & Zen (1986), 2) Hollister et al. (1987), e, 3) Schmidt (1992). O (epidoto) anfibolito da NA (And-006) apresenta valores médios de pressão para núcleos de grãos nematoblásticos, entre 7,5 e 8,1 Kbares, segundo calibrações de Al em anfibólio cálcico (Tab. 7.7). Na utilização de calibração com o par anfibólio-plagioclásio, com pressão em torno de 7,5 Kbar, determinaram-se valores térmicos em torno de 694°C (Blundy & Holland, 1990). 197 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Tabela 7 .7 : Es timativas barométricas para o anfibol i to And-006 . Cal ibrações - Al em anfiból io (Kbar) n=4 1 2 4 µ 7,53 8,08 7,83 max 8,43 9,09 8,68 min 6,32 6,72 6,68 σ 0,88 0,99 0,84 1) Hammarstrom & Zen (1986), 2) Hol l i s ter et al. (1987), e, 3) Schmidt (1992). O epidoto anfibolito da NL (And-007) apresenta valores médios de pressão entre 6,1 a 6,5 Kbares quando utilizadas calibrações de Al em núcleo de anfibólio cálcico (Tab. 7.8), com valores de temperaturas estimadas entre 745,7 e 793,61°C e pressão de 6 Kbares, segundo calibrações de equilíbrio do par hornblenda-plagioclásio, com parâmetros de Blundy & Holland (1990). Porém, as reações simplectíticas definidas pelo intercrescimento vermiforme de epidoto e quartzo ao redor de anfibólio (com relictos de clinopiroxênio) e corona de epidoto ao redor de titanita, posteriormente recristalizada em arranjos granoblásticos (Cap. 3), foram determinadas por Chalokwu & Kuehner (1992) como geradas em condições de temperatura entre 500-550°C e pressão de 6 Kbares, segundo a reação [R20]. Tabela 7 .8 : Es timativas barométricas para o anfibol i to And-007 da NL. Núcleos de grãos Ca l ibrações - Al em anfiból io (Kbar) n=4 1 2 4 µ 6,12 6,50 6,49 max 6,37 6,78 6,73 min 5,67 6,00 6,07 σ 0,28 0,31 0,26 Diante das bordas exibirem composições actinolíticas, com baixo conteúdo de Al, o que invalida o uso dos geobarômetros utilizados acima, foram atribuídas condições de fácies xisto verde (<500°C e <6 Kbares), diante da assembléia actinolita+ plagioclásio+ epidoto, típica dessa fácies (Yardley, 1992, Bucher & Grapes, 2011, Winter, 2011). Conforme exposto no subitem 7.2.3, a composição química do plagioclásio e do anfibólio sistematicamente se modifica em virtude das condições físicas, com o conteúdo de anortita no plagioclásio em metamorfitos sendo diretamente associado ao incremento do grau metamórfico (e.g, Beck, 1913, Derr et al. 1966, Chalokwu & Kuehner,1992). A presença de epidoto, ou outra fase cálcica, influencia fortemente o conteúdo de An no plagioclásio (Ramberg, 1943, 1952, Goldsmith, 1982). 198 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Ramberg (1952), a partir de reações contínuas definiu um diagrama baseado em superfícies isobáricas e isotérmicas que apresentam a influência do incremento da pressão de fluido (H2O) no deslocamento do equilíbrio do sistema no campo do epidoto, o que favorece o incremento na razão +3 Fe /Al dessa fase. Misch (1968) e Rambaldi (1973), observaram uma relação no aumento do conteúdo de anortita no plagioclásio associado a uma diminuição no conteúdo de Al no epidoto em decorrência do aumento do grau metamórfico, em metassedimentos e metavulcânicas, que apresentam composições de oligoclásio e andesina, com máximo de An40, com composições da albita nas rochas sem epidoto. +3 +3 +3 +2 Hormann e Raith (1973) observaram um decréscimo no Fe e de Fe /(Fe +Fe ), a partir de condições de fácies xisto verde a anfibolito. O conteúdo cálcico do plagioclásio nos diversos anfibolitos da região de Andrelândia mostrou- se crescente, na seguinte ordem: And-006→And-007→288→Ibit01→271→And-004, não necessariamente representando um incremento do grau metamórfico, mas sim a influência do epidoto na composição do plagioclásio. O anfibolito da NL (And-004), que exibe as composições mais cálcicas de plagioclásio (Fig. 6.35, An89,40 a An91,60), não representa necessariamente a variedade submetida as condições metamórficas mais intensas, mas sim a preservação do conteúdo cálcico frente a ausência de fases cálcicas secundárias (e.g, epidoto e granada). Levou-se em conta que as determinações termobarométricas para essa variedade exibiram valores intermediários aos determinados para cada grupo, com valores similares ao da amostra de epidoto anfibolito (And-006), que exibe os menores conteúdos cálcicos no plagioclásio e os maiores conteúdos modais de epidoto (Cap. 3). Aparentemente, a composição do anfibólio, mostra-se insensível a presença de epidoto, com VI VI as amostras exibindo a seguinte sequência crescente da razão Al \AL (Fig. 6.24): And-007 (borda) → 271-B (borda) → And-004 (borda) → 271-B (núcleo) → And-004 (núcleo) → And-007 (núcleo) → And06 → 288 → Ibit-01, consoante com os valores termobarométricos determinados. Em síntese, os anfibolitos da região de Andrelândia, diante das suas heterogeneidades químicas, composicionalmente transitando em campos de basaltos N-MORB e de arcos de ilhas (Cap. 5), junto a suas dissimilaridades quimio-texturais (Cap. 3 e 5, Fig. 7.14), provavelmente representam fragmentos basálticos, e, subordinadamente, gabróicos, provenientes de diversos ambientes tectônicos, reflexo da complexa arquiteturação tectônica da região. Esses corpos, possivelmente representam lascas de uma crosta oceânica e/ou fragmentos de arcos submetidos a processos distintos, o que impossibilita a caracterização coletiva dessas variedades, com os registros quimio-texturais dos 199 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... anfibolitos da região de São Vicente de Minas (Cap. 4), tanto posicionados na NA, quanto na NL, dissimilares aos dos anfibolitos da região de Alagoa (Fig. 7.14). Os registros quimio-texturais, nas variedades estudadas, mostram que o pico metamórfico não ultrapassou condições de fácies anfibolito, independente do espécime ou da estrutura encaixante, com os registros precoces destoando entre as variedades. É apresentada, em algumas espécimes da região de Alagoa (e.g,And-007, And-008 e 288), uma evolução policíclica, com trajetória horária superimpondo trajetórias precoces anti-horárias, exumada a partir de condições de fácies granulito, com esses registros, nos seus congêneres, podendo não ter existido ou estarem totalmente obliterados (Fig. 7.14). No entanto, as idades paleoproterozóicas (±2150 Ma, Cap.6) obtidas nos anfibolitos da NL e NA, da região de São Vicente de Minas, e no anfibolito da NLD, sugere magmatismo contemporâneo gerado em ambientes desenvolvidos a partir de um processo tectônico comum, em ambiente oceânico (Cap. 4). 200 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 7 .14: Evolução quimio-textural propos ta para o granada anfibol i to (And-006) e o epidoto anfibol i to (And-007). 201 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 7.3.2- Metarrodingito O metarrodingito cujos aspectos litoquímicos e texturais encontram-se em Pinheiro & Suita (2012) e Pinheiro & Suita (2013, em preparação) está anexado ao presente trabalho como parte integrante do mesmo, apresenta trajetória petrogenética a partir de rocha com assinatura toleítica, olivina normativa e assembléia primária desconhecida frente às modificações minerais. Seus padrões químicos similares aos dos metawebsteritos e metabasaltos (Pinheiro, 2008), assim como a evidente gradação químio-textural, a proximidade com serpentinitos e a associação com variedades de (granada) espinélio clinopiroxenitos/websterito (Pinheiro & Suita, op. cit.) sugerem uma zonalidade químio-metamórfica intimamente relacionada a espécimes máfico-ultramáficas previamente serpentinizadas (Pinheiro & Suita, 2008), submetidas progressivamente a fácies eclogito, com posterior exumação em condições de fácies granulito-anfibolito. A assembléia metamórfica constituída por granada(grd)+ clinopiroxênio(cpx)± epidoto ± hornblenda, com ausência de plagioclásio(pl), é característica da fácies eclogito (Hauy, 1922, Yardley, 1989, Carswell, 1990, Desmons & Smulikowski, 2007, O`Brien & Rotzler, 2003). Da mesma forma que as reações simplectíticas de clinopiroxênio/anfibólio+ plagioclásio, ao redor de granada, representam reações típicas de rochas retroeclogíticas estabilizadas em fácies granulito a anfibolito (e.g, Barker, 1990, Bettini & Messiga, 1990, Passchier & Trouw, 1996, Vernon 2008, Lang & Gilloti, 2001, O`Brien & Rotzler, 2003). A associação grd+ cpx+ pl+ quartzo(qtz), com ausência de ortopiroxênio é característica de alta pressão e associada tanto a fácies granulito (Fig. 7.15, O`Brien & Rotzler, 2003) quanto a anfibolito (Pattison, 2003). Em altas pressões, o plagioclásio, em metabasitos, desaparece a partir das reações [R26] e [R27] (Fig. 7.15, O´Brien & Rotzler, 2003), com o conteúdo de Al no piroxênio granulítico controlado pela reação [R26], pressão-dependente, e pela [R28], temperatura-dependente (Lovering & White, 1969). [R26] Ab(pl) → Jd(Cpx) + Qtz (P- dependente) [R27] An(pl) → Grs(Grd) + Ky + Qtz [R28] An(pl) → CaTs(Cpx) + Qtz (T- dependente) VI A presença de clinopiroxênio (Cap. 5), rico em AL (fassaita) ao invés de onfacita, reflete a variação de sua composição química frente a concepção original de eclogito de Hauy (1822), posteriormente redefinida (e.g, Eskola, 1921, White, 1964, O`Hara 1967, Miyashiro, 1973, Smulikowski, 1964) e, atualmente, caracterizada como rocha de composição basáltica constituída VI predominantemente por onfacita ou cloromelanita, com alto teor de Al e Na, granada magnesiana e plagioclásio ausente, com cianita, ortopiroxênio, rutilo e quartzo associados. Em rochas de composição ultramáfica, a associação forsterita e piropo é diagnóstica das condições dessa fácies. 202 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 7 .15: Grade petrogenética com os domínios das faces eclog i to, granul i to e anfibol i to (S pear, 1993). As curvas de es tabi l idade de granada e piroxênio em metabas i tos definem os campos de granul i to de al ta, média e baixa pres s ão (Green & Ringwood, 1967 , Hans en, 1981). Curvas de compos ição adamel í tica de Green & Lambert (1965). A l inha vermelha indica a trajetória retrograda da variedade metarodingítica e congêneres metaultramáficos da reg ião de Andrelândia. A ausência de cianita e a presença de diopsídio diferenciam essas variedades de grospiditos e assemelham-nas a metabasitos cálcicos submetidos a fácies eclogito (Evans, 1979, Rice, 1983). As IV VI IV substituições de tschermakíta (Al Al ↔MgSi), assim como substituições edeníticas (Na,Al ↔Si) e IV VI pargasíticas (Na na posição A e troca Al ↔Si e Al ↔Si) são termodinamicamente controladas, e sensíveis as variações de P e T nos sistemas. A incorporação de Al, tanto no piroxênio quanto em anfibólio, é reflexo do incremento no grau metamórfico, havendo expansão no campo de estabilidade de Al em temperaturas mais elevadas (Enst, 1968, Jenkins, 1983, Evans, 1982). Dessa forma, os maiores teores de Al no piroxênio e anfibólio granoblásticos, frente a seus congêneres simplectíticos (Cap. 5) evidenciam condições báricas mais elevadas na geração da constituição da trama granoblástica, posteriormente submetida a condições de descompressão rápida, o que desencadeou as reações simplectíticias ao redor de granada, com a geração de intercrescimentos de diopsídio/tschermakita de composições menos aluminosas e anortita, com ilmenita, epidoto e espinélio que constituem fases formadas a partir do excesso de Ti, Ca e Al (Cap. 3). 203 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Com base nas informações levantadas (Pinheiro & Suita, 2012), restringe-se o espécime metarodingítico a variedade constituída por granada+ diopsídio± epidoto± anfibólio com nítido enriquecimento cálcico e diluição nos valores de álcalis, pretérito ao desenvolvimento da trama gnáissica (Pinheiro & Suita, op. cit.), que foi equilibrada sob condições metamórficas de fácies eclogito, com as variedades de (granada) espinélio clinopiroxenito/websterito simplectíticos (Pinheiro & Suita, op. cit.) constituindo variedades metaultramáficas faciológicamente correlatas. A formação de granada em rochas metaultramáficas ocorre em condições acima de 20 Kbares (Fig. 7.16, O´Hara, 1967, Green & Ringwood, 1970), com valores entre 1.350 e 1.500°C e 40± 10 Kbares, determinados para a transição espinélio-granada em estado subsolidus a partir de experimentos no sistema CMAS (Walter et al. 2002). Figura 7 .16 : Condições de es tabi l idade de granada, es pinél io e plag ioclás io em compos ições ul tramáficas (modificado de Winter, 2001). A presença de espinélio poiquiloblástico em porções com significante conteúdo modal de simplectitas, a partir de consumo parcial a total de granada, sugere uma retrogressão com entrada no campo do espinélio, entre 8 e 20 Kbares (Fig. 7.16), com a granada representando a fase aluminosa em condições superiores de pressão e o plagioclásio pressões inferiores (O´Hara 1967, Green et al. 1970, Green & Ringwood, 1970). Associações metarodingíticas, com epidoto+ diopsídio+ espinélio, ocorrem estáveis acima de 2,5 Kbares, do contrário, são substituídas por anortita+ granada+ clorita (Rice, 1983). A ausência de clorita, formada em condições de estabilidade do espinélio em sistemas com significativa fugacidade de H2O, limita as condições segundo a reação [R4] modelada em sistema MASH (O´Hara, 1967, Evans, 1977). Frost (1975) ao analisar rochas metarodingíticas de Washington associou a assembléia epidoto+ diopsídio+ espinélio, a partir da quebra da clorita, à reação [R29], com variação de temperatura entre 694 a 720°C. 204 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. [R29] 2Clz + 2Cht → 4Di + 6Spl + 7H2O Texturas coroníticas e simplectíticas são profícuas indicadoras de reações metamórficas. Refletem, a partir de substituição mineral incompleta, as mudanças nas condições físicas do sistema o que possibilita inferir a evolução nas condições termobarométricas da rocha. Essas feições são melhor preservadas em volumes de rochas pouco influenciadas por processos deformacionais durante a reação, sendo sensíveis a recristalização, diante de sua forma exibir padrões altamente energéticos (Clarke & Powell, 1991, Passchier & Trouw, 1996, Vernon et al. 2008). O uso de calibrações termobarométricas em rochas submetidas a alto grau é problemática (Ravna & Paquin, 2003). Durante o resfriamento e a descompressão, componentes de trocas catiônicas utilizados nas calibrações, são modificados e obliterados por reações de difusão, com maior sensibilidade nas calibrações térmicas do que nas barométricas, sendo designados como o principio da incerteza dos granulitos (Frost & Chacko, 1989). Granulitos derivados de eclogitos, submetidos a elevação do gradiente térmico na descompressão, podem ter seus valores térmicos, referentes a condições termais mais brandas da fáceis eclogito, totalmente obliterados, com a trajetória P -T apresentando padrões de descompressão isotérmica ao invés do aquecimento durante a descompressão. Outro fator relevante na utilização de calibrações geotermobarométricas advém do fato de que granulitos de alta pressão, formados a partir de eclogitos, apresentam um posicionamento subcrustal em condições de fácies eclogito, com posterior exumação descompressiva, com suas condições termobarométricas indiscerníveis diante das modificações impostas à trajetória P-T durante a progressão da descompressão (O`Brien & Rotzler, 2003). (O`Brien & Rotzler, op. cit.), no entanto, apresentaram condições de temperaturas entre 700-850°C e pressões de 10-14 Kbares para o desenvolvimento de simplectitas de clinopiroxênio e plagioclásio sem ortopiroxênio, a partir de assembléia retroeclogítica livre de plagioclásio. No entanto, utilizaram-se algumas calibrações em pares de granada-clinopiroxênio, comumente utilizadas em rochas cálcicas de alto grau, para fins comparativos, e foram obtidos valores médios de temperaturas entre 970-990°C quando aplicados em composições de borda de clinopiroxênio, e, em torno de 1.000°C para composições de núcleo de clinopiroxênio e granada (Fig. 7.17). Calibrações aplicadas ao equilibrio do par granada-anfibólio de Graham & Powell (1984) e de Perchuk et al. (1985), apresentam temperaturas médias de 760°C e 560°C, respectivamente. Ravna & Paquin (2003) fazem ressalvas quanto a estas calibrações utilizadas, desconsiderando seu uso para rochas eclogíticas. Porém, diante da retrogressão metamórfica, para condições fora da fácies eclogito, mantiveram-se os valores obtidos para fins comparativos. 205 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 7 .17: Valores termométricos determinados a partir de cal ibrações : 1 ) El l i s & Green (1974), 2 ) Powel l (198 5), e , 3 ) Krogh (1985). Utilizando-se calibrações de Spencer & Lindsley (1981) e Andersen & Lindsley (1985) obtiveram-se valores médios de temperaturas de 549°C e 554°C, respectivamente, para par de magnetita-ilmenita que constitui corona ao redor de simplectitas de clinopiroxênio e plagioclásio em níveis com espinélio, hornblenda e clinopiroxênio granoblástico. A ocorrência da associação magnetita+ ilmenita, sugere a pré-existência de uma fase óxido nas condições do pico metamórfico (fácies eclogito). Newton (1986) atribui a coexistência de magnetita e ilmenita em soluções sólidas, como resultado de um sistema redutor na cristalização, altamente influenciado pela fugacidade de oxigênio, com interação com fase fluida, expressa pela reação [R30]. Buddington & Lindsley (in Newton, 1986) determinaram valores de temperaturas de 600 a 1.000°C e pressões de 670 a 2.000 Kbares para a formação da associação magnetita e ilmenita, como resultado da variação dos valores de temperatura e fugacidade de oxigênio (T-ƒO2). Ocorre a desmiscibilização desta solução nas duas fases distintas em condições inferiores a esta. [R30] 3FeTiO3 + 3Fe2O3 = Fe3O4 + 3Fe2TiO4 + 2O2 (Solução sólida de ilmenita) (Solução sólida de magnetita) Atualmente, não existem calibrações confiáveis para determinações barométricas para rochas em fácies eclogito (Ravna & Paquin, 2003). No entanto, foram utilizadas calibrações baseadas no conteúdo de Al em anfibólio cálcico, frente a entrada dessa fase em condições fora do campo eclogítico. Dessa forma, foram obtidos valores médios de pressão entre 10,5 a 11,5 Kbares para os grãos granoblásticos e de 8,1 a 8,4 Kbares para a formação dos grãos simplectíticos (Tab. 7.9). Tabela 7 .9 : Valores barométricos determinados a partir de cal ibração do conteúdo de Al em anfiból io cálcico, apl icado em ts chermak ita granoblás tica e s implectí tica do retroeclog i to. Valores barométricos (Kbar) Grãos granoblásticos (Al-tschermakita) Grãos simplectíticos (Hbl-tschermakita) n=19 1 2 3 n=12 1 2 3 µ 10,56 11,48 10,69 µ 8,10 8,72 8,37 max 11,36 12,37 11,45 max 9,35 10,12 9,55 min 9,14 9,88 9,35 min 6,57 7,00 6,91 σ 0,63 0,71 0,60 σ 0,77 0,87 0,73 1) Hammarstrom & Zen (1986), 2) Hollister et al. (1987), e, 3) Schmidt (1992). 206 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Diante do exposto, especula-se uma origem dessa variedade eclogítica cálcica (metarodingítica), a partir de associações metaultramáficas plutônicas, possivelmente com metabásicas associadas, submetidas a processos metamórficos-metassomáticos preococes (e.g, serpentinização, Pinheiro & Suita, 2008) responsáveis pelo enriquecimento cálcico (rodingitização, Pinheiro & Suita, 2012) em baixo grau, possivelmente associado a ambiente oceânico (Pinheiro & Suita, 2008, 2011, 2012), posteriormente submetido a condições de fácies eclogito. Estimaram-se condições de pressão acima de 11,5 kbares e valores de temperatura em torno de 1.000°C para o campo de estabilidade da assembléia de pico metamórfico, em fácies eclogito, caracterizada por clinopiroxênio+ granada. Processos posteriores atribuídos a descompressão e diluição do gradiente térmico, que caracterizam uma trajetória PT horária, com entrada no campo do espinélio, via fácies granulito de alta pressão, são definidos pela ausência de ortopiroxênio, e estão relacionados a condições de pressões de 10,5 a 11,5 Kbares, com a formação de hornblenda tschermakítica aluminosa (560 a 760°C) e espinélio, inicialmente coexistindo com granada e clinopiroxênio aluminoso. Com o progresso da retrogressão das condições termobarométricas, desencadearam-se reações simplectiticas de clinopiroxênio-plagioclásio e hornblenda-plagioclásio (~8,5 kbares), primeiramente, ao redor de granada e, posteriormente, ao redor de espinélio e clinopiroxênio aluminoso, junto com a dissociação de fases titaníferas pré-existentes em pares de ilmenita-magnetita (~550°C). Estas reações definem a entrada no campo do plagioclásio e equilíbrio em condições de fácies anfibolito. 207 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPÍTULO 8 CONSIDERAÇÕES METALOGENÉTICAS 8.1- INTRODUÇÃO Os registros de informações metalogenéticas relacionadas aos corpos máfico-ultramáficos posicionados em meio às unidades metassedimentares neoproterozóicas da porção meridional do Orógeno Tocantins são poucos. Na região de Andrelândia, o níquel, e subordinadamente o cromo, são os recursos minerais que tem registro de atividades extrativas e de pesquisa mineral. Mineralizações e/ou indicações de depósitos econômicos de Ni laterítico ocorrem em dois corpos metaultramáficos, no município de Liberdade: o do Morro do Corisco, e, os da Fazenda da Roseta (Cap. 2, Almeida, 1998, Pinheiro, 2008). O corpo do Morro do Corisco, posicionado na base da Klippe de Carvalhos, entre cianita e/ou sillimanita-granada xistos (Cap. 2), abrigou a mais antiga mina de níquel garnierítico do país, onde a explotação iniciou em 1927, através da companhia de Nickel do Brasil (Sarmento & Almendra Filho, 1964). Atualmente, é extraído serpentinito para fabricação de fertilizantes termofosfáticos e corretivos de solo. O Complexo ultramáfico Fazenda da Roseta constitui uma complexa associação de rochas metaultramáficas de alto grau metamórfico (Almeida, 1998, Pinheiro, 2008). O depósito niquelífero é comprovado por diversas galerias de pesquisa no corpo, estudado por serviços de exploração mineral na década de 1950. No Complexo Petúnia, as ocorrências cromitíferas ocorrem em ultramafitos posicionados em meio a unidades metassedimentares, nas regiões de Carmo do Rio Claro (Morro do Tabuleiro), sul de Alpinópolis e norte de Nova Resende, às margens do Córrego Mumbuca e nos arredores da Fazenda Catalão (Roig, 1993). Esta última ocorrência é portadora de ocorrências de ligas de Os, Ir e Ru (Roig & Schrank, 1992, Roig, 1993). Data da década de 1960, os registros mais antigos acerca da presença de cromo na Fazenda Catalão. É relacionada a essa década a extração de cerca de 50 toneladas de minério (Kaefer et al. 1975). Trabalhos posteriores foram executados pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM, Silva et al. 1977) e pela BP Mineração (Roig, 1992), sem resultados satisfatórios. 209 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 8.2- CONSIDERAÇÕES SOBRE PROCESSOS MINERALIZADORES EM ROCHAS MÁFICO-ULTRAMÁFICAS 8.2.1- Mineralizações em magmas máfico e ultramáficos. 8.2.1.1- Fe-Ni-Cu-(EGP) Concentrações econômicas de Fe-Ni-Cu ± EGP+Au (Elementos do Grupo da Platina e ouro) em depósitos magmáticos máfico-ultramáficos tem condições específicas de formação. Estas concentrações são estritamente controladas por parâmetros do gradiente térmico, viscosidade, conteúdo de voláteis e trajetória de cristalização do magma, intimamente dependentes da geração de líquidos imiscíveis sulfetados, a partir da incorporação, ou não, de sulfetos por interação com rochas crustais encaixantes (Arndt et al. 2005). Os depósitos magmáticos primários de Ni-Cu-EGP são classificados em 3 tipos principais (Lesher & Keays, 2002). Os depósitos do tipo I correspondem a mineralizações formadas no início da cristalização e constituem horizontes maciços ou disseminados de sulfetos de Fe-Ni-Cu-(EGP), próximos a base do pacote (tipo 1a) ou associados à interface com a rocha encaixante (tipo 1b). Concentrações econômicas do tipo II ocorrem em horizontes cristalizados nos estágios finais da cristalização magmática, e compreendem depósitos stratabound com sulfetos disseminados grossos (tipo IIa), finos (tipo IIb), muito finos (tipo IIc) ou em vênulas, pods ou stockwork (tipo IId). As do tipo III associam-se a unidades formadas a partir da cristalização fracionada e constituem estratos finos (reefs) acompanhados por valores significativos de EGP. Naldret (2004) atribuiu quatro fases críticas para a formação de depósitos magmáticos de Fe- Ni-Cu ± EGP que são: 1) a geração de magmas parentais portadores de fases metálicas, a partir de fusão mantélica, que ascendem a crosta siálica diante da diferença de densidade entre líquido magmático e crosta siálica, 2) a interação do líquido magmático com as rochas encaixantes siálicas, o que forma magmas híbridos ou contaminados, com significativa incorporação de enxofre crustal e resulta em saturação de S, com segregação de líquidos imiscíveis sulfetados retentores de metais , 3) a interação dinâmica entre o líquido sulfetado e o silicático, que potencializa a retenção de metais calcófilos em fases sulfetadas, e, 4) a acumulação das fases metálicas sulfetadas em quantidade suficiente para a formação de depósitos econômicos. O mecanismo de fusão e, consequente geração de magma(s), reflete mudanças nos parâmetros físicos em diversificado espectro processual, sendo: 1) fusão de equilíbrio, com o fundido permanecendo em equilíbrio com a fonte, o que se reflete em fracionamento moderado de elementos moderada a altamente incompativeis, 2) fusão fracionada, caracterizada por processos contínuos de fracionamento e extração, o que acarreta no empobrecimento progressivo de elementos incompatíveis e pronunciado fracionamento de elementos moderada a altamente incompatíveis, 3) fusão crítica, 210 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. caracterizada pela retenção de líquidos fracionados junto a fonte, o que resulta no fracionamento menos pronunciado de elementos moderada a altamente incompatíveis (Arndt et al. 2005). Embora concentrações imiscíveis de magmas sulfetados sejam componentes comuns na segregação de sistemas máfico-ultramáficos, sua disponibilidade é restrita e em baixas concentrações, diante do limitado conteúdo de enxofre extraído pela fusão parcial. McDonough & Sun (1995) estimaram conteúdos de enxofre entre 200-300 ppm para o manto primitivo com sua incorporação no liquido a partir de 17 a 25% de fusão parcial (Fig. 8.1). No entanto, o restrito conteúdo primário de enxofre extraído na fusão, é insuficiente para a retenção e geração de fases sulfetadas metálicas em quantidades econômicas, sendo a geração de muitos depósitos associada a assimilação de enxofre de rocha encaixante. Estudos experimentais (Lesher & Campbell, 1993, Fleet et al. 1996, Naldret, 2004) determinaram que a solubilidade do sulfeto em magmas máficos ou ultramáficos tem relação direta com o aumento de temperatura, αFeO e ʄS2, e inversa com o incremento da pressão, αSiO2 e αNa2O. Dessa forma, a composição do magma máfico ou ultramáfico é regida pela composição da fonte mantélica, fortemente influenciada pelo tipo e taxa de fusão parcial, com significativa influência do modo de interação com a rocha encaixante, o que possibilita a incorporação e saturação de enxofre no líquido (Arndt et al. 2005). O conteúdo de EGP no magma depende da natureza e abundância das fases retentoras desses elementos no resíduo da fusão, com suas distribuições governadas por seus coeficientes de partição. Keays (1982, 1995) dividiu os EGP em dois grupos, baseados em seu comportamento: 1) elementos do sub-grupo do paládio (PEGP), constituído por Pd, Pt e Rh, com comportamento calcófilo, que são retidos em fases sulfetadas ricas em Cu em peridotitos sub-solidus, 2) elementos do sub-grupo do irídio (IEGP), representado por Ir, Os e Ru, retidos em fases e ligas de Fe-Ni e em espinélios, em especial cromita, com comportamento siderófilo. sulfeto-silicato 4 5 Os EGP exibem comportamento calcófilo (DEGP ~10 -10 , Balhaus et al. 1994, Fleet sulfeto-silicato 5 6 et al. 1996) e são extremamente siderófilos (DEGP ~10 -10 , O´Neil et al. 1995). A partição sulfeto-silicato de elementos calcófilos apresenta comportamento inverso ao da razão ʄO2/ʄS. Assim, o sulfeto-silicato 3 cobre, embora tenha baixo coeficiente de partição (DCu ~10 ), comumemente forma sulfetos (Fleet et al. op. cit.). 211 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... sulfeto- O níquel, por seu comportamento calco-siderófilo, ocorre na estrutura de sulfetos (DNi silicato 2- 3 olivina-silicato ~10 10 ) e olivina (DNi ~2, Kinzler et al. 1990), com seus valores de partição, junto com os do Co, decrescentes com o aumento de pressão, com seu conteúdo gradativamente enriquecido de acordo com as taxas de fusão parcial (Dingwell et al. 1994, Lesher & Stone, 1996). Os coeficientes de partição da Pt, Pd e Ir mostram-se insensíveis as mudanças barométricas (Holzheid et al. 1998). Se fases sulfetadas, óxidos e ligas permanecerem no resíduo mantélico durante o processo de fusão parcial, significativos conteúdos de elementos calcófilos ficarão retidos nestas fases, o que acarretará baixas concentrações destes elementos no líquido formado. Desse modo, o grau de fusão parcial exerce um forte controle na extração e conteúdo de Ni-Cu-EGP em magmas derivados de fusão mantélica. Os magmas formados a baixas taxas de fusão parcial, em condições relativamente reduzidas, contém baixos conteúdos de EPG, Cu e Ni. Magmas que são gerados a partir de moderada taxa de fusão parcial tem significativo conteúdo de EGP (PEPG e IEGP), Ni e Cu, e, magmas formados por altas taxas de fusão parcial tem baixos teores de Cu e EGP e alta abundância de Ni e IEGP (Arndt et al. 2005). Assim, magmas komatiíticos, picríticos e toleíticos, que são formados a alta temperatura e tem baixa viscosidade apresentam maior capacidade de formação de depósitos de Ni-Cu (EGP) em relação a magmas picríticos alcalinos e basálticos, formados em condições térmicas mais brandas, ricos em voláteis e com maior viscosidade (Arndt et al. 2005). Figura 8 .1 A) Variações na compos ição do l íquido em cons equência do incremento nas taxas de fus ão e extração de fas es s i l icatadas , B) variação na concentração de elementos menores em res pos ta ao aumento da taxa de fus ão (diagramas extraídos de Arndt et a l . 2005). 8.2.1.2- Cromitito As concentrações primárias econômicas de cromita, em sua grande maioria, constituem-se de segregações magmáticas máfico-ultramáficas maciças a disseminadas, com depósitos subordinados formados por processos intempéricos (e.g, aluviais e coluvionares, Duke, 1983). Com base na geometria primária do depósito, características petrológicas e posicionamento tectônico, estes depósitos são divididos em duas classes: 1) estratiformes, e, 2) podiformes. 212 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Os depósitos estratiformes correspondem ao acúmulo de cromita ao longo de horizontes que definem estratos em complexos máfico-ultramáfico intrusivos (e.g. Bushveld, Stillwater), como reflexo do processo de cristalização fracionada na câmara magmática em seus estágios iniciais (Irvine, 1965, 1967, Thayer, 1964, Duke, 1983). Os depósitos podiformes constituem concentrações irregulares, lenticulares, tectonicamente posicionadas e associadas a sequências ofiolíticas. Embora este tipo de depósito relacione-se a deformação, texturas cumuláticas sugerem formação por processos de cristalização fracionada de líquidos máficos ou ultramáficos, em condições similares as dos processos geradores de depósitos estratiformes. A analogia se torna pertinente principalmente para depósitos relacionados a seções ultramáficas cumuláticas de sucessões ofiolíticas que são associadas ao fracionamento de líquidos basálticos posicionados na base da crosta oceânica (Duke, 1983). A natureza lenticular e a limitada continuidade lateral dessa classe de depósito reflete o condicionamento magmático no momento de seu fracionamento, com a ocorrência de cromititos maciços restritos a regiões específicas da câmara magmática (Greenbaun, 1972) ou associadas a deformações em condições ígneas, em estado parcialmente consolidado, frente aos distúrbios intrínsecos relacionados ao seu ambiente gerador (e.g, centros de espalhamento) e consequente evolução tectônica (Thayer, 1964). Diversas arguições relacionam cromititos e dunitos associados a resíduos refratários de fusão parcial (e.g, Dickey & Yoder, 1972), porém, as evidências cumuláticas contrapõe esse modelo (Duke, 1983). 8.2.2- Mineralizações em ofiolitos O potencial metalogenético em corpos ofiolíticos requer atenção aos processos concentradores ou dispersadores, reflexo das transformações decorrentes da trajetória orogênica, com processos concentradores primários totalmente obliterados, remobilizados ou reconcentrados devido aos processos atuantes nas diversas etapas de sua formação, em ambiente crustal oceânico, até o seu posicionamento crustal orogenético (Proenza et. al, 2004). Dessa forma, as concentrações econômicas em corpos ofiolitos ou alpinos são classificadas como: 1) primordiais– correspondem a teores econômicos gerados em processos sub-oceânicos, intralitosféricos e de fundo oceânico, 2) exóticos– concentrações geradas a partir de processos orogênicos, e, 3) supergênicos– associados a processos superficiais, denudação erosiva e lixiviação de elementos, o que pode gerar enriquecimento residual, posterior a exumação e posicionamento crustal do corpo. Ao primeiro grupo associam-se concentrações econômicas de sulfetos maciços vulcanogênicos (VMS), Cu+Zn e Au+Cu, e concentrações de Au+Ag epitermais e stockwork 213 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... (Prichard et al. 2004). Os depósitos podiformes de cromo (subitem 8.2.1.2) que estão nessa classificação tem significativos conteúdos de EGP. Segundo Prichard et al. (2004), os EGP encontram-se em complexos ofiolíticos a níveis de ppb, com valores expressivos de Pt, Pd e Rh associados a sulfetos e os de Os, Ir e Ru associados a cromitito podiforme. Evidências geoquímicas apontam um decréscimo na razão Pd/Ir diretamente relacionada ao aumento do grau de fusão, o que indica que Pd e Au são extraídos a baixa taxas de fusão, de forma mais eficiente que os demais EGP (subitem 8.2.1.1), exibindo comportamento geoquímico similar e associa-se, neste contexto, aos EGP. A introdução de água no processo de subdução possibilita o aumento do grau de fusão parcial (Fig. 8.2) e taxas relevantes de extração de EGP e enxofre da fonte. Sequências ofiolíticas ricas em platinóides são formadas a partir de altas taxas de fusão mantélica e associadas a geração de magmas boniníticos (Fig. 8.2). Isto possibilita a geração de sulfetos metálicos platiníferos, o que contrasta com complexos ofiolíticos gerados por taxa de fusão insuficiente para extração e concentração de EGP (e.g, MORB ś) e com alta taxa de fusão que dispersa os EGP. Estes corpos férteis, associados a boninitos (ofiolitos do tipo HOT- harzburgitic ophiolitic type) tendem a possuir unidade cumulática mais expressiva que as do tipo MORB, com abundância de corpos cromitíferos podiformes, com o resíduo mantélico, nessas seções, constituído de harzburgito refratário (Fig. 8.2). Figura 8 .2 : Es quema tectônico s impl i ficado que i lus tra a geração de l íquidos ricos e pobres em EGP (extraído de Prichard, 2004). As concentrações primárias auríferas em complexos ofiolíticos ocorrem em zonas de supra- subducção, retroarco e ante-arco, em ambientes de baixa sulfetação. Estes depósitos de ouro ocorrem, de forma menos expressiva, em ambientes de alta sulfetação, relacionados a zonas de espalhamento. No segundo grupo de depósitos auríferos, destacam-se concentrações metamórficas e orogênicas, 214 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. associadas a geração de litwanitas e birbiritas auríferas e, por remobilização, em veios e zonas de cisalhamento. As concentrações supergênicas relacionam-se a geração de gossans, lateritas e depósitos detríticos, reflexo dos processos físico-químicos, intempérico/erosivos, submetidos sobre rochas em condições crustais rasas. Os depósitos gerados por concentrações a partir de processos físicos, como resposta ao desmonte mecânico, constituem, pela alta densidade do Au, Cr e EGP, depósitos de pláceres, coluvionares e aluvionares. 8.3- CONSIDERAÇÕES METALOGÊNICAS PRELIMINARES. Diante da potencialidade metalogenética de associações máfico-ultramáficas, em caráter preliminar, foram analisados no Complexo Petúnia conteúdos de metais nobres (Au+Pt +Pd) em 11 amostras, distribuídas em 4 variedades metamáfico-ultramáficas (Anexo- CD-ROM). Destas variedades, foram escolhidas 3 amostras de cromitito, 6 de metaolivina ortopiroxenito e suas variedades metamórficas, 1 de metagabro coronítico e 1 de granada anfibolito. Na região de Andrelândia, para o estudo metalogenético comparativo de metais nobres (Au+Pt+Pd+Rh), foram selecionadas 12 amostras representativas de metaultramáficas do Morro do Corisco, Fazenda da Roseta e ortopiroxenito da região de Carrancas (caracterizadas por Pinheiro 2008). Destas, escolheram-se 5 amostras de meta-harzburgito e serpentinitos derivados, 3 amostras de metarrodingito, retroeclogito e piroxenito transicional, 2 de metawebsterito, 1 de bronzitito pegmatóide e 1 de metaolivina ortopiroxenito (Anexo 1- CD-ROM). Esses ultramafitos foram caracterizados como remanescentes de seções crustais oceânicas, submetidos a processos metamórfico-metassomáticos primários e reequilibrados em assembléias de alto grau, decorrentes de sua trajetória orogênica (Pinheiro, 2008, Pinheiro & Suita, 2008). 8.3.1- Complexo Petúnia (CP) As variedades metaultramáficas do CP apresentam singularidades no conteúdo de metais nobres. As variedades de metaolivina ortopiroxenito tem conteúdos de níquel que variam de 187,20 a 1.925,60 ppm (Figs 8.3 e 8.4, Anexo 1- CD-ROM). O maior teor é exibido pela amostra Pet-040 (1.925,60 ppm), com os maiores conteudos de ortopiroxenio (60%), olivina (15-18%) e sulfetos (3%, Caps. 4 e 6). Os teores mais baixos de Ni estão nas variedades intensamente modificadas por processos metamórficos, com o menor teor (187,20ppm) em variedades com talco e antofilita (e.g, Pet-027, Cap. 3). 215 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... O cobalto e o vanádio apresentam padrões similares, com teores que variam entre 86,90- 119,40 ppm de Co e 40-80 ppm de V, que são compatíveis com os do manto primitivo (MP, Figs. 8.3B e 8.4D). O cobre nas variedades metaultramáficas tem teores abaixo de 80 ppm, na grande maioria com concentrações inferiores as mantélicas (Fig. 8.4D). O metagabro coronítico (amostra Pet-006C) exibe o maior conteúdo desse elemento (109 ppm, Fig. 8.3). A platina e o paládio, únicos EGP analisados em conjunto em amostras de ortopiroxenitos do CP, apresentam conteúdos abaixo de 8 ppb, com médias de 2,3 ppb de Pd e 2,5 ppb de Pt. O metagabro coronítico tem 6,9 ppb de Pt e 7,8 ppb de Pd, que são teores compatíveis com os do manto primitivo (Fig. 8.4E). O granada anfibolito apresenta conteúdos insignificantes. Figura 8 .3 : Diagramas binários das concentrações de Ni nos l i totipos anal is ados do CP, versus: A) Co, e, B) Cu. Diagramas colunares que repres entam concentrações de: C) Co e Ni , D) Cr e V, E) Pt e Pd, e , F) Cu e Zn. Os cromititos do CP possuem valores muito anômalos de Pt (341,5-794,7 ppb) e muito baixos teores de Pd (2,0-8,4 ppb, Fig. 8.4A). Os valores de Pt são de quase 100 vezes os do manto primitivo (MP, Fig. 8.4C). Nestes cromititos, o V ocorre em conteúdos relevantes, com concentrações médias em torno de 1.000 ppm, cerca de 10 vezes o valor do MP (Fig. 8.4D) e com média de 50 ppm nos 216 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. metaortopiroxenitos (Figs. 8.3 e 8.4). Os teores de Au estão abaixo do limite de detecção analítica na maioria dos litotipos analisados. Figura 8 .4 : Diagramas (do tipo aranha ) que apres entam as concentrações (ppb) de: A) Pt e Pd, B) Co, V, Cu e Ni para as variedades metaultramáficas do CP, e normal izados aos valores do “manto primitivo, MP” de Pt, Pd, Cr, Ni , Co, V, Cu e Zn dos : C) cromiti tos , D) metaol ivina ortopiroxenito, e , E) metamáficas , granada anfibol i to e gabro coronítico. 8.3.1.1- Discussão No Complexo Petúnia (CP), a existência de corpos cromitíferos desmembrados com assinatura petroquímica e textural de corpos de complexos estratiformes diferenciados (Caps. 4, 5 e 6), com conteúdo de ligas de Os-Ir (Roig, 1993), junto a registros de lavra desses corpos nos anos 1960 (Kaefer et al. 1975), evidencia seu caráter econonômico quanto a cromo e, possivelmente, platinóides na região. 217 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Os expressivos conteúdos de Pt, associados a baixos teores de Pd, sugerem prováveis processos de concentração de platina e dispersão de paládio, como possível resposta a processos metamórfico/hidrotermais-deformacionais. Considerou-se para tal assertiva, os valores de coeficientes de partição e pontos de fusão, o que torna improvável o pareamento de concentração “rica” e “pobre”, e mobilidade relativa durante processos pós-magmáticos desses elementos, nos litotipos analisados, só por processos primários. Campbell et al. (1983) apresentaram valores da ordem de 160.000 e 120.000, para o coeficiente de partição (Kd) entre os líquidos sulfetado e silicático, para Pt e Pd, respectivamente. Barnes et al. (1985), organizaram os EGP pelos valores de Kd: Os>Ir>Ru>Rh>Pt>Pd. Os PEGP (Pt, Pd e Rh), em processos magmáticos e pós-magmáticos (metamorfismo e/ou hidrotermalismo), apresentam significativa mobilidade e são muito reativos e transportáveis (Barnes et al. 1985, Woodeía, 1992), de modo diferente dos IEGP, que são menos reativos e permanecem in situ ou são pouco mobilizáveis e constituem concentrações residuais em porções refratárias (Kieser 1993). No CP, os níveis de metaolivina ortopiroxenito pegmatóide bandado criptamente, com porções meta-harzburgíticas e variações metamórficas (Cap. 4), dunitos e cromititos associados, provavelmente representam níveis diferenciados de uma unidade maior (um complexo acamadado?), desmembrada pelos processos tectônicos atuantes na região. Níveis de ortopiroxenitos pegmatóides basais do Complexo de Bushveld são interpretados (Cawthorne et al. 2002, Cawthorne & Boerst 2006) como reflexo de annealing pós-magmático, estéreis em EGP, e sobrepostos a níveis platiníferos de piroxenitos de granulação normal, cromititos basais e níveis sulfetados, com os níveis pegmatíticos associados as mineralizações de EGP. No entanto os baixos valores de EGP nos metaultramafitos coletados e descritos, com conteúdos relativamente altos no metagabro coronítico (~15ppb Pt+Pd), junto aos valores anômalos muito expressivos nos cromititos (até ca. 1ppm) aventam a possibilidade de um magama rico em EGP, com estes elementos concentrados em horizontes específicos, isto é, “reefs” platiníferos. A escassez de diversidades litológicas dificulta maior extrapolação da potencialidade econômica, metalogênica, da área. Os valores obtidos para Ni, Cu e EGP não representam viabilidade econômica imediata. Porém, a ótica estratiforme para esses corpos, antes aceitos como sucessões ofiolíticas desmembradas (e.g, Roig, 1993, Feola, 2004, Zanardo, 2006), expande o potencial para a região e amplia as expectativas econômicas intrínsecas destes corpos magmáticos máfico-ultramáficos gerados a partir de processos de diferenciação e cristalização fracionada de modo similar aos complexos, e.g, Bushveld, Stillwater e Campo Formoso. Assim, uma maior averiguação futura faz-se necessária quanto a existência (ou não) de uma pré-disposição do magma para gerar concentrações sulfetadas de Fe- Ni-Cu(EGP), assim como a 218 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. detecção de processos ou mecanismos que afetaram seus parâmetros físico-químicos, desde a sua geração, durante seu trajeto rumo a crosta e ao seu posicionamento crustal. Isto possibilitaria, ou não, a retenção e concentração de elementos e minerais em conteúdos viáveis economicamente, como exposto anteriormente (subitem 8.2.1). 8.3.2- Região de Andrelândia Nas rochas metaultramáficas analisadas da região de Andrelândia, Ni, Cr e Co apresentam padrões semelhantes, com conteúdos crescentes de: rodingito→ websterito→ ortopiroxenito→ serpentinitos→ bronzitito pegmatóide (Fig. 8.5). Há pequena presença de sulfetos nessas variedades (Pinheiro, 2008), o que sugere que tais elementos estão na estrutura dos silicatos. A exceção das variedades metarrodingíticas e piroxeníticas de alto grau associadas e do litotipo a antofilita, do Alinhamento Arantina-Andrelândia (Pinheiro, 2008), o conteúdo de Ni nos metaultramafitos está acima de 1.500 ppm, com média em torno de 3.000 ppm. O metabronzitito tem teores maiores que 7.500 ppm, cerca de cinco vezes os do MP (Figs. 8.5 e 8.6). O cromo, à exceção do metabronzitito (~3.700 ppm) e dos metarrodingitos (fortemente empobrecidos), orbita, nas demais variedades, valores próximos aos do MP (Fig. 8.6). O conteúdo de Zn, nos serpentinitos e metarrodingitos, está abaixo dos do MP. Os piroxenitos exibem teores próximos aos do MP, e o maior conteúdo no metabronzitito (146 ppm), é aproximadamente o dobro do MP (Fig. 8.6). 219 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Figura 8 .5 : Diagramas binários para concentrações de metaultramafi tos da reg ião de Andrelândia: A) Ni -Cr, B) Co-Ni , C) Cr-V. Diagramas em coluna que exibem valores de Au, Pt, Pd e Rh: D) metapiroxenito, E) s erpentini to, e , F) metarrodingito. Os valores de cobre são inexpressivos na maioria das metaultramáficas analisadas e incidem abaixo dos 10 ppm. Os maiores conteúdos de Cu (9,4-88,2ppm) e de V (463-350 ppm), ocorrem no metarrodingito, que se destaca em relação aos serpentinitos e metawebsteritos (Figs. 8.5 e 8.6). Os teores de platinóides (Pt, Pd e Rh) mostram-se maiores, nas variedades analisadas, no metabronzitito e metaortopiroxenito, em torno de 25 ppb (Fig. 8.5), semelhantes aos do MP (Fig. 8.7). Teores acima de 10 ppb de Au são exibidos apenas pelo metarrodingito, o restante das variedades aloja teores muito baixos e os serpentinitos exibem valores abaixo do limite de detecção analítico. 220 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Figura 8 .6 : Res ultados das anál is es químicas para Au, Pt, Pd e R h (em ppb), e Co, Cu, V, Zn (ppm) e Ni e Cr (em % ), normal izados para valores do manto primitivo , MP (Barnes et . a l . 1988), nos metaultramafi tos da reg ião de Andrelândia. A) Metarrodingitos e metawebs teri to, B) Metapiroxenitos , e , C) s erpentini tos . 8.3.2.1-Discussão No Morro do Corisco, a atividade de lavra de hidrosilicatos niquelíferos (garnierita) residualmente concentrados em serpentinitos, assim como as diversas campanhas de pesquisa mineral na Fazenda da Roseta, confirmam o potencial desses corpos para depósitos supergênicos de Ni e Co, gerados por processos intempéricos sobre rochas metaperidotíticas (harzburgitos e olivina piroxenitos). Em análise preliminar, o metabronzitito pegmatóide da Fazenda da Roseta e o metaortopiroxenito de Carrancas, associados a porções diferenciadas de intrusões toleíticas (Almeida 1998, Almeida, 2012) ou a seção crustal de corpos ofiolíticos desmembrados, do tipo alpino (Pinheiro, 2008, Pinheiro & Suita, 2012) apresentam-se como melhores prospectos para prospectos e depósitos de EGP. Embora com baixos teores absolutos, estas rochas tem os maiores valores de Pt, Pd e Rh entre os ultramafitos analisados. As concentrações iniciais de EGP (Pt, Pd, Rh) do metabronzitito podem ter sofrido relevantes modificações pela intensa alteração intempérica nesta litologia (da qual foi amostrado e analisado o saprolito) e/ou por processos pós-magmáticos e deformacionais. 221 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... Questões relevantes ao potencial metalogenético nos corpos metaultramáficos dessa região permanecem abertas, diante da complexa evolução petrogenética-estrutural desses corpos, associada a uma diversidade litológica, com relações obscuras entre si e rochas encaixantes (Almeida 1998, Pinheiro 2008). Diante do predomínio de metaperidotito (meta-harzburgito serpentinizado), no Morro do Corisco, e metapiroxenitos na Fazenda da Roseta e na região de Carrancas, que contrapõe variedades cumuláticas refratárias e férteis, reequilibradas em alto grau e intensamente afetadas por processos aloquímicos (Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2008), torna-se necessária uma averiguação da pré-disposição magmática dessas variedades, para disponibilidade e capacidade de extração ou retenção, de metais nobres, em concentrações primárias significativas, a partir do processo de fusão parcial formador do(s) magma(s), juntamente com a influencia dos processos magmáticos envolvidos. Questões quanto à reconcentração e/ou dispersão de concentrações significativas de metais nobres (Au+EGP) tornam-se relevantes quando considerada a evolução petrogenética-estrutural desses corpos. Faz-se necessária a investigação quanto a sensibilidade desses elementos frente a expressivas mudanças nas condições físico-químicas do sistema no decorrer da complexa arquiteturação tectônica da região e sua potencialidade na geração de depósitos do tipo exóticos (subitem 8.2.2). 222 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPITULO 9 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES 9.1- COMPLEXO PETÚNIA As associações metamáfica/ultramáficas foram atribuídas a unidades disruptas de sucessões ofiolíticas (Soares et al. 1990 e 1991, Zanardo et al. 1990, 1996 e 2006, Roig 1993, Feola 2004, Zanardo & Cordeiro 2009), raízes de greenstone (Teixeira 1978, Teixeira & Danni 1979, Schmidt et al. 1992) ou corpos estratiformes (Szabó & Choudhuri 2003), com as associações supracrustais correlacionáveis tanto com as unidades basais do Grupo Andrelândia (Trouw et al. 1986, Roig 1993), Araxá/Canastra (Zanardo et al. 1996, Feola 2004) ou às unidades metassedimentares de sequências de greenstone belts (Pinto 2013, em preparação). Teixeira et al. (1987) e Del Lama (1993), em análise de anfibolitos das imediações de Bom Jesus da Penha, concluíram que a litoquímica destas rochas corresponde a de basaltos de fundo oceânico (MORB). Feola (2004) apresentou composições de afinidade komatiítica para plutonitos e vulcanitos da região e correlacionou-os a unidades ofiolticas desmembradas. As assinaturas químicas dos granada anfibolitos estudados neste trabalho, são compatíveis com as de basaltos dos tipos N e E-MORB até de arco vulcânico (La/Sm> 1,8 e TiO2> 1,0, Cap. 5), e sugerem magmas de composições transicionais a partir de fonte mantélica fértil, em ambientes dinâmicos e cronocorrelatos, associados a zonas de suprasubdução (e.g, assinatura cálcio-alcalina do metagabro e anomalias negativas de Nb) com a interação de fluidos oceânicos em estágios precoces (anomalias negativas de Ce, Oliveira & Suita 2006, Cap. 5). As características petroquímicas exibidas pelas diversas variedades de metaplutônicas máfico- ultramáficas abordadas, são admitidas por este trabalho como sendo membros desmembrados de unidade plutônica acamadada, cripticamente bandada (Irvine 1981), formados a partir de diferenciação e fracionamento de líquidos básicos magnesianos (em função da composição química da cromita, olivina e ortopiroxênio ígneos reliquiares), posicionados em regiões subcrustais submetidos a processo de resfriamento lento. Estes processos geraram variedades orto-cumuláticas (e.g, dunito, ortopiroxenito e cromitito), e metagabro, com posterior annealing pós-cumulus, que imprimiu as feições pegmatóides do ortopiroxênio nas variedades de metaolivina ortopiroxenito (Caps. 4, 6 e 7) e contrapõe a origem metamórfica de olivina e ortopiroxênio, na gênese de dunitos e ortopiroxenitos, que foram assumidas por Roig (1993) e Feola (2004) como metaultramafitos na região. 223 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... As assembléias minerais representam modificações progressivas ou eventos metamórfico- deformacionais sucessivos e apresentam-se dissimilares entre si. Estas assembleias apontam que os processos tectônicos atuaram de modo heterogêneo na região, alcançaram fácies anfibolito superior, com geração de granada, nos anfibolitos, e antofilita e tremolita, nos metaultramafitos e não ultrapassaram os 800°C, em variedades precocemente submetidas a processos de hidratação e metassomatismo primário (Caps. 4 e 7). O metagabro coronítico e, em parte os cromititos, constituem membros preservados do primeiro processo metamórfico-deformacional, exibem registros apenas de mecanismos rúpteis (Cap. 4), associados ao segundo evento. Os granada anfibolitos, o hornblendito, o metadunito, e as variedades metaortopiroxeníticas, preservam, em maior ou menor grau, estruturas relacionadas ao primeiro evento, como o estiramento mineral, e a sucessiva milonitização nos anfibolitos, a formação de xistos ultramáficos e algumas variedades de antofilita fels nos metaultramafitos (Cap. 4) associados a esta fase. As estruturas rúpteis, fraturas e diáclases, assim como a geração de estruturas cataclásticas (brechas coesivas) e do pseudo-taquilito associam-se ao segundo evento (Caps. 4 e 7). As condições barométricas obtidas para os granada anfibolitos variam de 7,5-8 e 8,3-9,0 Kbares, respectivamente, para as bordas e núcleos da variedade nematoblástica (Pet-019), e 7,3-7,8 e 7,15-7,7 Kbares para as bordas e os núcleos da variedade milonitizada (Pet-018C, Cap. 7, Tab. 7.2, Fig. 7.4), o que indica que a milonitização se processou em condições crustais mais rasas (Cap. 7). Tais valores são compatíveis com os apresentados por Del Lama (1993) para a assembléia de cpx-grd- pl, em torno de 7,9-10,5 kbares, e entre 8,9-11,5 Kbares para associação de hbl-pl-qtz, nas rochas da região. As estimativas térmicas obtidas partir de calibrações em hornblenda-plagioclásio (Cap. 7), orbitam valores entre 635-675°C e entre 525-620°C e 460-545°C quando aplicados entre pares de anfibólio-granada, respectivamente, para as variedades nematoblástica e milonítica. Estes valores são ligeiramente menores aos determinados por Del Lama (1993) para associações de hornblenda- plágioclásio (700-760°C), granada-clinopiroxênio (645-706°C) e granada-hornblenda (660-715°C). Os valores de concordia U-Pb, em zircão (SHRIMP), forneceram valores de cristalização entre 2.963±6 Ma (Pinheiro et al. 2013a, em preparação), e sugerem magmatismo toleítico associado às rochas metabasálticas/komatiíticas do greenstone belt Morro do Ferro. Esta hipótese é fortalecida pela idade de cristalização Sm-Nd de 2.863 ±65 Ma (Pimentel & Ferreira 2002), obtida de isócronas em metakomatiíto deste greenstone belt, diacrônicas ao greenstone belt de Pium-hí, com idades (isócronas Rb-Sr) entre 2,9-3,1 Ga. (Schrank & Silva 1993). Em termos metalogenéticos, depósitos sulfetados ocorrem apenas nas unidades das sequências vulcanossedimentares do bloco norte, no segmento de Fortaleza de Minas que possui mina de Ni-Cu- 224 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. Co-(EGP+Au) e, no segmento de Alpinópolis, que possui depósitos não econômicos sulfetados (Brenner et al. 1990, Mincatto et al. 1992). A limitada diversidade litológica abordada por este trabalho na região dificulta uma maior extrapolação da potencialidade econômica da área. Embora os valores absolutos obtidos nos teores de metais nobres (Ni-Cu-EGP+Au) não representem viabilidade imediata, uma nova abordagem quanto a natureza estratiforme desses corpos expande as perspectivas da potencialidade metalogenética da área (Cap. 8). Dessa forma, relacionam-se as associações metamáficas e metaultramáficas plutônicas da região a norte de Nova Resende a membros extirpados, formados a partir de processos de fracionamento e diferenciação de magmas básicos e ultrabásicos. O magmatismo básico constitui complexo intrusivo estratiforme de idade arqueana que pode ter ocorrido em raiz de greenstone. Isto contrapõe a associação dessas variedades como representantes de membros desmembrados de sucessões ofiolíticas (Soares et al. 1990 e 1991, Zanardo et al. 1990, 1996 e 2006, Roig 1993, Feola 2004, Zanardo & Cordeiro 2009). 225 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... 9.2- REGIÃO DE ANDRELÂNDIA 9.2.1- Anfibolitos Diversas são as descrições de rochas metamáficas, posicionadas em meio às unidades de seqüências meso-neoproterozóicas na Faixa Brasília Sul, as quais são atribuídas as mais variadas naturezas, desde fragmentos de intrusões toleíticas penecontemporeas a sedimentação proterozóica (e.g, Gonçalves & Figueiredo 1992, Paciullo 1992, Valeriano & Simõesb1997, Heilbron et al. 2003a) até restos de associações crustais e mantélicas oceânicas (e.g, Strieder & Nilson 1992, Trouw 1992, Roig 1993, Seer et al. 2001, Zanardo et al.2006). Na região de Andrelândia, Gonçalves & Figueiredo (1992) e Paciullo (1992) atribuíram às rochas anfibolíticas posicionadas em meio as unidades neoproterozóicas na região de Santana do Garambéu à magmatismo extensional relacionado à abertura da Bacia Andrelândia (Ribeiro et al. 1995). Metabasaltos (anfibolitos) de alto Ti foram associados às unidades inferiores, E-MORB às intermediárias, e, N-MORB às superiores, com ocorrência subordinada, nas unidades intermediárias e superiores, de corpos metabasálticos de assinatura continental. Na mesma região, Campos Neto et al. (2012) apresentaram idades U-Pb de anfibolitos em ca, de 793 ± 6,0 Ma, associando estas rochas à olistolitos. As variações químicas dos anfibolitos abordados por este trabalho, localizados na mesma região e com correlato contexto lito-tectônico, incidem em campos de composições de basalto toleíticos de assoalho oceânico até as de arcos de ilhas, com subordinados membros cálcio-alcalinos (Cap. 5). Isto sugere uma gênese a partir de ambientes oceânicos diversificados, dinâmicos e cronocorrelatos, associados a zonas de suprasubdução em períodos riacianos (Cap. 6). A distinção petrogenética baseada só em parâmetros químicos torna-se impraticável pela variação químio-textural das amostras, inclusive no mesmo afloramento. Os valores da razão La/Sm e teores de TiO2, apresentam-se entre 1,0-3,4 e 0,75-1,75% para os anfibolitos da NL e entre 0,8-4,0 e 1,07-1,27% para os da NA, respectivamente, junto com valores enriquecidos em elementos traços e ETR, são utilizados para distinguir basaltos dos tipos N, T e E- MORB e de arcos de ilha (e.g, Philpots & Ague, 2009). Os padrões dos anfibolitos da NL são ligeiramente maiores (Cap. 5). Isto sugere fonte mantélica fértil em ambiente oceânico para essas rochas. O retroeclogito da NL, posicionado na base da Klippe de Aiuruoca (Cap. 4) exibe valores para a razão La/Sm de 3,1 e conteúdo de TiO2 de 2,83% e o granada anfibolito da Nappe Lima Duarte tem razão La/Sm= 3,63 e teor de TiO2=1,65%. Esses valores, mesmo diante de suas variações, sugerem fonte mantélica enriquecida para essas variedades máficas Suas composições transitam de campos de basaltos de arcos de ilha a E-MORB, com subordinadas composições de basaltos normais de fundo 226 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. oceânico (Cap. 5). Seus padrões químio-texturais (Caps. 4 e 6) apresentam particularidades que permitem estimar uma evolução textural a partir de 4 eventos principais, sendo: 1) associado à geração da assembléia ígnea básica em ambiente extrusivo, com componente plutônico subordinado (metagabro), 2) hidratação, que uralitizou o clinopiroxênio e substituiu e transformou o plagioclásio, 3) descompressão acompanhada por recristalização dinâmica, que imprimiu uma foliação contínua e milonítica que foi, posteriormente, obliterada, transposta e (ultra)milonitizada, com a geração e rompimento de dobras isoclinais em decorrência da progressão dos processos metamórfico- deformacionais, e, 4) hidratação decorrente de processos retrometamórficos (Caps. 4, e 7). No entanto, variedades de epidoto anfibolitos da região de Alagoa (nappe Liberdade) com simplectitas de epidoto e quartzo e, actinolita e quartzo ao redor de hornblenda (Cap. 4) sugerem estágios de descompressão desacompanhados de recristalização. A possível pré-existência de clinopiroxênio, neste caso metamórfico, exige fase antecessora de fácies granulito, posteriormente obliterada por processos metamórfico-deformacionais nas demais variedades (Fig. 6.14), o que evidencia um caráter alofacial dessas variedades. As estimativas termobarométricas obtidas revelam condições desarmônicas entre as condições apresentadas pelas diversas variedades, mesmo quando posicionadas em regiões próximas ou com mesma estrutura, que exibem um ordenamento dos valores barométricos da seguinte forma: 271 (NL, 5,5-5,9 Kbares) → And-007 (NL, 6,0-6,5 Kbares) → And-004 (NL, 7,5 Kbares) → And-006 (NA, 7,5-8,1 Kbares) → 288 (NL, 7,7-8,3 Kbares) → Ibit01 (NLD, 8,3-8,9 Kbares). Os valores termométricos são delineados no seguinte arranjo: 288 (550-735°C) → And-006 (NA, 695°C) → And- 007 (NL, 745-795°C) → Ibit01 (NLD, 780-810°C) → 271 (NL, 860°C) → And-004 (NL, 780-930°C). Esses valores evidenciam trajetórias incongruentes para esses corpos, com os maiores valores báricos nem sempre acompanhados pelos maiores valores térmicos, o que indica o complexo e heterogêneo arranjo geotérmico alcançado pelas diversas variedades. Pinto (1991) associou corpos anfibolíticos, posicionados em meio às unidades metassedimentares do Grupo Andrelândia na NLD, com basaltos toleíticos do tipo MORB transicional derivado de fonte mantélica. O granada anfibolito posicionado na Nappe Lima Duarte tem composição química associada a basaltos toleíticos de arcos oceânicos (Cap. 5), com razão La/Sm> 1,8 e TiO2> 1,0, fortemente enriquecido em LILE, com anomalia negativa de Nb e sem anomalia negativa de Ce (Cap. 5). Isto, de acordo com Pinto (op. cit.), indica fonte mantélica fértil para o magma gerador, similar a gerada por basaltos dos tipos E-MORB e de arcos de ilhas. Os valores termobarométricos nesta variedade, 8,3-8,9 Kbares e 780-810°C, apresentam-se diferentes dos obtidos por Rocha (2011) em paragnaisses migmatíticos basais da nappe Lima Duarte, próximos a infraestrutura alóctone da 227 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... estrutura, em torno de 10±0,6 Kbares e 807±25°C, com pico térmico em 827±44°C a 8,2±1,8 Kbares. O metabasalto retroeclogítico da NL mostra-se uma variedade químicamente exótica em relações aos seus congêneres e exibe composições de basaltos toleíticos intraplaca, com forte indicação de ambientes continentais (Cap. 5). São várias ocorrências de rochas eclogíticas entre as unidades metassedimentares neoproterozóicas do Grupo Andrelândia (e.g, Trouw 1992, Campos Neto & Caby 1999, 2000, 2004, Trouw et al. 2000), que ocorrem em lentes e estão posicionadas no contato entre as nappes. Campos Neto et al. (2004) forneceram idades pré-metamórficas (U-PbSHRIMP) em torno de 669±25 Ma para metabasalto toleítico retroeclogítico, em meio as unidades da NL, e associaram estas idades a episódio magmático do criogeniano tardio, contemporâneo a sedimentação pelítica das rochas encaixantes. Variedades retroeclogíticas da Folha Cristina, apresentam idades de cristalização (U-PbSHRIMP) em torno de 1,4 Ga, com auge metamórfico pré-colisional da Faixa Brasília em 670 Ma, e foram relacionadas a evento tafrogênico mesoproterozóico (Trouw, 2008). Reno et al. (2009) apresentaram idade de 678±29Ma para a geração de zircões em basaltos retroeclogíticos na klippe Aiuruoca e as posicionam como idade mínima para o “descolamento” da nappe a partir da subducção da margem passiva Sanfranciscana que marcou o início da orogenia Brasiliana. Frente ao exposto acima, e pelas diferenças químio-texturais, o retroeclogito da NL (este trabalho) não é considerado pertencente às associações anfibolíticas riacianas (ca, 2,05-2,3 Ga). Este retroeclogito é correlacionado a associações criogenianas (ca, 669-679 Ma, Campos Neto et al. 2004, Reno et al. 2009) ou as ectasiana/calimianas (ca, 1,4 Ga, Trouw 2008). Os valores de interceptos superiores obtidos em anfibolitos da NA e NLD, em torno de 2,14- 2,16 Ga (Ibit01: 2.142±27 Ma, 264: 2.143±10 Ma, And-006: 2.146±31 Ma, e, 271: 2.158±10 Ma) incidem em intervalo apresentado para as unidades infracrustais paleoproteozóicas da porção sul- sudeste do Cráton São Fransico, o Cinturão Mineiro (Ávila et al. 2000). Assim, provavelmente, correspondem à remanescentes de basaltos oceânicos riacianos, formados em episódio pré- acrescionário (2,1-2,2 Ga), e constituem componentes oceânicos toleíticos entre os arcos magmáticos Juiz de Fora (1,97-2,2 Ga) e Mantiqueira (2,07-2,20 Ga) na constituição do paleocontinente San- franciscano, segundo a concepção geodinâmica de Heilbron et al. (2010). Posteriormente, estas rochas foram incorporadas em metassedimentos e retrabalhadas pela Orogenia Brasiliana. 228 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. 9.2.2- Metaultramafitos e metarrodingito associado Diversas são as ocorrências de rochas metaultramáficas posicionadas em meio às unidades metassedimentares neoproterozóicas na porção oriental do Terreno Andrelândia (Campos Neto et al. 2004). Nesta discussão e conclusões são abordados os corpos mais expressivos e estudados da região, posicionados na base da Klippe Carvalhos, discutidos por Pinheiro (2008): o metaultramafito Morro do Corisco, e, o Complexo metaultramáfico Fazenda da Roseta (Almeida, 1998 e 2012, Pinheiro, 2008, Pinheiro & Suita, 2008 e 2012) que contém o metarrodingito em condições retroeclogíticas, (Caps. 4 e 7). Esses corpos são os mais relevantes na região, em magnitude, potencial econômico, diversidade litológica e estilos metamórfico-deformacionais e foram relacionados a associações komatiíticas ou alpinas (Magalhães 1985), fragmentos do manto litosférico (Ribeiro et al. 1995), produtos de cristalização de líquidos toleíticos (Almeida 1992, 1998, 2012) ou a restos de sequências ofiolíticas crustais oceânicas (Berbert 1981, Paciullo et al. 2003a, Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2008). Souza & Zalan (1977) associaram a presença de uma rocha densa, escura e constituída por andradita, hornblenda, quartzo, com zoisita, cianita e zircão subordinados a um xenólito retroeclogítico em meio aos serpentinitos da Fazenda Roseta. O Complexo da Fazenda Roseta foi associado a condições de metamorfismo granulítico e atingiu condições de equilíbrio em fácies espinélio lherzolito (Almeida, 1998, 2012, Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2012, e Capítulos 4, 6 e 7). Neste complexo há um provável metaultramafito que exibe associações, previamente submetidas a hidratação e metassomatismo cálcico, rodingitização, que foram submetidas a fácies eclogito, estabilizadas no campo de granada lherzolito e com retrogressão em fácies (espinélio) plagioclásio lherzolito (Pinheiro & Suita 2012, Cap. 7). Estes dados evidenciam zonalidade metamórfica heterogênea imposta por condições de descompressão relativamente rápida. As dissimilaridades químicas exibidas entre os metaultramafitos em questão e os anfibolitos da região de Andrelândia, Arantina, São Vicente de Minas e Alagoa (Cap. 5), desvinculam essas rochas de associações petrogenéticas parentais a partir de uma fonte magmática comum. Diante do posicionamento tectônico desses metaultramafitos, na base de klippe granulítica de alta pressão (Cap. 4, Cioffi 2009), o grau metamórfico alcançado, fácies eclogito (Cap.7), similar aos exibidos pelos metabasaltos retroeclogíticos da região (e.g, Campos Neto et al. 2004, Trouw et al. 1992, Trouw, 2008, Reno et al. 2009) e o significativo conteúdo de simplectitas de reações retrometamórficas (Almeida 1998, Pinheiro 2008), sugere-se que estes corpos têm padrões petrogenéticos similares aos exibidos pelos metabasaltos toleíticos retroeclogíticos da região, com 229 Pinheiro, M.A.P., 2013. Geologia e Petrogênese de Corpos Máfico-Ultramáficos..... episódio de eclogitização cronocorrelacionável e uma origem a partir de seções crustais oceânicas, fertéis (Fazenda Roseta) e refratárias (Morro do Corisco). Assim, estes constituem peridotitos orogênicos crustais do tipo HP/UHP (high pressure/ultra high pressure), desmembrados e extirpados durante o processo de exumação do prisma acrescionário dos metassedimentos da nappe Varginha- Três Pontas e são, possivelmente, pertencentes a seções crustais ultramáficas de sucessões ofiolíticas meso- a neoproterozóicas. Estes metabasitos retroeclogíticos tem idades criogenianas (ca. 0,67 Ga, Campos Neto et al. 2004b, Reno et al. 2009) ou ectasiana/calimianas (ca. 1,4 Ga, Trouw 2008), relacionadas a magmatismo penecontemporâneo a sedimentação da Nappe encaixante (Campos Neto et al. 2004) e a remanescentes de basaltos acrescidos nas unidades metassedimentares da margem San-franscicana, frente a colisão com o paleocontinente Paranapanema, em cenário de aglutinação neoproterozóica do Gondwana Ocidental (Campos Neto et al. 2000) e constituem fragmentos ofiolíticos (Trouw 1992, Reno et al. 2009). As questões relevantes quanto ao potencial metalogenético nesses corpos metaultramáficos permanecem abertas, diante da complexa evolução petrogenética-estrutural associada a uma diversidade litológica, com relações obscuras entre si e com rochas encaixantes (Cap. 8, Almeida 1998, Pinheiro, 2008). O predomínio de metaperidotito (meta-harzburgito serpentinizado), no Morro do Corisco, e metapiroxenitos na Fazenda da Roseta e, possivelmente associados, os da região de Carrancas, pareando variedades cumuláticas refratárias e férteis, reequilibradas em alto grau e intensamente afetadas por processos aloquímicos (Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2008), ressalta a necessidade de estudos adicionais quanto à pré-disposição magmática dessas variedades na disponibilidade e capacidade de extração ou retenção, de metais nobres, em concentrações primárias significativas, a partir do(s) processo(s) de fusão(ões) parcial(is) formador(es) do(s) magma(s). O metabronzitito pegmatóide da Fazenda da Roseta e o metaortopiroxenito de Carrancas, apresentam-se como os melhores prospectos para depósitos de EGP+Au pelos maiores valores relativos de Pt, Pd e Rh entre os metaultramafitos analisados. Suas concentrações iniciais foram possivelmente afetadas por intensas modificações hidrotermal-metamórfico-deformacionais, pós- magmáticas, e alteração intempérica superimpostas. 230 Contribuições às Ciências da Terra Série D, vol. 29, n 53, 253p. CAPITULO 10 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Alkmim F. F., Marshak S., Fonseca M. A. 2001. Assembling West Gondwana in the Neoproterozoic: clues from the São Francisco craton region, Brazil. Geology, 29: 319–322. Almeida F. F. M. 1977. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geo., 7:349-364. Almeida F. F. M., Hasui Y. 1984. O embasamento da Plataforma Sul Americana. In: O Precambriano do Brasil, p. l-5. Ed. Edgard Blucher, São Paulo, 378p. Almeida F. F. M., Hasui Y., Neves B. B. B., Fuck R. A. 1977. Províncias estruturais brasileiras. In: SBG, Simp. Geol. Nordeste, 8, Campina Grande, Atas, 363-391p. Almeida S. 1992. Petrografia e Geoquímica de rochas ultramáficas na região de Liberdade e Carrancas, Minas Gerais. 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Dentre estes ultramafitos, de origem controversa e possível natureza ofiolítica, destacam-se os ultramafitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta, na região da Liberdade. O ultramafito Fazenda da Roseta é constituído por uma associação de metaespinélio harzburgito, metawebsterito, carbonato serpentinito, metabronzitito pegmatoide e litotipos exóticos gnáissicos, de caráter ultramelanocrático e elevada densidade, que foram objeto do estudo. Essas rochas são caracterizadas por uma variedade textural predominantemente representada por três domínios: granoblástico, simplectítico e poiquiloblástico; constituídos pelas mais variadas proporções modais de clinopiroxênio, granada, hornblenda, plagioclásio, magnetita, ilmenita, espinélio, epídoto, com carbonato e mica branca subordinados, e apatita, como fase acessória. Essas rochas exibem forte enriquecimento em CaO e empobrecimento em Na2O e SiO2, incomuns, quando comparadas com rochas metamáficas e metaultramáficas da região. Em diagramas discriminantes, posicionam-se, nos campos de basaltos toleíticos oceânicos, N-MORB, aos de basaltos de arcos de ilhas (IAT). Os padrões geoquímicos são côncavos para os large-ion lithophile elements (LILE) e sub-horizontalizados para os high-field strength elements (HFES) e ETR pesados (ETRP), em relação à abundância desses elementos em composições de basaltos N-MORB. Quando analisadas em conjunto com as rochas metaultramáficas da região, observam-se possíveis relações parentais com os metawebsterito, meta-harzburgito e metabronzitito, que exibem padrões similares de LILE, com anomalia negativa de Rb, e padrões semelhantes de ETR, com padrões enriquecidos em relação ao condrito e uma forte anomalia negativa de Ce. A partir das considerações litotexturais e geoquímicas, o caráter alóctone dos ultramafitos, retroeclogitos, falhas de empurrão profundas associados e proximidade com serpentinitos, sugere-se que essas rochas foram submetidas a um metassomatismo cálcico primário (rodingitização) e são atribuídas a possíveis membros metarodingíticos, em provável ambiente oceânico, em episódio anterior aos processos de subducção e colisão no cenário de fechamento do Oceano Brasilíades, no panorama de estruturação da Orogênese Brasiliana. Palavras-chave: Klippe Carvalhos; meta-rodingito; Faixa Brasília Sul. Abstract Petrographic and petrologic features of a high-grade calcium-silicate gneiss (metarodingite?) at the base of Carvalhos Klippe, Brasília Belt, Southern border of the São Francisco Craton, Minas Gerais State. In the southern region of Minas Gerais State, in the southern border of the Neoproterozoic Tocantins Orogen, at São Francisco Craton south, several ultramafic bodies occur among oceanic metassediments, turbiditic and pelagic to hemipelagic, in medium to high-grade metamorphism and positioned along deep thrust faults associated with granulites, retroeclogites, and basement slivers. Among these ultramafic rocks of controversial origin and with a probable ophiolitic nature, the most important are the Morro do Corisco and Fazenda da Roseta, in the Liberdade region. The Fazenda da Roseta ultramafic body is made up by an association of meta-spinel harzburgite, meta-websterite, serpentinite carbonate, pegmatitic metabronzitite, and a garnet clinopyroxenite with a gneissic fabric, a possible meta-rodingite. This lithotype shows high density, ultramelanocratic character, banded granoblastic gneissic texture, which is constituted by mineral associations with varied proportions of garnet, clinopyroxene, epidote, and hornblende as the association of metamorphic peak, and plagioclase, epidote, ilmenite, magnetite, carbonate, which forms incomplete simplectitic reactions around garnet, among hornblende, with apatite and carbonate, the accessory minerals. Chemically, these rocks show a characteristic enrichment in CaO and major Na2O and SiO2 depletion when is compared with meta-mafic and meta-ultramafic rocks of the region. These rocks are positioned on the fields of meta-mafic rocks related to N-MORB and IAT. It has curved upward patterns for large-ion lithophile elements (LILE) and flat patterns for HFES and heavy rare earth elements (HREE), when compared with the abundance of these elements in N-MORB basaltic compositions. When this rock is analyzed together with the meta-ultramafic rocks of the region, it is possible to observe possible parental relations with meta-websterite, meta-harzburgite and meta-bronzitite, 1Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais – CPRM/SGB, Superintendência Regional de Belo Horizonte – SUREG-BH, Belo Horizonte (MG), Brasil; E-mail: marcoaureliopp@yahoo.com.br 2Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto - UFOP, Ouro Preto (MG), Brasil. E-mail: marcos.suita@uol.com.br *Autor correspondente Arquivo digital disponível on-line no site www.sbgeo.org.br 489 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília which show similar patterns of LILE, with negative Rb anomaly, and similar REE patterns, with enriched patterns related to chondrite and a Ce strong negative anomaly. From litho-textural and geochemical considerations together with the aloctone character of the associated ultramafics, retroeclogites and deep thrust faults, it is suggested that this (meta) ultramafic rock is a register of a calcium metassomatism (formation of rodingite), a probable meta-rodingite, in a probable oceanic environment, in a former episode to the process of subduction and collision, attributed to the closing of the Brasilíades Ocean, in a scenario of the Brazilian Orogen formation, synchronous to the formation of structural nappes. Keywords: Meta-rodingite; Southernmost Brasília belt; Klippe Carvalhos. INTRODUÇÃO Rodingitos são rochas de A grossularita é, invariavelmente, restrita a composição calciossilicáticas pobres em álcalis, que processos metassomáticos com fluidos exibindo XCO2 foram submetidas a processos metassomáticos de inferior a 0,20, com valores abaixo de 0,10 em tem- caráter cálcico, relacionados à serpentinização em peraturas menores do que 500° C. As associações que ambiente oceânico diretamente associado ao posi- contêm grossularita+ clorita e grossularita+ espinélio cionamento de corpos ofiolíticos. São ausentes em são restritas a ambientes extremamente ricos em flui- associações ultramáficas não serpentinizadas e zonas dos aquosos e a associação diopsídio+ calcita+ zoi- de contatos de alta temperatura, ocorrem de forma sita+ clorita é restrita a fluidos com XCO2 inferiores a localizada e não têm relação com o metamorfismo 0,07 (Rice 1983). regional (Coleman 1963, 1977). O processo de libe- ração de cálcio durante a serpentinização é eviden- MATERIAIS E MÉTODOS Para a caracteriza- ciado pelo excesso de hidróxido de cálcio contido em ção litotextural, geoquímica e petrogenética dos li- fluidos aquosos emitidos de peridotitos parcialmente totipos em questão, foram selecionados os espécimes serpentinizados (Coleman 1963, 1967, 1977, Barnes mais representativos, levando-se em conta a intensi- & O’Neil 1969, 1972, Frost & Beard 2007), os quais dade dos processos intempéricos na região, buscan- são atribuídos como responsáveis pela zona de rea- do-se, desta forma, a obtenção mais fidedigna possí- ção (rodingítica) no contato entre as rochas ultramá- vel da identidade e da assinatura da rocha primária. ficas e as encaixantes de naturezas diversas, como ga- Das amostras selecionadas para análises litogeoquí- bro, grauvaca, folhelho, basalto e granito (Coleman micas, foram confeccionadas seções delgadas e poli- 1963, 1977, Wares & Martin 1980). das, as quais foram descritas em microscópio óptico As mudanças químicas registradas em rodingi- Olympus, modelo BX 41 ocular. As fotomicrogra- tos caracteristicamente resultam em empobrecimento fias foram obtidas a partir de um adaptador Olympus em sílica (< 45% SiO2) e enriquecimento em cálcio (25 Universal Infinity System para captura de imagens a 30% CaO), com os componentes CaO, MgO, Al2O3 e acopladas ao microscópio, com resolução de 3,2 SiO2 constituindo tipicamente entre 85 e 92% da rocha. megapixels. O TiO2 exibe valores de até 2% e o FeO exibe um ca- As amostras selecionadas para litogeoquími- ráter suplementar, sem a existência de fases adicionais ca foram preparadas no Laboratório de Preparação de diante da partição Fe2+-Mg e Fe3+-Mg, que é responsá- Amostras para Geoquímica e Geocronologia (LOPAG) vel pela redistribuição desse componente nas fases exis- do Departamento de Geologia da Universidade tentes (Coleman 1963, 1977, Evans et al. 1979). Federal de Ouro Preto (DEGEO/UFOP), por meio Os rodingitos, associações de baixo grau meta- dos processos convencionais de britagem e moagem. mórfico, são constituídos por hidrogranada (grossu- A quantificação analítica foi executada no laboratório larita) como mineral característico, associado a idio- da AcmeLabs com os elementos maiores e perda ao crásio, diopsídio, phehnita, wollastonita, vesuvianita, fogo quantificados em porcentagem e Ni, e Sc, quanti- clorita, espinélio, tremolita, actinolita e titanita, em ficados em ppm, analisados em grupo analítico de re- rochas de composição química apropriada, com cal- ferência 4A, via inductively coupled plasma – optical cita compondo, geralmente, a fase acessória (Frost emission spectrometry (ICP-OES). As amostras foram 1975, Coleman 1977). No entanto, a ausência de cal- submetidas à fusão por metaborato/tetraborato de Li cita é atribuída a estados de equilíbrio em processos e digestão via ácido nítrico, com a perda ao fogo, de- de desidratação controlado pela temperatura, enquan- terminada a partir da diferença de massa após aqueci- to sua presença é regida pela fugacidade finita de CO2 mento a 1.000°C. Os elementos menores e traços, in- (Rice 1983). cluindo os elementos terras raras – ETR (La, Ce, Pr, 490 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb e Lu) e Ba, Nappe Socorro-Guaxupé A nappe Socorro- Be, Co, Cs, Ga, Hf, Nb, Rb, Sn, Sr, Ta, Th, U, V, W, Zr Guaxupé é considerada o domínio interno dessa sé- e Y, foram analisados em grupo analítico de referência rie, constitui-se por unidades granulito-granito-mig- 4B, via ICP mass spectrometry (ICP-MS), com diges- matíticas provenientes da raiz do arco magmático tão por ácido nítrico e fusão por metaborato/tetrabo- (Fig. 1C) e exibe condições de metamorfismo de alto rato de Li. No tratamento dos dados de litogeoquími- grau, com registro de pico metamórfico em 625 M.a. ca, foram utilizados os softwares Minpet Geological (Campos Neto & Caby 1999, 2000). Software (versão 2.02), desenvolvido por Richard (1995), e Geochemical Toll Kit, em plataforma R, de- Nappes Andrelândia O sistema de nappes senvolvido por Janoušek et al. (2006). Andrelândia (Fig. 1C) está associado ao segmento crustal subductado em alta pressão (Campos Neto CONTEXTO GEOTECTÔNICO No Sudeste & Caby 2000, Trouw et al. 2000) e é dividido em do Brasil, dois panoramas orogênicos princi- três nappes principais, sendo, da base para o topo: pais são associados à aglutinação brasiliana do Andrelândia (Trouw et al. 2000), constituída por uma Gondwana ocidental, os orógenos Tocantins e sucessão de metapelitos, metawackes e uma sequência Mantiqueira (Campos Neto 2000). O Orógeno metapelito-psamítica com valores de pico metamórfi- Tocantins, Província Tocantins (Almeida 1977), co em torno de 600 M.a. (Campos Neto et al. 2007), representa o registro inicial da estruturação do em condições de 688 ± 35ºC e 5,63 ± 0,9 Kbar (Motta Gondwana Ocidental, iniciada a 750 M.a. (Pimentel et al. 2010); a Liberdade (Trouw et al. 2000), consti- et al. 1999). Essa envolveu a convergência das tuída por sequência metapelítica-psamítica e gnaisses placas Amazônia e Rio de la Plata contra a Placa calciossilicáticos, submetida a condições metamórfi- São Francisco-Congo e o fechamento do Oceano cas em torno de 648 ± 23ºC e 7,41 Kbar (Motta et al. Brasilides (Alkmim et al. 2001, Dardenne 2000, 2010) e posicionada em torno de 611 M.a. (Campos Pimentel et al. 2000, Trouw et al. 2000, Ribeiro Neto et al. 2007); e a nappe Três Pontas-Varginha et al. 2003a,b), com registros dos episódios de sub- e klippens associadas (Serra da Natureza, Aiuruoca, ducção e colisão (Brito Neves 1999, Campos Neto Carvalhos e Pouso Alto; Campos Neto et al. 2007), 2000), em panorama de fechamento do Oceano composta por metapelitos (pelágicos a semipelági- Goianides, de idade toniana, posicionado a oes- cos), submetidos a fácies granulito de alta pressão te da Placa Sanfranciscana, no Neoproterozoico (Trouw et al. 2000), com valores para o pico meta- (Fig 1A), e na sua porção meridional (Fig. 1B), nas mórfico em torno de 900°C e 15 Kbar (Campos Neto faixas Brasília (Almeida 1977, Fuck et al. 1993) e & Caby 1999). Alto Rio Grande (Hasui & Oliveira 1982). O cená- As rochas metamáficas, metaultramáficas e re- rio é remontado a partir da convergência da Placa troeclogitos, de natureza controversa, posicionam-se Sanfranciscana sob a Paranapanema. O Orógeno, em meio às unidades desse sistema de nappes, que ou Província Mantiqueira (Almeida 1977), repre- compõe lentes e boudins, concentradas nos contatos senta um sistema orogênico neoproterozoico, que entre as nappes (Trouw 1992, Campos Neto & Caby engloba as faixas Araçuaí, Ribeira, Brasília meri- 1999, Trouw et al. 2000) e são relacionadas a com- dional, Dom Feliciano e São Gabriel (Fig. 1B). O ponentes de associações desmembradas de fraciona- cenário compreende uma série de colisões diacrô- dos toleíticos continentais (Gonçalves & Figueiredo nicas, com a Placa São Francisco – Rio de La Plata, 1992, Paciullo 1992, Almeida 1992, 1998) ou de justaposta, que culmina com o fechamento do ofiolitos (Pinheiro 2008, Pinheiro & Suita 2008). Oceano Adamastor, um oceano criogeniano gera- do às custas da quebra do supercontinente Rodínia. Sistema de nappes Carrancas (Trouw et al. 2000) e A porção sul da Faixa Brasília é caracterizada por Lima Duarte (Campos Neto et al. 2004; Fig. 1C) uma série de nappes, resultantes da colisão neo- Este compõe a porção externa do Orógeno Brasiliano, proterozoica entre as placas San-Franciscana (mar- está relacionado à margem passiva da placa San- gem passiva) e Paranapanema (margem ativa), Franciscana (Trouw et al. 2000), apresenta um gra- cujos ambientes são sintetizados a partir das pró- diente metamórfico do tipo barroviano, com padrões ximas três grandes estruturas (Campos Neto et al. metamórficos inversos (Ribeiro et al. 1995, Heilbron 2007; Fig. 1). et al. 1995) e exibe condições metamórficas em torno Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 491 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília neoproterozoico neoproterozoico neoproterozoico A B C Figura 1 – Figura que localiza as faixas orogênicas e núcleos cratônicos no contexto do: (A) mapa do paleocontinente Gondwana Ocidental (modificado de Brito Neves et al. 1999); (B) destaque para o esboço tectônico do Brasil central (modificado de Almeida et al. 1977); e, (C) simplificação geológica de parte do Orógeno Tocantins meridional (modificado de Campos Neto et al. 2004). 492 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. de 500 a 570°C e 7,3 a 7,5 Kbar, obtidos em metape- pico metamórfico, relacionados à evolução da Faixa litos. Condições em torno de 950°C e 12 Kbar foram Brasília e no intervalo de tempo entre 535 e 502 M.a., determinadas em granulitos máficos da nappe Lima para as associações metamórficas relacionadas à es- Duarte, e idades em torno de 590 M.a. foram estima- truturação da Faixa Ribeira (Heilbron et al. 2003a). das para o pico metamórfico desse sistema (Campos Neto et al. 2004, 2007). Trouw & Pankhrust (1993), CONTEXTO GEOLÓGICO A klippe Carvalhos, Ribeiro et al. (1995) e Campos Neto & Caby (2000) “uma escama de empurrão que cavalga as rochas do do- determinaram, a partir de métodos termobarométri- mínio Andrelândia” (Heilbron et al. 2003a), arquitetada cos, condições de 12 a 13,5 Kbar e 800 a 900°C para durante a Orogênese Brasiliana (Paciullo et al. 2003a) o equilíbrio de alto grau. Perrault & Martignole (1998 e reestruturada na forma de um braquissinformal pela apud Heilbron et al. 2003a) determinaram valores de Orogênese Ribeira (Heilbron et al. 2003a), é constituí- reequilíbrio de 600 a 700°C em par de granada-cor- da de paragnaisses a rutilo, cianita, granada e ortoclásio dierita, com a cordierita associada com granada e pertítico, nas mais variadas proporções, e exibe valo- sillimanita em leucossomas tardideformação brasi- res de pico metamórfico em torno de 850°C e 16 Kbar liana, o que indica a descompressão ocorrida após (Cioffi 2009). Rochas metabásicas boudinadas, encai- o metamorfismo principal (Heilbron et al. 2003a). xadas nos paragnaisses, com paragêneses reliquiares Almeida (1998) obteve valores entre 700 e 900°C de granada + clinopiroxênio + quartzo ± plagioclásio, e 12 e 13,5 Kbar de pressão para a formação das têm simplectitos de hornblenda + plagioclásio em gra- associações metaultramáficas posicionadas em meio nada e coronas descontínuas de ilmenita. Estas rochas às unidades da nappe Andrelândia. Dados geocrono- exibem idades em torno de 582,9 ± 14,8 M.a. (méto- lógicos, obtidos pelo sistema U-Pb, exibem valores do K-Ar), com o pico metamórfico posicionado em entre 565 Ma, para a descompressão gerada após o torno de 618 ± 2,2 Ma (U-Pb; ID-TIMS em monazita) 560000 562000 564000 566000 568000 570000 7570900 7570900 Fazenda Roseta Morro do Corisco B Sede da Fazenda 0 1 2 3 4 5 Km C Bocas de Galerias Legenda Drenagem Dep. Quaternário Biotita xisto (gnaisse) Foliação Principal Ferrovias Litologias Biotita granitoides Anfibolito Rodovias Metawebteritos Meta-harzburgitos Cianita - K-feldspato gnaisse Ultramáficas Falhas de empurrão Vias não pavimentadas Metabronzitito Serpentinitos (Sillimanita (granada) Ortognaisses Drenagem Sede Municipal Meta-rodingito biotita gnaisse A Curvas de nível Figura 2 – Figura que mostra: (A) Mapa geológico da porção SE da klippe Carvalhos (extraído de Paciullo et al. 2003b e Heilbron et al. 2003b); (B) delimitação do ultramafito Fazenda da Roseta (a partir de imagem do Google Earth); (C) ocorrência de litotipos ultramáficos e do granada-clinopiroxênio-hornblenda gnaisse com epídoto, sobre MDT de terreno obtido a partir de SRTM, com definição de 30 x 30 m. Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 493 7560000 7562000 7564000 7566000 7568000 7570000 7572000 7574000 7576000 567100 571500 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília e valores termobarométricos de 850°C e 15 ± 2 Kbar O corpo da Fazenda da Roseta (Figs. 2B e C), (Cioffi 2009). Na base dessa unidade tectônica, ocor- com aproximadamente 4 km2 de exposição superficial, rem os principais metaultramafitos da região: Fazenda constitui o maior corpo ultramáfico da região e com- da Roseta; e, Morro do Corisco. preende a associação de, ao menos, cinco litotipos: O corpo do Morro do Corisco (Fig. 2A), o metaespinélio harzburgito; metawebsterito; carbonato ultramafito mais estudado da região (Santos 1972, serpentinito; metabronzitito pegmatoide; e, granada-cli- Silva 1992, Almeida 1992, 1998, Pinheiro 2008, nopiroxênio-hornblenda gnaisse com epídoto, um ultra- Pinheiro & Suita 2008), é constituído por serpen- mafito incomum na região, que é o objeto deste traba- tinitos maciços com núcleos preservados de me- lho. Ocorrem, também, clorita e muscovita xistos nas ta-harzburgito, metadunito e metaespinélio hor- bordas deste corpo que apresentam relações estrutu- nblendito (Almeida 1998, Pinheiro 2008). Os rais complexas e de difícil visualização, pertencentes serpentinitos são compostos por lizardita, mi- às unidades da klippe de Carvalhos. Devido à presença nerais opacos e espinélio, com traços de clorita, de níquel laterítico no ultramafito da Fazenda da Roseta talco, carbonato, além de ortopiroxênio e olivina (hoje uma mina paralisada), a área teve, na década de reliquiares. Possuem bandas de espessuras cen- 1950, uma campanha de exploração mineral, tendo sido ti- a decimétricas, de diferentes tonalidades e com abertas galerias de pesquisa (Fig. 3A). Estes foram os pseudomorfos de olivina e/ou ortopiroxênio orien- principais e melhores pontos de amostragem de serpen- tados primariamente, sem correlação com as prin- tinitos, meta-harzburgito, metawebsterito e granada cli- cipais estruturas regionais e que exibem evidências nopiroxenito gnaisse com hornblenda, localizados em de processos de serpentinização primária (Pinheiro áditos destas galerias, em contatos com difícil estabele- 2008, Pinheiro & Suita 2008). cimento do contexto estrutural (Figs. 3B e C). Meta-harzburgito Meta-rodingito A Meta-rodingito B C Figura 3 – Fotografias no corpo ultramáfico da Fazenda da Roseta que mostram: (A) ocorrência de meta- harzburgito serpentinizado ao fundo de galeria de pesquisa; (B) amostra de rocha ultramelanocrática que exibe bandamento composicional gnáissico milimétrico (meta-rodingito?); (C) Detalhe de afloramento do gnaisse calciossilicático (meta-rodingito) em ádito de galeria. 494 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. ASPECTOS PETROGRÁFICOS DOS GRANADA a magnetita + ilmenita e clinopiroxênio (Gn-spl). CLINOPIROXÊNITO GNAISSES Xenoblastos neoformados de plagioclásio, epídoto, Macroscopicamente, estes gnaisses de composição cal- hornblenda e ilmenita, com carbonato subordinado, ciossilicática apresentam elevada densidade, caráter ul- ocorrem em porções em que essas reações estão mais tramelanocrático, cores verde escura à negra. Têm solos, desenvolvidas. característicos, com matizes ocres e, não raro, formam De modo geral, a hornblenda predomina (mí- duricrosta. Os litotipos exibem um bandamento compo- nimo 35% e máximo de 50%), ocorre em trama ine- sicional irregular, mili- a centimétrico, com arranjo ne- quigranular média a grossa (Dp) e fina a média (Dg e matoblástico de hornblenda ao longo das bandas. Por Ds), exibe um forte pleocroísmo, em matizes de ver- microscopia, foram observadas associações litológicas de-oliva a azul, com cristais que apresentam maclas, constituídas por clinopiroxênio, ilmenita, magnetita, hor- zonamento e estruturas do tipo extinção ondulante. nblenda, espinélio, granada, epídoto e plagioclásio como Em muitas seções, ocorrem inclusões de epídoto, cli- fases essenciais e com carbonato e apatita, como acessó- nopiroxênio e ilmenita (Dp). Esta última fase ocorre rios, distribuídos nas mais variadas proporções modais, como diminutos grãos aciculares exsolvidos e orien- o que dificulta a quantificação modal mineral e, conse- tados paralelamente aos planos de clivagem do an- quentemente, sua caracterização petrográfica. Assim, es- fibólio. No Ds, a hornblenda compõe, quando não sas associações foram dispostas em dois membros finais: em cristais granoblásticos, intercrescimento lamelar, espinélio-clinopiroxênio-hornblenda gnaisse (Gn-spl); e, junto a plagioclásio e epídoto (?), ao redor de grana- granada-clinopiroxênio-hornblenda gnaisse com epído- da (Gn-grd) próximo à grãos de magnetita e ilmenita. to (Gn-grd), com membros intermediários comuns e com Em algumas seções, ocorrem interdigitações de espi- significativo conteúdo modal de magnetita e ilmenita. nélio e ilmenita a partir de grãos de hornblenda. Esses litotipos são constituídos por três domí- O clinopiroxênio constitui cerca de 20% do nios texturais: granoblástico (Dg; Figs. 4A e B); poi- membro Gn-grd e em torno de 12% Gn-spl. Este mi- quiloblástico (Dp; Figs. 4C e D) e simplectítico (Ds; neral apresenta-se em grãos granoblásticos, que com- Figs. 4E e F). O domínio Dg é caracterizado por ar- põem mosaicos inequigranulares finos. A sua variação ranjos em mosaico de clinopiroxênio, hornblenda, modal, junto com a de hornblenda, granada, epído- granada, epídoto e, subordinadamente, espinélio. A to e espinélio, principalmente no Dg, caracteriza o trama é equigranular fina à média, com texturas sim- bandamento gnáissico. Não raro ocorrem horizontes plectíticas lamelares/globulares de plagioclásio + epí- monominerálicos. Em algumas seções, observou-se doto (?) + hornblenda ao redor de granada. Ocorrem clinopiroxênio, possivelmente, reliquiar, próximo a coroas descontínuas de ilmenita (+ magnetita) nas contatos com metawebsterito e meta-harzburgito ser- bordas dessa textura de reação. Não raro, ocorrem pentinizados, onde este mineral forma porfiroclastos horizontes monominerálicos de granada, ou clinopi- precoces que contatam clinopiroxênio recristalizado roxênio, ou epídoto, ou espinélio (s.s.) e/ou opacos, (poligonal) e granada. distribuídos de acordo com a compatibilidade quími- A granada forma granoblastos, constitui ca dos diversos membros. arranjos em mosaico, e compõe cerca de 20% no O domínio Dp é caracterizado por grãos de Gn-grd e aproximadamente 10% no Gn-spl. Em hornblenda, magnetita e ilmenita, em arranjo poiqui- muitas porções, ocorre em bandas distintas, associada loblástico, não raro com espinélio (s.s.), abundantes com hornblenda, clinopiroxênio e epídoto (Dg) e nos termos com granada subordinada. Os poiquilo- clinopiroxênio, opacos e espinélio (Ds). Está ausente blastos tendem a arranjos granoblásticos, mas apre- no Dp. No Ds, ocorre de modo reliquiar no núcleo das sentam-se majoritariamente em grãos xenoblásticos reações simplectíticas entre hornblenda, plagioclásio, com contatos irregulares, ameboides, em cúspide e epídoto (?) e opacos vermiformes (Figs. 5A e B). interdigitados, e constituem “oikocristais”, que en- O epídoto compõe textura inequigranular fina, volvem epídoto e clinopiroxênio. Neste domínio, as exibe tom esverdeado, cores de interferência vivas e texturas simplectíticas são menos frequentes. zoneamento composicional. Em porções do Dg, no O domínio Ds exibe um caráter tardio em re- Gn-grd, o epídoto (> 10%) ocorre em trama intergra- lação ao Dg e Dp, sendo constituído pelo intercres- nular entre granada e clinopiroxênio. Em algumas se- cimento de plagioclásio + hornblenda + epídoto (?) ções, forma horizontes monominerálicos, discordan- + ilmenita ao redor de granada (Gn-grd) e próximo tes do bandamento gnáissico, com grãos médios a Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 495 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília grossos, com arranjo em mosaico (vênulas recristali- No Dp, compõe coronas (quelifita) ao redor de opa- zadas?). No Ds, ocorre intercrescido com plagioclásio cos (magnetita + ilmenita), está incluso nessas fases e + hornblenda + ilmenita, em reações simplectíticas ao associa-se ao espinélio, preferencialmente no Gn-spl. redor de granada. É frequente a neoformação de xe- O espinélio (s.s.) forma xenoblastos de cor noblastos em zonas de maior expressão dessa reação. verde-garrafa e textura inequigranular fina a grossa. A B C D D F Figura 4 – Fotomicrografias que mostram: (A) e (B) horizonte granatífero com clinoanfibólio, clinopiroxênio e epídoto com textura granoblástica em litotipos Gn-grd e Dg (luz natural, LN, e nicois cruzados, NC, respectivamente); (C e D) clinoanfibólio poiquiloblástico que constitui o Dp (LN e NC, respectivamente); (E) reações simplectíticas ao redor de granada em Gn-grd e Ds (LN); e (F) reações simplectíticas ao redor de clinopiroxênio com espinélio poiquiloblástico em Gn-spl e Ds (LN). As abreviações minerais foram feitas segundo Whitney & Evans (2010). 496 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. Esta fase associa-se a magnetita e ilmenita, predo- A magnetita e ilmenita se associam e são mais mina no Ds, é frequente no Dg e subordinada a au- comuns no Ds, ocorrem em grãos poiquiloblásticos sente no Dp (Figs. 5C e D). Em regiões com intensa com contatos ameboides, interdigitados e em cúspide, formação de simplectita e, em litotipos com granada portando inclusões de epídoto, clinopiroxênio, e, su- subordinada e opacos abundantes, o espinélio cons- bordinadamente, hornblenda e apatita. Comumente, titui horizontes monominerálicos. Por vezes, obser- exibem textura quelifítica com epídoto e espinélio varam-se inclusões de clinopiroxênio, opacos e apa- posicionados em posições intergranulares. A ilmeni- tita em espinélio poiquiloblástico. ta compõe uma coroa descontínua nas margens das A B C D D F Figura 5 – Fotomicrografias que mostram: (A e B) granada reliquiar em núcleo de reação simplectítica em Gn-grd e Ds (LN e NC, respectivamente); (C e D) epídoto zonado neoformado em Gn-grd no Dg (LN e NC, respectivamente); (E) carbonato neoformado em região de reações simplectíticas no Gn-spl e Ds (LN); (F) plagioclásio e epídoto neoformados em porções com reações simplectíticas abundantes (NC). Todas as abreviações minerais foram feitas segundo Whitney & Evans (op. cit.). Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 497 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília regiões de reações simplectíticas e ocorre de forma traços) de amostras representativas dos litotipos es- globular e lamelar no interior dessas regiões. tudados, foram feitas considerações petrogenéticas O plagioclásio ocorre em grãos vermiformes a e suas implicações genético-evolutivas. Os dados granoblásticos neoformados e associa-se a hornblenda, (Tab. 1) evidenciam o caráter ultrabásico dos litoti- epídoto e ilmenita, restritos nas regiões das reações sim- pos (SiO2< 45%) e sua afinidade toleítica (Fig. 7A), plectíticas, ao redor de granada. Ocorre próximo a opa- com olivina normativa. A observação e análise de cos e espinélio no Ds, e inexiste no Dp. Xenoblastos de elementos maiores destes litotipos (Figs. 6A-H), plagioclásio com maclas polissintéticas, muitas vezes comparados com os de rochas metaultramáficas as- deformadas e descontínuas, ocorrem em regiões com sociadas (Pinheiro 2008) e com as metabásicas de total consumo de granada (Dg) ou naquelas com inten- diferentes naturezas (plutônicas e vulcânicas), po- sas reações simplectíticas, junto a carbonato, hornblen- sicionadas em várias unidades de sequências neo- da e epídoto neoformados. A moda deste mineral é mui- proterozoicas das nappes Andrelândia e Liberdade to variável, de inexistente até 10%. (atribuídas a membros diferenciados desmembra- A mineralogia acessória é constituída por apati- dos; Pinheiro inédito), mostram assinaturas geoquí- ta, carbonato e mica branca. A apatita ocorre em grãos micas similares e exibem característico empobreci- finos, xeno- a subidioblásticos, inclusa no espinélio e, mento em Na2O e SiO2. Por fim, há enriquecimento associada a opacos. O carbonato forma xenoblastos fi- em Ca nos mesmos, anômalo e sem precedentes nos com contatos interlobados, que formam arranjos para as rochas da região (Figs. 6A, C e D). granoblásticos no Ds, em zonas com expressivas rea- O MgO foi usado como índice de diferencia- ções simplectíticas. Associa-se a plagioclásio, epídoto ção (Figs. 6A-H), e observou-se a possível afinida- e hornblenda, mais frequente em litotipos com grana- de parental destes gnaisses calciossilicáticos com ou- da menos abundante (> 10%). A mica branca é subor- tras rochas metaultramáficas associadas. Destaca-se dinada, em xenoblastos finos, associada ao plagioclá- esta rocha como um provável membro ultramáfico sio, sempre nas regiões simplectíticas (Ds). derivado (pelos padrões de MgO versus Al2O3, K2O, FeOT e CaO; Figs. 6B, C, E e H). Estas rochas mos- LITOGEOQUÍMICA Por análises litogeoquími- tram-se similares químicamente com as metamáfi- cas (que incluíram elementos maiores, menores e cas por agruparem-se em regiões específicas, o que é Tabela 1 – Análises litoquímicas que apresentam elementos maiores (%), menores (ppm) e traços (ppm/ppb) de amostras do granada clinopiroxenito gnaisse com hornblenda e de outros (meta)ultramafitos da Fazenda da Roseta Amostra SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 149-1 39,27 16,2 14,5 8,94 16,48 0,32 0,08 1,32 0,1 149-4-1 33,57 17,88 18,45 10,39 14,57 0,29 0,07 2,72 0,2 149-4-2 39,12 16,87 13,95 9,48 17,27 0,33 0,1 1,26 0,1 Amostra MnO Cr2O3 Ti Ni P LOI (%) TOT/C (%) TOT/S (%) SUM (%) 149-1 0,23 0,01 0,79 1.087 0,04 2,2 0,02 0,01 99,8 149-4-1 0,31 0,01 1,63 936 0,09 1,2 0,15 0,01 99,79 149-4-2 0,24 0,01 0,76 590 0,04 1 0,04 0,01 99,81 Amostra Sc Ba Co Ga Hf Nb Rb Sn Sr 149-1 51 53,7 80,6 11,6 2,1 5,1 0,8 1 458,7 149-4-1 61 48 84,4 17,8 4,2 11,6 0,9 2 621,2 149-4-2 50 81,3 68,5 12,5 2,2 5,9 1 1 517,7 Amostra Ta Th U V W Zr Mo Cu Pb 149-1 0,6 0,1 0,1 350 210,2 66,1 0,1 88,2 2,4 149-4-1 0,7 1,1 0,3 463 130,6 123,6 0,1 9,4 1,7 149-4-2 0,5 0,3 0,3 365 166,8 65,2 0,1 24 1,5 Amostra Zn As La Ce Pr Nd Sm Eu Gd 149-1 23 0,5 21,4 10,6 5,02 23,3 5,2 1,78 6,64 149-4-1 8 0,5 20,7 26,3 5,96 27,3 6,5 2,3 8 149-4-2 15 0,5 12,4 12 3,23 15,4 4,2 1,43 4,83 Amostra Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y 149-1 1,21 7,05 1,45 4,47 0,6 3,86 0,54 54 149-4-1 1,53 9,28 1,98 5,5 0,81 5,5 0,82 60,4 149-4-2 0,9 5,23 1,18 3,36 0,51 3,24 0,51 37,2 498 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. evidenciado por teores similares de Al2O3, TiO2, P2O5 discriminantes para observarem-se seus padrões, e FeOT (Figs. 6E-H). Os valores de CaO, SiO2 e Na2O à semelhança de Gonçalves & Figueiredo (1992) e versus MgO posicionam essas rochas, quando rela- Paciullo (1992, 1997). Observaram-se similaridades cionadas às demais, em campos extremos (Figs. 6A, geoquímicas entre estes litotipos e basaltos oceâni- C e D), com comportamento incongruente. Isto pode cos, E-MORB e toleítos de arcos (IAT; Figs. 6B-H). sugerir que o enriquecimento em CaO e empobreci- Diagramas que exibem o comportamento de mento em Na2O e SiO2 não se relacionam a processos razões Th/Yb versus Ta/Yb (Fig. 7G; Pearce 1982) de fracionamento e metamorfismo mas a processos posicionam estes litotipos em tendência de rochas específicos (rodingitização?). com comportamento de trajetória em zona de sub- Pelo comportamento geoquímico similar des- ducção, ao invés de enriquecimento mantélico ou tes litotipos ultramáficos com o de metamáficas da crustal (fracionamento de líquidos). Os elementos região, confeccionaram-se diagramas geoquímicos traços e ETR destes litotipos, normalizados a valores A B C D E F Simbologia Meta-harzburgito Metabasalto Metabasalto Metabronzitito Metagabro Meta-harzburgito Metapiroxenito Meta-rodingitos Metawebsterito Serpentinito Serpentinito G H Figura 6 – Diagramas que utilizam o MgO como índice de diferenciação correlecionando-o com: (A) SiO2; (B) Al O ; (C) CaO; (D) Na O; (E) K O; (F) TiO ; (G) P O e (H) FeOT2 3 2 2 2 2 5 para comparação entre os gnaisses calciossilicáticos (Meta-rodingitos) e outras rochas metaultramáficas (Pinheiro 2008) e metamáficas (Pinheiro inédito) da região de trabalho. Campos: I) metamáficas e II) metaultramáficas. Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 499 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília de basaltos N-MORB (Saunders et al. 1988), quan- elements (LILE) e empobrecimento nos high-field do comparados com os de rochas metamáficas da re- strength elements (HFES), fortes anomalias negati- gião (Figs. 7A e B), mostram assinaturas similares, vas de Rb e Nb e anomalias positivas de Sr. Os pa- com padrão côncavo em relação aos elementos in- drões de ETR destes litotipos mostram padrão “ram- compatíveis, enriquecimento nos large-ion lithophile pa” e anomalia negativa de Ce, de modo similar aos F TiO Zr/1172 Basaltos Série Oceânicos Toleiítica N- MORB IAT E-MORB Basaltos WPT Série Continentais CAB Cálcio-alcalina WPA A M K Nb/162O P O Th2 5 A FeOT B Ti/100 C Ti/100 A=IAT B= MORB, CAB, IAT C=CAB D=WPB A D B C D E C F A A=IAT B=CAB B C=MORB MgO Al2O3 Zr 3 x Y Zr Sr/210 100 Meta-rodingitos cálcio-alcalinos Boninitos Metabasalto 1000 Metagabro MORB Metabasalto 100 IAATT G Basaltos de Fe-Ti 10 1 10 100 H Y Figura 7 – Diagramas que apresentam campos discriminantes com análises dos gnaisses de composição calciossilicática e de rochas metabásicas da região estudada. Diagramas: (A) AFM (Irvine & Baragar 1971); (B) K2O versus P2O5 versus TiO2 (Pearce & Cann 1973); (C) Zr/117 versus Th versus Nb/16 (Wood 1980); (D) FeO versus MgO versus Al2O3 (Meschede 1986); (E) Ti/100 versus Zr versus Y*3 (Pearce & Cann 1973); (F) Ti/100 versus Zr versus Sr/2 (Pearce & Cann 1973); (G) Th/Yb versus Ta/Yb (Pearce 1982); e (H) Cr versus Y (Pearce 1982). As linhas A, B e C representam o padrão de cristalização para o fracionamento de Cr- espinélio + olivina + piroxênio a partir de magmas de composições MORB, IAT e boniníticas, respectivamente. 500 Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 Cr Marco Aurélio Piacentini Pinheiro et al. (meta)ultramafitos (Fig. 7D). Estas rochas quando oceânico (associados a rochas ultramáficas), na associa- comparadas, pelos elementos normalizados ao con- ção granada lherzolito, que ocorrem em meio a metas- drito, com metaultramáficas da região, exibem com- sedimentos da nappe Penínica Adula-Cima Lunga, na portamento mais similar do que os das metamáficas Suíça. Essas rochas constituem-se de clinopiroxênio e (Figs. 8A e B), com padrões semelhantes aos LILE, granada e produtos rodingitizados, reequilibrados, pos- porém anômalos em relação aos HFES, à exceção do teriormente, em fácies eclogito. Evans et al. (1979) metabronzitito que exibe padrões similares. identificaram uma variação contínua na composição Em relação aos ETR normalizados (Fig. 8D), é química, textural e mineralógica, a partir dos eclogitos plausível uma associação parental entre essas rochas (Jd > 10%) aos rodingitos (CaO ≈ 24% e Na2O < 0,1%) estudadas e os (meta)ultramafitos adjacentes que exi- e atribuíram, ainda, efeito pouco significativo na distri- bem padrão de abundância similar. buição dos elementos menores e traços, no processo de Evans et al. (1979) apresentaram informações rodingitização e em episódios sucessores de alto grau. e critérios diagnósticos discriminantes entre eclogi- A partir dos dados de Evans et al. (1979), de tos e metabasaltos toleíticos com afinidade de assoalho rochas (meta)rodingíticas, eclogitos e de transição SIMBOLOGIA Meta-rodingitos Metabasalto Metabasalto Metagabro A B C D SIMBOLOGIA Meta-rodingitos Meta-harzburgito Serpentinito Bronzitito pegmatoide Metawebsterito Figura 8 – Diagramas multielementos que mostram valores de elementos incompatíveis dos gnaisses de composição calciossilicática comparados com os de rochas da região: (A) padrões de LILE e HFSE comparados aos das metamáficas (valores normalizados para basaltos N-MORB; Saunders et al. (1988); (B) padrões de ETR comparados aos das metamáficas (valores normalizados para basaltos N-MORB; Saunders et al. (1988); (C) padrões de LILE e HFES comparados com os das metaultramáficas e (D) padrões de ETR comparados aos das metaultramáficas. Valores de normalização do condrito de Sun and McDonough (1989). Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), 2012 501 Meta-rodingito na Klippe Carvalhos, Faixa Brasília 4,0 Simbologia cálcico(s) a processo(s) de rodingitização, não 3,6 Meta-rodingito da 3,2 relacionado(s) a fracionamento magmático e/ou me-Klippe Carvalhos 2,8 Eclogitos Meta-rodingito* tamórfico, quando comparada(s) a rochas metamáfi- 2,4 Rochas 2,0 Transicionais co-ultramáficas adjacentes da região, parentais, das 1,6 para eclogitos*M quais esse(s) litotipo(s), provavelmente, constitua(m) e *Evans, trommsdorff & Richter1,2 ta- (1979)ro 0,8 di um membro(s). ngi 0,4 to O contato desses litotipos estudados (com ser- 0,0 5 13 22 30 pentinitos, meta-harzburgito, metawebsterito e meta- CaO bronzitito), a associação com mineralogia e texturas Figura 9 – Diagrama que discrimina eclogitos e típicas, o forte enriquecimento em Ca e litogeoquími- Meta-rodingito de Cima di Gagnone, Suíça (Evans ca muito diferente, sugere que os mesmos registrem et al. 1979) e os granada-clinopiroxênio-hornblenda rochas submetidas a processo de enriquecimento em gnaisses com epídoto (Gn) do corpo da Fazenda da CaO e a condições metamórficas similares às rochas Roseta. adjacentes, i.e., rodingitização. Tais fatos e considerações sugerem que este li- de Cima di Gagnone, Suíça, e comparando-os com os totipo constitua membro (meta)rodingítico de frag- litotipos em questão, observa-se padrão geoquímico mentos oceânicos crustais e/ou subcrustais (Pinheiro similar destes litotipos estudados com os das rochas 2008, Pinheiro & Suita 2008), submetido ao metasso- de transição (Fig. 9). matismo primário (rodingitização), anterior ao regis- tro metamórfico de maior grau (no mínimo fácies gra- DISCUSSÃO E CONSIDERAÇÕES FINAIS nulito), contemporâneo a arquitetura do Gondwana Pelos dados e discusões acima, foram feitas consi- Ocidental. Esse metamorfismo de alto grau, possivel- derações sobre estes gnaisses calciossilicáticos atípi- mente, caracteriza um episódio de colisão dos con- cos e suas associações mineralógico-texturais, no ul- tinentes Paranapanema e São Francisco-Congo num tramafito da Fazenda da Roseta, e suas implicações cenário de fechamento do Oceano Brasilíades, que petrológico-tectônicas. Para discussões finais, consi- culminou com a incorporação tectônica, em crosta deram-se sobre estes metaultramafitos: 1) modo de continental, a partir de processos orogenéticos de cor- ocorrência local e regional, associados a ultramafi- pos máficos e/ou ultramáficos, os quais constituem tos ovóides de pequenas dimensões (serpentinitos, associações do tipo alpino, orogênicas ou ofiolíticas. metawebsterito, meta-harzburgito e metabronzitito); 2) presença de eclogitos e lentes do embasamento en- AGRADECIMENTOS Os autores agrade- tre metassedimentos oceânicos, pelágicos a hemiplá- cem à Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de gicos, em nappes brasilianas; 3) serpentinitos com Minas Gerais (FAPEMIG), Processo CRA1.058/04, serpentinização primária; e, 4) aspectos texturais e pelo financiamento ao projeto, ao Professor Rudolff geoquímicos peculiares dos litotipos estudados. A. J. Trow (Universidade Federal do Rio de Janeiro), Assim, interpreta(m)-se essa(s) litologia(s) que forneceu inúmeras informações de extrema va- como resultante(s) do reequilíbrio químio-textural lia e importância para o desenvolvimento deste traba- em alto grau, caracterizado pela associação clinopi- lho e à Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais roxênio + granada + epídoto, de litologia(s), previa- (CPRM/SGB, SUREG-BH), pelo suporte prestado mente submetida(s) a processo(s) metassomático(s) durante a execução deste trabalho. Referências Alkmim F.F., Marshak S., Fonseca M.A. 2001. Assembling Minas Gerais. Dissertação de Mestrado, Instituto de West Gondwana in the Neoproterozoic: clues from Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, the São Francisco craton region, Brazil. Geology, 29: Rio de Janeiro, 166 p. 319-322. Almeida S. 1998. Petrologia de rochas ultramáficas associadas Almeida F.F.M. 1977. O Cráton do São Francisco. 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