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CELINO, J. J.; BOTELHO, N. F. Evolução geoquímica e petrogênese...

Boletim Paranaense de Geociências, n. 57, p. 25-47, 2005. Editora UFPR 25

EVOLUÇÃO GEOQUÍMICA E PETROGÊNESE DE CHARNOCKITOSÍGNEOS NO CINTURÃO MÓVEL COSTEIRO DO BRASIL

GEOCHEMICAL EVOLUTION AND PETROGENESIS OF IGNEOUSCHARNOCKITES IN THE COASTAL MOBILE BELT OF BRAZIL

Joil José Celino1

Nilson Francisquini Botelho2

RESUMO

Rochas máficas e félsicas com hiperstênio são importantes componentes da zona de transição entre ocráton do São Francisco e o Cinturão Móvel Costeiro Neoproterozóico no extremo sul do Estado da Bahia. Oscharnockitóides possuem teores 54 a 70% de SiO

2, correspondendo de termos intermediários a ácidos. A

geoquímica revela um caráter metaluminoso e uma assinatura cálcio-alcalina/álcali-cálcica, compreendendorochas ricas em Ti, P, Zr, Ba e ETR, ligeiramente enriquecidas em Fe e K e pobres em Mg, Al e V, sendovariavelmente empobrecidas em Ca, se comparadas com rochas granitóides de teor de sílica similar. Possuemteores altos de ETR, com padrões moderadamente a fortemente fracionados para os termos mais básicos eácidos. A interpretação petrogenética baseia-se na(s): (i) natureza dos contatos, os quais mostram que asrochas félsicas intrudiram nas rochas máficas; (ii) texturas magmáticas das rochas charnockíticas félsicas emcontraste com texturas inequivocamente metamórficas dos membros finais máficos; (iii) mineralogiapredominantemente anidra; e (iv) trends homogêneos em muitos diagramas de variação, além do carátergeoquímico não-depletado das rochas félsicas; sugerindo que magmas tipo C são produzidos pela fusão defontes máficas a intermediárias de alto-K, nas quais a hornblenda foi previamente desidratada. O baixo conteúdode CaO e alta razão Ca/Sr dos magmas tipo A é uma evidência que suporta plagioclásio residual, mas nãohornblenda, nas rochas fontes da região.

Palavras-chave: magmas charnockíticos; evolução geoquímica; petrogênese; granitos tipo-A.

1 Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia. E-mail: [email protected]

2 Instituto de Geociências, Universidade de Brasília. E-mail: [email protected]


Boletim Paranaense de Geociências, n. 57, p. 25-47, 2005. Editora UFPR26

EXTENDED ABSTRACT

Orthopyroxene-bearing felsic and mafic rocks are important components of the transition zone betweenthe São Francisco Craton and the Late Proterozoic Costeiro Mobile Belt in southeastern Bahia, Brazil. Thesegranitoids are also important economically, hosting gemstone-bearing pegmatites. In the studied area, thegranitoids are mainly explored as dimension stones, but pegmatites also occur, locally, containing gemstones ofgood quality (aquamarine, beryl and alexandrite).

When a crustal thermal anomaly is triggered by under- or intra-plating of a basaltic magma trapped in thedeep crust, it crystallizes and recrystallizes under granulite-facies conditions. This will produce a non-restiticmafic granulite, such as the mixtures commonly exhumed as xenoliths in certain continental alkaline volcanicrocks (Clemens et al. 1986).

Any rock can, of course, be metamorphosed to granulite grade, irrespective of its origin. However, thereis confusion as to what constitutes a charnockite. There are several varieties with very different origins, butwhich have commonly, and mistakenly, been lumped together as a single phenomenon. They are allorthopyroxene-bearing quartz-feldspathic rocks with granitoid composition. Some are metagreywackes andmetagranitoids produced during fluid-absent granulite-facies metamorphism, with or without melt loss. Anothergroup (e.g., the famous Indian “incipient” charnockites) are the products of carbonic dehydration reactionsoperating in tonalitic to granitic rocks at conditions typical of the upper amphibolite facies (Clemens 1992). TheCO

2-rich fluids mostly have local origins and only produce patch and vein charnockite because the fluids gained

access to the rocks only along fractures, etc. The last kind is the so-called “massif’ charnockites. These are notmetamorphic rocks at all, but granitic intrusions that were extremely hot and had relatively low H

2O contents.

They preserve their early-crystallized pyroxene. A great number of the world’ s granitic rocks in fact once containednear-liquidus pyroxene, but this is not preserved due to the protracted evolution of the magmas, with increasingH

2O and KAlSi

3O

8 activities, as the magmas cool and chemically envolve. If you know what to look for, you can

very commonly spot the pseudomorphs in thin sections.Several petrogenetic schemes have been proposed for the origin of A-type granites, including:(1) fractionation products of alkaline basalts (Turner et al. 1992);(2) melting of lower-crustal source rocks under fluxing of mantle-derived volatiles (Bailey 1978);(3) low degrees of partial melting of F – and/or Cl-enriched dry, granulitic residue from which a granitoid

melt was previously extracted (Clemens et al. 1986); and(4) melting of a tonalitic I-type granite (Creaser et al. 1991);The terranes hosting the granitoids investigated comprise the following sequences: Caraíba-Paramirim

Complex, Paraíba do Sul Complex and Macaúbas Group. The Caraíba-Paramirim Complex represents theArchean/Paleoproterozoic basement, exposed in the northeastern portion of the area.

The Paraíba do Sul Complex, a gneissic-migmatitic unit, comprises metasedimentary rocks of upperamphibolite to granulite facies. Paleoproterozoic ages have been traditionally suggested for the deposition ofthese sediments, with an overprint of Transamazonian and Brasiliano tectono-metamorphic events. In the studyarea, this complex is represented by kinzigitic gneiss, intruded by the neoproterozoic granitoids. Sm-Nd isotopicdata for the Paraíba do Sul paragneiss indicate T DM model ages between 1.61 and 1.74 Ga (Celino et al.2000), which are interpreted as an upper limit for the sources of the original sediments . Therefore, the depositionof these rocks most probably occurred during the Meso- or Neoproterozoic.

The Macaúbas Group is a Neoproterozoic sedimentary sequence deposited on a continental passivemargin.

Orthopyroxene-bearing granitoids – denominated Salomão Suite (SLS) - comprises a group of charnockiticrocks with relict magmatic textures. SiO

2 values range from 52% to 71%. The rocks are enriched in Ti , P, Zr, Ba

and REE. The SLS granitoids are metaluminous, with conspicuous enrichment in LIL and HFS elements, plottingmainly in the field of A-type granitoids in a FeO*/MgO versus (Zr+Nb+Ce+Y) diagram. These features indicatesome degree of mantle contribution to the parental melt. Fractional crystallization was probably the maindifferentiation process during the evolution of the charnockitic suite (Celino 1999). Thermobarometric calculationssuggest temperatures between 600 and 700° C and pressure of 4,5 kbar (~20 km depth) for the crystallization ofthese rocks (Celino & Botelho 2000). Field evidence, supplemented by mineralogical, textural and chemicaldata, suggests an origin by partial melting of deep continental crust under dry conditions of granulite facies.

We agree with a petrogenetic model (Landenberger & Collins 1996) involving partial melting of a mafic-intermediate lower crust of similar composition to the I-type source, which was dehydrated, but not melt depleted,at time of production of the slightly earlier I-type granites, leaving alkali feldspar, rather than biotite, as thedominant K-bearing phase in the source, at elevated temperatures, produced a hot, dry magma of slightlydifferent composition from the I-type magma, and these differences were magnified by fractional crystallization.



The emplacement of post-tectonic intrusions (included SLS) followed and was related to NS reactivatedzones. The I-type granitoids, that presumably fractionated from crustal magmas, are indicative of early and/orrapid uplift and crustal thinning in the orogenic hinterland (Celino et al. 2000), with concomitant upper mantleanatexis by pressure release melting. A final episode of magmatism was activated in consequence of theproceeding post-collisional uplift. This episode is characterized by numerous bodies of A-type granitoids and thecharnockites of the Salomão Suite (SLS).

Key-words: charnockitic magmas; geochemical evolution; petrogenesis; A-type granites.

INTRODUÇÃO

Charnockitos são importantes componentes dacrosta continental inferior em muitos terrenos Pré-Cambrianos. Eles foram inicialmente descritos porHolland (1900) em Madras, Sudeste da Índia, comorochas graníticas à ortopiroxênio. Naquela região, elesestão associados com granodioritos à ortopiroxênio,tonalito e gabros. Holland chamou esta associação deSérie Charnockito e estabeleceu que é plutônica. Nasduas últimas décadas, tem existido muita discussãosobre charnockitos em termos da sua origem ígnea oumetamórfica.

Uma origem ígnea, como postulado por Holland(1900) para as rochas na Índia, é consistente com anatureza indeformada, maciça e homogênea de algunscharnockitos e, em poucos casos, a existência decontatos intrusivos, xenólitos e texturas magmáticas. Ummagma charnockítico pode ser gerado no manto ou nacrosta (Newton 1992). Magmas derivados do manto sãomenos prováveis como fonte porque eles não sãolíquidos graníticos nem têm uma composição apropriadapara fornecer grande quantidade de líquidos graníticospor fracionamento (Newton 1992). Fundidos crustaisparciais são comumente félsicos. O calor necessáriopara produzir fundidos crustais pode ser fornecido pelaintrusão de magmas quentes derivados do manto oupor processos de auto-aquecimento devido aoespessamento crustal em zonas de convergência deplacas (Newton 1992, Ashwal et al. 1992). A cristalizaçãode magmas charnockíticos ocorre sob condições anidrasno fácies granulito. Diferenciação magmática pode gerardiferentes rochas-tipo da série.

Uma origem metamórfica é postulada para amaioria dos charnockitos ao redor do mundo, incluindoos clássicos exemplos no sudeste indiano, baseado emtípicas texturas metamórficas, bandamentos litológicose intercalações de metassedimentos (Cooray 1969).

Granitóides charnockíticos são um dos principaiscomponentes dos Complexos Anortosito-Mangerito-Charnockito Granito rapakivi (AMCG) e apresentam umpapel crucial na formação e evolução da crostaProterozóica. Quando intimamente associados commaciços anortosíticos, eles são geralmente

considerados como derivados a partir de distintosmagmas parentais, gerados por diferentes fontes(Emslie 1991, Duchesne 1990, Ashwal 1993). Entretanto,tem sido reconhecido que algumas rochascharnockíticas podem também ser derivadas a partir deum magma intermediário monzodiorítico a jotunítico(Duchesne et al. 1989, Owens et al. 1993) cuja origemtem gerado controvérsias. O magma jotunítico podetambém ser derivado a partir de uma fonte crustal pelafusão parcial de rochas básicas (Duchesne et al. 1989,Duchesne 1990), ou por magmas residuais após aformação dos maciços anortosíticos os quais têm sidocontaminados em proporção variada por material crustal(Emslie et al. 1994).

O reconhecimento, na Província Mantiqueira, nochamado Complexo Paraíba do Sul (Silva et al. 1987),de rochas charnockíticas neoproterozóicas (Celino &Botelho 1997) em associação espacial e cronológica agranitos fortemente peraluminosos (Celino 1999), coma ausência na vizinhança de corpos anortosíticos,descarta uma cena geológica muito comum em outrosterrenos, especialmente nas Províncias Rondonianas eGrenvilliana (Emslie 1991, Wiebe 1992, Ashwal 1993),abrindo uma nova linha de investigação para estecinturão charnockítico representado nos Estados de SãoPaulo, Espírito Santo, Minas Gerais e Bahia, o que ocompara e distingue de outras ocorrências (cf. Gomes1995, Jordt-Evangelista 1996, Duchesne & Wilnart 1997,Mello 2000).

Certamente, charnockitos ígneos e metamórficosexistem. Todos são formados sob o fácies granulito e àbaixa PH

2O. Somente estudos de campo petrográficos

e geoquímicos detalhados tornarão possível aidentificação e distinção destes diferentes tipos decharnockitos ao redor do mundo.

TRABALHOS ANTERIORES

A primeira utilização do termo Complexo doParaíba foi feita por Rosier (1953, in Silva et al. 1987),para um conjunto de rochas heterogêneas e muitotectonizadas do vale do rio Paraíba do Sul.

A primeira referência sobre a presença de rochascharnockíticas no Brasil deve-se a Brajnikov (1953 in



Silva et al. 1987), que as estudou nos Estados do EspíritoSanto e Minas Gerais, em especial nas regiões do Altoe Médio Rio Doce, afirmando serem de origemmetamórfica, e resultantes de uma granitização(potassificação e silicificação) de noritos pré-existentes,classificando-as de charnockito gnaisses. Posterior-mente, Guimarães (1956) realizou estudos petrográficosem alguns corpos charnockíticos do Estado do EspíritoSanto, advogando para os mesmos uma origemmagmática, relatando, ainda, que esses charnockitossofreram apenas uma fase de metamorfismo e quepossuem uma história genética complexa.

Após um grande interlúdio no que concerne aoestudo desses litotipos, somente na década de 70,Cordani (1973), em trabalho de cunho geocronológicona faixa costeira atlântica entre Salvador (BA) e Vitória(ES), revelou a ocorrência de núcleos granulíticos noâmbito da Folha SE.24 Rio Doce, tais como na regiãode Barra do São Francisco, Itapina, Itanhém,Epaminondas Otoni e Padre Paraíso. Idade K-Ar embiotita, em um desses corpos, indica valores referentesao Ciclo Brasiliano, com cerca de 490 M.A., e que foiinterpretada como rejuvenescimento total no citado ciclo,a partir de material pré-existente.

Silva et al. (1974), em mapeamento executadona região Sul da Bahia, identificaram corposcharnockíticos na Folha SE.24-V-D, sob a forma de“stocks”, e que teriam sua origem ligada a lentes decomposição das rochas originárias dos metatexitos decomposição kinzigítica com os quais mantém relaçõesgradacionais de contato. Os pegmatitos associados acharnockitos/enderbitos são sempre mineralizados emberilo, crisoberilo e água-marinha, como ocorre nos dePadre Paraíso e a noroeste de Medeiros Neto (Almeida& Hasui 1984).

Os principais garimpos da região referem-se aosde Salomão-Centenário, abrangendo áreas do municípiode Itanhém; aos de Jureana e Cachoeira do Mato, emAlcobaça; aos localizados nas regiões de São Paulinho,Prata, Alho e Pirajá, em Itamaraju; aos de São José doPrado, no município de Prado; além de alguns outrossituados em Guaratinga, dentre os quais os deBuranhém e Barra Nova (Silva et al. 1987).

Herbert et al. (1991) e Jordt-Evangelista (1996)têm estudado ocorrências de Séries de Charnockitosna área entre o Quadrilátero Ferrífero Cratônico e oCinturão Móvel Costeiro (Hasui & Oliveira 1984) a leste.

Estudos (Mendes et al. 1997) desenvolvidos noEstado do Espírito Santo caracterizam um cinturão decharnockitos e noritos, os quais incluem intrusões maisjovens. Aspectos de campo e petrográficos, além das

evidências geoquímicas de mistura de magma têm sidoextensivamente discutidos em trabalhos anteriores nestecomplexo (Mendes 1996).

Celino & Botelho (1997) identificaram no extremosul da Bahia e nordeste de Minas Gerais diversasocorrências de Séries de Charnockitos, com destaquepara as regiões de Mairinque, Salomão (área-tipo) epequenas ocorrências próximas a Santo Antônio deJacinto (figura 1).

CONTEXTO GEOLÓGICO DA REGIÃO

Os litotipos predominantes nessa região sãopiroxênio-granulitos, metatexitos de composiçãokinzigítica e migmatitos, onde predominam relevosaplainados.

Os charnockitos sempre afloram em regiõesaplainadas, de topografia arrasada, exceção feita àregião de Salomão. Trata-se de rochas cor cinza escuroa esverdeada, granulação média a grosseira, isotrópicas,localmente com fraca orientação.

Os granulitos são de composição intermediária abásica, coexistindo, porém, com tipos mais básicos. Sãoisotrópicos ou foliados, com textura granoblástica, emineralogia representada por plagioclásio, piroxênio,quartzo, biotita e por vezes, granada. O feldspato podese apresentar localmente em cristais centimétricos,subedrais, de cor cinza esverdeada, com facesbrilhantes.

Nos migmatitos, a característica marcante é apresença de rochas com estruturas migmatíticas as maisdiversas, com melanossoma gnáissico a biotita e/ouhornblenda. Seus contatos são de difícil definição,parecendo entretanto serem por falhas, conforme oestudo das imagens de radar. As rochas apresentam-se geralmente bem expostas, fraturadas, de cor cinzaesbranquiçada, granulação grossa e comumenteorientada. Localmente observa-se a existência de zonasgranulíticas.

CHARNOCKITO DE MAIRINQUE

As rochas charnockíticas que ocorrem nestaregião são muito parecidas com aquelas da região deSanto Antônio do Jacinto (no norte da área) e SantaLuzia do Norte.

Elas são notáveis pela associação peculiar maisabundante de granitóides félsicos (charnockito -enderbitoe granitos-tonalitos à granada-biotita), e menosabundante de rochas máficas (principalmente noritos).Os dois tipos comumente ocorrem em íntima associaçãoespacial.



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16039 30'0400

0 20Km

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MAIRINQUE

(B)

SALOMÃO

Figura 1- Mapa geológico simplificado do Cinturão Araçuaí, das suítes graníticas e suas rochas encaixantes. (1) Suíte Salomão; (2) outras suítes; (3)CCP: Complexo Caraíba-Paramirim; (4) CPS: Complexo Paraíba do Sul; (5) Grupo Macaúbas e (6) Cobertura sedimentar. Os retângulos referem-seaos maciços desta suíte para a região de Salomão e Mairinque. Simplified geological map of the Eastern Araçuaí Belt, granite suites and their host rocks.(1): Salomão (SLS); (2):others suites; (3) CCP: Caraíba-Paramirim complex; (4) CPS: Paraíba do Sul Complex; (5): Macaúbas Group; (6): SedimentaryCover. The rectangles are showing the outcrop area of Salomão massive and Mairinque massive.



O contato entre o norito e as rochas félsicasgraníticas-charnockíticas são variáveis. Contudo, asrochas félsicas predominam volumetricamente, onde elascontêm aglomerados biotíticos centimétricos ou métricos,arredondados ou na forma de lentes.

Quando os tipos máficos predominam, as rochasfélsicas mostram-se intrusivas, com contatos nítidos detransposição, e são, em geral, mais jovens. Menoscomumente, os contatos tendem a ser gradacionais edo tipo migmatítico.

Deformação no estado sólido penetrativa tardia erecristalização de variável intensidade local causaramuma sobreposição milonítica nas texturas e estruturasprimárias. O caráter intrusivo das rochas félsicas étambém corroborado pela presença de xenólitos dosgnaisses regionais.

MACIÇO CHARNOCKÍTICO DE SALOMÃO

Ao lado dos termos granodioríticos emonzograníticos da região de Salomão, ocorrem rochascharnockíticas de características petrográficas bemparticulares. Este corpo intermediário possui coloraçãoverde-escura, granulação grossa, estrutura isotrópica,sendo classificado como biotita charnockito, anfibóliocharnockito e quartzo jotunitos, macroscopicamente. Arocha apresenta uma textura granular média a grossa,contendo cristais de plagioclásio tabulares macladosalbita-carlsbad que podem mostrar zoneamentos.

Uma origem magmática pode ser atribuída a estasrochas, levando-se em conta tão somente os aspectostexturais. Essas rochas, com índice de cor entre 20 e30%, têm em ortopiroxênio, biotita e hornblenda,respectivamente, os seus minerais mais proeminentes.

ASPECTOS PETROGRÁFICOS POR LITOTIPO

Dois principais tipos de rochas ocorrem nosdiversos corpos estudados. As rochas máficas sãonoritos e menos comumemente enderbitos. As rochasfélsicas podem ser separadas em duas séries de rochas,nominalmente as Séries charnockito-enderbito apiroxênio, e a granito-tonalito à granada-biotita.

Streckeisen (1974) e Le Maitre (1989) têmrecomendado o uso do diagrama triangular Q-A-P pararochas charnockíticas, contanto que feldspato pertítico,e particularmente mesopertita, estejam distribuídas entre“A” e “P”, de acordo com o atual conteúdo de feldspato-K e palgioclásio. Este sistema tem sido adotado aqui.No triângulo Q-A-P (Celino & Botelho 2000) os dadosmodais (Tabela 1) mostram uma tendência contínua paraas rochas da Suíte Salomão (SSL) a partir do enderbito

(= hiperstênio – tonalito), passando pelo charno-enderbito(= hiperstênio granodiorito) até o charnockito (=hiperstênio (monzo) granito).

EVOLUÇÃO GEOQUÍMICA

Análises químicas de elementos maiores e traçosselecionados por cada litotipo da Suíte Salomão sãoapresentados nas tabelas 2 e 3. Os charnockitóides daSuíte Salomão representam uma seqüência poucoexpandida, possuindo teores de 54 a 70%,correspondendo a termos intermediários a ácidos.Compreendem rochas ricas em Ti, P, Zr, Ba e ETR,ligeiramente enriquecidas em Fe e K e pobres em Mg,Al e V, sendo variavelmente empobrecidas em Ca, secomparadas com rochas granitóides de teor de sílicasimilar. A classificação química forneceu para as rochasdesta suíte, de acordo com a nomenclatura da USGSpara rochas da suíte charnockítica: enderbitos, charno-enderbitos e charnockitos (Celino & Botelho 2000).

Nos diagramas de variação de Harker observa-se uma boa correlação em sua maior parte, sugerindotratar-se de uma seqüência magmática cogenética,evoluída nos limites do restrito intervalo composicionalobtido. Tão somente para o Al

2O

3 ocorre uma

considerável dispersão de amostras; os dados paraNa

2O também apontam maiores variações, mas neste

caso pode-se observar que ocorre, de modo geral, umgradual aumento dos teores em direção aos termos maisácidos (Fig. 2). Para os outros óxidos (Fig. 2) têm-setrends razoavelmente bem definidos, com discretoespalhamento, e coerentes com o índice dediferenciação utilizado. O mesmo ocorre para a maiorparte dos gráficos de SiO

2 versus elementos traços (Fig.

3), onde apenas nos gráficos do Ba e Zr exibem maiordispersão. É notável o comportamento compatível dealguns elementos tais como Ca, Fe, Mg, Ti, P, Sr e Zn;por outro lado, K, Na, Rb e Ba mostram-se incompatíveisdurante a evolução da seqüência.

Algumas amostras possuem teores maiselevados de Al

2O

3, CaO e Sr e estão nitidamente

deslocadas em vários gráficos. Tais característicassugerem que nestas amostras o plagioclásio pode tersido uma fase cumulática. Em outras amostras,observam-se concentrações mais altas de Al

2O

3 e K

2O,

além do destaque no gráfico SiO2 versus Ba, indicando

que pode ter havido acumulação de feldspato potássico.Estas rochas possuem algumas características

(Celino & Botelho 2000) comparáveis a rochas da sériemangerítica, como os baixos teores de MgO,concentrações elevadas de elementos HFS e razão (Fe/Fe+Mg) relativamente alta. Por outro lado, suas



Tabela 1 – Composição modal (%) e projeção Q-A-P para rochas da Suíte Salomão. Modal Composition(%) and Q-A-P projection of Salomão Suite. (continua)

Nú

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3223

6

P80

5562

4855

5648

4448

62

27*



Tabela 1 – Composição modal (%) e projeção Q-A-P para rochas da Suíte Salomão. Modal Composition(%) and Q-A-P projection of Salomão Suite. (conclusão)

Núm

ero

de

cam

po

24*

47*

Lo

calid

ad

eC

en

ten

ário

Ce

nte

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rio

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gi

SLN

Salo

mão

Salo

mão

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mão

Salo

mão

Salo

mão

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oJa

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oJa

guarã

o

Am

ost

raJJ

NB

28B

JJN

B28C

JJ-N

B-2

4JC

-47

SB

40A

16

SB

40A

17

SB

40A

14

JJ-1

4JJ

-16

JJ-1

7S

B-1

4-A

JJ-5

SB

-14-A

JS

B-1

4-B

Min

era

l (%

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ha

rno

ckito

Ch

arn

ock

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ha

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ckito

Ch

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ckito

Ch

arn

ocki

toC

ha

rno

ckito

Ch

arn

ock

ito

Qu

art

zo20,9

02

3,5

42

7,8

22

8,9

02

9,0

82

5,8

33

1,7

027,8

429,0

92

9,7

83

3,6

234,9

532,4

733,5

1

Fd.

Potá

ssic

o2

2,1

124,9

526,3

112,4

225,3

32

8,4

72

1,8

62

6,1

22

4,3

82

4,0

124,3

122,4

827,9

726,1

8

Pla

gio

clá

sio

38,8

733,3

429,3

944,4

034,8

53

5,2

43

5,2

636,3

536,5

53

5,7

333,2

434,7

032,2

432,9

0

Bio

tita

13,3

311

,62

10,6

011

,88

7,6

55,4

17,8

96,5

57,6

07,6

44

,37

4,4

73,9

03

,73

Clin

op

iro

xên

io-

--

tr.

--

--

--

--

--

Ort

op

iro

xên

io1

,62

1,6

21

,04

0,5

70

,94

0,8

70,8

60,9

10,8

70,8

80

,39

0,3

30

,28

0,3

9

An

fibó

lio0

,28

0,8

10

,71

0,4

4tr.

0,9

7tr.

0,9

1tr.

tr.

0,1

80,1

6tr.

tr.

Mu

sco

vita

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

-tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

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nada

--

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--

--

--

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tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

Esf

eno

0,4

90

,75

0,8

40

,01

0,3

70

,20

0,1

80,2

70,1

80

,23

0,3

50

,29

0,8

00

,34

Ap

atit

a1,1

31

,06

0,5

90

,28

0,9

00,7

10,7

80,8

00,7

30

,80

0,4

70

,47

0,3

30

,47

Zircã

otr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

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tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

tr.

Clo

rita

0,4

21

,48

2,2

10

,50

0,7

9tr.

0,8

70,1

60,1

70,5

42

,14

2,0

01

,73

1,5

8

Min

.O

paco

s0

,85

0,8

30

,49

0,6

00

,09

2,3

00,6

00,0

90,4

30

,39

0,9

30,1

50

,28

0,9

0

Q26

2933

3433

2936

3132

3337

3835

36

A27

3032

1428

3225

2927

2727

2430

28

P47

4135

5239

3940

4041

4036

3835

36

2840

14*



Tabela 2 – Análises químicas de elementos maiores (% em peso) para rochas da Suíte Salomão. Major (wt%) analysesof Salomão Suite.

Am

ost

raJC

-43

JC-3

8JC

-25

JJ-5

7-B

JC-5

3JJ

-NB

-34

SB

-27

-AJJ

-20

JJ-1

0JJ

NB

28

BJJ

NB

28

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-7JJ

-NB

-24

JC-4

7

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cal

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linS

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rio

Ce

nte

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Ch

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ock

itoC

ha

rno

ckito

SiO

252,9

053,8

054,5

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058,9

062,5

061,8

062,1

560,7

061,4

061,9

064,8

065,4

0T

iO2

1,1

03,1

02,8

02,6

02,2

01,2

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31,7

01,7

00,7

51,1

00,6

0A

l2O

318,5

013,9

015,4

013,7

014,8

017,2

014,7

914,5

514,6

716,0

016,2

017,1

015,3

016,1

0F

e2O

31,8

32,9

73,5

31,9

62,4

51,9

22,0

00,7

41,3

82,5

31,7

22,0

10,8

40,9

9F

eO

5,4

98,0

96,5

69,7

86,4

25,3

75,1

46,2

05,6

64,3

54,6

74,5

24,4

94,0

2M

nO

0,1

10,1

60,1

40,1

70,1

30,1

60,0

90,0

80,0

90,1

40,1

30,1

30,1

60,1

0M

gO

6,3

03,2

03,9

02,6

02,7

02,9

02,4

22,0

52,2

31,7

01,5

02,6

01,3

02,1

0C

aO

8,5

05,9

05,8

03,9

04,9

04,5

04,1

94,6

24,4

04,2

03,9

05,7

02,5

04,5

0N

a2O

2,6

02,2

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02,8

02,7

12,7

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22,5

02,0

02,8

02,2

02,7

0K

2O

0,9

23,1

03,0

03,4

03,2

03,5

03,6

53,6

83,6

64,6

05,0

01,9

05,1

03,0

0P

2O

50,3

21,5

01,1

00,7

70,8

00,3

90,8

40,0

10,4

30,4

80,4

50,1

60,2

50,1

2H

2O

0,3

40,3

40,2

51,1

70,6

01,0

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70,8

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41,0

70,1

81,1

00,3

6To

tal

98,9

098,2

699,4

898,6

598,9

099,8

8101,1

799,2

7100,2

099,7

499,7

499,7

599,1

499,9

9#M

g61,5

335,1

741,8

729,2

436,2

642,4

438,2

335,1

336,7

031,6

330,3

742,3

831,0

843,3

5

Am

ost

raS

B4

0A

16

SB

40

A1

7S

B4

0A

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JJ-1

4JJ

-16

JJ-1

7S

B-1

4-A

JJ-5

SB

-14

-AJ

SB

-14

-BJJ

-8S

B-1

4-B

JJO

-12

SB

-24

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Lo

cal

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lom

ão

Sa

lom

ão

Sa

lom

ão

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lom

ão

Sa

lom

ão

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rão

Jag

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rão

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Ch

arn

ock

itoC

ha

rno

ckito

Gra

nitó

ide

Gra

nitó

ide

SiO

268,5

168,6

068,2

868,5

668,4

468,4

271,4

072,6

972,2

072,5

072,0

173,0

870,0

070,2

0T

iO2

0,9

90,9

20,9

10,9

60,9

20,9

30,4

10,3

50,3

00,4

10,5

80,4

90,3

80,6

1A

l2O

314,3

514,2

314,5

014,2

914,3

614,4

015,6

215,0

614,4

315,0

515,1

214,5

815,9

015,4

3F

e2O

30,9

01,1

21,0

41,0

11,0

81,0

20,7

90,4

91,6

80,5

30,5

30,0

11,8

00,5

4F

eO

3,8

23,2

13,8

53,5

13,5

43,6

91,2

61,5

00,0

11,0

31,6

11,9

01,6

02,4

1M

nO

0,0

60,0

40,0

60,0

50,0

50,0

50,0

10,0

10,0

10,0

10,0

20,0

20,0

50,0

4M

gO

0,7

80,8

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20,8

10,8

30,8

10,6

00,6

40,5

80,5

10,4

80,4

21,0

00,6

9C

aO

2,4

92,7

13,1

42,6

02,9

32,8

71,7

41,6

61,3

91,4

51,5

61,4

33,0

01,2

7N

a2O

2,9

53,0

92,5

83,0

22,8

42,8

03,0

63,2

83,1

03,1

93,0

43,1

13,4

03,0

9K

2O

4,7

04,9

74,1

24,8

44,5

54,4

84,3

94,0

94,9

94,6

74,2

55,0

72,5

04,1

6P

2O

50,3

80,3

00,3

30,3

40,3

10,3

40,2

00,2

00,1

40,2

00,1

70,1

10,1

20,2

5H

2O

0,5

50,3

50,3

60,4

50,3

60,4

10,4

60,4

10,9

10,4

40,6

10,4

90,1

51,3

0To

tal

100,4

8100,3

8100,0

0100,4

4100,2

1100,2

299,9

4100,3

899,7

4100,0

099,9

8100,7

199,9

199,9

9#M

g23,0

926,1

923,4

324,6

224,7

323,8

935,2

937,0

140,7

437,6

229,1

728,1

635,6

330,0

9



Tabela 3 – Análises químicas de elementos traços (ppm) para rochas da Suíte Salomão. Traceelements (ppm) analyses of Salomão Suite. (continua)

Am

ost

raJC

-43

JC-3

8JC

-25

JJ-5

7-B

JC-5

3JJ

-NB

-34

SB

-27-A

JJ-2

0JJ

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JJN

B2

8B

JJN

B2

8C

JO-7

JJ-N

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4JC

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lC

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Caju

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Alh

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Cru

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Paulin

Sao

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Sao

Paulin

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nário

Cente

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Nrt

Lito

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o-e

nd

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nd

Charn

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nd

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nd

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ock

itoC

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ock

itoC

harn

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harn

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itoC

harn

ock

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114

19

nd

16

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nd

25

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nd

nd

nd

nd

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614

nd

99

9nd

nd

nd

nd

6C

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69

ndt.

66

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nd

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nd

nd

nd

nd

51

Vnd

nd

ndt.

nd

nd

136

133

132

132

87

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nd

53

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13

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18

13

nd

15

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nd

nd

nd

nd

4P

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76

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nd

nd

nd

ndt.

ndt.

ndt.

nd

nd

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nd

nd

nd

nd

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ndt.

ndt.

ndt.

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ndt.

ndt.

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ndt.

ndt.

ndt.

ndt.

ndt.

ndt.

ndt.

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ndt.

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Sr

1822

1440

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169

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ndt.

ndt.

ndt.

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ndt.

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nd

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27

27

27

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12

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nd

nd

12

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nd

nd

nd

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nd

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nd

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nd

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ndt.

ndt.

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nd

622

Cl

498

1229

nd

422

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Tabela 3 – Análises químicas de elementos traços (ppm) para rochas da Suíte Salomão. Traceelements (ppm) analyses of Salomão Suite. (continuação)



concentrações mais altas de Ca e Sr e mais baixas de Ke Rb (além das razões K/Rb e Rb/Sr bem inferiores, fig.3) não permitem que sejam geoquimicamente associadasàs rochas de tal série. Deve-se ressaltar que osmangeritos típicos são gerados em ambientesanorogênicos comumente associados a anortositos egranitos rapakivi (Emslie 1991).

CARACTERIZAÇÃO MAGMÁTICA

A geoquímica das rochas charnockitóides da SuíteSalomão possuem um caráter metaluminoso e umaassinatura cálcio-alcalina/álcali- cálcica rica em elementosincompatíveis e Fe. Ao se confrontar a disposição dasamostras no diagrama SiO

2 x K

2O (Fig. 2) com os campos

delimitados por Peccerillo & Taylor (1976) para aseparação de séries magmáticas, conclui-se que oscharnockitóides da Suíte Salomão são compatíveis comum magmatismo Ca-alcalino de alto K.

No diagrama A/CNK versus A/NK de Maniar &Picolli (1989) da figura 4, a maioria das amostras plotamno campo metaluminoso, com algumas delas junto alinha divisória e outras no campo peraluminoso. Asrazões A/CNK são próximas de 1 para os termos maisbásicos.

Há que se considerar que uma possível gêneseda seqüência por mistura de materiais mantélicos ecrustais pode estar refletida nestes comportamentos. Aformação de magmas Ca-alcalinos por interação defusões mantélicas e crustais tem sido proposta por váriosautores (cf. Hildreth & Moorbath 1988, Tepper et al. 1993).

Elementos terras raras em charnockitos e adistribuição dos elementos incompatíveis

Os charnockitóides da Suíte Salomão possuemteores altos de elementos terras raras (ETR), sobretudode elementos leves. As concentrações variam bastante,com os valores de La oscilando entre cerca de 150 a300 vezes do condrito (Fig. 5A). Os valores variam muito,principalmente nos litotipos mais ácidos, os quais exibemos menores teores em toda a suíte.

Os padrões de ETR mostram-se, no geral,moderadamente a fortemente fracionados para ostermos mais básicos e ácidos respectivamente, comrazões (Ce/Yb)

N, situando-se entre 25 a 160.

O fracionamento dos ETR é mais significativo paraos termos mais diferenciados e mais ácidos(charnockitos e granitóides). Não se observam variaçõessignificativas na razão (Eu/Eu*)

N ,predominando

pequenas anomalias (algumas positivas); enquanto osteores de Eu e as razões Sm/Eu exibem uma relaçãodireta com os teores de SiO

2.

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50 60 70 800

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2000

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Figura 2 – Diagramas de Harker para amostras da Suíte Salomão: (1) norito; (2) enderbito; (3) charno-enderbito; (4) charnockito e (5) granitóides. Harker diagramsfor samples of the Salomão Suite: (1) norite; (2) enderbite; (3) charno-enderbite; (4) charnockite and (5) granitoids.



Figura 3 – Diagramas SiO2 versus elementos traços (ppm) para amostras da Suíte Salomão: (1) norito; (2) enderbito; (3) charno-enderbito; (4) charnockito e (5)

granitóides. Selected SiO2 variation diagrams for selected trace elements (ppm) for samples of the Salomão Suite: (1) norite; (2) enderbite; (3) charno-enderbite; (4)

charnockite and (5) granitoids.



Figura 4 – Diagrama A/CNK versus A/NK para as rochas da Suíte Salomão. Onde: (1) enderbito; (2) charno-enderbito; (3) charnockito e (4) granitóides.A/CNK vs. A/NK diagram for samples of the Salomão Suite: (1) enderbite; (2) charno-enderbite; (3) charnockite and (4) granitoids.

O padrão de distribuição de elementosincompatíveis (Fig. 5B) evidencia um considerávelenriquecimento dos mais incompatíveis, sobretudo Ba,seguido por Rb e K. De modo geral, destacam-se asanomalias positivas de Ba e Zr e as anomalias negativasde Ti, Sr e Nb.

As anomalias negativas de Ti, Sr e Nb (Fig. 5B)podem refletir o fracionamento de fases como ilmenitae apatita. No entanto, elas também são pronunciadasnas amostras menos evoluídas, sugerindo uma origemassociada a um ambiente de arco magmático, uma vezque tais anomalias têm sido apontadas como umacaracterística geoquímica de zona de subducção(Pearce 1983, Pearce et al. 1984).

PETROGÊNESE

Muitos granulitos ao redor do mundo mostrambaixas concentrações de elementos granitófilos taiscomo elementos litófilos de íons grandes (LIL), K, Rb,U, Th, Cs e alta razão K/Rb, talvez como o resultado dadepleção durante metamorfismo no fácies granulito(Rollinson & Windley 1980, Sighinolfi 1971).

A razão K/Rb (Fig. 3) média de 200 para amostrasfélsicas da Suíte Salomão é baixa quando comparada aoutros granulitos. Este valor é atípico para rochasdepletadas e concorda com aqueles estimados pararochas ígneas (Shaw 1968), corroborando uma origemmagmática para estas rochas estudadas. Rollinson &Windley (1980) demonstram que rochas no fáciesgranulito ao redor do mundo são variavelmentedepletadas. Esta variabilidade geoquímica é esperadase as rochas no fácies granulito são formadas pordiferentes processos geológicos e acompanhadas porreações de desidratação e perda de voláteis.

Considerando-se os trends predominantementelineares obtidos nos diversos diagramas de variação(figura 2 e 3), suspeita-se que mecanismos dediferenciação por cristalização fracionada e/ou misturade magmas tenham sido os responsáveis pela evoluçãoda seqüência. No entanto, a dispersão das amostrasverificada em alguns gráficos e o efeito de somaconstante ao se utilizar a sílica como índice dediferenciação limitam esta interpretação. Em vista disto,a utilização de gráficos que correlacionam elementosincompatíveis com elementos compatíveis é uma



Figura 5 – (A) Padrões de elementos terras raras para as rochas da Suíte Salomão: (1) norito; (2) enderbito; (3) charno-enderbito; (4)charnockito e (5) granitóide. Valores normalizados segundo Sun (1980). (B) Diagrama multi-elementar para as rochas da SuíteSalomão. (A) Chondrite-normalized REE patterns for samples of the Salomão Suite: (1) norite; (2) enderbite; (3) charno-enderbite; (4)charnockite and (5) granitoids.(B) Primitive mantle normalized incompatible element plots.



Figura 6 – Diagramas de variação de elemento incompatível versus elementocompatível para as rochas da Suíte Salomão: (1) norito; (2) enderbito; (3) charno-enderbito; (4) charnockito e (5) granitóide. Variation diagrams of incompatibleelement versus compatible element for samples of the Salomão Suite: (1)norite; (2) enderbite; (3) charno-enderbite; (4) charnockite and (5) granitoids.

tentativa útil para a proposição dos mecanismos atuantes.Nos diagramas da figura 6 estão plotados elemento

incompatível (Rb) versus elementos compatíveis (V e Mg).Observa-se que a amostra do norito situa-se no extremomenos evoluído do trend definido, o que indica que elapode representar a composição mais próxima do magmaparental para este conjunto. O comportamento geoquímicodesta suíte pode ser explicado da seguinte maneira: asamostras evoluem para os termos mais diferenciados;com acentuado decréscimo dos teores dos elementoscompatíveis (V e Mg), um considerável aumento de Rb emenores concentrações de Sr. A tendência observadapara estas amostras pode ser explicada por processos

de diferenciação por cristalização fracionada (comfracionamento de plagioclásio, ortopiroxênio, ilmenita etalvez feldspato alcalino) a partir de um magma comcomposição diorítica.

A geração de magmas tipo-A enriquecidos emelementos incompatíveis, como é o exemplo doscharnockitóides da Suíte Salomão, tem sido comumenteassociada ao fenômeno de contaminação das rochasda cunha do manto por desidratação ou fusão parcialda placa litosférica subductada, em zonas de subducçãode diferentes idades (Pearce 1983). Magmas derivadosou que sofreram contribuição desta porção enriquecidado manto apresentariam portanto uma assinatura



Figura 7 - (A) Diagrama (Y+Nb) versus Rb (Pearce et al. 1984) para as rochas da Suíte Salomão, mostrando afinidade com granitos intra-placas (WPG). ORG =granitos de crista oceânica; VAG = granitos de arco vulcânico; SYN-COLG = granitos sin-colisionais e Pos = Granitos pós-tectônicos de Pearce (1996). (B)Diagrama (Zr+Nb+Y) versus [(Fe2O3+FeO)/MgO] e (B) Diagrama [(K2O+Na2O)/CaO] (% em peso) - (Whalen et al. 1987) para as rochas da Suíte Salomão,mostrando a afinidade com granitos do tipo - A. FG = granitos fracionados; OGT = campo para os não fracionados granitóides do tipo -I, -S e -M; e A = campo dosgranitóides tipo -A. (C) Diagrama Nb- Y - Zr/4 (Eby 1992) para as rochas da Suíte Salomão, mostrando afinidade com granitos crustais do tipo A2; A1 = granitosderivados do manto. (1) norito; (2) enderbito; (3) charno-enderbito; (4) charnockito e (5) granitóide. (A) (Y+Nb) vs. Rb diagrama (Pearce et al. 1984) for the SalomãoSuite showing affinities with the Within-Plate Granites (WPG); ORG = Ocean Ridge granites; VAG = Volcanic Arc Granites; SYN-COLG = Syn-Collisional granitesand Post = Pos-tectonic granites (Pearce 1996). (B) (Zr+Nb+y) vs. [(Fe

2O

3 + FeO)/MgO] plot (Whalen et al. 1987) for the Salomão Suite showing affinities with the A-

type granites.FG = fractionated granites; OGT = non-fractionated granites of the I-, S- and M-type granites. (C) Nb-Y-Zr/4 plot ) for the Salomão Suite showingaffinities with the A

2-type crustal granites of Eby (1992); A

1 = mantle derived granites.



geoquímica característica, marcada por teores elevadosde elementos incompatíveis, sobretudo os de íon grande(LILE), acompanhados por relativa deficiência deelementos de alto potencial iônico (HFSE). A ascensãodesses magmas previamente enriquecidos através deuma crosta continental espessa provocaria diferentesgraus de fusão parcial na mesma. Assim, a contami-nação crustal seria inevitável, com a subseqüenteevolução geoquímica dos magmas, sendo dominada porprocessos de assimilação-cristalização fracionada (AFC;De Paolo 1981).

AMBIÊNCIA TECTÔNICA

Os altos conteúdos de K2O + Na

2O, a

extremamente alta razão FeOt/(FeOt+MgO) e o elevadoconteúdo de HFSE para as rochas da Suíte Salomãoindicam uma forte afinidade geoquímica com granitosdo tipo – A como definido por Loiselle & Wones (1979),Collins et al. (1982) e Whalen et al. (1987).

A maioria das rochas félsicas da Suíte Salomãocaem no limite ou dentro do campo dos VAG (Granitóidesde Arco Vulcânico) no diagrama discriminante tectônicode Pearce et al. (1984) mostrado na fig. 7A. Usando oesquema de discriminação tectônica para granitóidesde Maniar & Piccoli (1989), as rochas estudadas tantopodem estar no campo dos granitóides de arco de ilha/continental (CAG/IAG) ou granitóides de colisãocontinental (CCG).

Whalen et al. (1987), através do diagrama(Fe

2O

3+FeO)/MgO versus (Zr+Nb+Y) da fig. 7B

discrimina a assinatura geoquímica para as rochas daSuíte Salomão como granitos do tipo-A. Com base nestaassinatura geoquímica para a Suíte Salomão, odiagrama ternário Nb-Y-Zr/4 (Eby 1992) com campospara aqueles de fontes crustais (A2) e mantos derivados(A1) têm sido usados (fig. 7C), sugerindo uma importantecontribuição crustal ou uma origem essencialmentecrustal para os seus magmas parentais.

CONSIDERAÇÕES FINAIS

A interpretação da origem das rochas félsicasgraníticas/charnockíticas e dos noritos máficos da SuíteSalomão deve ser baseada nas seguintes feições: (i) anatureza dos contatos, os quais mostram que as rochasfélsicas intrudiram nas rochas máficas, embora muitoscontatos transicionais menos comuns ocorram; (ii) astexturas magmáticas das rochas charnockíticas félsicasem contraste com texturas inequivocamentemetamórficas dos membros finais máficos; (iii) amineralogia predominantemente anidra; e (iv) trends

homogêneos em muitos diagramas de variação, além docaráter geoquímico não-depletado das rochas félsicas.

Os contatos intrusivos e as texturas magmáticasclaramente indicam que as rochas félsicascharnockíticas da Suíte Salomão foram formadas pelacristalização de fundidos graníticos. Algumaspossibilidades para a geração dos fundidos graníticossão:

(I) a diferenciação por cristalização fracionada demagmas derivados do manto poderia explicar, ao menos,alguns dos granitóides cálcio-alcalinos de margemcontinental, e muitas das associações félsicas-máficas.A névoa de trends nos diagramas de variação écomumente considerada como uma evidência para aconsangüinidade, mas podem ser interpretados à luz davariedade de processos petrológicos tais comocontaminação ou diferentes graus de fusão parcial daregião fonte (Atherton 1993);

(II) A fusão de rochas crustais aquecidas pormagmas máficos quentes derivados do manto. Clemens(1986) postula que o principal mecanismo pelo qualmagmas graníticos são gerados é pela ausência defluidos, com metamorfismo no fácies granulito atemperaturas entre 850°C e 950°C, envolvendo adecomposição das micas e anfibólios. Este processogeraria magmas relativamente secos, cristalizando emsua maioria minerais anidros. Atherton (1993) estabe-lece que a maioria, senão todos os granitos sãocrustalmente derivados.

Existem algumas evidências contra a origem daSuíte Salomão por diferenciação a partir da cristalizaçãofracionada de um magma derivado do manto. Estasevidências são a lacuna das ultramáficas (ao menos nopresente nível de erosão), a escassez de rochas decomposição intermediária, o caráter intrusivo da maioriadas rochas félsicas (é difícil explicar como as félsicas,mais evoluídas...) e a lacuna na névoa dos trendsgeoquímicos.

Uma origem dos granitóides pela fusão parcialde rochas crustais sobre condições do fácies granulitoé suportada pelo ocasional contato transicional eestruturas do tipo migmatítica, e pela paragênese anidrade alto grau. Os noritos máficos podem ser os restitosconstituintes da crosta. Isto é consistente com aquelastexturas metamórficas e pelos trends químicos,indicando uma lacuna na consangüinidade entre osgranitóides e noritos.

A interpretação de campo dos dados texturais egeoquímicos levam à conclusão de que os noritosmáficos e enderbitos da Suíte Salomão são tipicamenterestitos crustais. A fusão parcial sob condições anidrasdo fácies granulito extraiu um magma granítico, o qual



cristalizou como rochas charnockíticas e rochas graníticasà biotita.

Fundidos graníticos, em larga escala, são tambémextraídos eficientemente a partir da crosta inferior.Evidências de campo e modelamento numérico indicamque podem ser rapidamente extraídos ao longo de rasossistemas de diques (Clemens & Mawer 1992), ou emzonas de cisalhamento (D’Lemos et al. 1992), onde arazão superfície:volume do fundido ascendente nasrochas fontes encaixantes é alta. Tectonismo ativo iráincrementar a velocidade de extração e migração, pelacompressão do magma e geração de novos condutosestruturalmente concordantes (Collins & Sawyer 1996).

Sob estas condições, a região fonte pode serdrenada tão logo que se formem os sistemas de condutosinterconectados para o fundido, a frações de fundido <

5% (Sawyer 1994). Rápida e eficiente extração demagmas graníticos com baixas frações de fundidofavorecem o desequilíbrio da fusão (Sawyer 1994),sugerindo que a composição química da crosta inferioracima e no interior de partes da região fonte irãopermanecer virtualmente imutáveis depois que o fundidogranítico do tipo-I for removido (Fig. 8).

Um modelo alternativo para a origem destemagmatismo envolve fusão parcial de uma fonte dacrosta inferior que foi desidratada, mas nãogeoquimicamente depletada, durante o evento termalque gerou os magmas tipo –I da Suíte Itagimirim (G3),Celino (1999).

No extremo sul do estado da Bahia e nordeste deMinas Gerais, estes dois magmas parentais têm sidoderivados a partir de rochas fontes similares e com graus

Figura 8 - Representação esquemática dos processos de fusão parcial durante a produção de um magma tipo-I, com a charnockitizaçãodas rochas não fundidas facilitada pela efetiva remoção dos voláteis a partir da crosta inferior pelo transporte do magma (Landenberger &Collins 1996). Underplating e a injeção de sills basálticos na crosta inferior iniciam a fusão/desidratação das rochas férteis da crosta inferior(quebra da biotita e da hornblenda) e os granitos do tipo-I são formados (b). As reações de desidratação também ocorrem em rochas menosférteis e em nível acima da zona de fusão, sem geração significativa de fundidos (a). Temperaturas superiores são tamponadas pelasreações de desidratação e fusão. A zonas de reação (a) e (b) estão expandidas nos detalhes à esquerda da figura maior. Schematicrepresentation of partial melting processes during I-type magma production, with chanockitization of unmelted rocks facilitated by effectiveremoval of volatiles from the lower crust by magma transport. Underplating and injection of basaltic sills into the lower crust initiates dehydrationmelting of fertile lower-crustal rocks (amphibole and mica breakdown) and I-type are formed (b). Dehydration reactions also occur in lessfertile rocks and in the layer above the melt zone without significant melt generation (a). Overall temperatures are buffered by dehydrationand fusion reactions. Reaction zones (a) and (b) are expanded in detail at left.



de fusão parcial também similares, onde a diferença entrecada tipo deve ser explicada pelas diferentes condiçõesque prevalecem durante a fusão parcial.

A natureza “seca” destes fundidos charnockíticose/ou do tipo-A tem sido reconhecida (Loiselle & Wones1979, Collins et al. 1982), e sua observação é suportadapelo ortopiroxênio preservado e a cristalização tardia eintersticial de biotita e hornblenda. Elevados conteúdosde HFSE, LILE e ETR leves em magmas tipo A têm sidoatribuídos à baixa a

H2O, alta a

HCl e alta a

HF por muitos

autores (Collins et al. 1982, Whalen et al. 1987, Eby 1990).A origem de magmas tipo C (charnockitos

ígneos – Kilpatrick & Ellis 1992), é um modelobaseado, no qual um fértil, mas “anidro” granulito éfundido a altas temperaturas. Os magmas tipo Cmostram muitas características dos granitos tipo A.Contudo, os charnockitos ígneos são geralmente maismáficos, com magmas parentais contendo ~62% deSiO

2 e contendo hornblenda mais do que biotita como

fase tardia cristalizada (intersticial) nos membros

fracionados da série de magma charnockítico (Kilpatrick& Ellis 1992).

Kilpatrick & Ellis (1992) têm sugerido que magmastipo C são produzidos pela fusão de fontes máficas aintermediárias de alto-K, nas quais a hornblenda foipreviamente desidratada, e não é uma fase estável por muitotempo. O baixo conteúdo de CaO e alta razão Ca/Sr dosmagmas tipo C é uma evidência que suporta plagioclásioresidual, mas não hornblenda, nas rochas fontes da região.

Contudo, os mais altos valores da razão K/Ba, masmenores de K/Rb, dos magmas tipo C relativo aos outrosgranitóides sugerem que o feldspato alcalino éprovavelmente uma importante fase residual durante aprodução de magmas tipo C.

Deformação no estado sólido e recristalizaçãoparcialmente sobreposta a feições magmáticas tais comocontatos intrusivos e feldspatos idiomórficos poderiamrefletir um reequilíbrio da composição mineral, o queresultaria nas temperaturas relativamente baixas obtidasnos cálculos termométricos (Celino & Botelho 2000).

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