Petrologia de rochas alcalinas, cálcio-alcalinas e toleíticas ... - CPRM

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Figura VII.64 - Variação química de anfibólios cálcicos expressada pelo número de átomos de (Na+K) e [Al] 4 por unidade de fórmula. Estão representadas análises dos maciços de Mercês (EB332; +, , ∆), Matola (CP6A; x), Ubari (EB469A; ✧) e Soledade LB33; ∇). Os campos dos anfibólios são de Deer et al. (1967). VII.5.8 - Petrogênese Figura VII.65 - Diagrama (Na+K) A x Si aplicado aos anfibólios dos gnaisses sieníticos. Símbolos como na figura VII.64. Nomenclatura segundo Leake (1978). Os dados petrográficos, mineralógicos (presença de máficos cálcio-sódicos) e químicos (razão de alcalinidade e ETR) deixam claro o caráter alcalino destas rochas. Os teores de SiO2 variam de 46,2% a 70,3% com diferenças de até 15% em um mesmo corpo. São observados também altos teores de K2O+ Na2O (6,0 a 12,6%), F, Ba, Sr e ETR (exceto em Matola) e, em parte, de Zr e Y. Os teores de Nb são baixos, em geral inferiores a 20ppm. A razão K2O/Na2O é superior a 1, chegando a 5,6. Os teores de CaO variam entre 0,9 e 9,3%, com um único valor de 12,6%, em geral decrescendo com o incremento da sílica. O MgO varia entre 0,16 e 9,70%, atingindo os maiores teores para valores de SiO2
Sabe-se que rochas alcalinas são encontradas em ilhas oceânicas, em riftes continentais, em crosta continental atenuada, em complexos anelares intracon-tinentais e em ambientes pós-orogênicos envolvendo colisões arco-arco ou arco-continente (Eby, 1990), todos de caráter não-orogênico. As ilhas oceânicas mostram tipos basálticos com diferenciados até o traquito, sienito, comendito. Nos riftes continentais predominam rochas félsicas (sienitos, quartzo sienitos, biotita granitos, granitos peralcalinos, comenditos); diques anelares félsicos ou máficos e lavas máficas são subordinados. Em crosta continental atenuada ocorrem pilhas vulcânicas basálticas cortadas por complexos intrusivos máficos ou félsicos. Os complexos anelares mostram sienitos, riolitos, granitos. Em ambiente pós-orogênico ocorrem principalmente granitos alcalinos com variação até quartzo sienitos (Eby, 1990). A origem das suites graníticas tipo-A pode ser explicada por um dos três processos sintetizados por Eby (1990): 1) fracionamento de um magma basáltico mantélico produzindo diferenciados ricos em álcalis (Loiselle & Wones, 1979); 2) soluções de estágios tardios ricas em alcalis, F e Cl interagindo com o magma residual ou metassomaticamente com granitos pré-existentes (Taylor et al., 1981; Harris et al., 1986); 3) fusão de rochas metamórficas félsicas de alto grau, da qual uma fase fundida prévia foi extraída (Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986). Outros autores, como Arth & Hanson (1975) consideram a possibilidade da geração de sienitos a partir da fusão parcial de eclogito e granada peridotito a profundidade mantélica. Harris & Inger (1992) admitem fundidos alcalinos de alto K produzidos por altas frações de fusão parcial incongruente de biotita, na presença de vapor, a partir de fonte metapelítica, o que não parece o caso em estudo. Entretanto, nenhum modelo petrogenético explica satisfatoriamente a origem destas suites. A questão-chave é a origem dos halogênios (F, Cl), se provenientes de fontes mantélicss ou crustal (fracionamento de anfibólio ou biotita), mas geralmente em concentrações elevadas. Entretanto, como soluções tardias podem mobilizar os hologênios, inferências baseadas em química de rocha-total devem ser tratadas com cautela (Eby, 1990). A mobilidade de elementos químicos, consequência da percolação de fluidos ricos em halogênios, pode alterar significativamente razões entre elementos, tornando-os de pouco valor como indicadores petrogenéticos. O processo 1, defendido por Loiselle & Wones (1979) e outros autores, está sendo apresentado no capítulo VII.5.8.1. O processo 3, defendido por Collins et al. (1982) e seus seguidores, é discutido a seguir. Os outros modelos não serão discutidos por não existirem evidências fortes de terem ocorrido. O processo defendido por Collins et al. (1982), Clemens et al. (1986), Whalen et al. (1987) e 125
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