trajetória pt.horária para o metamorfismo da sequência juscelândia

Revista Brasileira de Geociências
29(4):603-612, Volume 29, 1999
TRAJETÓRIA PT.HORÁRIA PARA O METAMORFISMO DA SEQUÊNCIA
JUSCELÂNDIA, GOIÁS: CONDIÇÕES DO METAMORFISMO E
IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS
RENATO DE MORAES* & REINHARDT A. FUCK**
ABSTRACT CLOCKWISE P-T PATH IN THE JUSCELÂNDIA SEQUENCE, GOIÁS: METAMORPHIC CONDITIONS AND TECTONIC
IMPLICATIONS The Juscelândia metavolcanosedimentary sequence consists of amphibolite, gneiss, schist and metachert, formed by
metamorphism of basalt, rhyolite, rhyodacite, pelite and chemical sediments. The peak of metamorphism corresponds to the sillimanite zone
of the amphibolite facies. P and T were determined at 600 °C and 5.5 kbar by means of several thermobarometric methods. Textural criteria point
to garnet, staurolite, kyanite and sillimanite as the mineral succession until reaching the metamorphic peak, after which the rocks were exhumed
to conditions of lesser pressure, leading to cordierite crystallization. This mineral succession points to a clockwise P-7path followed by these
rocks during metamorphism, typicai of collisional belts.
keywords: Juscelândia sequence.Goiás; P-Tpath; thermobarometry.
RESUMO A sequência metavulcanossedimentar Juscelândia é formada por anfibolitos, gnaisses, xistos e metacherts, provenientes do
metamorfismo de basalto, riólito, riodacito, rochas sedimentares pelíticas e químicas. O metamorfismo que afetou as rochas da sequência foi
da fácies anfibolito, zona da sillimanita. As condições de P e T do pico do metamorfismo foram determinadas em 600 °C e 5,5 kbar com o
auxílio de vários métodos termobarométricos. Os critérios texturais indicam que granada, estaurolita, cianita e sillimanita cristalizaram nesta
ordem até o pico do metamorfismo, quando as rochas começaram a ser exumadas e, sob condições de pressões mais baixas, ocorreu a cristalização da cordierita. Essa sucessão indica que o metamorfismo seguiu uma trajetória P-T horária, típica de cinturões colisionais.
Palavras chave: sequência Juscelândia, Goiás; termobarometria; trajetória P-T.
INTRODUÇÃO A sequência vulcanossedimentar Juscelândia,
juntamente com as sequências Coitezeiro e Palmeirópolis, faz parte de
uma faixa metamórfica que recobre tectonicamente as rochas máficoultramáficas dos complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava,
respectivamente (Danni et al. 1982). Desde os trabalhos pioneiros de
mapeamento e caracterização da sequência, já havia sido reconhecido
que suas rochas foram afetádas por metamorfismo nas condições da
fácies anfibolito (Fuck et al. 1981, Danni et al. 1984, Moraes 1992).
Com base na geotermobarometria de seus anfibolitos, as condições do
pico do metamorfismo foram calculadas em torno de 520 °C e 5,5 kbar
e foi demonstrado que na área de Juscelândia não existe continuidade
das condições do metamorfismo entre as rochas da fácies anfibolito da
sequência com os granulitos sotopostos (Moraes et al. 1994, Moraes
& Fuck 1994). Os granulitos apresentam paragêneses formadas a pressão e temperatura da ordem de 8,0 kbar e 980 °C (Moraes 1997,
Moraes et al. 1994, Moraes & Fuck 1996, 1997, 2000).
O presente trabalho apresenta dados geotermobarométricos dos
micaxistos da sequência Juscelândia e a trajetória P-T para o
metamorfismo, elaborada com base em critérios texturais.
ARCABOUÇO REGIONAL Em conjunto com as sequências
Coitezeiro (Brod & Jost 1991, 1994) e Palmeirópolis (Araújo 1986,
Araújo et al. 1995), a sequência Juscelândia forma uma faixa de rochas
metavulcanossedimentares dispostas, respectivamente, sobre os complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava. O conjunto faz parte da
Faixa Brasília que ocupa a porção oriental da Província Tocantins,
entre os crátons do São Francisco e Amazônico. As rochas da região
em questão (Fig. 1) sofreram o metamorfismo e a deformação do Ciclo Brasiliano, sendo que sua vergência aponta para o Cráton do São
Francisco (Marini et al. 1984). A seguinte compartimentação pode ser
reconhecida na região (Fuck et al. 1994):
Os terrenos arqueanos tipo granito-greenstone representam as rochas mais antigas da província, podendo ser consideradas como parte
do embasamento da Faixa Brasília. A associação litológica foi afetada
com intensidade diversa pela deformação e o metamorfismo brasiliano.
Os complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava são formados
por rochas máficas e ultramáficas acamadadas, deformadas e
metamorfizadas até a fácies granulito entre 770 e 795 Ma (Ferreira
Filho et al. 1994, Suita et al 1994, Correia et al. 1996, 1997, 1999).
A idade de cristalização do magma dos complexos ainda é controversa.
Dados isotópicos U-Pb indicam que, em Niquelândia, o magma cristalizou em tomo de 1560 - 1600 Ma (Ferreira Filho et al. 1994). Análises de zircões de gabro do Complexo Niquelândia, obtidas com o
SHRIMP-II, forneceram idades que variam entre 778 ± 16 Ma e 1991
± 49 Ma (Correia et al. 1996,1997). A primeira foi interpretada como
idade do metamorfismo granulítico, a segunda como a de cristalização
do magma, enquanto os valores intermediários são interpretados como
eventos múltiplos de metamorfismo. No Complexo Barro Alto uma
isócrona Rb-Sr de afloramento de granulito félsico da Serra da
Gameleira forneceu idade de 1266 ± 17 Ma (Fuck et al. 1989), valor
idêntico à determinação U-Pb em zircão de um granulito semelhante
com o valor de 1267 ± 9 Ma (Suita et al. 1994). Outras idades U-Pb
em zircão foram determinadas em um gabro pegmatóide, com valor de
1280 ± 13 Ma e para um quartzo metadiorito com 1729 ± 21 Ma (Suita
et al. 1994). As idades U-Pb obtidas para as rochas do Complexo Barro Alto indicam que este é formado por duas associações ígneas de
idades diferentes (Suita 1996), confirmando as observações de campo
(Fuck et al. 1981, Danni et al. 1984, Moraes 1997).
As sequências metavulcanossedimentares Juscelândia, Coitezeiro e
Palmeirópolis formam um cinturão que acompanha toda a extensão
oeste dos complexos Barro Alto, Niquelândia e Cana Brava. As sequências são formadas por rochas metamórficas da fácies anfibolito,
oriundas do metamorfismo de uma suite vulcânica bimodal e de rochas
sedimentares (Danni et al. 1982). A análise pelo método Rb-Sr de um
gnaisse da sequência Juscelândia forneceu uma idade isocrônica de
1330 ± 65 Ma (Fuck et al. 1989). Uma idade no intervalo de 1170 e
1270 Ma foi obtida pelo método Pb-Pb em galena do depósito de
sulfeto maciço da sequência Palmeirópolis (Araújo et al. 1996). A semelhança entre as idades Pb-Pb e Rb-Sr indica que a formação das
sequências vulcanossedimentares provavelmente ocorreu por volta de
1300 Ma atrás. A análise de zircões de metavulcânicas félsicas da sequência Coitezeiro, ou Indaianópolis, forneceu uma idade no intercepto superior de 1333 ± 56 Ma (Correia et al. 1999) que, embora tenha
sido interpretada como idade do metamorfismo, à luz do conjunto de
dados isotópicos disponíveis parece representar a idade do
magmatismo da sequência. Uma análise pelo método U-Pb em zircão
foi obtida em biotita gnaisse (metagranitóide) da sequência
Juscelândia, onde um único ponto analítico, levemente discordante,
forneceu uma idade 207Pb/206Pb de 795 Ma (Sandra Kamo, comunicação pessoal), similar às idades do metamorfismo granulítico obtidas
para as rochas dos complexos Barro Alto e Niquelândia.
A Faixa Brasília delimita a borda oeste do Cráton do São Francisco. As suas rochas foram deformadas e submetidas a metamorfismo
regional do tipo barroviano durante a orogênese Brasiliana. A zona
mais externa é formada pelos grupos Paranoá (inclusive Formação
Minaçu), Canastra, Vazante e Ibiá que representam coberturas
plataformais submetidas a metamorfismo da fácies xisto verde. Na
parte norte dessa zona expõe-se o embasamento granito-gnáissico
recoberto, em parte, pela Formação Ticunzal e pelo Grupo Araí e cortado pelos granitos da Província Estanífera de Goiás. As rochas dos
grupos Serra da Mesa e Araí são consideradas coberturas dobradas de
idade paleoproterozóica. O Grupo Arai é representado por um pacote
* Bolsita CNPq - IG - UnB. Instituto de Geociências - Universidade de Brasília, Asa Norte, 70910 - 900 Brasília - DF. email: [email protected]
** Departamento de Geologia Geral e Aplicada. Instituto de Geociências - Universidade de Brasília, Asa Norte, 70910 - 900 Brasília - DF
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Figura 1 - Mapa geológico esquemático da porção central da Província
Tocantins. A - Arco Magmáüco de Goiás. B - Grupo Paranoá, C - Grupos
Arai e Serra da Mesa. D - Grupo Araxá. E - Sequências Vulcanossedimentares
(J - sequência Juscelândia, Co - sequência Coitezeiro, P - sequência
Palmeirópolis). F - Complexos granulíticos máfico-ultramáficos (BA - Complexo Barro Alto, N - Complexo Niquelândia, CB - Complexo Cana Brava). G
- Terrenos granito-gnáissicos. H - Terrenos granito-greenstone arqueanos. O
quadro em preto delimita a área da Figura 2.
de rochas metassedimentares depositadas em ambiente continental e
marinho raso, com expressivas manifestações de vulcanismo básico e
félsico na base (Marini et al. 1984). As vulcânicas félsicas da base do
Grupo Arai e os granitos Soledade e Sucuri foram datados em cerca de
1770 Ma (Pimentel et al. 1991), indicando a época do magmatismo e
da sedimentação. A zona interna é formada pelo Grupo Araxá, constituído por sedimentos turbidíticos (micaxistos) e por uma mélange
ofiolítica além de rochas metavulcânicas e granitos intrusivos; o
metamorfismo que afetou o grupo varia entre as fácies xisto verde e
anfibolito; lascas do embasamento são comuns.
O Arco Magmático de Goiás é formado por sequências
vulcanossedimentares e gnaisses tonalíticos e granodioríticos que são
cortados por numerosas intrusões de gabros, dioritos e granitos.
Gnaisses e metavulcânicas possuem assinaturas isotópicas e
geoquímicas semelhantes às das rochas formadas em arcos vulcânicos
juvenis. As associações foram formadas entre cerca de 930 e 640 Ma
atrás, tendo o pico do metamorfismo sido atingido por volta de 600 650 Ma atrás. Os terrenos que formam o Arco Magmático de Goiás
ocupam extensa área do oeste de Goiás e Tocantins (Pimentel & Fuck
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29,1999
1992, Pimentel et al. 1997).
GEOLOGIA DA SEQUÊNCIA JUSCELÂNDIA NA REGIÃO
HOMÔNIMA Apenas uma descrição sucinta da sequência
Juscelândia será feita, pois o mapa geológico e uma descrição mais
detalhada já foram apresentados anteriormente (Fuck et al. 1981,
Moraes 1992, Moraes & Fuck 1994).
Na região de Juscelândia - Ponte Alta, a noroeste de Goianésia,
ocorrem rochas metamórficas derivadas de protólitos sedimentares,
vulcânicos, subvulcânicos e plutônicos. As diferentes unidades
litológicas estão dispostas em faixas ou extensos corpos lenticulares de
direção geral EW (Fig. 2). Da base para o topo estrutural, as seguintes
rochas são reconhecidas na sequência Juscelândia (Moraes 1992,
1997, Moraes & Fuck 1994):
- uma faixa composta por (granada) anfibolito médio a fino, homogêneo, com intercalações de metachert. O anfibolito é formado por
hornblenda, plagioclásio, quartzo, titanita, ilmenita, magnetita, sendo
granada um mineral muito comum, mas por vezes ausente. O
metachert é composto essencialmente por quartzo e óxidos, embora
granada possa estar presente. Estas rochas estão assentadas sobre o
anfibolito Cafelândia, rocha da sequência Serra da Malacacheta, pertencente ao Complexo Barro Alto (Moraes 1997).
- biotita gnaisse médio com textura que varia de protomilonítica a
milonítica, com faixas centimétricas locais de ultramilonito. A rocha é
constituída por quartzo, plagioclásio, microclínio e biotita, não sendo
rara a presença de muscovita, granada e epídoto. O biotita gnaisse está
sempre associado com anfibolito semelhante ao descrito acima. A sua
homogeneidade mineralógica, textural e sua granulometria média a
grossa, permitem inferir que o biotita gnaisse é derivado de granito (ou
rocha subvulcânica), apesar da deformação intensa. O anfibolito é proveniente do metamorfismo de diques que intrudiram o protólito do
gnaisse, pois apresenta formas tabulares parcialmente preservadas,
além de feições de resfriamento de borda (ver Foto l de Moraes &
Fuck 1994). No topo da unidade as intercalações de xistos pelíticos
tornam-se mais abundantes, definindo um contato transicional para a
próxima unidade.
- sobre o biotita gnaisse ocorre uma faixa de xistos pelíticos, cuja mineralogia é formada por combinações variadas, em natureza e proporção, de quartzo, granada, cianita, estaurolita, biotita, muscovita,
plagioclásio, cordierita, clorita e sillimanita; lentes de anfibolito são
comuns.
- em meio aos xistos ocorre uma faixa de biotita-muscovita gnaisse e
xisto feldspático. A rocha é composta por quartzo, muscovita, biotita,
plagioclásio, microclínio, epídoto, óxidos e raros grãos de clorita e
granada. Nestas rochas são comuns cristais ovalados de quartzo com
golfos de corrosão preservados, o que indica que o seu protólito é produto de cristalização rasa, devendo ter sido uma rocha vulcânica ou
subvulcânica félsica (Moraes 1992, Moraes & Fuck 1994).
O topo estrutural da sequência é marcado por uma alternância de
anfibolito fino e metachert (ocorrem algo mais a norte da área mostrada na Figura 2)). O anfibolito é formado por hornblenda, plagioclásio,
quartzo e óxidos, enquanto o metachert é constituído por quartzo e minerais opacos.
As rochas foram afetadas por uma fase de deformação principal que
gerou uma foliação com direção EW e mergulho entre 50° e 60° para
N, acompanhada por lineação direcional de estiramento mineral. Dobras intrafoliais com o eixo paralelo à lineação de estiramento são
comuns. A foliação principal é afetada por dois conjuntos de dobras
abertas e assimétricas. No primeiro, o plano axial tem atitude média
N20W/70SW com eixo N50W/35, enquanto o segundo apresenta plano axial subvertival com direção EW (Moraes 1992, Moraes & Fuck
1994).
PETROGRAFIA E RELAÇÕES TEXTURAIS NOS XISTOS
PELÍTICOS DA SEQUÊNCIA JUSCELÂNDIA Os xistos estão dispostos da porção intermediária até o topo da sequência
Juscelândia (Fig. 2). A mineralogia é composta por quartzo,
muscovita, biotita e plagioclásio; granada, estaurolita e cianita são
muito comuns; fibrolita (sillimanita fibrosa) foi observada em três
amostras e cordierita em uma. Granada e estaurolita ocorrem em toda
a área investigada, sendo mais abundantes do norte de Ponte Alta para
oeste. Cianita é restrita a uma faixa a norte de Juscelândia. Fibrolita é
de difícil reconhecimento no campo; sua granulometria fina e o estado avançado de intemperismo dos xistos na maioria dos afloramentos
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29, 1999
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Figura 2 - Mapa geológico e metamórfico da sequência Juscelândia. São mostradas as isógradas da entrada da cianiía e da sillimanita e da saída da estaurolita
na sequência Juscelândia. A - cobertura laterítica. Sequência vulcanossedimentar Juscelândia. B - (cianita/sillimanita) estaurolita-granada micaxisto com intercalações de granada anfibolito. C - biotita-muscovita gnaisse e xisto feldspáíico com intercalações de granada anfibolito. D - biotita gnaisse com intercalações de anfibolito, xisto e metachert. E - granada anfibolito com metachert. Complexo Barro Alto - Sequência Serra da Malacacheta. F - granada anfibolito
bandada (anfibolito Cafelândia). G - gnaisse granulítico com xenólitos de rochas máficas. Sequência Granulítica Serra de Santa Bárbara. H - sillimanitagranada quartzito e granada granulitos félsicos e máficos. I - metagabro-norito, granada granulito enderbíco a charno-enderbítico. Notação estrutural. J
- atitude da foliação. K - atitude da lineação de estiramento mineral. L - contato geológico. M -falha. N - isógrada mineral. A localização das amostras com
paragêneses representativas da evolução metamórfica discutida no texto.
impedem a determinação de sua distribuição na área estudada. O mesmo ocorre com a cordierita.
A petrografia dos xistos pode ser feita com maior detalhe em quatro localidades diferentes, representadas pelas amostras RM 75, RM
219, furo 29 (testemunhos de 43, 47, 128 e 133 m de profundidade) e
RM 106(Fig. 2).
A amostra RM 75 apresenta a maior quantidade de fases minerais,
mostrando diversas relações de desequilíbrio, as quais são importantes
na determinação da evolução das reações metamórficas. A rocha é um
sillimanita/cianita-plagioclásio-estaurolita-granada-biotita xisto com
cordierita e clorita; muscovita é ausente. Granada ocorre na forma de
porfiroblastos de 0,2 a 2 cm de diâmetro. Os cristais podem ser
límpidos ou conter inclusões abundantes de quartzo, com clorita,
biotita e fibrolita subordinadas; clorita concentra-se no núcleo, biotita
na borda e fibrolita na porção mais externa dos grãos, aumentando em
quantidade quando a granada está em contato com estaurolita e biotita
(Fig. 3a). As inclusões não definem qualquer padrão de orientação.
Estaurolita é porfiroblástica, com inclusões de quartzo. Dois
polimorfos de Al2SiO5 são observados na amostra: cianita e fibrolita.
A primeira ocorre na matriz, sob a forma de cristais bem formados ou
intercrescidos com estaurolita. Em outros casos, a cianita contém inclusões de estaurolita (Fig. 3b), ou cresceu na sua borda (Fig. 3c).
Fibrolita forma agregados de finas agulhas dispostas nas bordas de
cristais de granada (Fig. 3a), biotita, estaurolita e cianita. Plagioclásio
está disperso na matriz ou forma mosaicos em conjunto com o quartzo. Biotita define a foliação e quase sempre está intercrescida com
lamelas de clorita. Esta, por sua vez, está presente nas bordas da
biotita, ou envolve estaurolita, granada e cianita, com ou sem cordierita
associada. Cordierita, quase sempre em associação com a biotita, envolve todas as outras fases, com exceção da clorita. Na matriz, engloba
cianita, sillimanita, estaurolita e granada (Fig. 3d), ou forma coroas em
torno dos porfiroblastos de granada (Fig. 3e).
O furo 29 atravessa boa parte da unidade de xistos da sequência
Juscelândia. Foram coletadas quatro amostras em testemunhos de 43,
47, 128 e 133 m de profundidade. As amostras F29-43, 133 e RM 219
são plagioclásio-estaurolita-granada micaxistos, com clorita, turmalina,
zircão, magnetita e apatita como acessórios. Granada ocorre como
porfiroblastos de 2 a 4 mm, com bordas irregulares. A rocha da amos-
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Revista Brasileira de Geociências, Volume 29, 1999
Figura 3 - (a) Borda de porfiroblasto de granada. Fibrolita ocorre nas bordas do porfiroblasto ou como sobrecrescimento sobre os cristais de biotita e
estaurolita. RM 75. Nicóis paralelos, (b) Cristais intercrescidos de estaurolita
e cianita. A cianita contem inclusões de estaurolita, sugerindo que cresceu a
partir do consumo deste mineral. Nas bordas há clorita retrometamórflca. RM
75. Nicóis paralelos, (c) Cristal de estaurolita com as bordas transicionando
para cianita. RM 75. Nicóis paralelos, (d) Coroa de cordierita envolvendo
granada e estaurolita. RM 75. Nicóis paralelos, (e) Coroa de cordierita envolvendo porfiroblasto de granada. Parte da cordierita cresce mimeticamente
sobre a biotita. RM 75. Nicóis paralelos. A barra mede 0,1 mm em a, c, 0,3
mm em b, d e I mm em e.
tra RM 219 é composta pela mesma mineralogia, mas a deformação é
mais intensa, com foliação protomilonítica caracterizada pela
recristalização do quartzo e das micas. A amostra F29-47 é um cianitaestaurolita-plagioclásio micaxisto com clorita. A muscovita apresenta
contorno irregular quando em contato com estaurolita. A amostra F29128 apresenta domínios essencialmente compostos por biotita, com
porfiroblastos de até 8 mm de granada e estaurolita, alternados com
domínios representados por fíbrolita-plagioclásio-estaurolita-granada
micaxisto com clorita. Granada possui inclusões de quartzo, clorita e
opacos, que definem uma clivagem de crenulação no seu interior. A
fibrolita cresceu sobre muscovita, biotita, plagioclásio e estaurolita.
Plagioclásio ocorre como grãos dispersos na matriz, por vezes associado à fibrolita.
A amostra RM 106 é um fibrolita-plagioclásio-granada micaxisto.
A diferença para as demais amostras é a ausência de estaurolita. A
granada forma porfiroblastos tipo snow-ball (Spry 1986) de 3 a 5 mm
de diâmetro. A fibrolita cresce sobre muscovita, biotita e plagioclásio.
O plagioclásio ocorre na matriz em conjunto com quartzo e, por vezes,
associado à fibrolita.
QUÍMICA MINERAL A composição química dos minerais foi
determinada no Laboratório de Microssonda Eletrônica do Instituto de
Geociências da Universidade de Brasília. A microssonda eletrônica
usada é uma CAMECA SX 50 e as condições de operação foram 15
kV e 25 nA; o tamanho do feixe variou entre 5 e 10 µ. Padrões naturais foram usados para todos os elementos com a exceção do Zn, para
o qual foi usada uma esfalerita sintética. Em cada grão de granada,
plagioclásio, muscovita, biotita e estaurolita foram feitas análises de
borda (4 a 10 pontos) e de núcleo (l a 5 pontos), em l a 3 grãos diferentes. As abreviações usadas a seguir são as propostas por Kretz
(1983).
Granada - Análises químicas representativas das granadas analisadas
são apresentadas na tabela l. Na amostra RM 75, os cristais de granada
são levemente zonados, com núcleo de composição Alm67.366Prp]7.8Grs8 Sps6.7-8.2 e borda Alm69.9-69.5 Prp18.7-19.3 Grs6..3 Sps5. Na
amostra F29-128, a granada e zonada com o núcleo de composição
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Alm77.2-76.9Prp11.1-9 Grs10-8.9 Sps4.2-3.3 e a borda Alm79.9-78
Prp11-10.3 Grs6.9-8.2 Sps2.8-2.3. Os grãos apresentam perfis
607
Tabela 2 - Análises representativas de plagioclásio presente nos metapelitos
da sequência Juscelândia.
composicionais tipo sino comà composição dominada pela molécula
de almandina, cuja concentração aumenta do núcleo para as bordas em
conjunto com a molécula de piropo; valores mais altos de espessartita
e grossulária são observados no núcleo e diminuem gradativãmente
para as bordas. Na porção mais externa dos grãos os valores de
almandina e piropo decrescem, sendo compensados por um aumento
na proporção da espessartita. Esse tipo de perfil composicional é
muito bem marcado em porfïroblastos de 0,8 a l cm de diâmetro,
enquanto nos grãos da matriz o decréscimo de almandina e piropo
nas bordas é pouco desenvolvido. Na amostra RM
106 os grãos de granada apresentam perfis composicionais quase planos, os núcleos apresentam composição Alm87.5 Prp9.5 Grs2 e as bordas
Alm88.5 Prp8 Grs2.5 . A composição é dominada pela molécula de
almandina, seguida por piropo e grossulária; os valores de Mn não
são significativos.
Plagioclásio - Na tabela 2 são apresentadas análises representativas
do plagioclásio nas amostras dos xistos da sequência Juscelândia. Na
amostra RM 75 os grãos de plagioclásio são fortemente zonados com
núcleo de composição An89-75 e bordas An58-42. Na amostra F29-128,
a zonação química é mais discreta, com núcleo mais rico em cálcio do
que as bordas e a composição variando entre An45e An39. Na amostra
RM 106 a composição do plagioclásio é dominada pela molécula de
albita, com o núcleo mais pobre em Ca, sendo que a composição varia
de Ab85, no núcleo, para Ab79, nas bordas.
Biotita - Análises representativas de biotita presente nos xistos estão
dispostas na tabela 3. Biotita foi analisada em três amostras de xistos
da sequência Juscelândia (RM 75, RM 106 e F29 - 128), nas quais
sempre coexiste com sillimanita (ou cianita) e ilmenita, indicando que
as rochas são saturadas em A12O3 e TiO2,. A substituição responsável
pelas maiores variações composicionais é FeMg-1 gerando bordas
mais ricas em Fe; a substituição Ti-tschermak é responsável pela maior
parte do A1IV, principalmente nas amostras RM 106 e F29 -128. Não
é observada uma relação l: l entre A1VI e AlIV, sendo a concentração do
primeiro maior, havendo um desbalanceamento entre os dois tipos de
Al. Isso mostra que nem todo o A1VI é envolvido com a substituição
tschermak, sendo necessária outra substituição para explicar o excesso de Al com coordenação octaédrica. A substituição de 3 cátions 2+
(Fe ou Mg) por dois Al3+ mais uma vacância no sítio octaédrico (substituição dioctaédrica-trioctaédrica) tem sido sugerida como responsável
para compensar esse desbalanceamento (Foster 1960a, b, Dymek
1983).
Tabela l - Análises representativas da granada presente nos metapelitos da
sequência Juscelândia.
Tabela 3 - Análises representativas de biotita dos metapelitos da sequência
Juscelândia.
608
Estaurolita - Embora a estaurolita apresente composição química
simples, com uma fórmula estrutural baseada em 48 (O, OH, F), a
compreensão da estrutura da sua rede cristalina, bem como a assinatura
dos sítios cristalográficos, foi alcançada apenas recentemente, após a
determinação das quantidades de H2O, Li2O e Fe2O3. (Holdaway et al,
1986a, b, 1991, Holdaway & Mukhopadyay 1995) e refinamento
cristalográfico (Hawthorne et al, 1993a, b, c). Como as concentrações
de Li2O, H2O e Fe2O3 não foram determinadas na estaurolita dos
xistos da sequência Juscelândia, o cálculo da fórmula estrutural foi
feito através de uma modificação da normalização proposta por
Hawthorne et al. (1993a). A normalização foi feita com base em 46,5
oxigénios (≅ 3 H pfu), mas Li não foi determinado. Mesmo assim, as
proporções atómicas das fórmulas estruturais ficaram dentro dos limites químicos estabelecidos na literatura (Hawthorne et al. 1993a,
Holdaway et al. 1986b). Análises representativas de estaurolita das
amostras F29-128 e RM 75 são apresentadas na tabela 4.
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29,1999
Ky/Sil
Tabela 4 - Análises representativas da estaurolita dos xistos da sequência
Juscelândia.
A estaurolita da amostra RM 75 (1,1 íon de Mg pfu) é mais rica em
Mg do que a da amostra F29-128 (0,7 íon de Mg pfu), em função do
controle composicional da rocha, que deve ser mais rica em Mg, fato
comprovado pela composição da granada da mesma amostra que apresenta os teores mais elevados de piropo dos xistos estudados.
REAÇÕES METAMÓRFICAS E CONDIÇÕES DE T E P DO
METAMORFISMO A partir da caracterização petrográfica, foi
possível definir as seguintes paragêneses:
A) quartzo + muscovita + biotita + granada + estaurolita + sillimanita
+ plagioclásio (F29-128 e RM 75, esta sem muscovita).
B) quartzo + muscovita + biotita + estaurolita + cianita + plagioclásio
(F29-47).
C) quartzo + muscovita + biotita + granada + estaurolita + plagioclásio
(F29-43, 133 e RM 219).
D) quartzo + muscovita + biotita + granada + sillimanita + plagioclásio
(RM 106).
A representação gráfica das paragêneses foi feita através de diagramas AFM, concebidos para um sistema KFMASH (K2O-FeO-MgOAl2O3.-SiO2-H2O). Para não violar a regra das rases, apenas
paragêneses constituídas por quartzo, muscovita (ou feldspato - K) e
mais três fases podem ser representadas (Thompson 1957). Na figura
4a estão plotadas as paragêneses B e C, as mais comuns observadas no
campo. O diagrama demonstra a sua compatibilidade para rochas de
composições diferentes. A paragênese A não pode ser plotada no mesmo diagrama, pois, além de quartzo e muscovita, apresenta mais quatro
minerais (granada, sillimanita, estaurolita e biotita). Não foram observados indícios de desequilíbrio na amostra F29-128, o que indica que
a paragênese é estável. Plagioclásio é comum nas amostras estudadas,
o que comprova a participação de mais dois componentes no sistema,
Na e Ca, sendo que o último, junto com Mn, está presente na composição da granada em pequenas quantidades. A entrada desses compo-
Figura 4 - (a) Diagrama AFM mostrando a compatibilidade entre as
paragêneses B e C. (b) Diagrama AFM mostrando a paragênese D, a qual
não pode ser plotada no mesmo gráfico que as paragêneses B e C, por ser formada em condições de maior temperatura no metamorfismo.
nentes na sua composição estabilizou-a como uma fase adicional, gerando uma paragênese que não pode ser representada no diagrama
AFM. Exemplos semelhantes são encontrados em outros cinturões
metamórficos (McLellan 1985, Giaramita & Day 1991). A estabilização da granada como uma fase adicional mostra que a paragênese A é
compatível com as paragêneses B e C.
A paragênese D (Fig. 4b) é incompatível com as paragêneses B e C,
haja vista a impossibilidade das três serem representadas em um único diagrama AFM. As linhas de conexão sillimanita/cianita estaurolita e estaurolita - granada devem ser eliminadas para permitir
o traçado da linha de conexão sillimanita - granada, alcançada através
do consumo total da estaurolita, via reação
muscovita + estaurolita + quartzo =
biotita + sillimanita + granada + H2O
(1)
Em lâmina delgada cristais de estaurolita transicionam para ou são
sobrecrescidos por cianita (Figs. 3b, c) e podem ser envolvidos por
fibrolita (Fig. 3a). As texturas indicam que a reação l teve início no
campo de estabilidade da cianita e sua etapa terminal (consumo total
da estaurolita) ocorreu no campo da sillimanita. As relações
petrográficas em conjunto com a topologia dos diagramas AFM permite inferir a presença de 3 isógradas na região estudada: entrada da
cianita, entrada da sillimanita e saída da estaurolita. Entretanto, a escassez de afloramentos impediu o traçado mais preciso das isógradas
no campo, sendo admitido que este é aproximadamente paralelo aos
contatos geológicos (Fig. 2).
A estimativa inicial de T e P foi feita com base nas grades
petrogenéticas de Spear & Cheney (1989) e Powell & Holland (1990).
Na grade de Spear & Cheney (1989) as isopletas de XAlm traçadas no
sistema KFMASH são muito úteis, pois permitem a definição de P e T,
desde que a composição da granada seja conhecida. Os xistos da sequência Juscelândia contém granada com XAlm entre 0,75 e 0,85. Para
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29, 1999
essas composições, a quebra da estaurolita se dá entre 620 e 675 °C e
entre 3 e 6 kbar. Na grade de Powell & Holland (1990, Fig. 5), as condições para a reação l ficam delimitadas por 615 - 680 °C e 4 - 6,5
kbar. A concepção das grades e os bancos de dados termodinâmicos
usados foram diferentes. Mesmo assim, os resultados obtidos são similares.
Para o estudo das paragêneses A e D, foram selecionados dois campos em cada uma das lâminas das amostras F29-128 e RM 106, onde
pudessem ser vistos grãos dos minerais justapostos. Para os cálculos de
P eT, foram escolhidos pontos analisados próximos à borda dos minerais. As análises muito próximas ao limite dos grãos foram evitadas,
principalmente nas porções onde granada estava em contato com
biotita. A difusão tardia originada pelo resfriamento pode dar lugar a
variações significativas na composição dos minerais nessas interfaces
e, por isso, devem ser evitadas (Essene 1982, Spear 1989,1991).
A quantificação das condições de P e 7 através de cálculos
geotermobarométricos foi feita com base em quatro calibrações do
geotermômetro granada-biotita, (Ferry & Spear 1978, Hodges & Spear
1982, Perchuk & Lavrenfeva 1983, Ganguly & Saxena 1984) e em
quatro calibrações do geobarômetro grossulária-anortita-Al2SiO5quartzo, referido como GASP daqui para diante (Newton & Haselton
1981, Hodges & Spear 1982, Ganguly & Saxena 1984, Koziol &
Newton 1988) e no THERMOCALC V 2.3 (Powell & Holland 1988),
com o banco de dados termodinâmicos atualizado em agosto de 1995
(Holland & Powell 1985, 1990, Powell & Holland 1985). Os resultados de P e T para as amostras F29-128 e RM 106 podem ser vistos nas
tabelas 5 e 6.
Os valores de P e T calculados com o THERMOCALC são similares tanto entre os campos quanto entre as amostras. A pressão para a
amostra F29-128 no campo l foi calculada em 5,97 ± 0,62 kbar e no
campo 2 em 5,59 ± 0,57 kbar e as respectivas temperaturas em 611 ±
15 °C e 612 ±15 °C. Para a amostra RM 106 a pressão calculada foi
5,19 ± 0,7 kbar e 5,19 ± 0,67 kbar e as temperaturas 602 ± 20 °C e 600
± 21 °C, respectivamente para os campos l e 2.
O geotermômetro granada-biotita é pouco sensível à pressão; dada
uma calibração qualquer, as temperaturas variam muito pouco dentro
de um intervalo de 3 a 4 kbar. No entanto, variações de até 60 °C são
observadas entre as diversas calibrações para uma mesma pressão. A
variação está próxima do intervalo de erro, de cerca de 50 °C, estimado
para o geotermômetro (Ferry & Spear 1978). Nas amostras estudadas
da sequência Juscelândia, a temperatura mais baixa é a calculada com
a calibração de Ferry & Spear (1978) e a mais alta com a de Perchuk
& Lavrenfeva (1983). A calibração de Ganguly & Saxena (1984) fornece temperaturas entre 3 e 20 °C mais altas que as de Ferry & Spear
(1978) e a de Hodges & Spear (1982) entre 10 a 35 °C mais altas. Em
relação ao THERMOCALC, as temperaturas calculadas pela
calibração de Ferry & Spear apresentam as maiores diferenças e são
entre 120 e 80 °C mais baixas, enquanto as temperaturas calculadas
pela calibração de Perchuk & Lavrenfeva são entre 110 e 50 °C mais
baixas (Tabela 5).
Para cada calibração do geobarômetro GASP, o cálculo da pressão
foi feito com base nas temperaturas fornecidas pelo THERMOCALC
e com base nas calibrações de Ferry & Spear (1978), Hodges & Spear
(1982) e Perchuk & Lavrenfeva (1983). Independente da temperatura utilizada, a calibração de Koziol & Newton (1988) produz as pressões mais elevadas e a de Ganguly & Saxena (1984) as mais baixas.
Em relação à calibração de Koziol & Newton (1988), as pressões calculadas com o auxílio das calibrações de Newton & Haselton (1981)
e de Hodges & Spear (1982) são respectivamente l e 1,5 kbar menores. As pressões calculadas pelo THERMOCALC são similares em
todos os campos das lâminas analisadas, o que não ocorre com as
calibrações do GASP usadas (Tabela 6).
Quando calculada com a temperatura obtida no THERMOCALC,
a pressão do GASP na amostra F29-128 produz resultados similares ao
THERMOCALC no campo 2 (Grs = 9,54 e An = 42). No campo l
(Grs = 13 e An = 39) as pressões calculadas são entre l e 3 kbar maiores (Tabela 6). A calibração de Newton & Haselton (1981) forneceu
valor idêntico ao do THERMOCALC no campo 2.
A pressão para a amostra RM 106, calculada com a temperatura do
THERMOCALC, é similar à pressão calculada por esse programa nos
dois campos estudados. Considerando a barra de erro do GASP (1,5
kbar), a maior semelhança é observada com as calibrações de Newton
& Haselton (1981) e a de Hodges & Spear (1982). Mesmo a pressão
calculada sendo semelhante nos dois campos, deve-se tomar cuidado
609
Tabela 5 - Temperatura calculada a partir das amostras F29 -128 e RM 106
da sequência Juscelândia.
Temperaturas calculadas com o THERMOCALC e com 4 calibrações do geotermômetro
granada - biotita. F & S - Ferry & Spear (1978), H & S - Hodges & Spear (1982), G & S Ganguly & Saxena (1984), P & L - Perchuk & Lavrent'eva (1983). As temperaturas foram
calculadas com a pressão obtida pelo THERMOCALC.
Pressões calculadas com o THERMOCALC e com 4 calibrações do geobarômetro GASP. N & H Newton & Haselton (1981), H & S - Hodges & Spear (1982), G & S - Ganguly & Saxena (1984), K
Tabela 6 - Pressão calculada a partir das amostras F29 -128 e RM 106 da
sequência Juscelândia.
& N - Koziol & Newton (1988). As pressões foram calculadas com a temperatura obtida no
THERMOCALC.
na consideração dos valores obtidos para essa amostra com o GASP,
pois o geobarômetro é baseado nas frações molares da anortita no
plagioclásio e da grossulária na granada, as quais são muito baixas nas
fases analisadas (campo l - Grs = 2,5 e An = 15, campo 2 - Grs = 2,5
e An = 17).
Quando o GASP é usado com a temperatura de qualquer
geotermômetro, as pressões são normalmente mais baixas entre 0,5 e
3 kbar do que as do THERMOCALC. Só o campo l da amostra F29128 apresentou pressões comparáveis às fornecidas pelo
THERMOCALC quando a temperatura era proveniente do
geotermômetro granada - biotita.
A temperatura calculada pelo THERMOCALC é mais elevada do
que a fornecida por qualquer uma das calibrações do geobarômetro
granada - biotita. As quatro calibrações usadas fornecem temperaturas
entre 450 e 560 °C, que provavelmente correspondem à temperatura de
bloqueio do sistema Fe-Mg para o par granada - biotita e não à temperatura do pico do metamorfismo. Nas rochas de fácies anfibolito, as
temperaturas não são altas o suficiente para promover a
homogeneização química dos minerais zonados através da difusão.
Assim, é admitido que o equilíbrio químico só é mantido entre as bordas dos minerais (Spear 1989, 1991). Contudo as bordas são as regiões mais atingidas pela difusão originada pelo resfriamento e,
consequentemente, são as porções mais suscetíveis de sofrer
reequilíbrio e mudança de composição (Essene 1982, Spear &
Florence 1990, Spear 1991). Nesses casos, o pico do metamorfismo
raramente é recuperado pelo geotermômetro granada - biotita. A proporção modal granada/biotita nas amostras estudadas não é muito
grande, sendo outro fator que dificulta a recuperação da temperatura
do pico do metamorfismo. A difusão na biotita é muito mais rápida do
que na granada, e, deste modo, em uma rocha com a proporção granada/biotita muito baixa, ocorre uma mudança relativamente grande na
composição da biotita durante o resfriamento, tornando difícil a recuperação da temperatura do pico do metamorfismo (Spear 1989,1991,
Spear & Florence 1990, Robinson 1991).
Quando o cálculo de temperatura é feito com o THERMOCALC, o
efeito da difusão pode ser minimizado. A temperatura é calculada através de um conjunto de reações, não dependendo apenas de alguns
membros finais presentes em dois minerais. Além disso, algumas das
reações utilizadas envolvem sillimanita, um mineral de propriedades
termodinâmicas bem conhecidas (Hemingway et al. 1991, Holdaway
& Mukhopadyay 1993), que não sofre mudanças de composição com
o resfriamento, tornando, assim, os cálculos mais consistentes.
610
A qualidade da pressão calculada pelo geobarômetro GASP depende da acuracidade da temperatura determinada. Como o
geotermômetro granada-biotita não forneceu bons resultados, a pressão calculada a partir dessa temperatura é incorreta. Gom a temperatura
obtida através do THERMOCALC, as pressões calculadas são compatíveis com as do referido programa. No banco de dados em que se
baseia o THERMOCALC (Holland & Powell 1985, 1988, Powell &
Holland 1985,1990) foram usados os dados experimentais de Newton
& Haselton (1981) e Koziol & Newton (1988) para a formulação do
geobarômetro GASP, o que explica a semelhança entre os resultados
do THERMOCALC e as duas calibrações referidas.
Considerando os resultados de P e T do THERMOCALC como
representativos das condições mais altas alcançadas durante o
metamorfismo dos xistos da sequência Juscelândia, o pico se situa no
campo de estabilidade da sillimanita, próximo à curva univariante
cianita - sillimanita, se adotada a curva de Holdaway & Mukhopadyay
(1993). Os resultados estão em acordo com as observações
petrográficas feitas nos xistos.
ISÓGRADAS, INTERPRETAÇÃO DAS TEXTURAS E A
TRAJETÓRIA P-T DO METAMORFISMO Estaurolita ocorre
ao longo da maior parte da Serra do João Baiano (Fig. 2), com exceção
do seu sopé sul (RM 106); cianita é distribuída em uma faixa estreita
paralela à serra, iniciando o seu aparecimento na encosta norte e tornando-se rara na encosta sul da mesma; fibrolita ocorre do topo da
serra para sul; granada e biotita ocorrem em toda a sequência.
As evidências texturais indicam que cianita e fibrolita foram geradas a
partir da quebra da estaurolita (Fig. 3a, b, c). A distribuição dos minerais no campo e as texturas sugerem que a cristalização da fibrolita foi
posterior à da cianita. Com esses dados, foi possível o traçado de três
isógradas representadas pela entrada da cianita, entrada da fibrolita e
saída da estaurolita. A exposição escassa de rochas frescas impossibilitou a demarcação precisa da distribuição dos minerais índices na região enfocada. Em consequência, as isógradas foram tentativamente
traçadas paralelamente aos contatos das unidades geológicas (Fig. 2).
Metapelitos com combinações das fases quartzo, muscovita, biotita,
granada, estaurolita e Al2SiO5 podem ser relacionadas pela reação
descontínua (McLellan 1985):
muscovita + estaurolita + quartzo =
biotita + granada + Al2SiO5 + H2O
(l)
ou por quatro das reações divariantes contínuas
(Bt) estaurolita + quartzo = granada + Al2SiO5 + H2O
(2)
(Grt) estaurolita + muscovita + quartzo =
biotita + Al2SiO5 + H2O
(3)
(Al2SiO5) estaurolita + biotita + quartzo =
granada + muscovita + H2O
(4)
(St) granada + muscovita = biotita + Al2SiO5 + quartzo
(5)
A reação l parece ter sido responsável pelo desenvolvimento da
paragênese formada durante o pico do metamorfismo da sequência
Juscelândia. As reações contínuas 2 e 3 também podem dar origem aos
aluminossilicatos através do consumo de estaurolita e ocorrem em
temperaturas mais baixas que a reação 1. O sobrecrescimento de
cianita nas bordas da estaurolita e o seu envolvimento por uma grande quantidade de fibrolita em associação com granada e biotita mostra
a operação das reações 2 e 3. Quando a estaurolita é consumida por
uma dessas reações, a fibrolita pode ser formada adicionalmente pela
reação 5, explicando o intercrescimento de fibrolita e biotita ou
muscovita.
A ausência da estaurolita na amostra RM 106 poderia ser atribuída
ao fato de que a composição da rocha não seria apropriada. Sob estas
condições de P e T um metapelito magnesiano deve apresentar a
paragênese formada por sillimanita/cianita + biotita + clorita (ver figura 10-6 de Spear 1993). Nesse caso sillimanita é formada a pressões
bem baixas, menores do que 2,5 kbar, segundo a reação
granada + clorita + muscovita = sillimanita + biotita + H2O
(6)
Esta reação emana do ponto invariante granada + biotita + clorita +
estaurolita + Al2SiO5 + quartzo + muscovita + H2O (Spear et al.
1995), impedindo que granada e clorita ocorram associadas, ou que
rochas com esta composição apresentem estaurolita. Entretanto, isto só
ocorre em pelitos ricos em Mg. Tanto a granada quanto a biotita pré-
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29,1999
sentes na amostra RM 106 são ricas em Fe (ver tabelas l e 3), o que
implica em uma composição total da rocha rica em Fe e,
consequentemente, favorável à cristalização de estaurolita. Portanto, a
mudança de topologia observada entre os diagramas AFM das figuras
4a e 4b está relacionada com o consumo total da estaurolita.
Na sequência Juscelândia sillimanita ocorre apenas na sua forma
fibrosa, ou seja, fibrolita. Há controvérsias em relação aos campos de
estabilidade das duas formas texturais de sillimanita. Para alguns autores, elas representam uma mesma fase, enquanto outros defendem
que existem diferenças nas suas propriedades termodinâmicas, apresentando campos de estabilidade diferentes (Salje 1986, Powell &
Holland 1990). Em uma análise dos dados termodinâmicos disponíveis, foi demonstrado que o tamanho da cela unitária e o volume molar
são idênticos (Kerrick 1990). Nas determinações experimentais da capacidade de calor, coeficiente de expansão termal e entalpia de formação foram encontrados valores similares para sillimanita e fibrolita
(Hemingway et al. 1991). Corn base nesses dados, sillimanita e
fibrolita vêm sendo tratadas como uma única fase (Holdaway &
Mukhopadyay 1993). Deste modo, não há impedimento ao uso dos
dados termodinâmicos da sillimanita contidos no THERMOCALC em
cálculos de P e T a partir de rochas contendo fibrolita, como é o caso
dos xistos da sequência Juscelândia.
Cordierita foi identificada em uma única amostra (RM 75). As relações texturais indicam condição de desequilíbrio e cristalização tardia em relação a granada, estaurolita, cianita e sillimanita (Fig. 3d, e).
A formação de cordierita em pelitos ocorre sob as condições da
fácies granulito, em associação com granada e feldspato potássico, ou
em fácies anfibolito de baixa pressão, com biotita + clorita + muscovita
ou biotita + andaluzita + muscovita, ou sillimanita e feldspato
potássico (Turner 1981, Yardley 1989). Embora incomum, cordierita
e granada podem ocorrer em pelitos da fácies anfibolito (Winkler
1976). Nas grades petrogenéticas de Spear & Cheney (1989) e Powell
& Holland (1990) é observado um amplo intervalo de P e T em que
essa associação é estável; contudo, a sua ocorrência está limitada a
rochas muito ricas em Fe.
As feições de desequilíbrio e as condições de P e T determinadas
(600 °C e 5,5 kbar) mostram que a cordierita da amostra RM 75 não
foi gerada nas situações previstas pelas hipóteses acima. A sua cristalização deve ter ocorrido durante um evento de soerguimento seguido
de exumação que causou rápida descompressão nas rochas da sequência Juscelândia, colocando-as em uma posição crustal mais rasa. Ainda
sob temperaturas da fácies anfibolito, porém sob pressões menores,
houve a cristalização da cordierita, a qual envolve todas as outras fases. A trajetória P-T sugerida para a amostra RM 75 está mostrada na
figura 5.0 seu traçado esquemático foi feito através de uma linha que
atravessa as reações geradoras de cordierita após a quebra da
Figura 5 - Trajetória P-T horária sugerida para o pelito da amostra RM 75
da sequência Juscelândia, traçada em grade petrogenética para pelitos no
sistema KFMASH. A trajetória foi traçada com base nas relações texturais
observadas nas amostras estudadas e não tem valor quantitativo temporal.
Grade petrogenética modificada da figura 2 b de Powell & Holland (1990).
Revista Brasileira de Geociências, Volume 29,1999
611
estaurolita pela reação l, e, portanto, não tem valor quantitativo temporal, ou seja, não é uma trajetória P-T-t.
IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS Com base nas relações
texturais, foi inferido que até o pico do metamorfïsmo ser atingido na
zona da sillimanita, os xistos pelíticos atravessaram as condições dos
campos de estabilidade da granada, estaurolita e cianita. As rochas
foram parcialmente exumadas e, a pressões menores, houve a cristalização de cordierita. A sucessão de minerais observada sugere que as
rochas seguiram uma trajetória P-T horária durante o metamorfïsmo.
As trajetórias P-T dos cinturões metamórfïcos são muito importantes, pois revelam parte da história tectônica das rochas, por serem um
reflexo do ambiente tectônico em que o metamorfïsmo ocorreu. Os
cinturões metamórficos que apresentam trajetórias P-T com sentido
horário são, em geral, associados a ambientes colisionais, em que as
rochas são submetidas a uma fase de soterramento, uma de aquecimento (relaxamento termal) e uma de descompressão, que é consequência
da exumação. O aquecimento se inicia no final da fase de compressão
e termina no início da descompressão. Em cinturões desse tipo o pico
da pressão precede o da temperatura e as rochas descrevem uma trajetória horária no espaço P-T, quando este é representado em diagrama
em que P cresce para cima e T para a direita (England & Thompson
1984, Thompson & England 1984, Spear 1989),
A configuração da trajetória leva à admissão de que o
metamorfismo que afetou as rochas da sequência Juscelândia deve
estar associado a um ambiente colisional, possivelmente originado
durante a colisão da Placa São Franciscana a leste e o Maciço de Goiás
a oeste, entre 770 e 790 Ma atrás.
As rochas da fácies anfibolito da sequência Juscelândia estão dispostas por sobre os granulitos do Complexo Barro Alto, o que gera
uma configuração interessante para o estudo de uma possível seção
metamórfica contínua. Neste caso, a transição da fácies anfibolito para
a fácies granulito estaria representada, possibilitando a comparação das
suas trajetórias P-T. Entretanto, as condições calculadas para os xistos
pelíticos da sequência Juscelândia indicam que o pico do
metamorfïsmo foi atingido em tomo de 600 °C e 5,5 kbar, enquanto
que as condições de P e T mínimas estimadas para o pico do
metamorfismo do anfibolito Cafelândia, imediatamente sotoposto às
rochas da sequência Juscelândia, são mais elevadas, com temperaturas
calculadas em torno de 750° C e pressões de 8,0 kbar (Moraes et al.
1994, Moraes & Fuck 1994, Moraes 1997). Entretanto, a comparação
das paragêneses presentes no anfibolito Cafelândia e dados experimentais indicam que as condições mínimas do pico do metamorfismo foram em torno de 880 °C, se admitida o valor de 8 kbar para a pressão
(Moraes & Fuck 1998). A diferença encontrada indica haver um hiato metamórfico de pelo menos 2 kbar entre as rochas da sequência
Juscelândia e os granulitos sotopostos, como havia sido proposto anteriormente (Moraes et al. 1994, Moraes & Fuck 1994, Moraes 1997).
Contudo, o hiato metamórfico não é observado ao longo de todo o
contato entre as rochas da sequência Juscelândia e do Complexo Barro
Alto. No mapeamento geológico realizado pelos alunos de graduação
de Geologia do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília,
na região de Barro Alto, a NNE da região aqui enfocada, a
descontinuidade metamórfica não foi reconhecida, visto que lá as rochas da base da sequência Juscelândia foram afetadas por
metamorfismo da fácies granulito (Ferreira Filho et al. 1999). Na região de Ceres-Rubiataba, a W da região estudada, as rochas da sequência Juscelândia estão dispostas diretamente sobre os granulitos máficoultramáficos do Complexo Barro Alto, estando ausente o anfibolito
Cafelândia ou rochas equivalentes, normalmente em posição intermediária entre os dois conjuntos.
Na região enfocada, a configuração atual da justaposição entre a
sequência Juscelândia e o Complexo Barro Alto se deu provavelmente
durante a estruturação final da Faixa Brasília, que ocorreu há cerca de
630 Ma, próximo ao auge da orogênese brasiliana (Pimentel & Fuck
1992). Durante este evento foi originado um hiato metamórfico entre
as rochas da sequência Juscelândia e o anfibolito Cafelândia (Moraes
et al. 1994, Moraes & Fuck 1994, Moraes 1997). Deste modo, podese concluir que o hiato metamórfico foi gerado pela supressão de uma
cunha de rochas entre a base da sequência Juscelândia e o topo do
Complexo Barro Alto, que pode resultar na omissão total do anfibolito
Cafelândia. A leste da área estudada parece não ter ocorrido supressão
das rochas, ao contrário do que se observa em direção a oeste, onde ela
aumenta gradativamente.
CONCLUSÕES As rochas da sequência Juscelândia sofreram
metamorfismo sob as condições da fácies anfibolito, zona da
sillimanita. Os cálculos de P e T realizados com o programa
THERMOCALC indicaram condições em torno de 600 °C e 5,5 kbar
para o pico do metamorfismo. Os valores foram obtidos a partir da
composição dos minerais presentes em xistos pelíticos e são compatíveis com o campo de estabilidade da sillimanita, em consonância com
as paragêneses observadas no campo e nas lâminas delgadas. Já a determinação da temperatura com o par granada-biotíta e da pressão com
o geobarômetro GASP não foi tão acurada.
Uma trajetória PT horária foi estabelecida a partir de relações
texturais observadas nos xistos pelíticos, que indicam terem sido cruzadas as zonas da estaurolita, cianita e sillimanita, onde se deu o auge
do metamorfismo; as rochas foram alçadas para porções mais rasas da
crosta continental sem que houvesse grande perda de calor, de modo
que seu resfriamento começou a partir da zona da cordierita.
Agradecimentos O presente trabalho foi desenvolvido sob os
auspícios do CNPq (Processo 50.0499/91 e 53.0299/93-3). RM agradece CAPES, CNPq e Universidade Católica de Brasília pela concessão de bolsa de estudos em diferentes etapas do curso de doutorado. As
sugestões de dois revisores anónimos da RBG contribuíram para a
melhoria do manuscrito.
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Brasília, Brasília, Dissertação de Mestrado, 1% p.
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Manuscrito A-1090
Recebido em 09 de maio de 1999
Revisão dos autores em 05 de dezembro de 1999
Revisão aceita em 07 de dezembro de 1999