Petrologia dos charnockitos da região de Cucamonga, San

UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
Grupo de Pesquisa EDSM-rifte do Departamento de Geociências da UFRuralRJ
Petrologia dos charnockitos da região de
Cucamonga, San Gabriel Mountains, Califórnia, EUA
Mariana Dias Quariguasy Duarte
Orientador
Sérgio de Castro Valente
(DeGeo/IA/UFRuralRJ)
Co-orientador
Dr. Joshua J. Schwartz
(Department of Geological Sciences /California State University
Northridge, USA)
Julho/2014
1. Quariguasy, M.
Petrologia dos charnockitos da região de Cucamonga, San
Gabriel Mountains, Califórnia, EUA.
Curso de Geologia / Departamento de Geociências
Instituto de Agronomia / Universidade Federal Rural do Rio
de Janeiro
[Seropédica]
Ano 2014
Trabalho de Graduação
Área de concentração: Petrografia e Geoquímica.
Sumário
Agradecimentos
Resumo
Abstract
Índice de figuras
Índice de tabelas
1. CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1
1.1.
Apresentação
1
1.2.
Objetivos
1
1.3.
Justificativa
1
1.4.
Métodos
1
1.5.
Localização da área de estudo e vias de acesso
5
2. CAPÍTULO 2 - REVISÃO TEMÁTICA
6
2.1.
Geologia da região de Cucamonga, San Gabriel Mountains
6
2.2.
Revisão sumária sobre a petrogênese dos charnockitos
10
3. CAPÍTULO 3 – APRESENTAÇÃO DOS DADOS
16
3.1.
Campo
16
3.2.
Petrografia
25
3.3.
Litogeoquímica
36
4. CAPÍTULO 4 – RESULTADOS
44
4.1.
Evolução geológica
44
4.2.
Petrogênese dos charnockitos da área de estudo
45
5. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
50
5.1.
Discussões
50
5.2.
Conclusões
51
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
53
ANEXO I: Dados litogeoquímicos e norma CIPW das amostras estudadas.
56
Philippians 4:12-13
12 I know what it is to be in need, and I know
what it is to have plenty. I have learned the secret
of being content in any and every situation,
whether well fed or hungry, whether living in
plenty or in want. 13 I can do everything through
him who gives me strength.
Agradecimentos
Agradeço, primeiramente, a Deus por ter me dado sabedoria e força para completar mais
um ciclo importante na minha vida.
Aos meus pais e avó, que sempre me apoiaram e não mediram esforços para fazerem as
minhas vontades. Nada seria possível sem eles. A eles todo o meu amor e respeito.
Ao meu irmão João Pedro, que me fez rir nas horas que eu mais precisava e por ser esse
amigo que sempre tem uma palavra animadora para me dar.
Em especial, ao meu orientador, professor e amigo Sérgio Valente, que fez toda a diferença
na minha passagem pela Rural. Muito do que eu conquistei, devo a ele. Obrigada pelo
tempo gasto comigo e por todos os conselhos.
Aos meus queridos professores Artur Corval, Alan Miranda e Josh Schwartz por terem me
ensinado geologia com tanta dedicação. Obrigada pela paciência e pelo carinho que sempre
tiverem comigo.
Aos professores do Departamento de Geociências por terem me ajudado a chegar até aqui.
Aos novos amigos brasileiros e estrangeiros, que ganhei durante o meu intercâmbio na
Califórnia.
As minhas amigas Paula e Evelin, que me aguentam desde o jardim de infância. Elas me
entendem apenas com o olhar e me fazem rir como ninguém. Muito obrigada por todo o
companheirismo durante esses 20 anos de amizade.
A Gabi, Livia, Thamila e Isabela por terem sido amigas tão maravilhosas e presentes
durante todos esses anos de Rural e por terem me mostrado que investir na amizade é uma
das coisas que mais vale a pena nessa vida. Vocês são muito especiais!
A galera da Pocket, que me apoiou em oração e que sempre me mostrou o quanto vale a
pena obedecer a Deus.
Ao meu namorado Josh, que mesmo com milhas de distância esteve sempre do meu lado
me incentivando e me dando forças para continuar. Certamente, a pessoa que tira os
sorrisos mais sinceros de mim. Love you more than anything.
A todos os amigos da Geologia Rural 2009, que fizeram parte desses 5 anos de uma
maneira ímpar e que deixaram todos os campos, congressos e aulas muitos mais divertidas
e engraçadas. Vocês farão muita falta!
A California State University Northridge por ter me proporcionado momentos de enorme
felicidade e satisfação e por ter me ajudado, através da sua infraestrutura, a tornar esse
trabalho realidade.
A Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro por ser simplesmente a MELHOR
universidade da face da Terra.
Resumo
San Gabriel Mountains faz parte de um arco Cretáceo no sul da Califórnia, EUA. Essa área
é composta por rochas do Proterozoico e Mesozoico e por quatro terrenos denominados de
Cucamonga, Baldy, San Antonio e San Gabriel. No Cretáceo Superior, os terrenos de
Cucamonga, San Antonio e San Gabriel foram justapostos ao longo de zonas de
cisalhamento dúcteis, representadas por cinturões miloníticos, e simultaneamente intrudidos
por plútons graníticos. Os principais objetivos dessa monografia foram a discussão da
petrogênese dos charnockitos do terreno Cucamonga e a proposição de um modelo de
evolução geológica para a área de estudo (Smith Ridge), com base em dados de campo,
petrográficos e geoquímicos. Foram descritos quinze pontos, coletadas catorze amostras no
campo, treze lâminas petrográficas foram descritas e dez análises químicas feitas (seis
charnockitos, dois dioritos e dois granodioritos miloníticos). Os resultados da análise dos
charnockitos em estudo mostraram que o conteúdo de SiO2 varia de 52,54 a 57,92%peso,
TiO2 varia de 1,38 a 1,76%peso, MgO de 1,95 a 2,96%peso e a razão Na2O/K2O de 6,65 a
17,93. A litogeoquímica mostrou que esses constituem uma série subalcalina de tendência
calcialcalina e metaluminosa. A fonte geradora mais provável destas rochas deve estar
localizada nos terrenos Pré-Cambrianos, constituídos por granada quartzo-feldspato
gnaisses, anfibolitos e mármores metamorfisados na fácies anfibolito superior e granulito
inferior. A evolução geológica da região de Smith Ridge envolveu diferentes terrenos
acrescionados durante a subducção da Placa do Pacífico na costa oeste dos EUA. A análise
petrogenética permitiu constatar que os charnockitos são de origem magmática e foram
formados a partir da fusão parcial de porções da crosta superior anomalamente aquecidas.
Essa fusão parcial ocorreu após a justaposição de terrenos Pré-Cambrianos a terrenos
Mesozoicos. A percolação de fluidos ao longo das zonas miloníticas que delimitam os
terrenos justapostos resultou no retrometamorfismo dos gnaisses e rochas metamórficas
associadas aos terrenos Pré-Cambrianos, bem como no metamorfismo (basicamente
volatização) da assembleia mineral originalmente anídrica dos charnockitos.
Palavras-chave: petrogênese, retrometamorfismo, charnockitos, subducção, Cucamonga.
Abstract
San Gabriel Mountains is part of a Cretaceous Arc located in southern California, USA. This
area is composed by Proterozoic and Mesozoic rocks and by four terranes named Baldy,
Cucamonga, San Antonio and San Gabriel. These three arc terranes were juxtaposed in
Late Cretaceous time along ductile shear zones, represented by mylonitic belts, and intruded
by granitic plutons simultaneously. The main objectives of this thesis were the discussion of
the petrogenesis of the Cucamonga charnockites and to propose a model for the geological
evolution of the study area (Smith Ridge), based on field data, petrography and
geochemistry. Fifteen points were described, fourteen samples collected in the field, thirteen
thin sections and ten chemical analysis were made (six charnockites, two diorites and two
mylonitic granodiorite).The results of the charnockites analysis showed the SiO2 content
ranges from 52.54 to 57.92 wt%, TiO2 from 1.38 to 1.76 wt%, MgO from 1.95 to 2.96 wt%
and Na2O/K2O ratio from 6.65 to 17.93. The lithogeochemistry showed these rocks are part
of a subalkaline, calc-alkaline metaluminous series. The most likely source of these rocks
may be located in the Precambrian terrane which consists of garnet-quartz-feldspar
gneisses, amphibolites and metamorphosed marbles in the upper amphibolite and granulite
lower facies. The geological evolution of Smith Ridge area involved different accreted
terranes during the Pacific Plate subduction on the west coast of USA. The petrogenetic
analysis allowed to establish that the origin of charnockites is magmatic and they were
formed by partial melting of portions of an anomalously hot upper crust. This partial melting
occurred after the juxtaposition of Precambrian and Mesozoic terranes. The percolation of
fluids along the mylonitic zones that bound the juxtaposed terranes resulted in the retrograde
metamorphism of gneisses and metamorphic rocks associated with Precambrian terrane, as
well as metamorphism (basically volatilization) of the originally anhydrous mineral assembly
of the charnockites.
Key words: petrogenesis, retrograde metamorphism, charnockites, subduction, Cucamonga.
ÍNDICE DE FIGURAS
PÁG.
Figura 1.1: Seleção de amostras para confecção de lâminas petrográficas. A figura mostra a
parte escolhida para a laminação.
2
Figura 1.2: Cadinhos de grafite utilizados no processo de fusão das amostras.
3
Figura 1.3: Discos de vidro obtidos a partir da fusão da mistura de tetraborato de lítio e do
pó das amostras.
4
Figura 1.4: Suportes de discos de vidro do espectrômetro de fluorescência de raios X
utilizados na análise geoquímica das amostras deste trabalho.
4
Figura 1.5: Mapa de acesso à área de Etiwanda a partir do campus da California State
University Northridge, EUA. Fonte: Google Maps.
5
Figura 2.1: Distribuição dos granulitos em terrenos localizados na parte central e sul do
estado da Califórnia (Barth & May, 1992).
6
Figura 2.2: Mapa da região sudeste do complexo de San Gabriel Mountains mostrando
falhas de idade Cenozoica e seus quatro terrenos metamórficos: Cucamonga (CU), San
Gabriel (SG), San Antonio (SA) e Baldy (BA). MFC é Middle Fork Complex. (May & Walker,
1989).
7
Figura 2.3: Mapa geológico do sudeste de San Gabriel Mountains. A parte azul inserida no
quadrado representa a área estudada (Smith Ridge) no terreno Cucamonga. Fonte: USGS
website.
8
Figura 2.4: Perfil A-A’ (S-N) do mapa geológico de parte da região de San Gabriel
Mountains. A área de estudo Smith Ridge, do terreno Cucamonga, está em destaque. Fonte:
USGS website. Legendas como na Figura 2.3.
10
Figura 2.5: Diagrama QAP mostrando os nomes das rochas ígneas dentro da série
charnockítica, com base na tabela 2.10 e figura 2.5 de LeMaitre (2002).
11
Figura 3.1: Localização dos principais pontos visitados durante o trabalho de campo na área
de Cucamonga, San Gabriel Mountains, Califórnia, EUA. Os pontos não locados na imagem
estão próximos demais uns dos outros para serem representados. Fonte: Google Earth. 16
Figura 3.2: Visão geral da área de estudo. Ao fundo, o relevo de Smith Ridge.
17
Figura 3.3: Bloco de granada diorito encontrado no ponto 13SGM32.
18
Figura 3.4: Amostra de granodiorito milonítico encontrada no ponto 13SGM33.
18
Figura 3.5: Possível relação de intrusão entre o diorito fino e o charnockito denotada pela
assimilação incipiente deste último (seta). Notar a lineação de estiramento de ortopiroxênios
no charnockito.
19
Figura 3.6: Detalhe dos porfiroblastos centimétricos do granada granulito.
20
Figura 3.7: Granada granulito com bandas félsicas em bloco no ponto 13SGM34.
20
Figura 3.8: Bloco de diorito encontrado no ponto 13SGM35.
21
Figura 3.9: Charnockitos do ponto 13SGM36A (esquerda) e 13SGM36B (direita).
21
Figura 3.10: Possível contato intrusivo de diorito (escuro) no charnockito (claro) em bloco
encontrado no ponto 13SGM37.
22
Figura 3.11: Blocos de charnockito encontrados no ponto 13SGM38.
22
Figura 3.12: Amostra de biotita charnockito coletada no ponto 13SGM39.
23
Figura 3.13: Amostra de mão de charnockito do ponto 13SGM40.
23
Figura 3.14: Amostra de bloco de gnaisse máfico, com granadas decimétricas, coletada no
ponto 13SGM41. Outros blocos desta rocha foram mapeados no ponto 13SGM42. Notar o
aspecto brechado da rocha.
24
Figura 3.15: Amostra de granodiorito milonítico coletada no ponto 13SGM43.
24
Figura 3.16: Fotomicrografia da textura milonítica com porfiroclastos de plagioclásio.
Amostra 13SGM33. Nicóis cruzados.
26
Figura 3.17: Fotomicrografia da foliação, dada pela biotita, contornando porfiroclasto de
plagioclásio. Amostra 13SGM43. Nicóis paralelos.
27
Figura 3.18: Fotomicrografia das lamelas dobradas do plagioclásio. Amostra 13SGM35.
Nicóis cruzados.
28
Figura 3.19: Fotomicrografia de inclusões de apatita em plagioclásio. Amostra 13SGM35.
Nicóis paralelos.
28
Figura 3.20: Fotomicrografia das apatitas inclusas no plagioclásio. Amostra 13SGM36A.
Nicóis paralelos.
29
Figura 3.21: Fotomicrografia do plagioclásio não geminado saussuritizado. Amostra
13SGM36A. Nicóis cruzados.
30
Figura 3.22: Fotomicrografia do alcalifeldspato com tartan mal formada. Amostra
13SGM36A. Nicóis cruzados.
30
Figura 3.23: Fotomicrografia do hiperstênio com actinolita em sua borda. Amostra
13SGM36A. Nicóis paralelos.
31
Figura 3.24: Fotomicrografia da lineação de estiramento dada pelo ortopiroxênio. Amostra
13SGM36B. Nicóis paralelos.
31
Figura 3.25: Fotomicrografia dos novos grãos nos contatos dos plagioclásios. Amostra
13SGM36B. Nicóis cruzados.
32
Figura 3.26: Fotomicrografia das lamelas de geminação dobradas no plagioclásio. Amostra
13SGM36B. Nicóis cruzados.
32
Figura 3.27: Fotomicrografia da passagem do hiperstênio para hornblenda. Amostra
13SGM37. Nicóis paralelos.
33
Figura 3.28: Fotomicrografia das lamelas de geminação mal formadas dos plagioclásios e
das junções tríplices no quartzo. Amostra 13SGM37. Nicóis cruzados.
33
Figura 3.29: Fotomicrografia da lineação de estiramento dada pela orientação preferencial
dos grãos de ortopiroxênio. Amostra 13SGM37. Nicóis cruzados.
34
Figura 3.30: Fotomicrografia da lineação de estiramento dos grãos de feldspato com
extinção ondulante (setas). Amostra 13SGM38. Nicóis cruzados.
34
Figura 3.31: Fotomicrografia da passagem de ortopiroxênio (opx) para hornblenda e biotita
(setas). Amostra 13SGM38. Nicóis paralelos.
35
Figura 3.32: Fotomicrografia da textura poiquilítica do ortopiroxênio. Amostra 13SGM39.
Nicóis paralelos.
35
Figura 3.33: Fotomicrografia de hornblenda formada a partir de ortopiroxênio. Amostra
13SGM40. Nicóis paralelos.
36
Figura 3.34 – Diagrama de classificação de rochas (LeMaitre, 1989). Dados recalculados
para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo com a classificação utilizada no campo):
- Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
39
Figura 3.35 – Diagrama de classificação de rochas (Zr/TiO2 versus SiO2) para as amostras
estudadas (Winchester & Floyd, 1977). Legenda (de acordo com a classificação utilizada
no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
40
Figura 3.36 – Diagrama TAS de discriminação de séries (Irvine & Baragar, 1971) para as
amostras estudadas. Dados recalculados para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo
com a classificação utilizada no campo):
-Granodiorito milonítico;
- Charnockito; Diorito.
41
Figura 3.37 – Diagrama AFM de discriminação de séries toleítica e calcioalcalina (Irvine &
Baragar, 1971) para as amostras estudadas. A = Na2O + K2O; F = Fe2O3t; M = MgO (em
%peso). Dados recalculados para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo com a
classificação utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito. 41
Figura 3.38: Diagrama Al/Ca+Na+K versus Al/Na+K (valores em proporções moleculares)
de discriminação de séries com base na saturação em alumina. Legenda (de acordo com a
classificação utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito. 42
Figura 3.39: Diagrama de Pearce et al., 1984. Legenda (de acordo com a classificação
utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
43
Figura 4.1: Diagrama de Harker para TiO2 com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
46
Figura 4.2: Diagrama de Harker para Zr com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
47
Figura 4.3: Diagrama de Harker para Ba com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
47
Figura 4.4: Diagrama multielementar normalizado ao condrito (Thompson, 1982) da
amostra (13SGM36A) representativa do magma parental da série calcialcalina
metaluminosa dos charnockitos estudados.
48
Figura 5.1: Diagramas de relações de fases para magmas granodioríticos sob baixa
pressão (c) e alta pressão (d). B = biotita, H = hornblenda, K = alcalifeldspato, L = líquido, O
= ortopiroxênio, P = plagioclásio, Q = quartzo, V = vapor. O campo de estabilidade do
ortopiroxênio é mostrado nas áreas cinza dos diagramas. A seta indica o deslocamento da
relação de fases em função da diminuição da atividade de água devido ao valor elevado de
PCO2. Ver texto para detalhes.
50
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 2.1: Nomenclatura dos charnockitos (LeMaitre, 2002).
PÁG.
12
Tabela 2.2: Variação das idades de diferentes ocorrências de charnockitos no mundo (Frost
&Frost, 2007).
14
Tabela 3.1: Litotipos encontrados no trabalho de campo. As amostras de aspecto brechado
encontradas nos pontos 13SGM41 e 42 não foram listadas. Os litotipos não selecionados
para estudos litogeoquímicos aparecem em itálico.
25
Tabela 3.2 – Valores máximos, mínimos, médias, desvios padrão e coeficientes de variação
de óxidos e elementos das amostras do terreno Cucamonga, San Gabriel Mountains, EUA
(Fe2O3t é ferro total sob a forma de ferro férrico; PF é a perda ao fogo).
38
Tabela 4.1: Variações de elementos traços do primeiro estágio de diferenciação magmática
dos charnockitos da área de estudo.
48
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação
O presente trabalho é requisito para a obtenção do grau de bacharel em Geologia pela
Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro e está relacionado com a disciplina Trabalho
de Graduação, oferecida no décimo período do curso de graduação.
Os dados desta monografia foram obtidos durante a participação da autora num
projeto de pesquisa realizado na California State University Northridge, no primeiro semestre
de 2013, sob a orientação do professor Dr. Joshua J. Schwartz, como parte de suas
atividades de bolsista do programa Ciências Sem Fronteiras, da CAPES. O projeto teve
como objetivo principal a caracterização litogeoquímica dos charnockitos da região de
Cucamonga, em San Gabriel Mountains, na Califórnia. A autora desta monografia participou
da grande maioria das etapas de pesquisa, como por exemplo, de um trabalho de campo,
com coleta de amostras, e da petrografia. Além disso, a autora também participou
diretamente das etapas de preparação das amostras, nos próprios laboratórios da California
State University Northridge, para análises geoquímicas realizadas posteriormente.
1.2 Objetivos
Os principais objetivos desse trabalho são a discussão da petrogênese dos
charnockitos do terreno Cucamonga e a proposição de um modelo de evolução geológica
para a área de estudo (Smith Ridge), na porção sudeste de San Gabriel Mountains,
Califórnia, com base em dados de campo, petrográficos e geoquímicos.
1.3 Justificativa
A Geologia da região de San Gabriel Mountains já foi muito estudada por
pesquisadores americanos (May & Walker, 1989; Romero, 2012) devido à sua proximidade
da falha de San Andreas. Entretanto, é muito difícil encontrar na literatura trabalhos que
mostrem dados relacionados aos charnockitos encontrados nessa área. Por isso, os
pesquisadores da California State University Northridge iniciaram um projeto em San Gabriel
com uma abordagem petrológica, sendo esta monografia um dos primeiros trabalhos que
apresenta e discute modelos petrogenéticos dos charnockitos do terreno Cucamonga.
1.4 Métodos
Os métodos usados neste trabalho de graduação são listados a seguir:
1.
Trabalho de campo: Quinze pontos foram descritos durante o trabalho de campo. A
coleta de amostras foi baseada, principalmente, nas relações de campo e no grau de
1
alteração das rochas. Sendo assim, foram coletadas catorze amostras. Além disso, foram
efetuadas medidas de foliações e lineações e o registro fotográfico dos afloramentos.
2.
Preparação de lâminas para a análise petrográfica: treze lâminas foram
confeccionadas no total. As amostras coletadas foram divididas em três partes iguais com a
finalidade de se ter uma para amostra de mão, outra para a preparação de lâminas e uma
terceira para a geoquímica. As partes menos alteradas foram destinadas a preparação de
lâminas (Figura 1.1) e geoquímica.
Figura 1.1: Seleção de amostras para confecção de lâminas petrográficas. A figura mostra a
parte escolhida para a laminação.
3.
Petrografia: Foram descritas treze lâminas com ênfase na identificação dos minerais,
suas texturas e estruturas, bem como a porcentagem de volume (ou moda) de cada um
deles. Além disso, foi feito um trabalho específico de contagem do mineral zircão para
futuros trabalhos de geocronologia. A classificação petrográfica foi feita de acordo com as
normas do International Union of Geological Sciences (LeMaitre, 2002). De acordo com este
esquema de classificação, rochas ígneas podem ter cristalizado de magmas ou podem ter
se formado por processos de acumulação de minerais, deutéricos, metassomáticos ou
metamórficos. Neste contexto, discussões envolvendo a origem magmática ou metamórfica
de charnockitos e granulitos tornam-se irrelevantes para fins de classificação petrográfica.
Ainda de acordo com o esquema de classificação do IUGS, o prefixo meta deve ser usado
2
para indicar que uma rocha magmática foi metamorfisada, desde que as texturas do protólito
estejam preservadas.
4.
Preparação das amostras coletadas para geoquímica: esse processo teve início em
um equipamento de alumínio cerâmico chamado shatterbox que triturou as amostras até
que elas virassem pó. Em seguida, esse pó foi pesado e, depois, misturado com tetraborato
de lítio em uma razão de 1:2. A mistura foi colocada em cadinhos de grafita (Figura 1.2) e
fundida a 1000˚C para a formação de discos de vidro (Figura 1.3). Esse processo foi
repetido com a finalidade de garantir uma fusão completa dos minerais mais resistentes e
homogeneizar ainda mais a amostra. Os discos de vidro foram polidos e, finalmente,
levados para o Pomona College, Califórnia, EUA, para a análise de elementos por
fluorescência de raios X (Figura 1.4).
Figura 1.2: Cadinhos de grafite utilizados no processo de fusão das amostras.
3
Figura 1.3: Discos de vidro obtidos a partir da fusão da mistura de tetraborato de lítio e do
pó das amostras.
Figura 1.4: Suportes de discos de vidro do espectrômetro de fluorescência de raios X
utilizados na análise geoquímica das amostras deste trabalho.
4
5.
Trabalhos de gabinete: os dados de campo, petrográficos e geoquímicos foram
integrados para análise. A análise dos dados geoquímicos foi feita utilizando-se os softwares
IgPet e Excel, gerando uma variedade de diagramas usada para as discussões e
conclusões da pesquisa. Finalmente, todos os dados, resultados e conclusões foram
reunidos na presente monografia.
1.5 Localização da área de estudo e vias de acesso
A área de estudo, Cucamonga, está localizada no Sudeste de San Gabriel
Mountains, que, por sua vez, está na parte Sul da Califórnia e é composta por rochas de
idades Mesozoica e Proterozoica e por quatro terrenos metamórficos: Cucamonga, San
Antonio, Baldy e San Gabriel (Ehlig 1981; Dibblee 1982; May, 1986, 1989).
O trajeto mais rápido até a área de estudo é feito pela rodovia I-210E que liga
Northridge a North Etiwanda Preserve, onde existe uma grande área plana para
estacionamento de carros. Esse trajeto leva, aproximadamente, 1 hora e 20 minutos (rota 1
na Figura 1.5), perfazendo um total de 111 km. Outras duas possibilidades de vias de
acesso são a rodovia I-5S, (1 hora e 30 minutos; rota 2 na Figura 1.5) ou a rodovia US101S (1 hora e 40 minutos; rota 3 na Figura 1.5) até a região de Etiwanda.
O trajeto até o local do trabalho de campo só pode ser feito a pé e demora cerca de
30 minutos.
Figura 1.5: Mapa de acesso à área de Etiwanda a partir do campus da California State
University Northridge, EUA. Fonte: Google Maps.
5
CAPÍTULO 2 – REVISÃO TEMÁTICA
2.1. Geologia da região de Cucamonga, San Gabriel Mountains
A evolução das Montanhas Rochosas, no oeste dos Estados Unidos, envolveu um
crescimento substancial da crosta, no Mesozoico, por magmatismo de arco durante um
processo de subducção para leste, sob a margem anteriormente passiva, do cráton norte
americano (Barth & May, 1992). Essa história evolutiva também resultou na acresção de
uma assembleia de embasamentos e terrenos sedimentares cujas relações geológicas
ainda estão sendo investigadas (May & Walker, 1989).
O magmatismo criado por este tipo de cenário está relacionado à fusão parcial da
crosta oceânica basáltica subductada, do peridotito da cunha do manto acima da placa sob
subducção e da crosta continental (Wyllie, 1981).
Granulitos de alta pressão, de idade Cretácea, relacionados a este magmatismo de
arco, foram reconhecidos em três áreas da Califórnia: Santa Lucia Granulites, Sierran
Granulites e Cucamonga Granulites (Figura 2.1).
Figura 2.1: Distribuição dos granulitos em terrenos localizados na parte central e sul do
estado da Califórnia (Barth & May, 1992).
6
O Complexo San Gabriel Mountains é tectonicamente delimitado a norte, nordeste e
noroeste pelas falhas de San Andreas e San Francisquito; no sul e sudoeste pela zona de
falha de San Gabriel (Crowell, 1962). Esse complexo é composto por quatro terrenos
metamórficos: Cucamonga, San Gabriel, San Antonio, e Baldy (Figura 2.2).
Figura 2.2: Mapa da região sudeste do complexo de San Gabriel Mountains mostrando
falhas de idade Cenozoica e seus quatro terrenos metamórficos: Cucamonga (CU), San
Gabriel (SG), San Antonio (SA) e Baldy (BA). MFC é Middle Fork Complex. (May & Walker,
1989).
No Cretáceo Superior, os terrenos Cucamonga, San Antonio e San Gabriel foram
justapostos ao longo de zonas de cisalhamento dúcteis, representadas por cinturões
miloníticos, e simultaneamente intrudidos por plútons graníticos. Posteriormente, as rochas
desses terrenos foram superpostas ao xisto Pelona do terreno Baldy (Ehlig, 1981).
O terreno Cucamonga, na região sudeste de San Gabriel Mountains, é formado por
rochas granulíticas e tem vinte quilômetros de comprimento e cerca de dois quilômetros de
largura (Barth & May, 1992). Amostras de diques de pegmatito metamorfisado e de
intrusivas máficas de granulito foram datadas entre 108 Ma e 88 Ma (U-Pb),
respectivamente, indicando que o metamorfismo persistiu do meio para o início do Cretáceo
Superior (May & Walker, 1989). Os granulitos foram localmente milonitizados e
retrogradados durante a justaposição com o terreno San Antonio.
O metamorfismo regional resultou em assembleias minerais indicativas da subfácies
hornblenda granulito em granulitos máficos e félsicos, e assembleias com sillimanita
inseridas em gnaisses aluminosos. Estudos termobarométricos indicaram que o pico do
metamorfismo ocorreu em condições mínimas de cerca de 750°C e 8 kbar (Barth & May
1987).
7
As principais estruturas do sudeste de San Gabriel Mountains são falhas de empurrão
(E-W), a sul, e zonas de cisalhamento miloníticas (NE-SW), a norte. Há um predomínio de
rochas gnáissicas, a sul, quartzo dioritos na parte central e granodioritos associados a
intrusões graníticas e a rochas metassedimentares, a norte (Figura 2.3).
Figura 2.3: Mapa geológico do sudeste de San Gabriel Mountains. A parte azul inserida no
quadrado representa a área estudada (Smith Ridge) no terreno Cucamonga. Fonte: USGS
website.
As rochas gnáissicas são Pré-Cambrianas ou mais jovens e são representadas por
milonito (my), charnockito (gnch), hornblenda gnaisse (gnh), gnaisse cataclástico (cgn) e
mármores (ml).
As rochas gnáissicas miloníticas (my) variam de cinza escuro a cinza amarronzado
com grãos brancos de feldspato.
Os charnockitos (gnch) são ortognaisses cinzas de granulometria média. São
compostos, essencialmente, por hiperstênio, biotita, plagioclásio, quartzo e granada, com
idade de 88 ± 1 Ma (Walker & May, 1986; Morton & Matti, 1987).
8
O hornblenda gnaisse (gnh) é cinza, contém, localmente, sillimanita, granada e
diopsídio e é cataclástico. Possui finas camadas mais escuras com hornblenda e lâminas
ricas em biotita alternadas com lâminas ricas de quartzo e feldspato variando de branco a
cinza claro (Morton & Matti, 1987).
O gnaisse cataclástico (cgn) é cinza, com lâminas ricas em quartzo e feldspato,
variando de branco a cinza claro, alternadas com lâminas escuras de biotita, muitas com
grãos de feldspato na matriz milonítica.
Por fim, o mármore (ml) é representado por lentes brancas em hornblenda gnaisse.
As rochas metassedimentares, de idade Paleozoica, são representadas por mármore,
calcítico ou dolomítico (ml), quartzito (mq) e mica xisto ou gnaisse (msg).
O mármore (ml) é cinza azulado, bandado, com granulometria variando de fina a
média.
O quartzito (mq), por sua vez, é cinza claro a escuro, com granulometria fina, muito
fraturado, quebradiço e localmente arcoseano com grãos de feldspato.
O mica xisto ou gnaisse (msg) é cinza escuro, com granulometria fina e foliado. É
composto por biotita, quartzo e feldspato e inclui camadas com silimanita, granada e
diopsídio (Morton & Matti, 1987).
A unidade quartzo diorito, de idade Cretácea, é subdividida em diorito porfirítico (dp),
quartzo diorito porfirítico e cataclástico (qdc) e quartzo diorito ou tonalito (qd).
O diorito porfirítico (dp) é composto por plagioclásio sódico branco e possui pequenos
fenocristais pretos de hornblenda orientados paralelamente à estrutura bandada da rocha.
O quartzo diorito porfirítico e cataclástico (qdc) é similar ao diorito porfirítico (dp). É
milonítico com porfiroblastos disseminados de hornblenda e plagioclásio. Localmente,
possui finas camadas de gnaisse milonítico (my).
O
quartzo
diorito
ou
tonalito
(qd)
é
composto
por
plagioclásio
sódico,
biotita/hornblenda, k-feldspato e quartzo, em ordem decrescente em volume.
As rochas graníticas ou granitoides (gr), também de idade Cretácea, têm composição
variando de quartzo monzonito a granodiorito (Morton, 1975; Morton & Matti, 1987, 2001).
Elas são brancas a cinzas claras e têm granulometria de fina a média. São compostas por
plagioclásio sódico, k-feldspato, quartzo e menores quantidades de biotita. Aparecem como
intrusões no quartzo diorito e nas rochas metassedimentares.
9
O granodiorito (gdi) (Morton, 1975, Morton & Matti, 1987) é cinza claro, tem
granulometria média e é composto por plagioclásio sódico, k-feldspato, quartzo e biotita.
Esse tipo de rocha é exposto somente na parte noroeste do mapa geológico. Sua idade
varia entre 14 Ma a 19 Ma (Morton & Matti, 2001).
O perfil A-A’ (Figura 2.4) S-N, indicado no mapa da Figura 2.3, mostra que todas as
camadas têm mergulho alto para nordeste. Além disso, é observada uma alternância entre
rochas metassedimentares e quartzo diorito, na parte norte do perfil. A área de estudo
(Smith Ridge), por sua vez, é caracterizada pela intercalação de quartzo diorito, do
Cretáceo, e rochas gnáissicas do Pré-Cambriano.
Figura 2.4: Perfil A-A’ (S-N) do mapa geológico de parte da região de San Gabriel
Mountains. A área de estudo Smith Ridge, do terreno Cucamonga, está em destaque. Fonte:
USGS website. Legendas como na Figura 2.3.
2.2
Revisão sumária da petrogênese dos charnockitos
O registro mais antigo relacionado ao charnockito é de um comunicado, feito em 1892
por Thomas Oldham do Serviço Geológico da Índia, da ocorrência de granito com
hiperstênio localizado em Madras, sul da Índia. Em 1893, o Dr. T. H. Holland, o então Chefe
do Serviço Geológico da Índia, informou que os granitos encontrados em Madras (Chennai)
estavam associados a grandes massas de norito. Também foi observado que o mesmo tipo
de rocha, tirado do bairro de St Thomas Monte, foi usado para a lápide de Job Charnock.
Logo após essa descoberta, em 1893, Holand começou a ler um artigo na Asiatic Society of
Bengal, chamado "A petrologia da rocha da tumba de Job Charnock" e sugeriu que essa
rocha fosse nomeada “charnockito” em homenagem ao falecido, 200 anos após a morte
dele.
Charnockito é um termo geral que pode ser utilizado para descrever rochas ígneas ou
ortognaisses graníticos com ortopiroxênio (Frost & Frost, 2008). É aplicado a rochas ígneas
compostas principalmente por quartzo, ortoclásio, plagioclásio, pertita ou antipertita,
10
ortopiroxênio (geralmente hiperstênio), clinopiroxênio, biotita, olivina, granada, anfibólio e
minerais opacos. Geralmente, charnockitos estão associados aos noritos e anortositos e
estão, intimamente, ligados a terrenos Pré-Cambrianos. Embora muitos charnockitos
apresentem evidências de metamorfismo, deformação e recristalização, o termo é utilizado
na classificação de rochas ígneas (LeMaitre, 2002).
Os charnockitos incluem rochas ígneas de muitos tipos diferentes, sendo algumas
félsicas e ricas em quartzo e microclina, outras máficas e com muito piroxênio e olivina,
enquanto há outras intermediárias, correspondendo aos noritos, quartzonoritos e dioritos.
Uma característica especial, recorrente em muitos membros do grupo, é a presença de um
forte pleocroísmo avermelhado ou verde do hiperstênio.
A classificação dos charnockitos é baseada no diagrama QAP (Figura 2.5).
Figura 2.5: Diagrama QAP mostrando os nomes das rochas ígneas dentro da série
charnockítica, com base na tabela 2.10 e figura 2.5 de LeMaitre (2002).
Os charnockitos podem ser nomeados de duas formas, como mostra a Tabela 2.1. A
primeira, e mais usada atualmente, é feita adicionando a palavra ortopiroxênio ou
hiperstênio à nomenclatura ígnea normal, como, por exemplo, ortopiroxênio-granito. O
11
segundo modo de classificação está relacionado a nomes específicos, como norito,
mangerito, enderbito, jotunito, farsundito, opdalito e charnockito, que são os equivalentes de
gabro,
monzonito,
tonalito,
monzodiorito,
monzogranito,
granodiorito
e
granito,
respectivamente.
Tabela 2.1: Nomenclatura dos charnockitos (LeMaitre, 2002).
Os charnockitos, em geral, se apresentam, no campo, com texturas porfiríticas com
fenocristais de biotita ou de outro mineral máfico comum. A estrutura mais comum é a
foliação. Possuem granulometria média e a cor varia, sendo as capas de alteração
normalmente brancas, avermelhadas ou alaranjadas.
A geoquímica dos charnockitos é semelhante a dos granitoides (Frost et al., 2001).
Ela está ligada a três parâmetros. O primeiro está relacionado com os teores de FeO ou
FeOt (isto é, ferro total sob a forma de ferro ferroso; em %peso) e se refere à diferenciação
do magma granítico. O segundo parâmetro refere-se ao modified alkali-lime index (MALI; em
proporção molecular) e está relacionado com as fontes do magma. O último parâmetro é o
índice de saturação em alumínio (ASI; em proporção molecular), que diz respeito às
condições de fusão e às fontes do magma (Shand, 1943).
O primeiro parâmetro é determinado pela relação FeO/(FeO + MgO) da rocha ou
t
FeO /(FeOt + MgO), quando não se distingue ferro ferroso de ferro férrico. Essas relações
são a base para a definição das séries toleítica e calcialcalina (Nockolds & Allen, 1956) ou
ferrosa e magnesiana.
O MALI é representado pela expressão Na2O + K2O - CaO (Peacock,1931). MALI
aumenta com o aumento de SiO2 e define quatro séries: MALI > 61 (cálcica); MALI entre 5661 (calcialcalina); MALI entre 51-56 (alcalicálcica) e MALI < 51 (alcalina).
12
O ASI controla a abundância de alguns minerais, tais como micas e minerais
acessórios nas amostras de rocha. Ele é definido pela razão molecular de Al/(Ca – 1,67P +
Na + K). De acordo com esta razão, têm-se duas classificações diferentes: se ASI for menor
que 1,0 e Na + K inferior a Al, a rocha será metaluminosa e irá incluir fases cálcicas, como
hornblenda, por exemplo; se ASI for menor que 1,0 e Na + K maior que Al, a rocha será
peralcalina. Rochas peralcalinas contêm anfibólio e piroxênios sódicos.
Embora haja uma ampla distribuição de charnockitos no hemisfério sul eles ocorrem
também na Noruega, França, Suécia, Alemanha, Escócia e América do Norte. Nesses
países, os charnockitos foram principalmente descritos como piroxênio granulitos, piroxênio
gnaisses e anortositos. Eles são geralmente de idade Proterozoica (final do Pré-Cambriano).
Na Índia, eles formam o Nilgiri Hills, o Shevaroys, o Biligirirangan Hills e parte do Ghats
Ocidental, estendendo-se em direção ao sul, até ao Cabo Comorim, e reaparecendo no
Ceilão.
As idades de vinte plútons de charnockitos de diferentes lugares ao redor do mundo
variam do Arqueano ao Cretáceo (Frost & Frost, 2008). Algumas dessas ocorrências são
mostradas na Tabela 2.2.
A origem dos charnockitos é uma questão muito polêmica que vem sendo discutida,
mais sistematicamente, nos últimos trinta anos. Basicamente, há duas origens possíveis:
ígnea e metamórfica. A origem ígnea implica que magmas charnockíticos podem ser
formados a partir da crosta ou do manto (Newton, 1992) e sua cristalização ocorre sob
pressão de água muito baixa, à semelhança do metamorfismo na fácies granulito. A crosta é
mais provável, como fonte, do que o manto, porque o manto não tem composição adequada
para produzir líquidos félsicos. Em geral, o material fundido originado da crosta tem
composição félsica, que é aquela mais comumente encontrada nos charnockitos. A origem
metamórfica, por sua vez, está relacionada aos charnockitos que têm texturas metamórficas
(Cooray, 1969; de Waard, 1969). As condições de metamorfismo, nesses casos, estão em
torno de 700-950°C e 5-11 kbar (Bohlen, 1991), com PH2O ~ 0, isto é, típicas de fácies
granulito. Por isso, alguns autores afirmam que quando o charnockito é metamórfico, ele
deve ser chamado de granulito. Um granulito, na verdade, é uma rocha metamórfica que
precisa, necessariamente, ter hiperstênio, o que evidencia o metamorfismo sob pressões
secas. A confusão com charnockitos está no fato do hiperstênio também ser um mineral
essencial neles e, muitas vezes, as características metamórficas não estão presentes. Logo,
somente a presença de hiperstênio não é suficiente para distinguir um granulito de um
charnockito. A interpretação textural é essencial. Se a rocha com hiperstênio tiver texturas
metamórficas (cristaloblástica), com evidências de reações envolvendo hiperstênio
(formação deste a partir da devolatização de micas e anfibólios, por exemplo), trata-se de
um granulito. Caso contrário, tem-se um charnockito.
13
Tabela 2.2: Variação das idades de diferentes ocorrências de charnockitos no mundo (Frost
&Frost, 2008).
Ocorrência
Localização
Idade (Ma)
Fiordland
Ilha Sul, Nova Zelândia
Cretáceo Inferior
Ironside
Klamath Mountains, Califórnia, EUA
170
Ballachuljsh
Oeste das Highlands escocesas
412
Thor Range
Terra da Rainha Maud, Antártica
500
Província Mantiqueira
Sudeste do Brasil
625
Bunger Hills
Leste da Antártica
Proterozoico
Marwson
Marwson Coast, Antártica
Meso-Neo Proterozoico
Bjerkreim
Sul da Noruega
930
Hidderskog
Sudoeste da Noruega
1160
Varberg
Suécia
1400
Laramie
Laramic Range, Wyoming, EUA
1435
Sherman
Laramic Range, Wyoming, EUA
1435
Lofoten
Ilhas Lofoten, Norte da Noruega
1950
Kabbaldurga
Mysore, Sul da Índia
Final do Arqueano
Madras
Área de Madras, Sul da Índia
2500
Louis Lake
Wind River Range, Wyoming, EUA
2630
Desliens
Quebec do Norte, Canadá
2723
Utsalik
Quebec do Norte, Canadá
2725
Minto
Quebec do Norte, Canadá
2725, 2688
As composições de voláteis, mineral e a geotermobarometria são usadas para
restringir as condições de gênese do charnockito. O ortopiroxênio é um mineral importante
na assembleia do charnockito sendo, assim, usado para descobrir as condições de
formação da rocha. Se o material fundido tem uma baixa abundância de água, a
cristalização do ortopiroxênio será favorecida; mas se o material fundido tem uma elevada
quantidade de água, a cristalização de biotita ou anfibólio será favorecida. Portanto,
charnockitos devem ser produtos de processos magmáticos relativamente secos. Essa
14
afirmação é apoiada pelas assembleias minerais nessas rochas, caracteristicamente
destituídas de fases hidratadas. Em outras palavras, a baixa quantidade de fases hidratadas
está relacionada com uma baixa quantidade de água tanto nos processos de fusão parcial
quanto nos processos de evolução magmática dos charnockitos.
Alguns pesquisadores resumiram os ambientes de formação dos charnockitos,
reconhecendo aqueles relacionados com riftes (magmatismo ferroso) e com cordilheiras,
bem como ao magmatismo Caledoniano e de fusão crustal profunda. Cada ambiente
constitui plútons charnockíticos com características específicas. Os plútons charnockíticos
do primeiro ambiente são ferrosos, metaluminosos e variam de alcalicálcicos a alcalinos. O
segundo está relacionado ao magmatismo de cordilheira e suas características são
magnesiana, cálcica a calcioalcalina e metaluminosa. O terceiro ambiente corresponde ao
magmatismo Caledoniano e os plútons são magnesianos e variam de alcalicálcicos a
alcalinos. Por último, o ambiente relacionado à fusão crustal profunda tem como
características valores intermediários de FeO/(FeO + MgO), variando de fracamente a
moderadamente peraluminoso (Frost & Frost, 2008).
15
CAPÍTULO 3 – APRESENTAÇÃO DOS DADOS
3.1
Campo
O trabalho de campo foi realizado na região de Cucamonga, San Gabriel Mountains,
Califórnia, EUA, sob a orientação do professor Dr. Joshua J. Schwartz. A área de estudo é
marcada pela presença, principalmente, de charnockitos e gnaisses (Figura 2.3).
O trabalho de campo envolveu a realização de um perfil SE-NW que teve início a
poucos metros acima do chamado Day Canyon, a SE, e rumou para Smith Ridge, a NW
(Figura 3.1).
Figura 3.1: Localização dos principais pontos visitados durante o trabalho de campo na área
de Cucamonga, San Gabriel Mountains, Califórnia, EUA. Os pontos não locados na imagem
estão próximos demais uns dos outros para serem representados. Fonte: Google Earth.
Foram descritos quinze pontos codificados segundo os seguintes critérios: 13
(referente ao ano de 2013 quando o campo foi realizado), SGM (San Gabriel Mountains) e
por último o número do afloramento começando pelo número 31.
Uma visão geral da região onde o trabalho de campo foi realizado é mostrada na
Figura 3.2.
16
Figura 3.2: Visão geral da área de estudo. Ao fundo, o relevo de Smith Ridge.
Nos pontos 13SGM31A e 13SGM31B foram observados blocos rolados de granada
piroxenitos. Esse ponto está associado a uma unidade litoestratigráfica bastante
heterogênea, ocorrendo, também, quartzo feldspato gnaisses. Além disso, foram
observados blocos de cumulados de plagioclásio e piroxênio.
O ponto 13SGM31A é composto por rocha alterada de cor amarronzada. A rocha
inalterada, por sua vez, é preta azulada. A granulometria da rocha é média, com plagioclásio
e granada, principalmente, inseridos numa matriz fina com cristais maiores de
clinopiroxênio. Bandas félsicas centimétricas paralelas à foliação estão presentes nos
blocos.
O ponto 13SGM31B é muito parecido com o anterior. A rocha tem granulometria fina,
sendo constituída de granada, plagioclásio e clinopiroxênio. Entretanto, não foram
observadas bandas félsicas.
O ponto 13SGM32 é composto por blocos rolados de rochas de granulometria média
com granada, plagioclásio, biotita e quartzo, essencialmente. Foi possível observar uma
foliação bem fraca e a rocha foi classificada como granada diorito (Figura 3.3).
17
Figura 3.3: Bloco de granada diorito encontrado no ponto 13SGM32.
O ponto 13SGM33 é composto por granodiorito milonítico de granulometria média
(Figura 3.4).
Figura 3.4: Amostra de granodiorito milonítico encontrada no ponto 13SGM33.
18
A rocha tem foliação (S80ºE/60ºSW) e lineação mineral (S60ºW/25º). Ela é branca
alaranjada devido à alteração. É composta por plagioclásio e quartzo, principalmente.
Porfiroclastos de plagioclásio de tamanho centimétrico são vistos envolvidos por uma matriz
mais fina.
Alguns quilômetros a NW, partir do terceiro ponto, foram encontrados os primeiros
blocos de charnockito. Eles aparecem associados a um diorito fino com contatos que
indicam a assimilação do charnockito, o que poderia caracterizar a natureza intrusiva do
diorito (Figuras 3.5). Os minerais principais que constituem os charnockitos são quartzo,
plagioclásio e ortopiroxênio. Além disso, apresentam foliação e lineação de estiramento
dada pelo ortopiroxênio. O diorito, por sua vez, é constituído, principalmente, por
clinopiroxênio e plagioclásio, com foliação incipiente.
Figura 3.5: Possível relação de intrusão entre o diorito fino e o charnockito denotada pela
assimilação incipiente deste último (seta). Notar a lineação de estiramento de ortopiroxênios
no charnockito.
O ponto 13SGM34 é caracterizado por blocos de granada granulito (Figura 3.6). Vale
notar a presença de granadas variando de 1 a 2 centímetros, bem como bandas félsicas
centimétricas (Figura 3.7).
19
Figura 3.6: Detalhe dos porfiroblastos centimétricos do granada granulito.
Figura 3.7: Granada granulito com bandas félsicas em bloco no ponto 13SGM34.
20
O ponto 13SGM35 é constituído por diorito. A rocha é preta e tem granulometria fina,
sendo constituída de piroxênio e plagioclásio, principalmente (Figura 3.8).
Figura 3.8: Bloco de diorito encontrado no ponto 13SGM35.
O ponto 13SGM36 foi dividido em A e B. O 13SGM36A é caracterizado por um
charnockito mais escuro e com menos quartzo, enquanto que no 13SGM36B esta rocha tem
granulometria mais fina e mais quartzo. Nos dois pontos, as rochas estão bastante alteradas
(Figura 3.9).
Figura 3.9: Charnockitos do ponto 13SGM36A (esquerda) e 13SGM36B (direita).
21
Charnockito também é a rocha que ocorre no ponto 13SGM37. Sua granulometria
varia de média a grossa e é formado por plagioclásio, quartzo, ortopiroxênio e
clinopiroxênio, principalmente. A rocha tem uma lineação medida (N88ºW/04º). Além disso,
uma possível relação de contato intrusivo foi observada entre o charnockito e diorito (Figura
3.10).
Figura 3.10: Possível contato intrusivo de diorito (escuro) no charnockito (claro) em bloco
encontrado no ponto 13SGM37.
Charnockitos alterados de cor cinza amarelada, com lineação, são observados no
ponto 13SGM38 (Figura 3.11). Sua granulometria varia de média a grossa, sendo
compostos por plagioclásio, quartzo e ortopiroxênio.
Figura 3.11: Blocos de charnockito encontrados no ponto 13SGM38.
22
Um biotita charnockito ocorre no ponto 13SGM39. A rocha está alterada, tem
granulometria variando de fina a média e cor cinza alaranjada (Figura 3.12).
Figura 3.12: Amostra de biotita charnockito coletada no ponto 13SGM39.
Rocha semelhante é encontrada no ponto 13SGM40, muito embora com menor (ou
nenhum) volume de biotita, mas constituída por piroxênio, plagioclásio e quartzo,
basicamente (Figura 3.13).
Figura 3.13: Amostra de mão de charnockito do ponto 13SGM40.
23
Vale ressaltar a ocorrência, na área de estudo, de granadas decimétricas envolvidas
por matriz máfica de rocha bandada (granada gnaisse), de aspecto brechado, como
observado nos pontos 13SGM41 e 13SGM42 (Figura 3.14).
Figura 3.14: Amostra de bloco de gnaisse máfico, com granadas decimétricas, coletada no
ponto 13SGM41. Outros blocos desta rocha foram mapeados no ponto 13SGM42. Notar o
aspecto brechado da rocha.
Rocha muito semelhante ao granodiorito milonítico, encontrado no ponto 13SGM33,
aparece no 13SGM43. Sua cor é branca alaranjada, a granulometria varia de fina a média e
a composição mineral essencial é plagioclásio e quartzo (Figura 3.15). É possível que os
pontos 13SGM33 e 13SGM43 estejam localizados sobre as zonas miloníticas regionais NESW características da área de estudo (Capítulo 2).
Figura 3.15: Amostra de granodiorito milonítico coletada no ponto 13SGM43.
24
A Tabela 3.1 lista os litotipos encontrados no trabalho de campo.
Tabela 3.1: Litotipos encontrados no trabalho de campo. As amostras de aspecto brechado
encontradas nos pontos 13SGM41 e 42 não foram listadas. Os litotipos não selecionados
para estudos litogeoquímicos aparecem em itálico.
Litotipos
Granada piroxenitos (bandados ou não) finos a médios e
quartzo feldspato gnaisses
Granada diorito médio pouco foliado
Granodiorito milonítico
Charnockito médio a grosso
Diorito fino pouco foliado
Granada granulito porfiroblástico pouco bandado
3.2
Pontos (13SGM)
31A, 31B
32
33, 43
NW de 33, 36A, 36B, 37,
38, 39, 40
NW de 33, 35
34
Petrografia
Treze amostras foram selecionadas para a laminação com base nos litotipos
classificados no campo, correspondendo às amostras cujos pontos estão mostrados na
Tabela 3.1.
As lâminas 13SGM31A e 31B correspondem ao litotipo classificado no campo como
granada
piroxenito.
Estas
amostras
não
foram
selecionadas
para
as
análises
litogeoquímicas.
A composição mineral essencial da rocha da lâmina 13SGM31A é (em ordem
decrescente de percentagem de volume) granada, hornblenda, actinolita, augita, hiperstênio,
quartzo e feldspato. A textura da rocha é poiquiloblástica com inclusões de piroxênio em
granada, com matriz granonematoblástica constituída, predominantemente, por hornblenda
e plagioclásio, estes últimos mostrando junções tríplices típicas da recristalização. A rocha
apresenta um bandamento (Sn) centimétrico formado por camadas com plagioclásio >
granada > hornblenda, de granulometria média, em alternância com camadas de granada >
piroxênio > hornblenda, de granulometria fina. A rocha tem uma lineação de estiramento
(Ln), contida no bandamento (Sn), denotada por grãos alongados de hornblenda e
plagioclásio. A paragênese metamórfica predominante é hornblenda e plagioclásio, o que
caracteriza a fácies anfibolito. A presença de granada indica condições intermediárias de
pressão. Há evidências de retrometamorfismo para fácies xisto verde, com transformação
de hornblenda em actinolita, bem como de granada para clorita. A rocha foi classificada
como granada-hornblenda-plagioclásio gnaisse.
A composição mineral essencial da rocha da lâmina 13SGM31B é semelhante àquela
da rocha da lâmina 13SGM31A, bem como a textura. A estrutura daquela difere da última,
no entanto, pela ausência de bandamento. Os grãos de piroxênio são reliquiares e quase
25
totalmente restritos às inclusões nos poiquiloblastos de granada. A paragênese hornblenda
e plagioclásio e os poiquiloblastos de granada caracterizam a fácies anfibolito de pressão
média, muito embora também haja evidências para processos retrometamórficos, como
formação de clorita a partir de granada, por exemplo. A rocha foi classificada como granada
anfibolito.
O granada diorito médio pouco foliado do ponto 13SGM32 tem composição mineral
essencial (em ordem decrescente de percentagem de volume) representada por
plagioclásio, quartzo, biotita e piroxênio. A textura da rocha é poiquiloblástica com inclusões
de plagioclásio, minerais opacos, piroxênio e, mais raramente, biotita, em granada, com
matriz granoblástica constituída, predominantemente, por quartzo e plagioclásio, estes
últimos mostrando junções tríplices típicas da recristalização. A rocha é destituída de
anfibólio. Não há foliação ou lineação na rocha, muito embora os grãos tenham muita
extinção ondulante e as lamelas de geminação de plagioclásio estejam deformadas ou mal
formadas. Evidências de retrometamorfismo ocorrem muito localmente, com formação de
clorita a partir da granada. A rocha foi classificada como granada metadiorito.
O granodiorito milonítico, dos pontos 13SGM33 e 43, é constituído, essencialmente,
por quartzo, feldspatos e biotita. A textura mostra grande cominuição dos grãos e
porfiroclastos de plagioclásio, típica de milonitos (lato sensu) (Figura 3.16). A biotita se
orienta em camadas finas, conferindo à rocha uma foliação incipiente. Esta foliação contorna
alguns porfiroclastos de plagioclásio (Figura 3.17). A rocha pode ser classificada como
milonito quartzo-feldspático, tendo, muito possivelmente, granodioritos como protólitos.
0,5 mm
Figura 3.16: Fotomicrografia da textura milonítica com porfiroclastos de plagioclásio.
Amostra 13SGM33. Nicóis cruzados.
26
0,25 mm
Figura 3.17: Fotomicrografia da foliação, dada pela biotita, contornando porfiroclasto de
plagioclásio. Amostra 13SGM43. Nicóis paralelos.
O granada granulito porfiroblástico pouco bandado, do ponto 13SGM34, tem
composição mineral essencial representada por plagioclásio, quartzo, granada, hornblenda
e piroxênio. A textura da rocha é poiquiloblástica com inclusões anédricas de clinopiroxênio
em granada centimétrica (1 a 2 cm). Os porfiroclastos são de piroxênio e plagioclásio, sendo
que os últimos mostram recristalização avançada (textura poligonizada). A rocha é
destituída de foliação e lineação. A paragênese predominante é hornblenda e plagioclásio,
caracterizando a fácies anfibolito. A presença de granada indica condições intermediárias de
pressão. Foi observada a transformação de granada em actinolita, o que evidencia
ocorrência de um processo de retrometamorfismo passando da fácies granulito para xisto
verde. A rocha foi classificada como granada anfibolito.
O diorito fino pouco foliado do ponto 13SGM35 é constituído, principalmente, por
plagioclásio, quartzo e hornblenda. A textura da rocha é equigranular fina (0,3 mm) e não há
recristalização, foliação ou lineação na rocha. Os grãos de plagioclásio têm lamelas de
geminação deformadas (Figura 3.18) e inclusões de apatita (Figura 3.19) A rocha foi
classificada como metadiorito.
27
0,3 mm
Figura 3.18: Fotomicrografia das lamelas dobradas do plagioclásio. Amostra 13SGM35.
Nicóis cruzados.
0,3 mm
Figura 3.19: Fotomicrografia de inclusões de apatita em plagioclásio. Amostra 13SGM35.
Nicóis paralelos.
As lâminas 13SGM36A, 36B, 37, 38, 39 e 40 correspondem ao litotipo classificado no
campo como charnockito médio a grosso. A composição mineral essencial dessas lâminas é
plagioclásio, quartzo, hornblenda e piroxênio, sendo algumas também constituídas por
biotita. Todas as rochas foram classificadas como metacharnockitos.
28
A textura da rocha da lâmina 13SGM36A é poiquiloblástica com inclusões de apatita
em plagioclásio (Figura 3.20). Não há foliação ou lineação na rocha. Entretanto, os grãos
têm forte extinção ondulante e as lamelas de geminação de plagioclásio estão mal
formadas. Além disso, há plagioclásio não geminado saussuritizado (Figura 3.21) e
alcalifeldspato com geminação tartan mal formada (Figura 3.22). As bordas dos grãos de
hiperstênio apresentam actinolita (Figura 3.23), podendo ser observada, também, a
formação de hornblenda e actinolita a partir de ortopiroxênio, caracterizando um processo
que envolve percolação de fluidos e, talvez, relacionada ao retrometamorfismo dos gnaisses
e anfibolitos descritos anteriormente.
0,2 mm
Figura 3.20: Fotomicrografia das apatitas inclusas no plagioclásio. Amostra 13SGM36A.
Nicóis paralelos.
29
1,0 mm
Figura 3.21: Fotomicrografia do plagioclásio não geminado saussuritizado. Amostra
13SGM36A. Nicóis cruzados.
1,0 mm
Figura 3.22: Fotomicrografia do alcalifeldspato com tartan mal formada. Amostra
13SGM36A. Nicóis cruzados.
30
0,4 mm
Figura 3.23: Fotomicrografia do hiperstênio com actinolita em sua borda. Amostra
13SGM36A. Nicóis paralelos.
A lâmina 13SGM36B é muito semelhante a anterior, mas foi observada lineação de
estiramento dada pelo ortopiroxênio (Figura 3.24), estando os minerais félsicos também
mais deformados. Essa deformação é vista a partir do crescimento de novos grãos nos
contatos dos plagioclásios (Figura 3.25) e das lamelas de geminação deformadas (Figura
3.26).
0,25 mm
Figura 3.24: Fotomicrografia da lineação de estiramento dada pelo ortopiroxênio. Amostra
13SGM36B. Nicóis paralelos.
31
0,2 mm
Figura 3.25: Fotomicrografia dos novos grãos nos contatos dos plagioclásios. Amostra
13SGM36B. Nicóis cruzados.
0,2 mm
Figura 3.26: Fotomicrografia das lamelas de geminação dobradas no plagioclásio. Amostra
13SGM36B. Nicóis cruzados.
A lâmina 13SGM37 também tem aspecto muito parecido com as duas anteriores. A
diferença é que aqui foi vista a passagem de hiperstênio para hornblenda (Figura 3.27) sem
a presença de actinolita. Além disso, há uma maior recristalização dos minerais félsicos
nessa rocha e ela está mais deformada. Essa deformação está relacionada às junções
32
tríplices observadas no quartzo e pelas lamelas de geminação mal formadas dos
plagioclásios (Figura 3.28). Também há lineação de estiramento dada pelo ortopiroxênio
(Figura 3.29), como na lâmina 36B.
0,75mm
mm
Figura 3.27: Fotomicrografia da passagem do hiperstênio para hornblenda. Amostra
13SGM37. Nicóis paralelos.
0,5 mm
mm
Figura 3.28: Fotomicrografia das lamelas de geminação mal formadas dos plagioclásios e
das junções tríplices no quartzo. Amostra 13SGM37. Nicóis cruzados.
33
0,3mm
mm
Figura 3.29: Fotomicrografia da lineação de estiramento dada pela orientação preferencial
dos grãos de ortopiroxênio. Amostra 13SGM37. Nicóis cruzados.
A lâmina 13SGM38 continua seguindo as mesmas características das lâminas
anteriores. Foi observada lineação de estiramento dada pelo ortopiroxênio e feldspato
(Figura 3.30). Além disso, a passagem de ortopiroxênio para hornblenda e biotita (Figura
3.31) também foram vistas aqui, evidenciando retrometamorfismo.
0,5 mm
mm
Figura 3.30: Fotomicrografia da lineação de estiramento dos grãos de feldspato com
extinção ondulante (setas). Amostra 13SGM38. Nicóis cruzados.
34
opx
0,15 mm
mm
Figura 3.31: Fotomicrografia da passagem de ortopiroxênio (opx) para hornblenda e biotita
(setas). Amostra 13SGM38. Nicóis paralelos.
A lâmina 13SGM39 tem hiperstênio poiquilítico com inclusões de apatita e minerais
opacos (Figura 3.32). Basicamente, essa é a única diferença em relação às outras lâminas
de charnockito.
0,5 mm
mm
Figura 3.32: Fotomicrografia da textura poiquilítica do ortopiroxênio. Amostra 13SGM39.
Nicóis paralelos.
35
Por fim, as características petrográficas da lâmina 13SGM40 são semelhantes às
descritas anteriormente para os outros metacharnockitos, incluindo a transformação de
ortopiroxênio para hornblenda (Figura 3.33).
0,18 mm
Figura 3.33: Fotomicrografia de hornblenda formada a partir de ortopiroxênio. Amostra
13SGM40. Nicóis paralelos.
3.3
Litogeoquímica
Dez amostras foram selecionadas para análises litogeoquímicas (óxidos e elementos-
traços, incluindo elementos terras raras), a partir dos trabalhos de campo e petrográficos
realizados para esta monografia. Deste total, duas são dioritos (com granada;
ponto13SGM32 e sem granada; ponto 13SGM35), seis são charnockitos (pontos
13SGM36A, 36B, 37, 38, 39 e 40) e duas são granodioritos miloníticos (13SGM33 e 43).
Os dados geoquímicos produzidos incluem: 1) elementos maiores (SiO2,TiO2, Al2O3,
Fe2O3t, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5 e a PF (perda ao fogo)), 2) elementos traços
móveis (Ba, Rb e Sr), imóveis (Zr, Y, Nb e V), elementos terras raras (La, Ce, Pr, Nd, Sm) e
também Ni, Cr, Sc, Co, Hf, U, Ga, Cu, Mo e Cs. Nesta monografia, os elementos maiores
foram expressos em percentagem de peso (%peso), enquanto que os elementos traços
foram expressos em partes por milhão (ppm). A interpretação geoquímica foi baseada,
fundamentalmente, na utilização de softwares adequados à discriminação de séries,
classificação de rochas, cálculo da norma CIPW e interpretação petrogenética.
36
O ferro de todas as amostras estudadas foi analisado como ferro total expresso sob a
forma de ferro férrico (Fe2O3t).
Os valores de perda ao fogo (PF) das amostras do terreno Cucamonga, selecionadas
para este estudo, estão abaixo de 7%peso (média 2,75±1,89%peso) (Tabela 3.2). Como
uma aproximação, o valor de perda ao fogo (PF) das rochas pode ser uma indicação do
grau de alteração. Rochas com valores elevados de PF são, geralmente, mais alteradas do
que aquelas com valores mais baixos (Valente et al., 2002). Entretanto, deve ser ressaltado
que as determinações de PF são susceptíveis a erros significativos de medidas, em
consequência, por exemplo, do ganho do peso devido à oxidação do ferro ferroso (Lechler
& Desilets, 1987). Mesmo assim, os valores de PF podem ser usados como critério de
seleção de amostras alteradas, com alguma confiança, no caso das rochas que contêm
volumes relativamente pequenos de fases hidratadas, como granulitos e charnockitos. No
caso das amostras analisadas, os valores de PF são relativamente elevados, indicando que
as rochas devem estar alteradas, o que é ratificado pela petrografia, onde foram observados
produtos de alteração (principalmente saussurita) sobre minerais primários (Capítulo 3.2).
De qualquer modo, a utilização dos dados geoquímicos não é inviabilizada, devendo-se, no
entanto, elaborar hipóteses petrogenéticas com base, principalmente, nos elementos
imóveis (Ti, Y, Zr, Nb e V).
37
Tabela 3.2 – Valores máximos, mínimos, médias, desvios padrão e coeficientes de variação
de óxidos e elementos das amostras do terreno Cucamonga, San Gabriel Mountains, EUA
(Fe2O3t é ferro total sob a forma de ferro férrico; PF é a perda ao fogo).
Óxidos/Elementos
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3t
MgO
MnO
CaO
K2O
Na2O
P2O5
PF
Total
Zr
Y
Nb
V
Rb
Ba
Sr
Ni
Cr
Sc
Co
Hf
U
La
Ce
Sm
Nd
Pr
Ga
Cu
Mo
Cs
Média Desvio padrão Coeficiente de variação Mínimo Máximo
56,14
9,19
0,16
43,63
71,00
1,52
0,95
0,63
0,14
3,19
17,55
2,44
0,14
13,44
20,16
7,29
3,80
0,52
2,52
15,85
2,44
1,40
0,57
0,28
4,80
0,09
0,06
0,69
0,03
0,25
6,78
3,08
0,45
1,64
10,94
1,14
1,63
1,42
0,26
4,27
3,74
0,66
0,18
2,69
4,84
0,41
0,24
0,59
0,08
0,82
2,75
1,89
0,69
0,58
6,70
99,84
0,08
0,00
99,78
99,94
220
97,33
0,44
54
370
18
15,20
0,83
10
61
14
1,97
0,14
11
19
83
59,86
0,72
12
227
28
49,27
1,74
3
126
529
378,94
0,72
144
1218
776
271,74
0,35
347
1074
8
1,74
0,23
5
10
123
20,41
0,17
99
165
16
7,40
0,47
4
27
19
11,17
0,58
4
42
5
1,67
0,35
1
8
1
1,38
1,04
0
4
17,3
8,47
0,49
8,3
34,3
39,8
15,55
0,39
18,5
68,4
4,4
0,73
0,17
3,3
5,3
23,4
9,89
0,42
15,9
47,7
4,7
2,38
0,50
1,0
7,3
20
4,14
0,21
16
24
88
121,03
1,38
12
380
4
1,82
0,45
3
9
2
1,14
0,69
0
4
A soma total dos óxidos (99,84±0,08%peso) de todas as dez amostras está dentro do
intervalo (entre 99 e 101%peso) geralmente considerado satisfatório para análises
geoquímicas de rocha total.
Uma estimativa da qualidade das análises utilizadas foi feita pelo cálculo de
coeficientes de variação (coeficiente de variação = desvio padrão/média) (Tabela 3.2).
38
A maioria das amostras apresenta, em geral, elevados coeficientes de variação
(Tabela 3.2). Valores elevados desse coeficiente são indicativos de:
1)
Erro analítico (isso pode ser testado com dados de precisão e acurácia);
2)
Alteração (isso pode ser testado pela checagem dos valores de PF e pelas
variações dos elementos traços imóveis; p. ex. Y, Zr e Nb);
3)
Amostragem heterogênea, isto é, amostras relacionadas a diferentes
processos petrológicos.
Erros analíticos são monitorados rotineiramente pelo laboratório onde foram realizadas
as análises, não tendo sido reportados problemas com base nos dados de precisão e
acurácia. Muito embora as amostras estejam um pouco alteradas, como relatado
anteriormente, este efeito isoladamente não pode explicar os valores elevados de
coeficientes de variação para os elementos imóveis. Logo, os dados da Tabela 3.2 indicam
que a amostragem reúne litotipos associados, muito possivelmente, a processos
petrológicos distintos.
As amostras têm teores de SiO2 que caracterizam rochas desde ultrabásicas a ácidas
(Tabela 3.2), e plotam nos campos dos basaltos, andesito-basaltos, andesitos e riolitos, no
diagrama TAS (Total de Álcalis versus Sílica), cujos correspondentes plutônicos seriam
gabros, diorito gabroicos, dioritos e granitos (Figura 3.34).
Figura 3.34 – Diagrama de classificação de rochas (LeMaitre, 1989). Dados recalculados
para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo com a classificação utilizada no campo):
- Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
39
Vale notar, porém, que os álcalis são elementos relativamente móveis durante a
atuação dos processos secundários (ação intempérica e/ou hidrotermais). Assim sendo, as
amostras também foram plotadas em um diagrama de classificação (Figura 3.5) que se
baseia em elementos imóveis, tais como o Zr, Nb, Y e TiO2 (Winchester & Floyd, 1977).
Neste diagrama de classificação mostra que as amostras plotam nos campos dos basaltos,
andesitos e riodacitos/dacitos, cujos correspondentes plutônicos seriam gabros, dioritos e
granodioritos. Assim, as rochas estudadas foram classificadas semelhantemente nos dois
diagramas utilizados para este fim (Figuras 3.34 e 3.35).
Figura 3.35 – Diagrama de classificação de rochas (Zr/TiO2 versus SiO2) para as amostras
estudadas (Winchester & Floyd, 1977). Legenda (de acordo com a classificação utilizada
no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
O diagrama de discriminação de séries utilizado nesta monografia foi o TAS, com a
curva proposta por Irvine & Baragar (1971) (Figura 3.36). Oito das amostras estudadas
caracterizam uma série subalcalina, enquanto duas plotam próximo à curva que delimita os
campos das séries alcalina e subalcalina, indicando uma tendência transicional (Figura
3.37).
A maioria das amostras, classificadas como dioritos e granitos (Figura 3.35), constitui
uma série calcialcalina (Figura 3.37) no diagrama AFM (Irvine & Baragar, 1971). Há uma
amostra, classificada como gabro, entretanto, que plota no campo da série toleítica
enquanto outra amostra também de gabro plota sobre a linha divisória entre os campos das
séries toleítica e calcialcalina.
40
Figura 3.36 – Diagrama TAS de discriminação de séries (Irvine & Baragar, 1971) para as
amostras estudadas. Dados recalculados para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo
com a classificação utilizada no campo):
-Granodiorito milonítico;
- Charnockito; Diorito.
Figura 3.37 – Diagrama AFM de discriminação de séries toleítica e calcioalcalina (Irvine &
Baragar, 1971) para as amostras estudadas. A = Na2O + K2O; F = Fe2O3t; M = MgO (em
%peso). Dados recalculados para 100% em base anídrica. Legenda (de acordo com a
classificação utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
41
A afinidade toleítica das amostras classificadas no campo dos gabros (ou basaltos;
13SGM32 e 13SGM35) é corroborada pela presença de hiperstênio (e ausência de nefelina)
na norma CIPW (Anexo I). A diferença é que uma delas (13SGM35) contém olivina e
hiperstênio normativos, sendo classificada como um olivina toleíto, enquanto a outra
(13SGM32) tem quartzo e hiperstênio, sendo classificada como quartzo toleíto.
Os dados litogeoquímicos permitem, portanto, reconhecer duas séries de rochas
distintas na área de estudo, quais sejam: calcialcalina, envolvendo as amostras
intermediárias a ácidas (dioritos e granitos), e toleítica, envolvendo as amostras
classificadas como gabros. Isso ratifica a existência de rochas associadas a diferentes
processos petrológicos na área de estudo, conforme proposto anteriormente com base nos
valores de coeficientes de variação (Tabela 3.2).
As rochas da série calcialcalina são metaluminosas e peraluminosas (Figura 3.38). O
caráter peraluminoso das rochas ácidas é expresso pela presença de coríndon normativo,
enquanto que o caráter metaluminoso das rochas intermediárias e básicas (após recálculo
para 100% em base anídrica) é expresso pela presença de diopsídio normativo (Anexo I).
Figura 3.38: Diagrama Al/Ca+Na+K versus Al/Na+K (valores em proporções moleculares)
de discriminação de séries com base na saturação em alumina. Legenda (de acordo com a
classificação utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
42
As rochas da área de estudo se inserem no campo dos granitoides de arco vulcânico,
o que é coerente com o fato do terreno Cucamonga ser parte das Montanhas Rochosas, no
oeste dos Estados Unidos, ou seja, um orógeno acrescionário (Figura 3.39).
Figura 3.39: Diagrama de Pearce et al., 1984. Legenda (de acordo com a classificação
utilizada no campo): - Granodiorito milonítico; - Charnockito; - Diorito.
43
CAPÍTULO 4 – RESULTADOS
4.1 Evolução geológica
Os dados de campo, petrográficos e litogeoquímicos apresentados nesta monografia
permitem propor uma evolução geológica para a área de estudo.
A ausência de afloramentos impediu um estudo de campo que detalhasse as relações
entre os diferentes litotipos encontrados. Mesmo assim, foi possível deduzir que as rochas
da área de estudo foram submetidas a distintos processos metamórficos e de deformação.
Gnaisses, anfibolitos e metadioritos, além de milonitos, formam um grupo de rochas
mais metamorfisado e deformado do que os metacharnockitos. Os gnaisses têm foliação
(bandamento) e lineação de estiramento, além de relações texturais envolvendo granada e
piroxênio que impedem um reconhecimento claro dos protólitos. De modo semelhante, a
estrutura dos milonitos modificou por completo as características texturais dos seus
protólitos. Os anfibolitos, embora menos deformados, mostram típica paragênese da fácies
metamórfica homônima, com hornblenda associada a plagioclásio. A textura granoblástica,
com formação de junções tríplices, também é uma característica comum aos gnaisses,
anfibolitos e metadioritos. Além disso, todas essas rochas mostram evidência de
retrometamorfismo, desde fácies granulito até anfibolito e xisto verde, com formação de
hornblenda e actinolita a partir de ortopiroxênio. Em oposição, a deformação e
metamorfismo dos metacharnockitos foram bem menos acentuados, preservando algumas
características dos protólitos, tanto mineralógicas (hiperstênio com inclusões, por exemplo)
quanto texturais (contatos intergranulares não poligonizados entre minerais félsicos e
intercrescimentos
pertíticos
e
antipertíticos).
As
características
metamórficas
dos
metacharnockitos se restringem a processos de volatização de ortopiroxênios, com geração
de hornblenda (ou actinolita) e, menos frequentemente, biotita.
A existência, em Smith Ridge, de rochas associadas a diferentes processos
geológicos é apoiada pelos dados litogeoquímicos, que mostraram a ocorrência de duas
séries, sendo uma toleítica e outra calcialcalina, envolvendo, respectivamente, os gnaisses e
metadioritos, e os metacharnockitos e milonitos. Isto pode indicar que os protólitos dos
milonitos tenham sido rochas geradas por eventos geológicos relacionados aos charnockitos
posteriormente metamorfisados.
Os resultados apresentados acima permitem, preliminarmente, propor que os
gnaisses, anfibolitos e metadioritos estão associados aos litotipos de idade Proterozoica
44
mapeados em escala regional. Do mesmo modo, metacharnockitos devem representar os
charnockitos de idade Mesozoica que ocorrem no terreno Cucamonga (Capítulo 2).
Com base no exposto, a evolução geológica da área de Smith Ridge parece ser
representada pela seguinte sucessão de processos ao longo do tempo:
1- Formação dos terrenos granulíticos Pré-Cambrianos;
2- Magmatismo calcialcalino e formação dos charnockitos Mesozoicos e, talvez, outras
associações de rochas;
3- Justaposição, por transcorrência, dos terrenos Proterozoicos e Mesozoicos durante o
Cretáceo Superior;
4- Formação de faixas miloníticas, ao longo das transcorrências, que serviram como
vias de circulação de fluidos;
5- Milonitização de rochas formadas pelo magmatismo calcialcalino, originando, assim,
os milonitos quartzo feldspáticos, classificados, em base química, como granitos;
6- Retrometamorfismo dos granulitos e metamorfismo dos charnockitos, a partir da
entrada de fluidos no ambiente através das faixas miloníticas.
Vale ressaltar que é difícil estabelecer uma sucessão temporal clara entre os
processos listados acima. Isto dependeria de trabalhos de campo, petrográficos e
litogeoquímicos mais detalhados e este objetivo está além do escopo desta monografia.
Mesmo assim, uma discussão acerca do timing entre o magmatismo charnockítico e a
justaposição dos terrenos Proterozoicos será apresentada a seguir.
4.2 Petrogênese dos metacharnockitos
Os metacharnockitos estudados foram envolvidos no processo que retrometamorfisou
os gnaisses, anfibolitos e metadioritos. No entanto, boa parte das características
mineralógicas e texturais originais daquelas rochas foi mantida.
Charnockitos são rochas caracterizadas pela presença de ortopiroxênio (ou faialita
mais quartzo), muitas vezes combinado com pertita, mesopertita ou antipertita, sendo
comumente encontradas em terrenos Pré-Cambrianos (Streckeisen, 1974; 1976). A
presença de minerais volatizados nos metacharnockitos de Smith Ridge (Capítulo 3.2), bem
como seus valores relativamente elevados de perda ao fogo (Capítulo 3.3), indicam que o
metamorfismo dessas rochas não deve ter sido inteiramente isoquímico. Mesmo assim, a
ausência de grande dispersão nos diagramas geoquímicos e a coerência nas classificações
decorrentes deles indicam que as composições químicas dos protólitos (charnockitos) não
45
devem ter sido muito modificadas pelo metamorfismo. Assim, os dados litogeoquímicos dos
metacharnockitos podem ser utilizados na investigação petrológica de seus protólitos.
Os metacharnockitos têm quantidades semelhantes de plagioclásio e alcalifeldspato,
com pequena percentagem de volume em quartzo (Capítulo 3.2), incluindo, portanto,
majoritariamente jotunitos, de acordo com a classificação do IUGS (LeMaitre, 2002). Estas
rochas (a partir de agora chamados simplesmente charnockitos, neste texto) constituem
uma série subalcalina de tendência calcialcalina e metaluminosa. (Capítulo 3.3). Elas
plotam nos campos dos andesitos basálticos e andesitos, no diagrama de classificação
química (TAS; LeMaitre, 1989), indicando protólitos de composição predominantemente
gabroica a diorítica (52,54<SiO2<57,92%peso).
Os teores de SiO2 e MgO variam de modo semelhante dentro da série, de modo que
sílica foi escolhida como índice de diferenciação para a elaboração de diagramas de Harker
com o objetivo de acessar possíveis processos evolutivos relacionados aos charnockitos.
Para uma população de seis amostras, níveis de significância maiores que 95% estão
relacionados a valores de coeficientes de correlação de Pearson R maiores que 0,8 (ou
R2>0,64). As melhores correlações obtidas para os charnockitos estudados são polinomiais,
não havendo hiato composicional nos diagramas de Harker. Essas características indicam
diferenciação
magmática
por
cristalização
fracionada,
com
ou
sem
assimilação
concomitante, com mudança de assembleia fracionante (dois estágios de fracionamento;
52<SiO2<55%peso e 56<SiO2<58%peso). O primeiro estágio de diferenciação caracterizase pelo consumo de TiO2 (Figura 4.1), Al2O3, CaO, P2O5, Sr, Ni e Cr, o que indica o possível
fracionamento de olivina, piroxênio, plagioclásio, apatita e óxidos de Fe-Ti. Essa assembleia
fracionante é típica de magmas básicos calcialcalinos.
Figura 4.1: Diagrama de Harker para TiO2 com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
46
O segundo estágio caracteriza-se pelo consumo de Zr (Figura 4.2), Y e Ba (Figura
4.3), combinado com consumo de K2O, muito embora o valor de R2 para este óxido seja
ligeiramente inferior a 0,64. Essas variações composicionais devem ter sido controladas
pelo fracionamento de alcalifeldspato com inclusões de zircão, o que é típico de magmas
intermediários.
Variações de razões de elementos traços cujos valores de R2 estão próximos de 0,9
(Zr, Y, Ba e Hf) são muito pequenas (Tabela 4.1), o que caracteriza um processo de
cristalização fracionada não concomitante à assimilação crustal.
Figura 4.2: Diagrama de Harker para Zr com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
Figura 4.3: Diagrama de Harker para Ba com as amostras de charnockitos da área de
estudo. A curva de tendência, equação e respectivo valor do quadrado do coeficiente de
Pearson (R2) estão indicados.
47
Tabela 4.1: Variações de elementos traços do primeiro estágio de diferenciação magmática
dos charnockitos da área de estudo.
Zr/Y Ba/Zr Ba/Hf
17 1,5
72
19 1,3
75
21 1,5
72
Em conclusão, a análise dos diagramas de Harker e as variações de razões de
elementos traços indicam que o processo evolutivo mais provável para a série calcialcalina
metaluminosa dos charnockitos da área de estudo foi cristalização fracionada, sem
assimilação concomitante. A diferenciação envolveu uma mudança de assembleia
fracionante. O processo teve início com a cristalização de uma assembleia tipicamente
basáltica (com minerais máficos, plagioclásio, possivelmente com inclusões de apatita, e
óxidos de Fe-Ti), seguido pelo fracionamento de uma assembleia tipicamente andesítica
(com alcalifeldspato e zircão).
Os processos de fusão parcial relacionados aos charnockitos podem ser acessados,
inicialmente, investigando-se os teores de elementos traços da amostra representativa do
magma parental (13SGM36A; Anexo I) utilizando-se um diagrama multielementar
normalizado ao condrito (Figura 4.4).
Figura 4.4: Diagrama multielementar normalizado ao condrito (Thompson, 1982) da
amostra (13SGM36A) representativa do magma parental da série calcialcalina
metaluminosa dos charnockitos estudados.
48
O padrão do diagrama é bastante irregular e mostra anomalias negativas em Rb, Ce,
Nd, Sm e Y. Essas anomalias devem estar associadas à retenção destes elementos pelas
fases constituintes da fonte residual resultante do processo de fusão parcial para a geração
do magma parental charnockítico.
Valores de coeficientes de partição cristal-líquido (Kd) podem ser utilizados para inferir
quais teriam sido as fases retentoras e, portanto, o tipo de fonte residual envolvida no
processo de fusão. É importante que os valores selecionados sejam coerentes com a
geração de magma basáltico-andesítico, que caracteriza os charnockitos estudados, uma
vez que a composição do magma é o principal fator controlador dos valores de Kd para as
diferentes fases fracionantes ou retentoras.
O Rb é um elemento químico com forte afinidade geoquímica com K, o que indica
retenção por uma fase rica neste elemento, como, por exemplo, flogopita (no caso de uma
fonte mantélica; Kd = 3,06; Arth, 1976) ou biotita e alcalifeldspato (no caso de uma fonte
crustal).
A anomalia de Ce tem que ser considerada com cuidado, uma vez que este elemento
é muito susceptível à mobilização por ação de fluidos aquosos (Rollinson, 1993). A
ausência de uma anomalia equivalente em La reforça a hipótese de que o Ce tenha sido
mobilizado, possivelmente durante o processo metamórfico ao qual os charnockitos foram
submetidos.
As anomalias em elementos terras raras médios, como o Nd (Kd = 1,3395) e Sm (Kd =
1,8035), podem ser explicadas pela retenção por hornblenda na fonte residual (Fujimaki et
al., 1984). De modo semelhante, a anomalia de Y (Kd = 9,00; Arth, 1976) pode ser explicada
pela presença de granada residual.
Nenhuma das anomalias negativas, mostradas no diagrama multielementar (Figura
4.4), pode ser explicada pela presença de piroxênio na fonte residual. Do mesmo modo, a
geração das anomalias dos elementos terras raras médios não pode ser atribuída à biotita,
remetendo, necessariamente, a um controle por hornblenda residual.
Pelo exposto, os dados de elementos traços apresentados permitem concluir que a
fonte residual resultante do processo de fusão parcial para a geração do magma parental
charnockítico da série calcialcalina metaluminosa da área de estudo era constituída de
alcalifeldspato, biotita, hornblenda e granada. Combinada com quartzo, essa moda é
característica da crosta continental superior. Ou seja, a geração dos charnockitos deve ter
envolvido a fusão parcial de uma fonte crustal continental, em oposição a uma fonte
mantélica durante a subducção Mesozoica desta parte das Montanhas Rochosas na costa
oeste dos Estados Unidos.
49
CAPÍTULO 5 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
5.1 Discussões
Dados experimentais mostram que fusões granodioríticas podem estabilizar
ortopiroxênio sob baixa pressão (<2 Kbar) e alta temperatura (>800ºC) em magmas ricos em
ferro (Nany, 1983). O elevado teor em ferro é importante porque, caso contrário, biotita se
torna estável ao invés de ortopiroxênio. O campo de estabilidade dos ortopiroxênios diminui
com o aumento da pressão, implicando, também em aumento da temperatura de
cristalização (Figura 5.1). Outro fator importante a se considerar é a atividade de água, que
deve ser baixa o suficiente para permitir a cristalização de ortopiroxênio no lugar de biotita
ou hornblenda.
Figura 5.1: Diagramas de relações de fases para magmas granodioríticos sob baixa
pressão (c) e alta pressão (d). B = biotita, H = hornblenda, K = alcalifeldspato, L = líquido, O
= ortopiroxênio, P = plagioclásio, Q = quartzo, V = vapor. O campo de estabilidade do
ortopiroxênio é mostrado nas áreas cinza dos diagramas. A seta indica o deslocamento da
relação de fases em função da diminuição da atividade de água devido ao valor elevado de
PCO2. Ver texto para detalhes.
Os resultados apresentados no Capítulo 4 indicam uma fonte crustal superior
(portanto, de baixa pressão) para a formação dos magmas parentais dos charnockitos
estudados. No entanto, a fusão de uma fonte deste tipo tenderia a gerar magmas hidratados
do tipo granítico e granodiorítico. Esses magmas, ao cristalizarem, formam biotita e
50
hornblenda, ao contrário dos magmas charnockíticos, que cristalizam ortopiroxênio e, assim,
deveriam estar relacionados à fusão de fontes devolatizadas.
A fonte geradora mais provável dos charnockitos deve estar localizada nos terrenos
Pré-Cambrianos, constituídos por granada quartzo-feldspato gnaisses, anfibolitos e
mármores metamorfisados na fácies anfibolito superior e granulito inferior, que foram
justapostos aos terrenos Mesozoicos gerados pela subducção (Capítulo 2). As rochas
metamórficas de idade Paleozoica que afloram ao norte do terreno Cucamonga são
constituídas majoritariamente por biotita, não tendo hornblenda como mineral característico.
A necessidade de hornblenda como fase residual descarta a possibilidade do envolvimento
das rochas dos terrenos Paleozoicos como fonte geradora para os charnockitos.
Muito possivelmente, a formação dos magmas charnockíticos a partir de fontes
volatizadas decorreu da associação de um ambiente de baixa pressão (crosta continental
superior), alta temperatura (elevado gradiente geotérmico relacionado à localização da
crosta acima da cunha astenosférica anomalamente quente) e supressão da atividade de
água. Esta supressão deve ter resultado da percolação de fluidos ricos em CO 2 a partir dos
mármores intercalados aos gnaisses nos terrenos Pré-Cambrianos. A água tem elevado
calor específico e, por isso, retém mais calor. A circulação de fluidos com maior PCO2 diminui
a capacidade de retenção de calor da fase vapor (V; Figura 5.1) permitindo maior condução
térmica e elevação da temperatura das fases residuais sólidas coexistentes. Como
consequência, poderia haver um deslocamento do equilíbrio de fases para a região de
estabilidade do ortopiroxênio (seta na Figura 5.1). Isto poderia explicar a cristalização desta
fase anídrica (ortopiroxênio) a partir de magmas formados pela fusão parcial de fontes
volatizadas.
5.2 Conclusões
O estudo desenvolvido para esta monografia permite concluir que a evolução
geológica da região de Smith Ridge envolveu diferentes terrenos acrescionados durante a
subducção da Placa do Pacífico na costa oeste dos Estados Unidos. A análise petrogenética
dos charnockitos permitiu constatar que essas rochas são de origem magmática e foram
formadas a partir da fusão parcial de porções da crosta superior anomalamente aquecidas.
A fusão parcial ocorreu após a justaposição de terrenos Pré-Cambrianos a terrenos
Mesozoicos por transcorrência ao longo de zonas de cisalhamento dúcteis. O calor da fusão
parcial envolveu, também, os mármores intercalados às fontes anfibolíticas, incrementando
a PCO2 e, consequentemente, diminuindo a atividade de vapor d´água e aumentando os
processos de condução de calor dentro do sistema sob fusão. O resultado foi o
51
deslocamento do equilíbrio de fases para a região de estabilidade do ortopiroxênio, tornando
possível a formação dos charnockitos. A percolação de fluidos ao longo das zonas
miloníticas que delimitam os terrenos justapostos resultou no retrometamorfismo dos
gnaisses e rochas metamórficas associadas dos terrenos Pré-Cambrianos, bem como no
metamorfismo (basicamente volatização) da assembleia mineral originalmente anídrica dos
charnockitos. Isto indica que a justaposição dos terrenos Pré-Cambrianos deve ter tido início
antes de 108 Ma, precedendo os processos magmáticos e metamórficos.
52
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
AGUE, J.J. e BRIMHALL, G.H. (1988) - Magmatic arc asymmetry and distribution of
anomalous plutonic belts in the batholiths of California: effects of assimilation, crustal
thickness, and depth of crystallization. Geological Society of America Bulletin, 100, 912-927.
ARTH, J.G. (1976) - Behavior of trace elements during magmatic processes: a summary of
theoretical models and their applications. Journal of Research of the US Geological
Survey 4(1), 41–47.
BARTH, A.P. e MAY, D.J. (1987) - Contrasting Late Cretaceous granulite terranes,
southeastern San Gabriel Mountains, California. Geological Society of America Abstracts
with Programs, 19, 581.
BARTH, A.P. e MAY, D.J. (1992) - Mineralogy and pressure-temperature-time path of
Cretaceous granulite gneisses, south-eastern San Gabriel Mountains, southern California:
Journal of metamorphic Geology, v. 10, p. 529-544.
BOHLEN, S.R. (1991) - On the formation of granulites. J. Met. Geol. 9: 223-230.
COORAY, P.G. (1969) - Charnockites as metamorphic rocks. Am. J. Sci.. 267: 969-982.
CROWELL, J.C. (1962) - Displacement along the San Andreas fault, California: Geological
Society of America, paper 71, p. 61.
DE WAARD, D. (1969) - The occurence of charnockite in the Adirondacks: anote on the
origin and definition of charnockite. Am. J. Set. 267:983-987.
DIBBLEE, T.W. (1982) – Geology of the San Gabriel Mountains, southern California. In: Fife
DL, Mich JA (eds) Geology and mineral wealth of the California Transverse Ranges. Coast
Geol Soc, pp 131-147.
EHLIG, P.L. (1981) – Origin and tectonic history of the San Gabriel Mountains, central
Transverse Ranges. In: Ernst WG (ed) The geotectonic development of California. PrenticeHall, Engle-wood Cliffs pp 254-283.
FROST, B.R. e FROST, C.D. (2008) - On charnockites. Gondwana Research 13 pp 30–44.
FROST, B.R. ; ARCULUS, R.J. ; BARNES, C.G. ; COLLINS, W.J. ; ELLIS, D.J. e FROST,
C.D. (2001) - A geochemical classification of granitic rocks. Journal of Petrology 42, 2033–
2048.
FUJIMAKI, H. ; TATSUMOTO, M. e AOKI, K. (1984) – Partition coefficients of Hf, Zr, and
REE between phenocrysts and groundmasses. Journal of Geophysical Research 89; 662672.
IRVINE, T.N. e BARAGAR, W.R.A. (1971) - A guide to the chemical classification of the
common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci. 8: 523-548.
53
LECHLER, P.J. e DESILETS, M.O. (1987) - A review of the use of loss on ignition as a
measurement of total volatiles in whole-rock analysis: Chemical Geology, v. 63, p. 341-344.
LEMAITRE, R.W. (1989) - A classification of igneous rocks and glossary of terms.
(Reccommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on
the Systematics of Igneous Rocks). Blackwell, Oxford, 193pp.
LEMAITRE, R.W. (2002) - Igneous Rocks: A classification and Glossary of Terms:
Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the
Systematics of Igneous Rocks. Cambridge: Cambridge University Press, 2002. 252pp.
MAY, D.J. e WALKER, N.W. (1989) - Late Cretaceous juxtaposition of metamorphic
terranes in the southeastern San Gabriel Mountains, California. Geological Society of
America Bulletin, 101, 1246-1267.
MAY, D.J. (1986) – Amalgamation of metamorphic terranes in the southeartern San Gabriel
Mountains, California. PhD dissertation Univ Calif, Santa Barbara.
MORTON, D.M. e MATTI, J.C. (1987) – The Cucamonga fault zone: geologic setting and
Quaternary history, chap 12 of Recente reverse faulting in the Transverse Ranges,
California, US. Geological Survey Professional Paper 1339, p. 179-203.
MORTON, D.M. e MATTI, J.C. (2001) – Geologic Map of Cucamonga Peak 7.5’ Quadrangle,
San Bernardino County, California: US Geological Survey Open File Report 01-311, scale
1:24000.
MORTON, D.M. (1975) – Synopsis of the Geology of the eastern San Gabriel Mountains,
southern California, in Crowell, J.C., editor, San Andreas Fault in southern California,
California Division of Mines and Geology Special Report 118, p. 170-176.
NANY, M.T. (1983) - Phase equilibria of rock-forming ferromagnesian silicates in granitic
systems. American Journal of Science 283, 993–1033.
NEWTON, R.C. (1992) - Charnokitic alteration: evidence for CO2 infiltration in granulite facies
metamorphism. Journal of Metamorphic Geology 10, 383–400.
NOCKOLDS, S.R. e ALLEN, R. (1956) - The geochemistry of some igneous rock series - III.
Geochim & Cosmochim Acta, 9, 34–77.
PEACOCK, M.A. (1931) - Classification of igneous rock series. Journal of Geology 39, 54–
67.
PEARCE, J.A. ; HARRIS, N.B.W. e TINDLE, A.G. (1984) - Trace element discrimination
diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol. 25: 956-983.
ROLLINSON, H.R. (1993) - Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation.
Longman scientific & Technical, 352p.
ROMERO, G.A. (2012) - Lower Crustal Melting in Cordilleran Batholiths: Insight from
Metamorphic Garnet in the Cucamonga Terrane. Graduation thesis. Department of Geology,
Pomona College, USA. 69p.
54
SHAND, S.J. (1943) - Eruptive Rocks. Their Genesis, Composition, Classification, and Their
Relation to Ore-Deposits with a Chapter on Meteorite. New York: John Wiley & Sons.
STRECKEISEN, A.L. (1974) - Classification and Nomenclature of Plutonic Rocks.
Recommendations of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks.
Geologische Rundschau. Internationale Zeitschrift für Geologie. Stuttgart. Vol.63, p. 773-785.
STRECKEISEN, A.L. (1976) - Classification and nomenclature of igneous rocks: EarthScience. Reviews, v. 12, p. 1-35.
THOMPSON, R.N. (1982) - Magmatism of the British Tertiary volcanic province. Scot. Geol.,
18, 49-107.
VALENTE, S.C. ; ELLAN R.M. ; FALLICK A.E. e MEIGHAN I.G. (2002) - The assessment
of post-magmatic processes in the Serra do Mar dyke swarm, SE Brazil: proposals for acid
leaching techniques and criteria for petrogenetic interpretations. Ver. Univ. Rural., Sér.
Ciênc. Exatas e da Terra. v.21, Nº1 p.1-20.
WALKER, N.W. e MAY, D.J. (1986) – U-Pb Zircon ages from the SE San Gabriel
Mountains, CA, Evidence for Cretaceous metamorphisms, plutonism and mylonitic
deformation predating the Vincent thrust; Geological Society of America Abstracts with
Programs, vol. 18, p. 195.
WINCHESTER, J.A. e FLOYD, P.A. (1977) - Geochemical discrimination of different magma
series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 1977;
20: 325-343.
WYLLIE, P.J. (1981) - Magma Sources in Cordilleran Settings: Arizona Geological Society
Digest, v. 14, p. 39-48.
55
ANEXO I: Dados litogeoquímicos e norma CIPW das amostras
estudadas.
56
57
Amostra
Classificação de campo Classificação TAS (modificada)
13SGM35
Diorito
Gabro (olivina toleíto)
13SGM32
Granada diorito
Gabro (quartzo toleíto)
13SGM36A
Charnockito
Diorito
13SGM39
Charnockito
Diorito
13SGM40
Charnockito
Diorito
13SGM38
Charnockito
Diorito
13SGM37
Charnockito
Diorito
13SGM36B
Charnockito
Diorito
13SGM33
Granodiorito milonítico
Granito
13SGM43
Granodiorito milonítico
Granito
Média
Desvio padrão
Coeficiente de variação
Mínimo
Máximo
Amostra
13SGM35
13SGM32
13SGM36A
13SGM39
13SGM40
13SGM38
13SGM37
13SGM36B
13SGM33
13SGM43
Média
Desvio padrão
Coeficiente de variação
Mínimo
Máximo
Zr
54
370
179
259
269
294
278
257
125
119
220
97
0,44
54
370
Y
17
61
10
13
13
17
15
15
10
13
18
15
0,83
10
61
Nb
15
19
13
14
13
15
15
15
11
15
14
2
0,14
11
19
V
227
106
90
88
63
81
81
76
12
9
83
60
0,72
12
227
Rb
9
4
3
3
8
5
3
6
118
126
28
49
1,74
3
126
Série
Toleítica
Toleítica
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Calcialcalina
Ba
144
277
273
332
409
537
459
431
1216
1218
529
379
0,72
144
1218
Sr
993
541
1074
987
885
837
860
914
347
325
776
272
0,35
347
1074
SiO2
43,63
44,21
52,54
52,83
54,34
56,81
57,57
57,92
70,57
71,00
56,14
9,19
0,16
43,63
71,00
Ni
8
10
8
8
5
8
8
10
7
5
8
2
0,23
5
10
Cr
99
131
117
133
100
114
130
165
139
106
123
20
0,17
99
165
TiO2
3,19
2,70
1,76
1,58
1,38
1,45
1,44
1,39
0,14
0,13
1,52
0,95
0,63
0,14
3,19
Sc
24
27
16
19
14
14
16
18
4
5
16
7
0,47
4
27
Al2O3 Fe2O3t
19,41
9,59
18,68
15,85
20,16
7,45
19,43
7,63
17,82
6,11
17,74
7,27
17,60
7,77
18,20
6,49
13,44
2,52
12,98
2,17
17,55
7,29
2,44
3,80
0,14
0,52
13,44
2,52
20,16
15,85
MgO
4,80
3,67
2,96
2,93
2,12
2,59
2,84
1,95
0,28
0,24
2,44
1,40
0,57
0,28
4,80
MnO
0,09
0,25
0,09
0,09
0,07
0,08
0,09
0,07
0,03
0,03
0,09
0,06
0,69
0,03
0,25
Co Hf U La Ce
29
1
4 9,3 35,4
42
8
15,5 39,6
20
4
0 11,3 18,5
21
4
1 8,3 32,8
15
6
1 10,5 31,7
20
6
1 18,5 37,3
21
6
0 21,8 39,2
17
5
0 15,6 29,9
4
5
2 27,4 65,6
3
4
3 34,3 68,4
19
5
1 17,3 39,8
11
2
1 8,5 15,5
0,58 0,35 1,04 0,49 0,39
4
1
0 8,3 18,5
42
8
4 34,3 68,4
CaO
10,94
9,29
8,74
8,11
6,58
7,02
7,08
7,05
1,64
1,35
6,78
3,08
0,45
1,64
10,94
Sm
4,1
5,3
3,3
3,5
4,0
4,9
4,5
3,8
5,3
5,0
4,4
0,7
0,17
3,3
5,3
K2O
0,38
0,48
0,27
0,32
0,31
0,57
0,39
0,26
4,17
4,27
1,14
1,63
1,42
0,26
4,27
Nd
20,5
47,7
20,1
15,9
20,0
31,7
26,5
17,2
19,0
15,2
23,4
9,9
0,42
15,9
47,7
Na2O
2,92
2,69
4,84
4,05
4,03
3,79
3,83
4,42
3,47
3,32
3,74
0,66
0,18
2,69
4,84
Pr
4,0
3,6
2,1
6,4
6,6
1,0
7,3
6,8
4,7
2,4
0,50
1,0
7,3
P2O5
0,75
0,82
0,50
0,44
0,36
0,37
0,38
0,37
0,08
0,05
0,41
0,24
0,59
0,08
0,82
Ga
17
20
24
23
20
23
23
22
16
11
20
4
0,21
16
24
PF
4,24
1,27
0,58
2,48
6,70
2,13
0,86
1,71
3,44
4,13
2,75
1,89
0,69
0,58
6,70
Total
99,94
99,91
99,89
99,89
99,82
99,82
99,85
99,83
99,78
99,67
99,84
0,08
0,00
99,78
99,94
Cu Mo Cs
228 4
0
32
9
2
47
4
3
40
4
2
80
4
1
17
3
2
19
3
2
23
4
1
12
3
4
380 2
1
88
4
2
121 2
1
1,38 0,45 0,69
12
3
0
380 9
4
1
Amostra Hiperstênio Quartzo Olivina Nefelina Anortita Albita Ortoclásio Leucita Diopsídio Acmita Magnetita Hematita Ilmenita Apatita Coríndon Wollastonita Total
13SGM35
4,70
0,00
2,20
0,00
43,60 29,29
2,74
0,00
7,97
0,00
0,57
3,26
3,97
1,70
0,00
0,00
100,00
13SGM32
7,66
5,10
0,00
0,00
41,83 26,72
3,42
0,00
2,38
0,00
5,58
2,17
3,32
1,84
0,00
0,00
100,00
13SGM36A
4,15
3,55
0,00
0,00
33,91 45,09
1,78
0,00
5,32
0,00
1,61
1,53
2,03
1,03
0,00
0,00
100,00
13SGM39
5,53
9,18
0,00
0,00
36,04 38,41
2,17
0,00
2,49
0,00
2,04
1,35
1,86
0,93
0,00
0,00
100,00
13SGM40
4,75
15,56
0,00
0,00
32,47 39,40
2,14
0,00
0,47
0,00
1,48
1,25
1,67
0,79
0,00
0,00
100,00
13SGM38
4,97
16,77
0,00
0,00
31,27 35,57
3,86
0,00
1,88
0,00
2,00
1,22
1,69
0,78
0,00
0,00
100,00
13SGM37
5,38
17,47
0,00
0,00
30,94 35,60
2,62
0,00
2,08
0,00
2,30
1,16
1,66
0,78
0,00
0,00
100,00
13SGM36B
3,20
16,23
0,00
0,00
30,18 41,03
1,75
0,00
2,45
0,00
1,61
1,18
1,60
0,77
0,00
0,00
100,00
13SGM33
0,60
32,12
0,00
0,00
7,65 31,11
26,67
0,00
0,00
0,00
1,22
0,02
0,16
0,15
0,29
0,00
100,00
13SGM43
0,52
33,93
0,00
0,00
6,43 29,93
27,48
0,00
0,00
0,00
1,05
0,03
0,15
0,10
0,40
0,00
100,00
2