CONTEXTO GEOLÓGICO
As amostras obtidas para o desenvolvimento de padrão de zircão são provenientes de um depósito secundário de plácer, onde ocorre um dos principais campos de gema do Sri Lanka, chamado de Ratnapura, localizado no Complexo Highland, Sri Lanka. A seguir, será apresentada uma breve explanação sobre a geologia do Sri Lanka, dando ênfase ao complexo de onde as amostras de zircão foram retiradas.
O embasamento metamórfico do Sri Lanka é dividido em três unidades maiores, sendo estas o Complexo Vijayan a leste, o Complexo Highland no centro, e o Complexo Wanni a oeste (Kehelpannala 1997, Fig. 2.1). A base para esta subdivisão é a determinação de idades modelos de Nd, cobrindo todo o embasamento (e.g. Milisenda et al. 1994, Tabela 2.1). O Complexo Vijayan é constituído principalmente de granitoides metamorfizados na fácies anfibolito, metadioritos, metagabros e migmatitos (e.g. Cooray 1994, Kröner et al. 2003), enquanto o Complexo Highland é composto por granulitos máficos e quartzo-feldspáticos, rochas charnockíticas, mármore e quartzito, todos metamorfizados na fácies granulito. Alguns destes granulitos contém assembleias de ultra alta temperatura (Kröner et al. 1994b). As rochas no Complexo Wanni são metapelitos, metasemipelitos, quartzitos, charnockitos, metagabro, metadiorito e metagranitoides, sendo metamorfizadas na fácies anfibolito alto a granulito (e.g. Ogo et al. 1992).
O contato entre os Complexos Highland e Vijayan é tectônico com forte cisalhamento e falhas de empurrão (e.g. Kleinschrodt 1994). Um outro pequeno complexo chamado Kadugannawa (Cooray 1994) também foi reconhecido entre os Complexos Wanni e Highland. Com base na geologia, geocronologia e estrutura, o Complexo Kadugannawa é agora considerado como parte do Complexo Wanni (Kehelpannala 1997, Kröner et al. 2003).
O embasamento metamórfico do Sri Lanka é considerado como um terreno chave para compreender a evolução do supercontinente Gondwana, visto que esta ilha se localiza geograficamente próximo a Índia, Madagascar e Antártica Oriental, compondo as principais porções de Gondwana Leste. Os eventos Grenvilliano e Pan-Africano se desenvolveram distintamente no Complexo Highland (e.g. Kröner et al. 2003), durante sua evolução desde o Paleoproterozoico, semelhante à situação que ocorre na península da Índia e em outros fragmentos de Gondwana.
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Sri Lanka, mostrando suas principais unidades litotectônicas (modificado de Chandrajith et al. 2001).
Tabela 2.1: Litologias, idades de rochas ígneas e supracrustais e idade de metamorfismo de diferentes unidades litotectônicas do embasamento do Sri Lanka (modificado de Kröner et al. 2003).
Terreno Litologia (a) / de colocação (b) Idade de deposição (Ma) Idade modelo Nd (Ga) Idade de metamorfismo (Ma) Complexo Wanni
Quartzito, gnaisse calciossilicático, cordierita gnaisse, gar-sill-bio gnaisse,
gar-bio gnaisse, gnaisse quartzo- feldspático, apatita mármore Granitoide, charnockito, metadiorito,
granito rosa, anfibolito, metagabro, migmatito, intrusivas alcalinas, diques
máficos <785> 1080 (a) ~750-1080 (b) 1–2 Fácies anfibolito a granulito ~ 610-550 Complexo Highland
Quartzito, mármore, gar-sill gnaisse, gar- bio gnaisse, gnaisse quartzo-feldspático, rochas metavulcânicas (?), charnockito,
granulito básico, migmatito
<2000-2300 (a) 2–3 ~ 610-550 Fácies granulito
Complexo Vijayan
Gnaisse charnockítico, intrusivas máficas a granitoides, metabasito, diques máficos Quartzito, rocha calciossilicática, gnaisse
quartzo-feldspático; Migmatito, diques máficos
~650–1942 (b) Não há dados disponíveis ~1100 1–2 ~ 456-591 Fácies anfibolito
bio – biotita; gar – granada; sill – sillimanita. 2.1 – COMPLEXO HIGHLAND
2.1.1 – Litologia
O Complexo Highland (HC) é a localização central, com cinturão de trend NE-SW, compreendendo, principalmente, gnaisses charnockíticos e granulitos, metassedimentos, granulitos básicos, gnaisses e migmatitos. Os metassedimentos incluem quartzitos, mármores, gnaisses pelíticos e granada - sillimanita xisto, também conhecido como Khondalitos (Kröner et al. 1994b). Mapeamento de campo em várias partes do HC revelou uma associação estreita e íntima de rochas charnockíticas e metassedimentos, tanto em pequena, quanto em escala regional (Cooray 1984).
Nas partes sudoeste do HC, bandas espessas de mármore e quartzito são escassas, e ocorrem bandas mapeáveis de rochas com wollastonita-escapolita, diopsídio-escapolita, e cordierita gnaisses. Anteriormente, essa diferença litológica levou à subdivisão do cinturão central em duas unidades: o Grupo Highland e o Grupo Sudoeste. Esta diferença litológica é atribuída a uma mudança nas fácies sedimentares e todo o cinturão é, agora, considerado como uma única unidade (Katz 1972, Cooray 1984).
As rochas charnockíticas, que foram anteriormente consideradas como de origem metassedimentar, com base na relação de campo e a presença de cristais de zircão e grafita arredondados a sub-arredondados, são consideradas agora como tendo uma filiação ígnea, baseando-se em relações geoquímicas e de campo, e, particularmente, na presença de megacristais de feldspato deformado com margens parcialmente ou completamente recristalizadas. No entanto, a formação de charnockitos aprisionados em paragnaisses indica que pelo menos algumas rochas charnockíticas têm parentesco sedimentar. Embora o mecanismo não seja claramente compreendido, acredita-se que a maioria das rochas charnockíticas foi formada de granitos pelo processo chamado de “charnockitization” (Kröner 1986).
Dados geocronológicos indicam que a pilha sedimentar do Complexo Highland tornou-se cada vez mais espessa em virtude de intrusões intermitentes de granitoides em torno de 2.0 e 0.65 Ga (Hölzl et al. 1994). Estudos de campo revelam, ainda, que os metassedimentos e granitoides foram intrudidos por um grande número de soleiras e/ou diques basálticos, variando em espessura de cerca de centímetros a metros. As intrusões são anteriores à deformação e ao metamorfismo da pilha sedimentar (Voll & Kleinschrodt 1991, Kehelpannala et a1. 1994). Estas rochas basálticas foram transformadas em metabasitos, que ocorrem paralelamente às superfícies S nas rochas hospedeiras, durante a forte deformação e metamorfismo, e, então, ocorrem como bandas concordantes ou camadas dentro das rochas hospedeiras.
Um estudo petrográfico detalhado em granadas porfiroblásticas dos khondalitos, bem como de alguns gnaisses pelíticos, revelou, pela primeira vez, a ocorrência de cianita e de estaurolita em rochas de alto grau do Sri Lanka. Estes minerais ocorrem exclusivamente como inclusões relícticas em granadas porfiroblásticas (Hiroi et al. 1994).
2.1.2 – Deformação e Metamorfismo
A deformação polifásica das rochas do HC foi primeiramente descrita por Berger & Jayasinghe (1976), os quais mostraram as estruturas L-S dominantes, compreendendo as superfícies S dominantes, lineações de estiramento, estruturas boudinage e sem raiz, dobras isoclinais, que foram produzidas por fases de deformação D1 e D2. A fase de deformação D3 redobrou tais estruturas e deu origem à morfologia do HC. As dobras pertencentes a estas fases foram reconhecidas no início do século XX como uma série de sinformes e antiformes em escala quilométrica, e foram nomeadas como dobras Taprobanian (Coomaraswamy l906
in Mathavan et al. 1999). Berger & Jayasinghe (1976) reconheceram a evidência da fase de deformação D1 em padrões de interferência produzidos por F2 em F1. Apesar disso, estes autores consideraram que o metamorfismo na fácies granulito foi contemporâneo com as fases de deformação D1 e D2.
Trilhas de inclusões em granadas porfiroblásticas, bem como dobras menores relícticas, raramente preservadas, foram utilizadas para inferir que D1 é uma fase de deformação pré-granulito (Kröner et a1. 1994b, Kehelpannala 1997). O esquema estrutural de Berger & Jayasinghe (1976) foi expandido, adicionando uma fase de deformação D4 para acomodar as estruturas pós-D3 dúcteis a rúpteis. Os granulitos foram submetidos a um achatamento muito forte, da ordem de 1/10 - 1/25, e a um estiramento de 10 a 15 vezes o comprimento original (Kleinschrodt & Voll 1994).
O esquema estrutural proposto por Kleinschrodt & Voll (1994) sugere que a deformação D1 é responsável pelo desenvolvimento do forte estiramento e achatamento e das superfícies S dominantes. Além disso, eles designaram os maiores antiformes e sinformes como pertencentes à fase de deformação D4, enquanto Kehelpannala (1997) correlaciona estas estruturas com sua fase de deformação D5.
Um dos aspectos controversos sobre a geologia estrutural do HC está relacionado ao reconhecimento, ou não, de sua estratigrafia original, apesar da forte deformação. Kröner et al. (1994b) consideraram que a forte deformação e a intercalação dos metassedimentos por granitoides impedem o reconhecimento da estratigrafia original nestes metassedimentos. Por outro lado, Kleinschrodt & Voll (1994) mostraram que a estratigrafia original pode ser reconhecida tanto nos metassedimentos, quanto nas camadas de rochas ígneas.
2.1.3 – Geocronologia
Os dados isotópicos Rb-Sr de Crawford & Oliver (1969) foram usados por quase duas décadas para colocar limites de tempo na evolução geológica das rochas de alto grau do Sri Lanka. Estes dados sugeriram que o metamorfismo de fácies granulito na Série Highland ocorreu há 2 Ga, e que o metamorfismo Vijayan (presente nos complexos Vijayan e Wanni) ocorreu há 1.1 Ga.
Os dados Rb-Sr foram criticados e rejeitados (e.g., Hölzl et al. 1994) devido às seguintes razões: (1) os dados Rb-Sr foram obtidos por regressão de amostras geneticamente não relacionadas e/ou geograficamente espaçadas e, portanto, as idades não são confiáveis; (2) o equilíbrio e a homogeneização isotópica de Rb-Sr são limitados a apenas alguns
centímetros durante o metamorfismo de alto grau (estudos de isótopos estáveis fornecem suporte para a mobilidade limitada do Sr durante o metamorfismo de alto grau); (3) argumenta-se que o sistema Rb-Sr refere-se à idade da gênese do protólito e não do metamorfismo de alto grau.
Extensos estudos isotópicos U-Pb e a aplicação de técnicas, como SIMS, tem sido utilizados para estabelecer um novo quadro geocronológico para as rochas de alto grau do Sri Lanka (e.g., Hölzl et al. 1994, Kröner et al. 1994a, Nasdala et al. 2004, Sajeev et al. 2010). As idades de sedimentação e do metamorfismo de fácies granulito no Complexo Highland são, respectivamente, 2.0 Ga e 610-550 Ma (Hölzl et al. 1994, Schumacher & Faulhaber 1994, Tabela 2.1).
2.1.4 – O Campo de Gemas Ratnapura
Estima-se que cerca de 25% do total da área do Sri Lanka apresenta potencial para depósitos de gema (Dissanayake & Rupasinghe 1993). Durante as últimas décadas, muitas novas pedras preciosas e, até então desconhecidas, foram descobertas.
O Complexo Highland presumivelmente contém as rochas hospedeiras para as gemas (Dissanayake et al. 2000), ou seja, quase todos os depósitos de gema do Sri Lanka são derivados de rochas formadas na fácies granulito, localizadas no Complexo Highland, indicando claramente que havia condições petrológicas adequadas para a formação de pedras preciosas. Os campos de gema do Sri Lanka estão localizados, principalmente, em regiões de alta pressão, no sudeste, e em algumas regiões do norte. Estes são muito menos proeminentes em regiões de baixa pressão. As temperaturas de formação dos minerais gema no Complexo Highland variam de 700 °C a 900 °C (Prame 1991).
A presença de metassedimentos ricos em Al, regimes de alta pressão e temperatura, metamorfismo de contato e extensa atividade com presença de fluidos foram os pré-requisitos para a formação de gemas dentro do Complexo Highland (Munasinghe & Dissanayake 1981).
Os depósitos de gema são, em sua maioria, do tipo sedimentar, sendo estes classificados como residual, eluvial e aluvial (Dahanayake et al. 1980). Os depósitos aluviais são mais amplamente distribuídos no Sri Lanka, sendo o campo de gemas Ratnapura um bom exemplo. Eles costumam atingir profundidades de mais de 20 metros e, geralmente, contêm duas ou três camadas de gema. Ocorrem, principalmente, em terraços aluviais antigos e planícies de inundação, possuindo grãos bem arredondados. As camadas de gema nestes
depósitos são marcadamente heterogêneas, exibindo uma variedade de formas e tamanhos, que indicam mudanças frequentes no curso e na velocidade dos fluxos.
O campo de gemas Ratnapura é, de longe, o mais importante do Sri Lanka. Como mostrado na Figura 2.2, as áreas abrangidas pelo campo de gemas Ratnapura consistem de rochas metamórficas pré-cambrianas do tipo charnockito-metassedimentar. Os principais tipos de rocha são charnockitos, granada-sillimanita granulitos, anfibolitos e granada-biotita gnaisses granulíticos. Destes, os charnockitos e os granada-sillimanita granulitos pelíticos são os mais abundantes. A ocorrência de rochas intrusivas de zircão granitos, veios de quartzo e pegmatitos é de importância particular (Dissanayake et al. 2000).
O campo Ratnapura é constituído por aluviões do Pleistoceno ou sub-recentes, com faixas de cascalho de minerais pesados depositados na planície de inundação de rios, ou nos leitos de afluentes abandonados, ou ainda no sopé das encostas íngremes (Wadia & Fernando 1945). Os minerais pesados, incluindo as gemas, foram depositados durante períodos de intensas inundações, que causaram a remoção mecânica destes minerais de suas áreas de origem.
As principais gemas encontradas no campo de Ratnapura são: ametista, andalusita, apatita, berilo, crisoberilo, citrino, corindon, diamante, danburita, diopsídio, ekanita, granada, cordierita, kornerupina, escapolita, sillimanita, sinhalita, espinélio, taaffeita, topázio, turmalina e zircão (Dissanayake & Rupasinghe 1993).