DISCUSSÕES

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7.1- GEOQUÍMICA E GÊNESE DO CORPO CÓRREGO DOS BOIADEIROS

No que tange as características químicas das rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros, nota-se teores de SiO2 relativamente altos para rochas de composição ultramáfica.

Segundo Roeser (1987), a grande participação de SiO2 na composição química destes litotipos se deve

à adição deste elemento a partir de processos metassomáticos, ou então à retirada de MgO do sistema junto ao fluido aquoso circulante. Este comportamento geoquímico também é citado por Veiga (2011) em rochas metaultramáficas situadas na Folha Mariana 1:100.000. A remobilização desse e de outros elementos como CaO e Al2O3, dificultam a inserção de algumas amostras nos parâmetros das suítes

komatiíticas propostas por Viljoen & Viljoen (1969) e Arndt & Nisbet (1982). Arndt (1994) explica que a dificuldade se deve as diferentes taxas de mobilidade entre CaO e Al2O3 durante o processo

metassomático.

Entretanto, a caracterização petrológica e geoquímica do protólito das rochas metaultramáficas se torna possível por meio dos diagramas propostos por Jensen (1976), Viljoen & Viljoen (1969) e Hallberg (1985). Segundo os parâmetros propostos por Viljoen & Viljoen (1969) e Jensen (1976), as rochas metaultramáficas do CCB se assemelham quimicamente a peridotitos de composição komatiítica. Com base nos gráficos de Hallberg (1985), sugere-se que o ambiente de formação do protólito destas rochas esteja relacionado ao campo de interseção entre os komatiitos cumuláticos (CK) e os sills acamadados de alto magnésio (LMS), ambos relacionados a um ambiente anorogênico. Em algumas seções delgadas são observadas texturas blastocumuláticas (vide capítulo 3) indicativas de cristalização do protólito em uma câmara magmática estável, o que corrobora as interpretações geradas pelos diagramas supracitados. No diagrama de ambiência tectônica de cromititos de Irvine (1967) (vide capítulo 4), nota-se que as cromitas pertencentes aos metaultramafitos do CCB plotam no campo das cromititos estratiformes, o que também sugere que estas rochas estejam associadas a um ambiente de formação anorogênico.

O padrão de fracionamento ETR destas rochas, consideravelmente semelhante ao padrão condrítico de Evensen et al. (1978), sugere que os metaultramafitos do CCB tenham se originado a partir da fusão de um manto primitivo pouco diferenciado. As razões La/YbN inferiores a 1 em

algumas amostras sugerem ainda que a fonte mantélica era empobrecida em ETRL. Em contrapartida, litotipos considerados mais metassomatizados, a saber, esteatito e clorita-tremolita xisto exibem padrões de distribuição de ETR consideravelmente mais altos do que o condrito de Evensen et al. (1978). Segundo Fowler et al. (1983), a ação conjunta de processos metassomáticos associados a

fluidos hidrotermais são importantes mecanismos de remobilização e enriquecimento de ETR em rochas metaultramáficas. Este comportamento de ETR também foi verificado por Veiga (2011) em rochas metaultramáficas metassomatizadas, a saber, talco xistos, situadas na região da Folha Mariana 1:100.000. No entanto, ao se comparar o conjunto litológico metaultramáfico do CCB a litotipos ultramáficos estudados por outros autores, observa-se que as rochas do CCB se assemelham, em termos de assinatura dos ETR, aos litotipos intrusivos de grandes complexos acamadados tais quais Bushveld (Frey et al. 1971) e Stillwater (Jackson 1967).

Com base nos diagramas propostos por Irvine & Baragar (1971), Jensen (1976) e Le Bas et al. (1986), as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros pertencem à série subalcalina e se assemelham geoquimicamente às rochas de composição tholeiítica de alto Mg, à exceção de uma amostra que plota no campo dos basaltos calcioalcalinos. Devido ao alto teor de magnésio, não é possível caracterizar as rochas metamáficas como tholeiiticas ou calcioalcalinas, porque elas plotam próximas ao vértice MgO.

Com base nos diagramas de Pearce et al. (1977) e Meschede (1986), sugere-se que o protólito ígneo dessas rochas tenha sido gerado em um ambiente geológico similar aos basaltos de cadeias oceânicas, ou seja, os MORB. Por conseguinte, é possível que estas rochas sejam geneticamente associadas a um ambiente tectônico distensivo, isto é, anorogênico.

Em termos de ETR, o padrão de fracionamento semelhante ao padrão condrítico de Evensen et al. (1978) sugere que as rochas metamáficas do CCB tenham sido oriundas da fusão de um manto primitivo, pouco diferenciado. Além disso, pronunciadas anomalias positivas do elemento európio no padrão de ETR indica a cristalização de plagioclásio neste litotipo.

Ao se comparar a assinatura dos ETR dos termos metamáficos do CCB com litotipos previamente estudados por outros autores, verifica-se que os termos metamáficos do CCB se assemelham, em termos de assinatura ETR, aos termos metaultramáficos do CCB e aos litotipos pertencentes a complexos ígneos intrusivos como os de Bushveld (Frey et al., 1971) e Stillwater (Jackson 1967).

Portanto, as similaridades geoquímicas, tais quais os padrões de assinatura dos ETR, bem como a mesma ambiência geológica, em um contexto anorogênico, permite interpretar uma cogeneticidade dos protólitos das rochas metaultramáficas e metamáficas pertencentes ao Corpo Córrego dos Boiadeiros. Embora tema de estudo (Costa et al. 1992, Costa 1995), a cogeneticidade entre os termos máficos e ultramáficos era ponto de discussão até o presente, devido à ausência de dados geoquímicos, sobretudo no que tange às assinaturas dos ETR, que embasassem esta interpretação. Por fim, é provável que o CCB esteja associado à abertura da bacia Rio das Velhas, configurando um corpo intrusivo disposto nas porções basais deste greenstone belt, conforme sugerido

pelos estudos de Gair (1962), Pomerene (1964), Dorr (1969), Herz (1978), Costa (1995) e Zuchetti & Baltazar (2000).

7.2- METAMORFISMO NO CORPO CÓRREGO DOS BOIADEIROS

Os serpentinitos do CCB são constituídos pela associação mineral serpentina + magnetita. Segundo Best (1982), a expressiva predominância de serpentina neste litotipo pode ser resultante da hidratação de olivina e inserção de SiO2 no fluido aquoso, conforme a seguinte reação:

3 Olivina + SiO2 + 4 H2O → 2 Serpentina (1)

De acordo com Coleman (1977) a serpentina pode ser oriunda não somente a partir da hidratação de olivina, mas também a partir da hidratação de ortopiroxênio, por meio da seguinte reação:

Olivina + Enstatita + H2O → Serpentina (2)

Estas reações caracterizam o processo de serpentinização em rochas ultramáficas (como por exemplo, dunitos e harzburgitos), acompanhado ou não de entrada de SiO2 em fluidos aquosos

circulantes advindo de rochas encaixantes mais ricas em sílica. Segundo Coleman (1977) e Best (1982), estas reações se desenvolvem no intervalo da fácies xisto verde. Bucher & Grapes (2011) elucidam que nas reações citadas acima é comum que haja principalmente o consumo do componente forsterítico (i.e magnesiano) das olivinas. O componente faialítico (i.e ferroso), por sua vez, é responsável pela origem de magnetita, também em condições metamórficas de fácies xisto verde, conforme a reação:

3 Faialita + 2 H2O → 2 Magnetita + 3 SiO2aquoso + 2H2 (3)

Segundo Bucher & Grapes (2011), todo o SiO2 liberado em meio aquoso como produto da

reação (3) é consumido na reação (1), dando origem à serpentina a partir do componente forsterítico da olivina. Ainda de acordo com os autores supracitados, a magnetita gerada pela reação (3) tende a se nuclear em torno de cromita primária, como é amplamente observado no capítulo 4.6.

Em grande parte dos afloramentos de serpentinito expostos nas bancadas da mineradora Pedras Congonhas são observados veios compostos por crisotila com espessura milimétrica a centimétrica. Bucher & Grapes (2011) descrevem a formação da crisotila em condições metamórficas de fácies sub-xisto verde, em temperaturas inferiores às requeridas para as reações (1), (2) e (3). Segundo esses autores, a crisotila formar-se-ia no intervalo de temperatura de 250º a 300ºC por meio da reação:

Antigorita + 3 Brucita → 17 Crisotila (4) O esteatito é composto basicamente pela associação mineral talco + carbonato (magnesita) além de pequenos teores de serpentina e tremolita (< 5%). Bucher & Grapes (2011) descrevam a formação de talco a partir de olivina segundo a reação abaixo:

3 Forsterita + 5SiO2aquoso + H2O → 2 Talco (5)

No entanto, é mais provável que, no contexto do CCB, o esteatito tenha sido gerado a partir do próprio serpentinito, pois, em escala de afloramento, é comum observar que o esteatito ocorre entremeado ao serpentinito nas porções mais cisalhadas do CCB. Segundo Winkler (1977), o processo que descreve a talcificação do serpentinito inclui ainda a participação de fluidos como o CO2,

conforme elucidado pela reação abaixo:

2 Serpentina + 3CO2

→

O tremolita-serpentina granofels é caracterizado pela associação mineral serpentina + tremolita ± talco. Em algumas amostras também ocorre Mg-clorita em quantidades inferiores a 10% em volume. Segundo Bucher & Grapes (2011), no sistema químico CMSH a formação da tremolita pode ocorrer pela alteração do piroxênio primário do protólito ultramáfico, aproximadamente no limite superior da fácies xisto verde (em torno de 500ºC). Entretanto, a adição de Ca carreado por fluidos conduzida por zonas de cisalhamento, ou condutos, pode também ser um fator formador da tremolita encontrada neste litotipo. A origem da serpentina pode ser explicada a partir da hidratação de olivina e inserção de SiO2 no fluido aquoso, segundo a reação (1). Ademais, a preservação de texturas

reliquiares do protólito ultramáfico nestas rochas (vide capítulo 3.2.1) pode também indicar que o metamorfismo não tenha excedido fácies anfibolito, além de sugerir que a deformação fora incipiente em algumas porções do CCB.

O clorita-tremolita xisto é constituído pela associação mineral tremolita + Mg-clorita ± talco ± flogopita. Serpentina pode ocorrer em quantidades não superiores a 5%. Este litotipo é encontrado invariavelmente nos testemunhos de sondagem mais profundos em proximidade aos litotipos encaixantes do corpo (isto é, próximos aos xistos pelíticos do Grupo Nova Lima). A ocorrência de flogopita neste litotipo pode estar associada à migração do K advindo das rochas encaixantes por meio de fluidos hidrotermais conduzidos por zonas de cisalhamento. Segundo Evans (1977), a geração da clorita em rochas metaultramáficas pode ser explicada pela simples percolação de fluidos hidrotermais em baixas temperaturas (em torno de 450ºC) a partir de um protólito ultramáfico que contenha alumínio em sua composição, como por exemplo:

Contudo, dado o fato que o clorita-tremolita xisto ocorre em contato com as encaixantes xistosas do CCB, é mais provável que o Al tenha migrado junto ao K por meio de fluidos hidrotermais conduzidos por zonas de cisalhamento, dando origem às cloritas deste litotipo. A origem do talco pode ser expressa como produto das reações (5) ou (6). Como não foi observada a presença de carbonato (magnesita) neste litotipo, é provável que a reação (5) tenha ocorrido para geração de talco. A formação da tremolita pode ter-se dado a partir da migração de Ca junto aos demais elementos advindos das rochas encaixantes.

O representante metamáfico, clinozoisita-actinolita granofels, é composto pela associação actinolita + clinozoisita ± clorita ± plagioclásio (albita). Quartzo é encontrado em algumas amostras não ultrapassando 5% da moda. Esses minerais compõem a associação característica de rochas metamórficas de protólito máfico (sistema NCMASH) descrita para fácies xisto verde (Bucher & Frey 1994, Bucher & Grapes 2011). Segundo Bucher & Grapes (2011) a geração da associação mineral observada pode estar relacionada tanto à transição da fácies sub-xisto verde para xisto verde em um metamorfismo progressivo, quanto ao processo de hidratação de uma rocha de composição máfica. Costa (1995) interpreta o protólito das rochas metamáficas do CCB como sendo um gabro, portanto constituído da associação mineral primária piroxênio + plagioclásio. Segundo Bucher & Grapes (2011), a hidratação da associação primária piroxênio + plagioclásio, em condições metamórficas de fácies xisto verde, ocasionaria uma série de reações contínuas, descritas abaixo:

Clinopiroxênio + Ortopiroxênio + Plagioclásio (Anortita) + H2O → Hornblenda (8)

Ao desmembrar o produto hornblenda nos seus componentes tschermakita e edenita, têm-se ao fim, respectivamente:

(Tschermakita) + 22 H2O → 7 Clorita + 13 Tremolita + 12 Clinozoisita + 14 Quartzo (9)

(Edenita) + Quartzo → Albita + Tremolita (10) De acordo com Bucher & Grapes (2011), concomitantemente às reações supracitadas, é comum que o plagioclásio remanescente da reação (8) torne-se gradualmente mais sódico.

A amostra FS3-C13-48m é interessante do ponto de vista petrográfico, pois possui epidoto ss. e grande quantidade de carbonato. Bucher & Grapes (2011) descrevem a ocorrência de carbonatos em rochas metamáficas de fácies xisto verde como produto da reação abaixo:

2 Clinozoisita + 3 Actinolita + 10 CO2 + 8H2O → 3 Clorita + 10 Calcita + 21 Quartzo (11)

No que tange à petrogênese de rochas metamáficas, o campo de estabilidade da fácies xisto verde é definido, dentre outros aspectos, pela composição química do plagioclásio (Bucher & Frey

1994, Bucher & Grapes 2011). Segundo estes autores, em rochas metamáficas a fácies xisto verde é caracterizada pela estabilidade da albita com até An10, ao passo que a passagem para a fácies anfibolito

é marcada por sua substituição por oligoclásio com An17 – 20. A este intervalo composicional descrito

acima, dá-se o nome Isógrada do Oligoclásio. Como o plagioclásio analisado no clinozoisita-actinolita granofels possui teores de anortita invariavelmente inferiores a An5 (vide capítulo 4.5) deduz-se,

portanto, que a rocha é de fácies xisto verde, o que coincide com o campo de estabilidade das demais associações minerais observadas para as rochas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

As rochas metultramáficas e metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros apresentam evidências de que o metamorfismo atuante neste corpo tenha sido associado a processos metassomáticos. As paragêneses minerais hidratadas sugerem que o processo metamórfico no CCB tenha sido assistido por fluidos hidrotermais conduzidos por zonas cisalhadas, ao passo que as variações nos teores de elementos químicos como SiO2 e MgO sugerem migração destes nos fluidos

mobilizados no metassomatismo. De modo geral, porém, verifica-se que as associações minerais encontradas nos litotipos do CCB indicam que o pico metamórfico se aproximou do limite superior da fácies xisto verde. As texturas reliquiares como blastocumuláticas sugerem a preservação de algumas características originais do protólito em porções mais preservadas da deformação. Os veios de crisotila sugerem um evento tardio em condições da zona de transição entre a fácies sub-xisto verde e xisto verde.

7.3- BALANÇO DE MASSA E EVOLUÇÃO PEDOGENÉTICA

Em termos de elementos maiores, a evolução química do manto de intemperismo associado às rochas metaultramáficas indica um ganho progressivo de elementos como Fe2O3, Al2O3 e um

decréscimo gradual de MgO e SiO2 da base para o topo do perfil. De acordo com Silva & Oliveira

(1995), este comportamento representa a mais típica evolução pedogenética em solos de composição ultramáfica. Esta variação química é corroborada pelos difratogramas de Raios-X, os quais mostram o aparecimento de hidróxidos de Fe e Al, a saber, de goethita e gibbsita e o desaparecimento de minerais magnesianos como antigorita (serpentina) e talco da base para o topo do perfil. O comportamento peculiar do Cr2O3 no manto de intemperismo estudado é similar ao descrito por autores como Hotz

(1964), Rabenhorst et al. (1982) e Gough et al. (1989) para solos derivados de rochas ultramáficas em diversas regiões. De acordo com estes autores e com o exposto nesta dissertação, a concentração de Cr2O3 tipicamente aumenta da base para o topo do perfil pedogenético. Oze et al. (2004) sugerem que

a acumulação de Cr2O3 em solos ultramáficos se deve à concentração de fases ricas em cromo

resistentes ao intemperismo como a cromita. Esta observação é confirmada pelo observado no padrão de DRX, o qual mostra a presença da cromita no horizonte A (fácies Solum), que é o horizonte mais enriquecido em Cr2O3.

Em termos de elementos traços, observou-se um enriquecimento em níquel no manto de intemperismo. Oliveira et al. (1992) afirmam que este enriquecimento pode estar relacionado à acumulação deste elemento nas estruturas químicas de serpentinas e goethita durante o processo de intemperismo da rocha ultramáfica em condições oxidantes. O ganho constante de vanádio em mantos de intemperismo derivado de rochas ultramáficas, como o aqui estudado, é descrito por Kabata- Pendias (2011) como resultante da acumulação deste elemento na estrutura de hidróxidos de ferro. Cobalto exibe comportamento de ganho em todo o perfil pedogenético, culminando com ganhos próximos a 500% nas fácies de Transição (Horizonte B) e Sólum (Horizonte A). De acordo com McKenzie (1972) este comportamento está associado à sorção de Co ou à substituição parcial de Mn por Co na estrutura de óxidos de ferro e manganês. Platina exibe moderada a alta concentração na base do manto de intemperismo, porém ocorre desfalcada nas porções superiores do perfil. Este padrão de comportamento também é observado por Traoré et al. (2008) e Ndjigui & Bilong (2010) em outros solos de composição ultramáfica. A característica concentração deste elemento na base do perfil pedogenético se deve à sua precipitação como ligas metálicas associadas aos óxidos de Fe (Bowles 1986, Bowles et al. 1994, Wimpenny et al. 2007). Embora não seja consenso entre os autores, o empobrecimento deste elemento nas porções superiores do perfil se deve provavelmente a processos naturais de solubilização e remobilização em condições oxidantes de intemperismo.

No que tange os elementos terras raras (ETR), são observadas concentrações relativamente elevadas em todo o perfil pedogenético e notadamente um maior enriquecimento dos Elementos Terras Raras Leves sobre os Elementos Terras Raras Pesados. O mesmo padrão de fracionamento é descrito por Braun et al. (1998) em solos lateríticos. A variação do somatório dos ETR de 2,76 ppm no protólito, até 48,78 ppm no horizonte mais superior do manto de intemperismo indica que os ETR permaneceram relativamente imóveis durante o processo de pedogênese.