7.2 MODELO PETROGENÉTICO

Existe grande concordância na literatura de que, de maneira geral, os magmas graníticos herdam suas características geoquímicas das suas regiões-fonte.

Os resultados petrológicos obtidos para o Granito Matupá sugerem que este seja cálcio- alcalino, provavelmente gerado em ambiente pós-colisional, em condições de elevada fugacidade de oxigênio, tendo sua evolução ocorrido por processo de cristalização fracionada. O magma granítico original era homogêneo e resultou ou da fusão de uma fonte crustal única ou da mistura completa entre fontes mantélica e crustal.

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Figura 2.49 - Diagrama esquemático para ilustrar o modelo em quatro estágios para a evolução magmática de um cinturão colisional, segundo Harris et al. (1986) e Crawford & Windley (1990).

Os dados litogeoquímicos, como ausência de anomalia negativa de Y em diagramas multielementares, presença de anomalia negativa de Eu e baixos conteúdos de Sr, sugerem geração e evolução do magma granítico a pressões menores que 10 Kb. Esses dados são compatíveis com os resultados geobarométricos, que apontam pressões entre 3,3 e 4,5Kb para

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a cristalização do Granito Matupá.

O modelo para a evolução magmática de um cinturão colisional proposto por Harris et

al. (1986) e adaptado por Crawford & Windley (1990) para leucogranitos do Himalaia pode ser utilizado para explicar a geração do Granito Matupá em ambiente pós-colisional. O modelo considera a colisão de placas um evento dinâmico, com evolução em quatro estágios, cada um envolvendo uma região-fonte característica para o magmatismo (figura 2.49).

O primeiro estágio compreende a fase de subducção anterior à colisão. O magmatismo gerado é cálcio-alcalino, derivado do arco vulcânico pré-colisional, sendo conseqüentemente enriquecido em elementos LIL, considerados típicos de magmas derivados do manto e modificados por litosfera oceânica subductada.

Durante a fase de colisão (estágio 2a), o magmatismo resultante compreende muscovita granitos, peraluminosos, gerados durante o espessamento crustal. Após o evento colisional (estágio 2b), formam-se as suítes cálcio-alcalinas pós-colisionais, com características químicas semelhantes às de granitos de arco vulcânico, a partir da cunha de manto enriquecida em LIL existente sobre a litosfera oceânica subductada (figura 2.49).

Durante a subducção, a cunha de manto é abastecida de fluidos e líquidos silicosos pela placa descendente. Fases hidratadas como anfibólio e flogopita agem como receptores de elementos incompatíveis. Após a colisão, o aporte da placa é removido e, como a água presente está presa nas fases minerais, а аН2О do sistema diminui. À medida que as isotermas

relaxam em direção à geoterma de equilíbrio e a temperatura aumenta devido ao deslocamento da cunha de manto para baixo pelo espessamento e subducção da crosta sobrejacente, as fases hidratadas começam a fundir, levando à produção de líquidos enriquecidos em elementos LIL. Esses magmas intrudem a base da crosta, ocasionando fusão e contaminando o magma

produzido na crosta também por relaxação termal. O tipo de granito produzido vai depender dos componentes da fonte crustal e mantélica e do domínio de um sobre o outro (Crawford & Windley, 1990).

Após o pico de espessamento crustal, começa a haver extensão como resultado de a crosta tornar-se gravitacionalmente instável, o que leva ao soerguimento e fusão da astenosfera. Esses líquidos mantélicos podem então intrudir a base da crosta (estágio 3; figura 2.49). Se a crosta é suficientemente fina, há produção de magma basáltico, ao passo que se a crosta é mais espessa, o calor dos magmas da interface crosta-manto provoca fusão da crosta inferior para produzir magmas graníticos geralmente alcalinos e classificados como do tipo A.

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Figura 2.50 - Diagrama esquemático para a evolução do magmatismo gerado durante a distensão Variscana dos Pirineus (Innocent et al., 1994). (a) Evento compressional; (b) extensão tectônica associada a colapso gravitacional pós-orogênico. A relaxação da tensão tectônica induz à liberação da energia potencial acumulada durante o espessamento crustal. Ocorre o afinamento do manto litosférico devido à ascensão da astenosfera, resultando em um gradiente termal excepcionalmente elevado. Os magmas que ascendem do manto são responsáveis pela anatexia da crosta, gerando plutons compostos e magmas cálcio-alcalinos; (c) último estágio do afinamento crustal, onde há ascensão da astenosfera até completo desaparecimento da litosfera, resultando em magmas originados no manto astenosférico, com pouca contaminação crustal; (d) completa reconstrução do manto litosférico.

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Um modelo alternativo à correlação clássica do magmatismo orogênico com uma placa subductada foi utilizado para explicar a gênese do magmatismo cálcio-alcalino dos Pirineus e do Platô Tibeteano, respectivamente por Innocent et ai. (1994) e Inger (1994). Enquanto as rochas do Tibete são consideradas inteiramente crustais, os magmas cálcio-alcalinos variscanos dos Pirineus são interpretados como gerados por mistura de líquidos derivados do manto litosférico ou astenosférico com uma crosta fundida.

De acordo com o modelo (figura 2.50), a existência de magmatismo cálcio-alcalino com características isotópicas crustais poderia estar relacionada com uma tectônica extensional pós- orogênica. Após a fase de encurtamento crustal, a compressão cessa (figura 2.50a). Há a instalação do colapso orogênico, causado pela instabilidade gravitacional da crosta espessada, ou seja, a litosfera não suporta o peso do orógeno, que se espalha lateralmente e a litosfera tende a retornar à espessura normal, isostaticamente estável.

O colapso orogênico causa o afinamento da crosta previamente espessada e a geoterma, perturbada do seu estado de equilíbrio durante o espessamento crustal, relaxa para temperaturas mais elevadas enquanto a crosta retorna à espessura normal, resultando em um gradiente termal excepcionalmente elevado e induzindo fusão parcial da crosta inferior (figura 2.50b). Esses processos de fusão geram magmas cálcio-alcalinos, os quais também podem derivar da mistura da crosta fundida com magmas vindos do manto litosférico (Vissers, 1992; Innocent et ai., 1994).

Os últimos estágios do afinamento crustal resultam no soerguimento da astenosfera e progressiva erosão do manto litosférico subcontinental, causando seu afinamento até o completo desaparecimento. Os magmas então resultantes mostram forte influência do manto astenosférico (figura 2.50c). Por fim, há a completa reconstrução do manto litosférico, originando magmas tipicamente anorogênicos (figura 2.50d).

De acordo com o modelo proposto por Tassinari (1996) e Sato & Tassinari (1997) para a evolução crustal da Amazônia, núcleos arqueanos foram amalgamados através de cinturões móveis com idades relacionadas ao ciclo orogênico Transamazônico. Por sua vez, esses grandes fragmentos neoformados foram agregados por uma sucessão de arcos magmáticos com idades variáveis desde 1,9 até 1,55 Ga. A proposta envolve a subducção de placa oceânica, estando, portanto, em conformidade com o modelo de Harris et al. (1986), que, com base nos dados existentes, parece o mais adequado para explicar o magmatismo cálcio-alcalino do tipo Matupá, gerado em ambiente de arco vulcânico ou pós-colisional sob influência de placa oceânica subductada.

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