4.5 Budskapet: den moralske påstand
4.5.1 En fredelig framtid
4.3.1. Antofilita-talco xisto e antofilitafels
Os tipos mais comuns de rocha metaultramáfica são antofilita-talco xisto e antofilita-fels (Figuras 4.2-a a 4.2-d), que se tratam de fato de um continuum em termos mineralógicos. Isto porque antofilita comumente cresce como cristais fibrorradiais posteriores à deformação, principalmente aproveitando pequenas fraturas (Figura 4.2-e). Talco xisto, sem antofilita, é no entanto, raramente observado por um raio maior que 50 cm. Extremos, em que antofilta em agregados fibrorradiais compõem mais 90% do volume da rocha são muito comuns. O talco aparece em lamelas marcando foliação, de cor branca a esverdeada e aspecto gorduroso típico. Já os cristais de antofilita são prismáticos, aciculares, finos e alongados, euédricos e estão em agregados fibrorradiais que alcançam até 5 cm de maior alongamento (Figuras 4.2-b, d, f e 4.3-a, b, c, d).
Neves & Ferreira (1999) descrevem ainda metaperidotitos formados por ortopiroxênio e olivina serpentinizados (Figuras 4.3-e a 4.3-h). A partir das lâminas obtidas pelas autoras e revistas no presente trabalho, a petrografia deste litotipo pode ser detalhado como uma rocha intensamente serpentinizada, localmente também alterada a talco e carbonato, contendo restos de olivina e clinopiroxênio, ambos com intenso fraturamento preenchido por serpentina. Os cristais de piroxênio são prismáticos, euédricos, com até 8 mm de comprimento. Os de olivina são anédricos a subédricos, com até 7 mm de comprimento. Antofilita sobrecresce a estrutura da rocha, em cristais prismáticos ou fibrorradiais, subédricos a euédricos, de até 4 mm de comprimento. Vênulas de carbonato localmente cortam a rocha (Figuras 4.3-i e 4.3-j). A serpentina, por sua vez, ocorre em estado de alteração para talco e carbonato. Provavelmente, esta sucessão representa um estágio incial de alteração seguida de metassomatismo, onde ocorre o acréscimo de sílica e carbonato (Neves & Ferreira, 1999).
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Figura 4.2. A) Típico afloramento de rocha metaultramáfica, com superfície rugosa e escura de alteração. B) Agregados fibrorradiais de antofilita. C) Talco xisto. D) Aspecto da rocha metaultramáfica relativamente fresca, com foliação bem marcada e cor verde. E) Agregados fibrorradiais de antofilita sobrecrescendo a foliação marcada pelo talco.
B
A
Talco Talco AntofilitaC
D
E
48
Figura 4.3. A) e B) Tremolita sobrecrescendo a foliação, marcada pelo talco, em nicóis descruzados e cruzados. C) Porção menos serpentinizada de rocha metaultramáfica. D) Caminho de tremolita em cristais fibrorradiais discordante da estrutura da rocha. E) Cristais de piroxênio alterados a serpentina. F) Detalhe do cristal de piroxênio.
1mm 1mm
Tlc
Tr
Tlc
Tr
B
A
F
1mm 250 µmSrp
Px
Srp
Px
E
250 µm 250 µmTr
Srp
Px
Tr
Tr
Cb
Px
C
D
49
Figura 4.3 (continuação). G) Rocha metaultramáfica intensamente serpentinizada em nicóis descruzados. H) Cristal de olivina parcialmente serpentinizado. I) Rocha a piroxênio e olivina intensamente serpentinizada, com vênula de carbonato cortando-a. J) Detalhe da vênula de carbonato.
4.3.2. Carbonato-actinolita xisto
Esta litologia é restrita aos arredores do diopsidito. Trata-se de um actinolita xisto alterado a quartzo e carbonato, de textura nematogranoblástica, granulação fina a média, com foliação incipiente dada pelo estiramento do carbonato e cristais de actinolita (Figura 4.4). A actinolita ocorre como finas agulhas que variam de orientadas a não-orientadas, de coloração verde escuro e brilho vítreo. Os cristais são prismáticos, subédricos e alcançam até 1,2 mm de maior alongamento. Podem estar em hábito fibrorradial. Os cristais de carbonato são granulares, de granulação fina, alongados e localmente com maclas de geminação polissintética. Localmente é cortada por veios de quartzo milimétricos a centimétricos.
1mm 250 µm
Srp
Cb
Px
Cb
Srp
I
J
250 µm 250 µmSrp
Ol
Srp
G
H
50
Figura 4.4. Rocha encaixante imediatamente nas imediações do diopsidito: A) Detalhe da abundância de carbonato. B) Detalhe de cristais fibrorradiais de actinolita. C) Cristais orientados de actinolita maracndo foliação. D) Em escala macroscópica.
O gráfico na Figura 4.5 mostra a composição dos anfibólios nas proximidades do diopsidito e inclusos nos cristais de diopsidito, provavelmente provenientes do retrometamorfismo. Todos eles caem no campo da actinolita, mas muito próximo do campo da tremolita devido ao alto Mg#. Nos cristais de anfibólio da rocha encaixante, o Mg# varia entre 0,82 e 0,84, enquanto que naqueles inclusos nos cristais do diopsidito varia entre 0,85 e 0,87. A composição em %wt de óxidos como Na2O, Al2O3 e Cr2O3 é muito semelhante e ocorre em valores absolutos baixos, respectivamente
entre 0,04-0,25 (média 0,11), 0,06 e 1,17 (média 0,38) e 0,0-0,49 (média 0,09).
Cristais sub-milimétricos a milimétricos de cromita, subédricos, amarronzados e com brilho submetálico encontram-se pintalgados ou mesmo concentrados em níveis submilimétricos da rocha. Como pode ser observado através da tabela 4.1, a composição dos cristais é quase pura, ocorrendo alguma substituição de Cr2O3 por Al2O3 e FeO por MgO e MnO.
250 µm 1mm
Act
Act
Act
Act
Cb
250 µmAct
Act
Act
C
D
A
B
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Tabela 4.1. Dados representativos das cromitas encontradas nas rochas encaixantes dos diopsiditos.
Figura 4.5. Dados químicos dos cristais de anfibólio na rocha encaixante do diopsidito, imediamente nas imediações. Os cristais são de actinolita, mas bem próximo ao limite do campo da tremolita, de acordo com a classificação de Leake et al. (1997).
4.3.3. Diopsidito
O diopsidito ocorre no limite inferior do corpo 2. A rocha é composta 90% por cristais de diopsídio, subédricos a euédricos, de coloração verde e brilho vítreo e sem orientação (Figura 4.6-a a 4.6-d). Os cristais variam desde milimétricos a centimétricos, sendo comuns entre 5 e 10 cm. Localmente, cristais de actinolita ou do próprio diopsídio ocorrem como inclusões, em seções primáticas e basais (Figura 4.6-e). O contato com o actinolita xisto do entorno é brusco (Figura 4.7- a) e vênulas de carbonato e quartzo leitoso estão misturados à rocha (Figura 4.7-b).
No. Na2O K2O MnO MgO CaO FeO Al2O3 TiO2 SiO2 Cr2O3 Total Ponto
4 0,00 0,00 0,60 0,30 0,12 31,31 2,52 0,02 0,06 58,02 92,93 Z06-C3-1 25 0,01 0,00 1,04 0,32 0,12 32,05 2,02 0,11 0,08 58,24 94,00 Z06-C3-2 26 0,05 0,01 0,66 0,36 0,09 31,67 2,28 0,06 0,64 57,06 92,88 Z06-C3-3
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Figura 4.6. A) Afloramento de diopsidito. B) Cristais centimétricos, prismáticos e euédricos de diopsídio. C) Detalhe de cristal de diopsídio. D) Fotomicrografia de diopsídio analisado em microssonda. E) Cristal de diopsídio localmente uralitizado a actinolita. Diopsidito
A
B
1mmDi
Di
C
D
250 µmDi
Act
E
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Figura 4.7. A) Contato entre carbonato-actinolita xisto (rocha encaixante) com diopsidito. B) Veio de carbonato e quartzo cortando diopsidito.
Os cristais de de diopsídio possuem Mg# alto, comumente entre 83% e 90% e valores baixos, em wt%, de Al2O3, entre 0,04-0,24 (média de 0,14), e de Cr2O3, entre 0,06-0,84 (média de
0,30).
Dados químicos e petrográficos de diopsiditos pertencentes a ofiolitos têm sido recentemente publicados (Python et al., 2007; Santosh et al., 2010) e podem ser comparados com os obtidos na região de São José da Safira (SJS). Em relação à ocorrência de diopsiditos no ofiolito de Oman, que são ofiolitos pertencentes ao cinturão de ofiolitos contidos na cadeia de montanhas Alpinas (mas cujo ambiente tectônico preciso – cadeia oceânica ou bacia relacionada a arco - ainda está em debate), Python et al. (2007) caracterizam-nos petrologicamente. Nesta região, diques de diopsidito são encontrados na parte mais superior da seção mantélica, a maioria sendo subparalela ao paleo-Moho com mergulhos diferenciados. Quando existentes, as evidências de propagação desses diques são mais de direção lateral ou para baixo. Assim como o diopsidito de São José da Safira, são compostos quase que 100% por diopsídios, com variados tipos de textura (e que não se assemelham a de cumulatus). As rochas hospedeiras são serpentinitos e, em algumas amostras, veios de carbonato cortam cristais centimétricos de diopsídio. Da mesma forma como os cristais de actinolita presentes nas amostras de diopsídios e em suas paredes, os cristais de tremolita em Oman são pobres em Al2O3, mas são relativamente mais pobres também em FeO (cujos valores são
menores que 3%). O valor médio do Mg# dos diopsídos situa-se entre 95 e 100% e são depletados, bem como os de SJS, em Ti, Al, Cr, Na, etc (Figura 4.8). Com base nestes dados (que são comparativamente semelhantes aos obtidos para os diopsiditos de São José da Safira), Python et al. (2007) propõem que os diopsídios formaram-se em uma zona de transição muito estreita localizada entre a fronte de propagação de fluidos hidrotermais para zonas inferiores e o topo de um diápiro astenosférico, parcialmente fundido, que fez seu caminho pela litosfera. Com o aumento da
Diopsidito
Cb-Act xisto Cb-Act xisto Diopsidito
Veio Cb + Qtz
54 temperatura local, minerais hidratados nas rochas metaultramáficas, como serpentina e tremolita dão lugar à cristalização de diopsídio. A composição deste fluido seria rica em Ca, carbonatos (CO2) e provavelmente sílica. Nos diopsiditos de SJS isto é evidenciado pela íntima ligação dos
cristais de diopsídio com quartzo e carbonato(s), bem como pela presença do anfibólio rico em Mg, mas com uma quantidade significativa de Ca, que é a actinolita. O contato com as rochas hospedeiras também é rico em cristais de carbonato.
A origem magmática é descartada pela porcentagem em peso muito baixa de Cr e Al. Diopsídios típicos de peridotitos possuem concentração de Cr2O3 entre 0,5-2,5% e Al2O3 maior que
1,5%. Elementos menores como Ti e Na também possuem baixas concentrações e são plotados fora dos trends de cristalização fracionada e fusão parcial. Isto é, embora os valores de Mg# nos diopsiditos estejam dentro da faixa de valores magmáticos, a concentração dos elementos menores descartam esta origem.
Santosh et al. (2010) caracterizam diopsiditos que ocorrem na sutura colisional Palghat- Cauvery, no sul da Índia, durante a formação do supercontinente Gondwana, no Neoproterozóico- Cambriano. Nesta região ocorrem diques concordantes e discordantes de diopsidito em granulação grossa, às vezes maior que 6 cm, em rochas gabróicas. Os cristais possuem Mg# nos núcleos entre 84-89% e bordas entre 79-83%. Com base também na análise de Elementos Terras Raras, os autores propõem uma gênese para os fluidos hidrotermais em um ambiente de subducção. Estes dados foram comparados com os obtidos por Python et al. (2007) e mostrados na Figura 4.8. Como pode ser observado pela descrição, os dados petrográficos do diopsidito também são muito semelhantes aos encontrados em SJS.
Figura 4.8. A) Variação no conteúdo de Al2O3 versus Mg# nos cristais de diopsídio (cf. Python et al., 2007 e Santosh et
al., 2010). B) variação de Na2O versus Mg# nos cristais de diopsídio (cf. Santosh et al., 2010). PCSZ: sutura colisional Palghat-Cauvery.
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