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V.3.l - Introdução

Os processos de alteração hidrotermal provocam uma reorganização química e de massa nas rochas. Como conseqüência, alguns elementos comportam-se de maneira móvel e tendem a entrar ou sair das rochas submetidas à alteração. Outros, com maior dificuldade de formar complexos solúveis e ser transportados, permanecem na rocha mesmo após sua completa transformação; são os elementos imóveis.

Em locais onde o hidrotermalismo foi um processo significativo, torna-se muito difícil o tratamento dos dados químicos com credibilidade, pois elementos considerados imóveis em regiões clássicas, e então utilizados como

indicadores petrogenéticos, não necessariamente comportam-se da mesma forma em outras áreas. Deste modo, faz-se

necessário o conhecimento quantitativo das variações de rassa ocorridas em decorrência da alteração da rocha para a

melhor compreensão do metassomatismo que atuou na região. Nos itens a seguir, proceder-se-á ao tratamento dos resultados de análise química de rocha com o objetivo de compreender os processos metassomáticos ocorridos na área do presente trabalho.

V.3.2 - Metodologia

Em áreas submetidas a intenso processo de metassomatismo, uma das maiores dificuldades é a

identificação da rocha original e, com isso, dos ganhos e perdas de material envolvidos no processo.

A identificação da rocha original depende de amostragem bem sucedida e criteriosa. Para a definição quantitativa do fluxo de material durante o proceso,

diferentes métodos foram desenvolvidos, com eficácias variadas.

No presente trabalho, utilizaram-se os métodos de Gresens (1967) e Grant (1986) para estudar a variação dos elementos durante os processos de alteração que atuaram na área.

Gresens (19 67) desenvolveu um método quantitativo para a determinação de perdas e ganhos de material durante processos de alteração baseado na relação entre variações de composição e de volume que acompanharam tais processos. Para aplicá-lo, necessita-se conhecer a composição química da rocha original, a rocha alterada e a densidade de ambas.

Para o cálculo dos valores de perdas e ganhos de um componente pelo método de Gresens (1967), utiliza-se a seguinte equação:

Xn = [fv(gÀ/g0)CnA - Cn°].100, (V.l)

onde:

fv = fator de volume para a alteração: fv=(C0/CA)(g0/gA);

g = densidade (g/cm ); n = índice para componente;

C = concentração do componente na amostra; 0 = índice para amostra original;

A = índice para amostra alterada.

A escolha do fator de volume (fv) é relativamente subjetiva. Para cada componente existe uma relação linear entre Xn e fv. 0 ponto em que as linhas definidas para um ou

mais componentes cortam Xn=0 é considerado como sendo o fv

resultante da modificação de volume ocorrida na rocha original em decorrência da sua alteração. Os componentes com valores de fv próximo a esse são considerados praticamente imoveis durante aquela alteração.

Grant (1986) utilizou o método de Gresens (1967) para construir um diagrama de isócona (linha em que a variação de concentração é igual a zero) . Para empregá-lo,

plota-se a rocha alterada contra a rocha precursora,

necessitando-se ou não do prévio conhecimento dos valores de densidade das duas .

A equação definida por Grant (1986) para expressar a variação de concentração de um componente em relação ao seu teor antes da alteração é a seguinte:

Cn/Cn° = (MA/M°)(CnA/Cn°) - 1, (V.2)

onde:

M = massa da amostra;

MA _/MO _{= l/inclinação da isócona.}

Na Zona Greisenizada Principal do Maciço Mangabeira, é possível observar-se a transição de uma rocha pouco ou nada transformada para o seu fácies alterado. Em vista disso, pôde-se fazer uma amostragem segura para a aplicação dos métodos de Gresens e Grant. Foram escolhidas as amostras MG8A1, MG8A3 e MG8A4 para o estudo da mobilidade de elementos no processo de alteração do granito g2d e as amostras MG26A e MG26B para estudar a alteração do granito à albita e topázio.

A determinação de densidade foi feita em uma balanca de Jolly, sendo a água destilada o meio líquido. Os valores obtidos foram os seguintes, em g/cm3_:

MG8A1: 2,66; MG8A3: 2,765; MG8A4: 2,85; MG26A: 2,58; MG26B: 3,14.

Para a escolha do fator de volume (fV) utilizado para a determinação das perdas e ganhos de elementos pelo método de Gresens (1967), optou-se pelo valor médio de fator de volume dentre os pontos concentrados na porção central do gráfico obtido pela interseção das 'equações de composição-

volume com a linha de ganho-perda igual a zero, excluídos os elementos de comportamento sabidamente móvel. Deste modo, os

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valores de fV obtidos foram 1.25, 1.645, 1.98 e 2.14, respectivamente para os pares MG8A1-MG8A3, MG8A3-MG8A4,

MG8A1-MG8A4 e MG2 6A-MG2 6B (figuras V.l e V . 2 ) .

Com o objetivo de melhor caracterizar a perda ou ganho de um determinado componente durante a alteração, a equação V.l foi dividida pela concentração do componente na rocha original, Cn°, quando da utilização do método de

Gresens (1967) nas rochas da ZGP. Assim:

XnA-Xn0 = Xn/Cn°, (V.3)

onde:

XnA _-XnO _{= perda ou ganho de um componente}

em relação ao seu teor na rocha menos alterada.

Figura. V.2 - Valores de fator de volume (fv) para o par MG26A-MG26B obtidos pela interseção das equações de composição-volume com a linha de ganho-perda igual a zero, segundo Gresens (1967).

Na aplicação do método de Grant (1986), a escolha da isócona mais adequada deu-se com o auxílio dos resultados obtidos pelo método de Gresens (1967) e da petrografia,

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dentro das possibilidades apresentadas. Procurou-se, sempre que possível, incluir nas isóconas as terras raras mais imóveis, cujo comportamento foi previamente determinado pelo

método de Gresens (1967) . Optou-se, assim, pelas isóconas Fe2O3-Gd, Th-Ho-Dy, Ti02-Th-terras raras pesadas e T h - T i 02

Ura os pares MG8A1-MG8A3, MG8A3-MG8A4, MG8A1-MG8A4 e MG26A- MG26B, respectivamente (figuras V.3A, V.3B, V.3C e V . 4 ) . Para o cálculo das perdas e ganhos de componentes, utilizou- se a equação V. 2 .