Geocronologia aplicada ao mapeamento regional cprm

Capa: Foto panorâmica do Corcovado e Pão de Açúcar escolhida como cartão postal e um dos ícones do31º. Congresso Geológico Internacional realizado no Rio de Janeiro em agosto de 2000. O cartão postaldestacava as datações U-Pb de alta precisão obtidas pela técnica SHRIMP (ver Capítulo III, Item 4.3) nosdois monumentos geológicos. A menção às idades constam também da Placa Comemorativa aoreconhecimento do Pão de Açúcar como patrimônio geológico internacional, que foi inaugurada (in loco),mesma ocasião, pela União Internacional das Ciências Geológicas (IUGS/UNESCO). (Foto Ary Bassous/TYBA)

SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL-CPRMAGAMENON DANTAS Diretor Presidente

MANOEL BARRETO Diretor de Geologia e Recursos MineraisJOSÉ RIBEIRO MENDES Diretor de Hidrologia e Recursos Hídricos

FERNANDO PEREIRA DE CARVALHO Diretor de Relações InstitucionaisÁLVARO ALENCAR Diretor de Administração e Finanças

PUBLICAÇÕES ESPECIAIS DO SERVIÇO GEOLÓGICO DOBRASIL

Número 1, Setembro de 2006(versão Beta)

GEOCRONOLOGIA APLICADA AO MAPEAMENTOREGIONAL,

COM ÊNFASE NA TÉCNICA U-Pb SHRIMP E ILUSTRADACOM ESTUDOS DE CASOS BRASILEIROS

Por: Luiz Carlos da Silva

Brasília, Setembro de 2006

MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA - MME SECRETARIA DE GEOLOGIA MINERAÇÃO E TRANSFORMAÇÃO MINERAL -SME

I

Copyright © 2006

Impresso no Brasil

Direitos exclusivos para esta edição: Serviço Geológico do Brasil – CPRM.Todos os direitos reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser reproduzida por qualquer meio sem a autorizaçãoda CPRM. O texto foi elaborado para uso interno dos técnicos responsáveis pelo mapeamento básicodo SBG e para outros interessados no assunto. Como essa versão em fase de correção (Beta) foi disponibilizada nainternete, para interessados externos, devem ter conhecimento que parte da publicação poderá ser alterada em futurasedições, não cabendo ao autor ou ao SGB, qualquer responsabilidade advinda do uso por terceiros dessa edição. Sugestõese críticas devem ser encaminhadas autor no endereço: [email protected].

PUBLICAÇÕES ESPECIAIS DO SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASILNúmero 1, Setembro de 2006 (versão Beta)GEOCRONOLOGIA APLICADA AO MAPEAMENTO REGIONAL,COM ÊNFASE NA TÉCNICA U-Pb SHRIMP E ILUSTRADA COMESTUDOS DE CASOS BRASILEIROSPor: Luiz Carlos da Silva

NOTAS - ORIENTAÇÃO E USO

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ISBN 85-7499-016-7

Citação: O Texto deve ser citado da seguinte forma:

SILVA, Luiz Carlos da. 2006. Geocronologia aplicada ao mapeamento regional, com ênfasena técnica U-Pb SHRIMP e ilustrada com estudos de casos brasileiros.Brasília: CPRM,150 p.(Publicações Especiais do Serviço Geológico do Brasil; 1) Disponível em: < www.cprm.gov.br >Inserir data de acesso: dia/mês/ano

Silva, Luiz Carlos da. Geocronologia aplicada ao mapeamento regional, com ênfase na técnica U-Pb SHRIMP e ilustrada com estudos de casos brasileiros / Luiz Carlos da Silva - Brasília : CPRM, 2006. 134 p. ; 30 cm. - (Publicações Especiais do Serviço Geológico do Brasil; 1) 1. Geocronologia. 2. U-Pb SHRIMP. 3. Estudos de casos-Brasil. I. CPRM - Serviço Geológico do Brasil. II. Título

CDD 551.701

II

APRESENTAÇÃO DA DIRETORIA

Uma das interfaces mais reconhecidas dos Serviços Geológicos de todos os países, com a sociedadesão suas publicações especializadas. Ao levarem ao público externo dados, informações e notícias de seustrabalhos e pesquisas, esses órgãos não só dão retorno dos investimentos, como contribuem para o avançogeocientífico ou para as formulações políticas nas áreas dos “geonegócios”.

Em relação ao Serviço Geológico do Brasil, o período de estagnação vivenciado nas duas últimasdécadas, sobretudo na geração de novos levantamentos geológicos, acarretou também significativa quedana produção geocientífica voltada para os debates externos. Por isso, desde 2003, grande tem sido o esforçono sentido de reestruturar a área de divulgação da empresa, retomando sua linha de publicações especializadas,na esteira da revitalização institucional em curso.

Em consonância com esse propósito, temos hoje, a grata satisfação de apresentar o primeiro númeroda Série Publicações Especiais do Serviço Geológico do Brasil. Essa série, sem periodicidade definida,tem como objetivo preencher uma lacuna entre as publicações técnicas internas da Casa e os artigospublicados em periódicos externos. Não se pretende estabelecer uma linha temática rígida, admitindo-se,em princípio, qualquer assunto, de nossa seara institucional, desde que indiscutivelmente de interesse dacomunidade mínero-geológica, acadêmica ou mesmo da gestão pública setorial.

Esse primeiro número, disponibilizado inicialmente em versão beta, apenas no sítio eletrônico doServiço Geológico do Brasil (www.cprm.gov.br), inclui um guia de procedimentos para amostragem e critériospara escolha de métodos geocronológicos, aplicados ao mapeamento geológico regional, bem como umabrangente estudo de casos de aplicação sistemática U-Pb SHRIMP, em diversas províncias e terrenos pré-cambrianos nacionais e no Cinturão Saldania, na África do Sul. A abordagem integrada de parte dos dados eo foco didático-metodológico aqui apresentado, constituem contribuição inédita do presente trabalho.

Temos certeza de que este volume, originariamente direcionado para as equipes internas,especializadas em cartografia geológica, será de grande utilidade para a comunidade geocientífica brasileira,incluindo pesquisadores, professores e profissionais de mercado, especialistas ou não, em geocronologia,bem como estudantes de graduação e pós-graduação em geociências.

Brasília, Setembro de 2006

Agamenon DantasDiretor-Presidente

Serviço Geológico do Brasil

III

PREFÁCIO

O sucesso da rotina de datações radiométricas -, como suporte aos programas de cartografia básica dealcance nacional do SGB -, depende da introdução de critérios e procedimentos de padronização nacional aserem implementados da seleção das unidades alvos à opção pelos métodos e técnicas mais apropriados. Éevidente que a padronização deve incluir a fase crucial de estudos de campo e amostragem. O sucesso dessarotina depende também da atualização e nivelamento dos conhecimentos de toda a equipe de geólogos envolvidoscom o mapeamento, na interpretação e contextualização dos dados. Assim, o Capítulo I, é focado nessesprocedimentos, definindo critérios-padrões relativos às questão fundamentais: como, quando, onde, e quantoamostrar, tendo em conta as especificidades dos métodos e técnicas mais utilizados em cartografia básica: U-Pb,Pb-Pb evaporação, bem como Sm-Nd? Atenção especial é dada aos procedimentos de amostragem em terrenosgnáissicos, especialmente ortognaisses bandados em zonas de alto”strain” e/ou alto grau, migmatitos I e S, seusprodutos residuais e anatéticos. Protólito bandado, cuidado redobrado!

Por outro lado, o conhecimento das principais vantagens, limitações, usos (e abusos) de cada um dosmétodos e técnicas analíticas aplicáveis para cada problema específico por todos os geólogos participantes domapeamento básico é, depois da (correta) amostragem, o passo mais importante para o sucesso de um programageocronológico de abrangência nacional (Para cada problema geológico, o método e a técnica mais apropriado).Assim, o Capítulo II aborda os métodos e técnicas mais empregados em cartografia básica são aqui tratados comdetalhe suficiente para um nivelamento inicial de todos participantes, em especial: i) A técnica “convencional (ID-TIMS (Isotopic Dilution - Thermal Ionization Mass Spectrometre”); ii) ) A técnica SHRIMP (Sensitive High ResolutionIon Microprobe); iii) A técnica laser-ablation (LA-ICP-MS Inductively Coupled Plasma - Mass Spectrometre); iv) Ométodo Pb-Pb evaporação); v) O método Sm-Nd). São enfocados os princípios elementares indispensáveis à boaleitura e interpretação dos dados analíticos, como tipos e significado de diagramas concórdias; a Média dosQuadrados dos Desvios Medidos ( MSWD) – e a distinção entre discórdias e errócronas; distinção entre precisãoe acurácia e entre incertezas e erros analíticos; noções qeoquímica isotópica U-Th-Pb; interpretações qualitativasde imagens de zircão por catodoluminescência (CL) e elétrons retro-espalhados (BSE). São também abordadosos fundamentos das técnicas SHRIMP e LA-ICP-MS e tabulados os parâmetros comparativos entre as performancesanalíticas TIMS x SHRIMP e SHRIMP x LA-ICP-MS. Além disso, são revistos os princípios básicos da técnica Pb-Pb Evaporação e do método Sm-Nd, bem como suas aplicações em cartografia regional, com exemplos nacionais.

O Capítulo III apresenta estudo de casos com o objetivo de fornecer às equipes de mapeamento regionaldo SGB uma visão crítica da aplicação da geocronologia U-Pb em diversos terrenos pré-cambrianos brasileiros,por meio de estudos U-Pb SHRIMP em zircões, bem como a comparação dessas análises com resultadospreviamente obtidos em parte desses terrenos, por meio da técnica TIMS ou Pb-Pb evaporação. A seleção decasos comentados foi baseada em populações de zircões morfologicamente complexas, para as quais asinterpretações dos dados isotópicos e obtenção de idades consistentes são fortemente dependentes deimageamento por (catodoluminescência-CL) e elétrons retro-espalhados (BSE). Foram escolhidos os dados de 53análises, selecionadas em um universo de mais de uma centena, visando proporcionar uma visão detalhada dascomplexidades e armadilhas analíticas e apresentar as soluções interpretativas assumidas pelo(s) autor(es). As53 análises são provenientes de unidades geológicas chaves (principalmente ortognaisses e granitóides) doscinturões neoproterozóicos Dom Feliciano, Araçuaí-Ribeira setentrional e Saldania (África do Sul); dos cinturõespaleoproterozóicos margem oriental do Cráton do São Francisco (incluindo o Cinturão mineiro: complexosMantiqueira, Juiz de Fora e Caparaó e o Cinturão Bahia Oriental); do embasamento arqueano retrabalhado doCSF (complexos Guanhães e Itabuna-Salvador-Curaçá), bem como do arqueano ao neoproterozóico da ProvínciaBorborema. Para proporcionar uma iniciação mais consistente aos interessados na “arte” da zirconologia, as 53concórdias e suas interpretações são cotejadas com centenas de imagens de BSE e CL,devidamente descritas einterpretadas. São abordados, em especial, zircões com morfologias complexas incluindo sobrecrescimentosmagmáticos (“melt-precipitated”); sobrecrescimentos metamórficos, “annealing” termo-tectônico,polimetamorfismo; núcleos herdados restíticos (fusão parcial e migmatitização); núcleos herdados assimilados,núcleos herdados detríticos, núcleo dentro de núcleo (“core-within-core”), texturas” bow tie” (gravata borboleta)and “soccer-ball” (bola de futebol), entre outras.

PREFACE

The success of radiometric dating activities as support to the basic geological mapping program of theGeologicall Survey of Brazil-, depends upon the establishment of standard procedures to be implemented fromthe selection of the targeted units, to the correct option fir the appropriate analytical methods and techniques. This,of course, must include the crucial phase of field studies and sampling. It also relies on the actualization andleveling of the skills of the entire team of geologists on the interpretation and contextualization of geochronologicalanalyses. Chapter I is focused on these procedures and defines standardized criteria related to the fundamentalquestions: How, when, where, and how much rock volume must be collected for each method and techniquecurrently used in basic geological mapping ? (namely: U-Pb, Pb-Pb evaporation and Sm-Nd). Special attention isdrawn to the sampling procedures in gneissic terranes, namely banded orthogneisses, in high-strain and/or high-grade domains as well as I and S type migmatites and theirs anatectic and residuals products - folded protoliths,double attention!

The knowledge of the main advantages, limitations, uses and abuses of each geochronological methodand technique by all the geologists specialized in basic geological mapping is, after the correct samplingprocedures, other crucial step to the success of any nationwide geochronological research project (To eachgeologic problem, the appropriate method and technique). Accordingly, in Chapter II the geocronological methodsan techniques more useful as support to regional geological mapping are focused, in order to provide an initialleveling for all the geologists participating of the program; specially with respect to: i) “conventional” (ID-TIMS -Isotopic Dilution - Thermal Ionization Mass Spectrometre”) technique; ii) SHRIMP (Sensitive High Resolution IonMicroprobe) technique; iii) laser-ablation (LA-ICP-MS Inductively Coupled Plasma - Mass Spectrometre) technique;iv) e Pb-Pb evaporation technique); v) Sm-Nd method). The fundamental principles to a good lecture and preciseinterpretationa of the analytical data are detailed as types and meaning of concordia diagrams; the Mean SquaredWeighted Deviates parameter (MSWD) and the distinction between discordia and errorchron; distinction betweenprecision and accuracy and between uncertainties and analytical errors; fundaments of U-Th-Pb isotopicgeochemistry; quantitative interpretations of cathodoluminescence (CL) and backscattering (BSE) zircon images.The fundaments of the SHRIMP and LA-ICP-MS techniques as well of the comparative parameters of the analyticalperformances SHRIMP vs TIMS and SHRIMP vs LA-ICP-MS are discussed and tabulated. In addition, the basicprinciples of the Pb-Pb evaporation technique and the Sm-Nd method are reviewed and theirs major utilization inregional cartography are discussed and illustrated by Brazilian examples.

Chapter III provides detailed comments on several case studies, in order to furnish to the team in chargeof the regional mapping program of the SGB, a critical view of the employ of the U-Pb geochronology on severalBrazilian Precambrian terranes by means of zircon U-Pb SHRIMP studies, as well as the comparison of theseanalyses with others results previously obtained in part of these terranes by TIMS ou Pb-Pb evaporation techniques.The selection of the commented cases was based on the presence of morphologically complex zircon populationswhich are strongly dependent on previous backscattering (BSE) and cathodoluminescence (CL) imaging, in orderto reach reliable isotopic interpretations and precise ages. Fifty three out of more than 100 analyses were chosenwith the purpose of provide a detailed view of the analytical complexities and tricks and present interpretativesolutions favored by the author(s). The 53 analyses represent key geological units (chiefly orthogneisses andgranitoids) ascribed to the Neoproterozoic belts from eastern Brazil(Dom Felciano, Northern Ribeira- Araçuaí)and from southwestern Africa ( Saldania, South Africa); from Paleoproterozoic belts from the eastern margin of theSão Francisco Craton (Mineiro Belt: Mantiqueira, Juiz de Fora and Caparaó complexes, and the Eastern BahiaBelt); form the reworked Archean basement of the São Francisco Craton (Guanhães and Itabuna-Salvador-Curaçácomplexes), as well as from Archean to Neoproterozoic belts from Borborema Province. To provide a consistentinitiation to the most interested into the zirconology art, the 53 concordia diagrams and their interpretations arematched with hundreds of CL and BSE described and interpreted images. Zircons characterized by complexinternal morphlogies as: magmatic (melt-precipitated) overgrowths, metamorphic overgrowths, thermo-tectonicannealing, polimetamorphism, inherited cores (restites) partial melting and migmatization), assimilated inheritedcores, detrital inherited cores and crystals, core-within-core, bow-tie and soccer-ball textures, among others .

IV

AGRADECIMENTOS

O autor agradece a colaboração de dezenas de colegas de quase todas as unidades regionais do SGB,pelo indispensável apoio nos trabalhos de campo e nas contextualizações geológicas dos dados geocronológicos;todos, também colaboraram na execução de diversos trabalhos externos, publicado ao longo dos últimos 15anos.

Ao geól. Manoel Barretto, Diretor de Geologia e Recursos Minerais do SGB pelo efetivo apoio a essetrabalho.

Ao geól. Marcelo Araújo, gerente de relações institucionais e desenvolvimento da Superintendência deBelo Horizonte pela edição da versão preliminar do texto, sob os cuidados da técnica Cláudia de Oliveira.

Ao estagiário Guilherme Canedo pela revisão completa e atualização da versão preliminar.Á geól. Joseneusa Brilhante Rodriguez pelo apoio em diversas atividades relacionadas à geocronologia

no âmbito do SGB.Ao Prof. Hardy Jost, pela paciente e minuciosa revisão da versão final.Aos professores Antônio Carlos Pedrosa Soares e Carlos Maurício Noce (UFMG), Márcio Pimentel (UnB)

pela colaboração em diversos projetos de pesquisa suportados por agências externas (CNPq e FAPEMIG).Ao Serviço Geológico da África do Sul”, atual “Council for Geoscience” pelo apoio aos trabalhos de campo

em laboratório no projeto de correlação dos cinturões brasiliano/pan-africanos do sul dos dois continentes.Ao Prof. Richard Armstrong da “Research School of Earth Sciences” da “Australian National University”,

pela permissão para a publicação de diversas ilustrações didáticas utilizadas no texto.

V

SUMÁRIO

APRESENTAÇÃONOTA DE EDIÇÃO

CAPÍTULO I: GUIA DE PROCEDIMENTOS DO SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL PARA AMOSTRAGEM COMFINALIDADE GEOCRONOLÓGICARESUMO.......................................................................................................................................................................................1ABSTRACT...................................................................................................................................................................................11.Introdução................................................................................................................................................................................12. Como, quando, onde e quanto amostrar? .......................................................................................................................13. Precauções gerais na coleta.............................................................................................................................................23.1 Amostras para datação pelo método U-Pb....................................................................................................................23.2 Amostras para datação pelo método Sm-Nd ...............................................................................................................23.3 Protólito bandado, cuidado redobrado..........................................................................................................................23.3.1 Migmatitos I e S e seus produtos residuais e anatéticos .........................................................................................33.3.2 Ortognaisses bandados, especialmente TTGs em zonas de alto strain................................................................3

CAPÍTULO II: PARA CADA PROBLEMA GEOLÓGICO, O MÉTODO E A TÉCNICA MAIS ADEQUADOSRESUMO......................................................................................................................................................................................5ABSTRACT..................................................................................................................................................................................51 Introdução...............................................................................................................................................................................52. O método U-Pb.....................................................................................................................................................................52.1 Entendendo melhor as análises U-Pb: Concórdia (discórdia) ..................................................................................62.2 MSWD e errócronas............................................................................................................................................................72.3 Número de análises (n) .....................................................................................................................................................82.4 Precisão, acurácia e incertezas analíticas...................................................................................................................82.5 Geoquímica isotópica U-Th-Pb.........................................................................................................................................92.6 Imageamento qualitativo por catodoluminescência (CL) e elétrons retro-espalhados (BSE)...........................102.7 Escolhendo a técnica adequada.................................................................................................................................102.7.1 A técnica ID-TIMS........................................................................................................................................................127.7.2 A técnica SHRIMP........................................................................................................................................................122.7.3 Estudo comparativo das performances analíticas TIMS x SHRIMP.....................................................................142.7.4 A técnica LA- ICP-MS..................................................................................................................................................172.7.5 Estudo comparativo das performances analítica, LA-ICP-MS x SHRIMP............................................................182.8 Considerações finais.......................................................................................................................................................203. O método Pb-Pb Evaporação ........................................................................................................................................214. O método Sm-Nd...............................................................................................................................................................224.1 Entendendo melhor as análises Sm-Nd.......................................................................................................................234.2 Principais aplicações (e restrições) das idades modelos e do parâmetro εNd em mapeamento regional........24

CAPÍTULO III: INTERPRETAÇÃO DE DADOS U-Pb SHRIMP APLICADOS AO MAPEAMENTO REGIONAL, PORMEIO DE ESTUDOS DE CASOS BRASILEIROSRESUMO....................................................................................................................................................................................29ABSTRACT................................................................................................................................................................................291. Introdução............................................................................................................................................................................272 Herança e idades mistas em migmatitos, granitos e riolitos tipo I, S e A, em arco continental maturobrasiliano e seu embasamento: Orógeno Dom Feliciano.............................................................................................322.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas..................................................322.2 Granito pós-colisional tipo A2, Morro Cambirella (Granito Tabuleiro)......................................................................342.3 Ortomigmatito: granito/leucossoma anatético sincolisional tipo I e Granito pós-colisional tipo I, Pedreira doCaseca (Complexo Camboriú).............................................................................................................................................372.3.1 Granito Guabiruba, pós-colisional tipo I/S (Amostra 1/G3).....................................................................................372.3.2 Granito-gnáissico leucossômico, sincolisional (Amostra 1/G2).............................................................................382.4 Granito anatético/leucossoma pós-colisional tipo I-S (Complexo Águas Mornas)............................................402.5 Metagranito tipo I, Ponta do Cabeço/Corre Mar (Complexo Camboriú)................................................................422.6 Tonalito gnáissico paleossomático e granito anatético sincolisional tipo I, e tonalito gnáissico paleossomático,Pinheiro Machado (Complexo Pinheiro Machado)............................................................................................................442.6.1 Tonalito Gnáissico (Go)..................................................................................................................................................442.6.2 Granito anatético sincolisional (G1)..............................................................................................................................452.7 Granitóide sincolisional, tipo I, Paulo Lopes (Granito Paulo Lopes).......................................................................472.8 Metariolito, sincolisional? tipo S, Nova Trento..............................................................................................................482.9 Gnaisse tonalítico, Arroio Canhão (Embasamento do Batólito Pelotas).................................................................512.10 Tonalito gnáissico, Presidente Nereu (Embasamento do Grupo Brusque)..........................................................523 Granitos crustais tipo I/S e I, com discreta herança detrítica: Cinturão Saldania, África do Sul...................543.1 Contextualização geotectônica das unidades datadas..............................................................................................54

VI

3.2 Granodiorito sincolisional tipo-I/S, Darling (Batólito Darling)..................................................................................543.3 Granito pós-colisional tipo I-caledoniano, Willem Nelsrivier (Plúton Robertson).................................................574. Granitos tipo I, S e A com discreta herança detrítica: Orógeno Araçuaí.............................................................594.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas...................................................594.2 Granodiorito pré-colisional I-cordilheirano, Pedro do Rio (Batólito Serra dos Órgãos)........................................624.3 Granitos sincolisionais tipo S (Suíte Rio de Janeiro)...................................................................................................634.3.1 Granito sincolisional tipo-S, Pão de Açúcar.............................................................................................................634.3.2 Granito sincolisional tipo-S (Granito Corcovado)....................................................................................................654.4 Granito sincolisional tipo-S, Nanuque...........................................................................................................................654.5 Granitóides sincolisinais tipo-I e –S, Governador Valadares...................................................................................664.5.1 Ortognaisse tonalitic sincolisional, tipo I (I)..............................................................................................................674.5.2 Ortognaisse granodiorítico sincolisional, tipo S (II)..................................................................................................694.6 Granito sincolisional tipo-C, Manhuaçu.........................................................................................................................714.7 Granito pré-orogênico tipo A-2, Salto da Divisa...........................................................................................................725 Metamorfismo de alto grau brasiliano (Cinturão Araçuaí) e herança arqueana e paleoproterozóica nosortognaisses dos complexos Guanhães e Caparaó.........................................................................................................745.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas..................................................745.2 Trondhjemito gnáissico, São João Evangelista ........................................................................................................745.3 Trondhjemito gnáissico, Coluna (Complexo Guanhães)...........................................................................................755.4 Granulito charnockítico, Alto Caparaó (Complexo Caparaó)...................................................................................766 Polimetamorfismo em ortognaisses TTGs: Cinturão Mineiro e embasamento arqueano do CSF..................786.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas..................................................786.2 Ortognaisse tonalítico, Rio Pomba (Complexo Piedade)..........................................................................................806.3 Ortognaisse tonalítico, Ewbank da Câmara (Complexo Piedade)...........................................................................816.4 Ortognaisse tonalítico, Ponte Nova (Complexo Piedade).........................................................................................836.5 Metagranodiorito tipo I, São Tiago (Batólito Ritápolis)..............................................................................................856.6 Granulito enderbítico, Juiz de Fora (Segmento alóctone)..........................................................................................866.7 Gnaisse tonalítico, Lima Duarte (Segmento alóctone)..............................................................................................876.8 Ortognaisse tonalítico, Barbacena (Embasamento do CSF)..................................................................................897. Metamorfismo paleoproterozóico de alto grau e herança arqueana: Cinturão Bahia Oriental CBO.............917.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas..................................................917.2 Granulítico enderbítico, Salvador (Bloco Salvador-Ilhéus, Domínio Salvador)....................................................967.3 Granulito Charnockítico, Ilhéus (Bloco Salvador-Ilhéus, Domínio Ilhéus)..............................................................987.4 Enderbito sincolisional, Fazenda Terra Nova (Ramo Costeiro do arco magmático do CBO)..........................997.5 Enderbito granulítico, Fazenda Tupinambá (Ramo Costeiro do arco magmático do CBO)............................1017.6 Granulito charnockítico, Conde (Ramo Costeiro do arco magmático do CBO)..................................................1027.7 Gnaisse tonalítico, Eunápolis (Ramo Costeiro do arco magmático do CBO, Domínio NE do CinturãoAraçuaí)...................................................................................................................................................................................1037.8 Granulito mangerítico, Riacho da Onça (Ramo Intracontinental do CBO / Batólitos pré-orogênicos de riftecontinental)..............................................................................................................................................................................1047.9 Granulito charnockítico, Cais (Domínio Curaçá)........................................................................................................1057.10 Granulito enderbítico, Barragem de São José do Jacuípe (Domínio Curaçá)..................................................1077.11 Ortognaisse granítico, Santa Maria da Boa Vista (Domínio Curaçá)...................................................................1107.12 Granulito Enderbítico, Coaraci (Domínio Itabuna).................................................................................................1117.13 Charnockito granulítico, Ipiaú (Domínio Itabuna)..................................................................................................1117.14 Charnockito granulítico, Jitaúna (Domínio Jequié)................................................................................................1147.15 Granodiorito gnáissico, Aporá (Bloco Serrinha)......................................................................................................1148. Magmatismo e metamorfismo brasiliano em terrenos policíclicos da Província Borborema......................1168.1.6.1 Contextualização geotectônica e implicações regionais das unidades datadas.........................................1168.2 Granodiorito sincolisional (TTG) Sumé, Domínio Alto Moxotó................................................................................1168.3 Granodiorito sincolisinal, Saboeiro, Domínio Ceará central..................................................................................118Magmatismo paleoproterozóico retrabalhado no brasiliano........................................................................................1198.4 Metatonalito Várzea Nova, Domínio Ceará Central.................................................................................................1198.5 Granodiorito gnaisse, Várzea Alegre, Domínio Jaguaribeano..............................................................................1208.6 Ortognaisse granodiorítico, Floresta/Belém do São Francisco,domínio Perenambuco-Alagoas OcidentalMagmatismo arqueano Retrabalhado...............................................................................................................................1218.7 Tonalito gnáissico, Boa Viagem, Complexo Cruzeta, Bloco Tróia-Pedra Branca...............................................1238.8 Tonalito gnáissico, Granjeiro, Domínio Ceará Central.............................................................................................1249 Proveniência paloarqueana a neoproterozóica na bacia Cachoeirinha, Domínio Granjeiro..........................1269.1 Metarenito, Lavras da Mangabeira (Domínio Granjeiro)..........................................................................................126

VII

LISTAGEM DAS ILUSTRAÇÕES(CAPÍTULO I)1.1 Ilustração de amostragem e acondicionamento...........................................................................................................2

(CAPÍTULO II)Tabela II.1 Materiais passíveis de serem empregados em datações radiométricas pelos principais métodos/técnicas.........................................................................................................................................................................................5Fig. 2a Zircão policíclico do Complexo Caraíba, BA.........................................................................................................6Fig. 2b Zircão policíclico do Gaisse Acasta (Canadá), a rocha mais antiga da Terra.................................................6Fig. 2.1a Concórdia Wetherill...................................................................................................................................................7Fig. 2.1b Concórdia Tera-Wasserburg..................................................................................................................................7Fig. 2.4.1 Ilustração da diferença entre precisão e acurácia..............................................................................................8Tabela II.2 Morfologia (BSE e CL), composições isotópicas e idades herdadas e de anatexia nos zircões dosgranitóides/leucossomas do CDF .......................................................................................................................................11Fig. 2.7a Zircões naturais......................................................................................................................................................12Fig. 2.7b Zircões abradados (Krogh)..................................................................................................................................12Fig. 2.7.2a Equipamento SHRIMP II....................................................................................................................................13Fig. 2.7.2b Fluxograma de funcionamento do SHRIMP II................................................................................................14Fig. 2.7.2c Ilustração esquemática do fluxo iônico primário e secundário..................................................................14Fig. 2.7.2d Imagem de CL, com um pit SHRIMP e outro de LA-ICP-MS ......................................................................14Tabela II.3 Performances comparativas entre as técnicas SHRIMP e ID-TIMS ........................................................15Fig. 2.7.3a Imagems de CL em Granodiorito tipo S (Granodiorito Dalgety, Austrália)...............................................16Fig. 2.7.3b Efeito herança em análise U-Pb TIMS em zircão do Granodiorito Dalgety............................................17Fig. 2.7.3c Análise U-Pb TIMS em monazita e U-Pb SHRIMP em zircão do Granodiorito Dalgety........................17Fig. 2.7.4a ICP-MS multicoletor Finnegan, modelo Neptune..........................................................................................19Fig. 2.7.4b Equipamento microscópio acoplável com ablação a laser.........................................................................19Fig. 2.7.4c Fluxograma de análise por ablação à laser..................................................................................................19Fig. 2.7.4d Pits analíticos por ablação à laser ablation...................................................................................................19Fig. 2.7.4e Análises por LA-ICP-MS cotejadas com análises SHRIMP .........................................................................20Tabela II.4 Performances comparativas entre as técnicas SHRIMP e LA-ICP-MS....................................................20Fig. 2.7.5a Sobrecrescimento diagenético de xenotima em zircão..............................................................................20Fig. 2.8 A Terra Primitiva (> 4.0 Ga)......................................................................................................................................21Fig. 3.1 Análise Pb-Pb de granitóides pós-colisionais.....................................................................................................22Tabela II.5 Evolução crustal Sm-Nd nos granitóides orogênicos dos cinturões Saldania e DomFeliciano....................................................................................................................................................................................25Fig. 4.2.1a Idades modelo nos cinturões Saldania-Dom Feliciano...............................................................................25Fig. 4.2.1b åNd Neodímio nos cinturões Saldania-Dom Feliciano..................................................................................25

(CAPÍTULO III)Tabela III.1 Síntese dos casos estudados e referência das fontes das datações U-Pb SHRIMP utilizadas..........29Fig. 1.1 Os sistemas de orógenos brasilianos...................................................................................................................31Fig. 2.1a Mapa geológico simplificado da Província Mantiqueira meridional..............................................................33Fig. 2.1b Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Orógeno Dom Feliciano(Baseado em Silva et al. 2005b)...........................................................................................................................................34Fig. 2.2a Vista aérea da área central Batólito Florianópolis, com localização aproximadado local amostrado do Granito Tabuleiro (seta).................................................................................................................35Figs. 2.2b, c,d,e,f,g Imagens CL e BSE de zircões representativos da amostra do Granito Tabuleiro...................35Fig. 2.2h Concórdia Wetherill do Granito Tabuleiro...........................................................................................................36Fig. 2.3a Vista geral do Complexo Camboriú, com localização aproximada do local amostrado (seta)..............37Fig. 2.3b Afloramento amostrado, com detalhe da sucessão granítica do Complexo Camboriú............................37Figs. 2.3.1a e b Imagens BSE de zircões da amostra do Granito Guabiruba ............................................................38Figs. 2.3.1c Concórdia Wetherill do Granito Guabiruba...................................................................................................38Fig. 2.3.1d Análise TIMS do Granito Guabiruba (Basei 2000).........................................................................................38Fig 2.3.2a Representação esquemática da morfologia e assinatura geoquímica U-Th dos zircõesdo granito leucossômico do Complexo Camboriú............................................................................................................39Fig. 2.3.2b Imagens CL e BSE dos zircões da amostra do granito leucossômico do Complexo Camboriú........39Fig. 2.3.2c Concórdia Wetherill do granito leucossômico do Complexo Camboriú....................................................40Fig. 2.3.2d Análise TIMS do granito leucossômico Complexo Camboriú (Babinski et al. 1997)............................40Fig. 2.4a Afloramento amostrado com detalhes da sucessão granítica do Complexo Águas Mornas...................41Figs. 2.4b,c,d Imagens CL e BSE dos zircões do granito leucossômico do Complexo Águas Mornas...............41Figs. 2.4e,f,g,h Concórdia Wetherill do granito leucossômico do Complexo Águas Mornas....................................42Fig. 2.5a Imagens CL dos zircões do metagranito, Ponta do Cabeço (Complexo Camboriú)..............................43Fig. 2.5b Imagem CL amplificada do spot 4-1...................................................................................................................43Fig. 2.5c Concórdia Wetherill do metagranito Pontado Cabeço (Complexo Camboriú)..........................................44Fig. 2.5.d Análise TIMS do metagranito Ponta do Cabeço (Basei 2000).......................................................................44Fig. 2.6 Afloramento amostrado com detalhes da sucessão granítica do Complexo Pinheiro Machado...............44Figs. 2.6.1a,b Imagens CL e BSE dos zircões do gnaisse tonalítico (G0) do Complexo Pinheiro Machado..........45

VIII

Figs. 2.6.1c Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico do Complexo Pinheiro Machado..........................................45Figs. 2.6.2a,b,c,d,e,f,g,h,i,j Imagens CL e BSE dos zircões do granito anatético (G1) do Complexo PinheiroMachado....................................................................................................................................................................................46Fig. 2.6.2k Concórdia Wetherill do granito anatético do Complexo Pinheiro Machado.............................................46Fig. 2.6.2l Análise TIMS do granito anatético do Complexo Pinheiro Machado (Babinski et al. 1997)....................46Figs. 2.7a,b,c Imagens CL dos zircões do Granito Paulo Lopes.................................................................................47Fig. 2.7d Concórdia Wetherill do Granito Paulo Lopes....................................................................................................48Fig. 2.7e Análise TIMS do Granito Paulo Lopes (Basei, 2000)........................................................................................48Figs. 2.8a,b,c,d,e Imagens CL e BSE representativas dos zircões do riolito do Grupo Brusque...........................49Figs. 2.8f Concórdia Wetherill expandida do riolito..........................................................................................................49Fig. 2.8g Detalhe da Concórdia Wetherill do riolito...........................................................................................................49Tabela III. 2 Morfologia (BSE e CL), composição isotópicas e idades herdadas e de anatexia nos zircões dosgranitóides/leucossomas do CDF........................................................................................................................................50Figs. 2.9a,b,c,d,e,f Imagens BSE e CL representativas dos zircões do gnaisse tonalítico, Arroio Canhão.........51Fig. 2.9g Concórdia Wetherill expandida do gnaisse tonalítico, Arroio Canhão.........................................................52Fig. 2.9h Detalhe da Concórdia Wetherill do do gnaisse tonalítico, Arroio Canhão...................................................52Figs. 2.10a,b,c,d,e,f Imagens BSE e CL representativas dos zircões do tonalito gnáissico, PresidenteNereu.........................................................................................................................................................................................53Figs. 2.10g Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico, Presidente Nereu....................................................................53Figs. 3.1 Reconstituição do segmento SW do Supercontinente Gondwana há ~ 550 Ma..........................................54Fig. 3.2a Afloramento do Granodiorito Darling (Cinturão Saldania)...............................................................................55Figs. 3.2b,c,d,e,f,g Imagens CL e BSE dos zircões do Granodiorito Darling (Batólito Darling)...............................56Fig. 3.2h Concórdia Wetherill do granodiorito Darling (Batólito Darling).......................................................................57Fig. 3.2i Afloramento de metagrauvaca do Grupo Malmesburg parcialmente fundida, praia Sea Point,cidade do Cabo.......................................................................................................................................................................57Fig. 3.2j Imagem CL de zircão do granito anatético de Sea Point (Cortesia de Richard Armstrong)....................57Fig. 3.3a Afloramento do Granito Willem Nelsrivier (Plúton Robertson).......................................................................57Figs. 3.3b,c Imagens CL e BSE de zircões do granito Willem Nelsrivier (Plúton Robertson)...................................58Fig. 3.3d Concórdia Wetherill do granito Willem Nelsrivier (Plúton Robertson)...........................................................58Fig. 4.1a Esboço Tectono-geológico do segmento oriental do CSF em MG e do segmento setentrionalda Província Mantiqueira/Orógeno Araçuaí (Silva et al. 2005b,c)..................................................................................60Fig. 4.1b Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Orógeno Araçuaí..................................61Tabela III.3 Repartição petrotectônica da granitogênese no Orógeno Araçuaí,baseada em idades (U-Pb)...................................................................................................................................................61Fig. 4.2a Imagem BSE de zircão do Granodiorito Pedro do Rio (Batólito Serra dos Órgãos)................................62Fig. 4.2b Concórdia Wetherill do Granodiorito Pedro do Rio..........................................................................................62Fig. 4.2c Análise TIMS de tonalito do Batólito Serra dos Órgãos (Tupinambá 1999).................................................62Fig. 4.3a Vista panorâmica dos plútons Pão de Açúcar e Corcovado...........................................................................63Fig. 4.3b Detalhe da fácies megaporfirítica do Granito Pão de Açúcar. Foto tirada na entradado edifício sede do SGB, na Urca ........................................................................................................................................63Figs. 4.3.1a,b Imagens CL e BSE de zircão do Granito Pão de Açúcar......................................................................64Fig. 4.3.1c Concórdia Wetherill do Granito Pão de Açúcar..............................................................................................64Fig. 4.3.1d Análise TIMS do Granito Pão de Açúcar (Heilbron & Machado 2003).......................................................64Fig. 4.3.2a Imagem BSE de zircão do Granito Corcovado............................................................................................65Fig. 4.3.2b Concórdia Wetherill do Granito Corcovado....................................................................................................65Fig. 4.4a Afloramento do fácies regional do Granito Nanuque (G3)...............................................................................66Fig. 4.4b Afloramento da fase leucogranítica intrusiva (G4).............................................................................................66Fig. 4.4c Imagens CL de zircões do Granito Nanuque.....................................................................................................66Fig. 4.4d Concórdia Tera-Wesserburg do Granito Nanuque............................................................................................66Fig. 4.5.1a Fotomontagem em corte na rodovia BR xxx mostrando uma estrutura duplex na frente de empurrõesGovernador Valadares. Gnaisse blastomilonítico tonalítico (Gtn) e restos de granada paragnaisse.....................68Fig. 4.5.1b Detalhes dos indicadores cinemáticos e do local da amostragem............................................................68Fig. 4.5.1c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico (Gtn).......................................................................................69Fig. 4.5.1d Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico (Gtn).............................................................................................69Fig. 4.5.2a Corte em Rodovia mostrando a frente de empurrões Governador Valadares constituída porortognaisses blastomiloníticos de composição tonalítica (Gtn) e granodioritica (Ggd)..............................................70Figa 4.5.2b,c Detalhe do bandamento composicional dos gnaisses tonalíticos (Gtn) e granodiorítico (Gdt),Mostrando o local de coleta do Ggd.....................................................................................................................................70Fig. 4.5.2d Imagens CL de zircões do gnaisse granodiorítico (Ggd)...........................................................................70Fig. 4.5.2e Concórdia Wetherill expandida do gnaisse granodiorítico (Ggd)................................................................71Fig. 4.5.2f Detalhe da Concórdia Wetherill do gnaisse granodiorítico (Ggd)................................................................71Fig. 4.6a Foto da amostra datada do charnokito................................................................................................................71Fig. 4.6b Imagens CL de zircões do Charnockito Manhuaçu.........................................................................................72Fig. 4.6c Concórdia Tera-Wasserburg do Charnockito Manhuaçu ................................................................................72Fig. 4.7a Exposição da fácies deformada (bandada) do Granito Salto da Divisa, intrudido por diques máficos(dk).............................................................................................................................................................................................72Fig. 4.7b Detalhe do afloramento amostrado do Granito Salto da Divisa.....................................................................73

IX

Fig. 4.7c Amostra de fácies homogênea, foliada do Granito Salto da Divisa...............................................................73Fig. 4.7d Fotomicrografia da fácies homogênea do Granito Salto da Divisa................................................................73Fig. 4.7e Imagens CL de zircões do Granito Salto da Divisa..........................................................................................73Fig. 4.7f Concórdia Tera-Wasserburg do Granito Salto da Divisa...................................................................................73Fig. 5.2a Exposição do gnaisse TTG (G1) com abundante fundidos anatéticos (G2) e restos de anfibolitos,São João Evangelista (Complexo Guanhães)..................................................................................................................74Fig. 5.2b Imagens CL de zircões do trondhjemito gnáissico, São João Evangelista................................................75Fig. 5.2c Concórdia Wetherill do trondhjemito gnáissico, São João Evangelista.......................................................75Fig. 5.3a Amostra do trondhjemito gnáissico, Coluna (Complexo Guanhães)...........................................................75Fig. 5.3b Imagem CL de zircão do trondhjemito gnáissico, Coluna.............................................................................76Fig. 5.3c Concórdia Wetherill do trondhjemito gnáissico, Coluna...................................................................................76Fig. 5.4a Amostra do granulito charnockítico, Alto Caparaó (Complexo Caparaó)...................................................76Figs. 5.4b,c,d Imagens CL de zircões do granulito charnockítico, Alto Caparaó......................................................77Fig. 5.4e Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, Alto Caparaó (núcleos paleoproterozóicos).................77Fig.5.4f Concórdia Tera-Wasserbug do granulito charnockítico, Alto Caparaó (sobrecrescimentos metamórficos).........................................................................................................................................................................77Fig. 6.1a Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Cinturão Mineiro, comparadaà evolução na margemoriental do CSF no Cinturão Bahia Oriental (CBO)..................................................................79Fig. 6.1b Escala de tempo U-Pb para a sobreposição do eventos metamórfico do Cinturão Araçuaí no Cinturão Mineiro.................................................................................................................................................................79Fig. 6.2a Exposição de gnaisse tonalítico com abundante fundidos anatéticos de composiçãocharnockítica e restos de anfibolitos, Rio Pomba (Complexo Piedade)......................................................................80Fig. 6.2b,c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Rio Pomba..........................................................................80Fig. 6.2.d Concórdia Wetherill expandida do gnaisse tonalítico, Rio Pomba...............................................................80Fig. 6.2e Detalhe da Concórdia Wetherill do gnaisse do gnaisse tonalítico, Rio Pomba...........................................80Fig. 6.3a Exposição do gnaisse tonalítico fortemente deformado, Ewbank da Câmara (Complexo Piedade)......81Fig. 6.3b Amostra datada do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara...........................................................................81Figs. 6.3c,d Zircões do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara......................................................................................82Fig. 6.3e Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara............................................................82Fig. 6.3f Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara......................................................................82Fig. 6.4a Exposição e amostra do gnaisse tonalítico, Ponte Nova (Complexo Piedade).........................................83Figs. 6.4b,c,d Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Ponte Nova....................................................................84Fig. 6.4e Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Ponte Nova....................................................................................84Fig. 6.5a Amostra do metagranodiorito, São Tiago (Batólito Ritápolis)........................................................................85Fig. 6.5b Imagens CL dos zircões do metagranodiorito, São Tiago.............................................................................85Fig 6.5c Concórdia Wetherill do metagranito, São Tiago..................................................................................................86Fig. 6.6a,b Zircões do granulito enderbítico, Juiz de Fora (Segmento alóctone).........................................................87Fig. 6.6c Concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Juiz de Fora.............................................................................87Figs. 6.7a,b Exposições e local de amostragem do gnaisse tonalítico, Lima Duarte (Segmento alóctone)...........88Figs. 6.7c,d Iamgens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Lima Duarte......................................................................88Fig. 6.7e Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Lima Duarte.................................................................................89Figs. 6.8a,b Exposições e local amostrado do ortognaisse tonalítico, Barbacena (Embasamento do CSF)........90Fig. 6.8c Amostra do ortognaisse tonalítico, Barbacena..................................................................................................90Figs. 6.8d,e Imagens CL de zircões do ortognaisse tonalítico, Barbacena..................................................................90Fig. 6.8f Concórdia Wetherill do ortognaisse tonalítico, Barbacena.............................................................................91Fig. 7.1a Esboço Tectono-geológico do CBO e de seu embasamento arqueano (Reproduzido de Silva et al., 2005d).............................................................................................................................................................94Fig. 7.1b Pefil Tectono-geológico do Ramo Costeiro do CBO e de seu embasamento arqueano,assinalando também a potencialidade metalognética das principais unidades tectônicas regionais (Reproduzido de Silva et al., 2005d)...................................................................................................................................95Fig. 7.1c Pefil Tectono-geológico do Ramo Intracontinental do CBO e de seu embasamento arqueano,assinalando também a potencialidade metalognética das principais unidades tectônicas regionais(Reproduzido de Silva et al., 2005d))...................................................................................................................................95Fig. 7.1d Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no CBO e em seu embasamentoarqueano na margem oriental CSF.......................................................................................................................................95Fig. 7.2a Forma de exposição típica dos gnaisses granulíticos na orla marítima de Salvador......................................96Figs. 7.2b,c,d,e Imagens CL e BSE de zircões do granulito enderbítico, Salvador....................................................96Fig. 7.2.f Concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Salvador...................................................................................97Fig. 7.3a Vista geral da exposição dos granulitos charnockíticos nos arredores de Ilhéus.....................................98Fig. 7.3b Vista local dos granulitos charnockíticos, Praia Morro Pernambuco, Ilhéus................................................99Fig. 7.3c Afloramento amostrado do granulito charnockítico, Praia Morro Pernambuco, Ilhéus..............................99Figs. 7.3 d,e Imagens CL de zircões do granulito charnockítico, Praia Morro Pernambuco, Ilhéus........................99Fig. 7.3f Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, Praia Morro Pernambuco, Ilhéus......................................99Fig. 7.4a Imagem CL de zircão do enderbito granulítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Terra Nova......100Fig. 7.4b Imagens CL de zircões do enderbito granulítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Terra Nova...100Fig. 7.4c Concórdia Wetherill do enderbito granulítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Terra Nova...........100Figs. 7.5a,b Imagens CL de zircões do granulito enderbítico do Ramo Costeiro do CBO, FazendaTupinambá..............................................................................................................................................................................101

X

Fig. 7.5c Concórdia Wetherill do granulito enderbítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Tupinambá...........101Fig. 7.6a Imagens CL de zircões do granulito charnockítico do Ramo Costeiro do CBO, Conde.........................102Fig. 7.6b Concórdia Wetherill do granulito charnockítico do Ramo Costeiro do CBO, Conde................................102Figs. 7.7a,b,c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico do Ramo Costeiro do CBO, Eunápolis....................103Fig. 7.7d Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico do Ramo Costeiro do CBO, Eunápolis....................................103Figs. 7.8a,b,c,d,e Imagens CL e BSE de zircões do granulito mangerítico pré-orogênico, RamoIntracontinental do CBO, Riacho da Onça..........................................................................................................................104Fig. 7.8.f Concórdia Wetherill do granulito mangerítico pré-orogênico, Ramo Intracontinental do CBO,Riacho da Onça.......................................................................................................................................................................105Fig. 7.9a Afloramento amostrado do granulito charnockíticointrudito em metagabro, Cais(Bloco Itabuna-Curaçá)..........................................................................................................................................................105Fig. 7.9b Detalhe do afloramento amostrado do granulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)...............105Figs. 7.9c,d,e Imagens CL e BSE de zircões do granulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)...............106Fig. 7.9f Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)..........................................107Fig. 7.10a Afloramento amostrado do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe(Bloco Itabuna-Curaçá).........................................................................................................................................................107Figs. 7.10b,c,d,e,f,g Imagens CL e BSE de zircões do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá).....................................................................................................................................108Fig. 7.10h Concórdia Wetherill expandida do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe(Bloco Itabuna-Curaçá).........................................................................................................................................................109Fig. 7.10i Detalhe da concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe(Bloco Itabuna-Curaçá).........................................................................................................................................................109Fig. 7.11a Imagens CL de zircões do gnaisse granítico, Santa Maria da Boa Vista (Bloco Itabuna-Curaçá)......110Fig. 7.11b Concórdia Wetherill expandida do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)........................................................................................................................................................111Fig. 7.11c Detalhe da concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe(Bloco Itabuna-Curaçá)........................................................................................................................................................111Fig. 7.12a Imagens CL de zircões do granulito charno-enderbítico, Coaraci (Bloco Itabuna-Curaçá)................112Fig. 7.12b Concórdia Wetherill do granulito charno-enderbítico, Coaraci (Bloco Itabuna-Curaçá).......................112Fig. 7.13a Afloramento amostrado do charnockito granulítico, Proximidades de Ipiaú (Bloco Itabuna-Curaçá).113Figs. 7.13b,c imagens CL de zircões do charnockito granulítico, Proximidades de Ipiaú(Bloco Itabuna-Curaçá).........................................................................................................................................................113Fig. 7.13d Concórdia Wetherill do charnockito granulítico, Proximidades de Ipiaú (Bloco Itabuna-Curaçá).......113Fig. 7.14a Afloramento amostrado da mancha charnockítica (granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe(Bloco Jequié).........................................................................................................................................................................114Figs. 7.14b,c Imagens CL de zircões da mancha charnockítica (granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe(Bloco Jequié)..........................................................................................................................................................................115Fig. 7.14d Concórdia Wetherill da mancha charnockítica (granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe(Bloco Jequié)...........................................................................................................................................................................115Figs. 7.15a,b Imagens CL de zircões do granodiorito gnáissico, Aporá (Bloco Serrinha)...................................115Fig. 7.15c Concórdia Wetherill da mancha charnockítica (granulito charnockítico), Jitaúna Jacuíp15(Bloco Jequié)........................................................................................................................................................................115Fig. 8.1a Esboço tectono-geológico da Província Borborema (Modificado de Delgado et al. 2003)................117Fig. 8.2a Imagens CL de zircões do granodiorito sincolisional (TTG?), Sumé/ Complexo Sumé(Domínio Alto Moxotó)..........................................................................................................................................................118Fig. 8.2b Concórdia Wetherill do granodiorito sincolisional (TTG?).............................................................................119Fig. 8.3a Imagens CL de zircões do granodiorito sincolisional, Saboeiro (Domínio Ceará Central)..................120Fig. 8.3b Concórdia Wetherill do granodiorito sincolisional .........................................................................................120Fig. 8.4a,b,c Imagens CL e BSE de zircões do metatonalito, Várzea Nova (Domínio Ceará Central)................121Fig. 8.d Concórdia Wetherill do metatonalito...................................................................................................................121Fig. 8.5a,b,c,d Zircões do ganodiorito gnaisse, Várzea Alegre (Domínio Jaguaribeano)......................................122Fig. 8.5e Concórdia Wetherill do do ganodiorito gnaisse..............................................................................................122Fig. 8.6a,b,c Imagens CL de Zircões do ortognaisse granodiorítico, Floresta / Complexo Belém do SãoFrancisco (Domínio Pernambuco-Alagoas Ocidental) ..................................................................................................123Fig. 8.6d Concórdia Wetherill do ortognaisse granodiorítico................................................................123Fig. 8.7a,b Imagens CL e BSE de Zircões do tonalito gnáissico, Boa Viagem / Complexo Cruzeta(Bloco Tróia-Pedra Branca).............................................................................................................124Fig. 8.7c Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico.........................................................................124Fig. 8.8a,b Afloramento amostrado do tonalito gnáissico, Granjeiro (Domínio Granjeiro CE)................125Fig. 8.8c,d Zircões do tonalito gnáissico.........................................................................................125Fig. 8.8e Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico..........................................................................126Fig. 9.1a Afloramento amostrado do metarenito, Lavras da Mangabeira (Domínio Granjeiro)................126Fig. 9.1b,c Zircões do tonalito gnáissico.........................................................................................127Fig. 9.1d Concórdia Wetherill expandida do metarenito......................................................................127Fig. 9.1e Detalhe da Concórdia Wetherill do metarenito....................................................................127

XI

Luiz Carlos da Silva

1

1.Introdução

Uma das práticas que podem fazer a diferençaem um programa geocronológico com abrangêncianacional é o estabelecimento de procedimentospadrões de coleta, armazenamento, organização deamostras e priorização das análises. Os cuidados naamostragem não se aplicam apenas à geocronologia,mas para qualquer finalidade em Geologia. Entretanto,em geocronologia, devido às repercussões imediatasdos resultados e os elevados custos, as precauçõesdevem ser maiores. Objetivando uniformizar osprocedimentos de amostragem e orientar na escolhados métodos e técnicas geocronológicas maisadequadas à solução dos problemas identificados,apresentamos abaixo as orientações necessárias,muitas das quais de pleno conhecimento da maioria.

Todos os esforços no planejamento daamostragem visam evitar a introdução de fatorespassíveis de levantar dúvidas sobre a qualidade dodado analítico e postergar, as vezes por vários anos, asua contextualização. A prática tem demonstrado queresultados discrepantes do contexto conhecido podemgerar diversas suspeitas sobre a consistência do dado,como as clássicas: “troca de amostras”,“contaminação”, “amostra não representativa”, “amostramista”, “amostra alterada, “problemas laboratoriais e/ou do analista”, etc. Assim, os procedimentos deamostragem devem merecer cuidados muito especiaise ser nacionalmente padronizados, permitindo eliminarum dos fatores mais usuais de questionamento dosresultados analíticos. Para tanto é necessária aobtenção de farta documentação fotográfica, incluindofotografias amplas do afloramento (detalhes meso-estruturais), detalhe do local de coleta, do fragmentoda amostra e fotomicrografias (detalhes estruturais,texturais e da homogeneidade composicional).

À preparação das amostras não deve serdedicada menos atenção. Apenas para se ter umaidéia dos cuidados com a preparação, algunslaboratórios, como o do Serviço Geológico do Canadá,embora aceite analisar amostras coletadas porterceiros, exige que a preparação seja feitaexclusivamente em seu laboratório (O tópicopreparação não será detalhado no presente texto).

2. Como, quando, onde e quantoamostrar?

Além dos cuidados de localização de praxe,com determinação precisa do local (por GPS) deamostragem, os cuidados mais essenciais a seremexercidos na obtenção de idades radiométricasconfiáveis são:

i) Definição precisa das relações estruturais eestratigráficas em campo;

ii) Estudo microscópio detalhado, acompanhadode análise química para a definição precisa do protólito;

iii) Rochas bandadas (migmatitos), ortognaisses(especialmente TTGs) e plútons acamadados,merecem cuidados redobrados e que visem obteramostras petrográfica e estruturalmente homogênease que não incluam material de natureza mista.

Especialmente na datação pelos métodos U-Pb e Pb Evaporação, em nenhuma hipótese a amostradeve representar afloramentos distintos, bandasdistintas do mesmo afloramento, ou pontos muitodistantes em extensas exposições tais como cortesde rodovias ou frentes de pedreiras. Tratar zircões dediferentes amostras como uma única população podelevar a erros graves na determinação e/ou na interpre-tação das idades: “concórdia de referência”. (ver CapIII, Item 5.4) Nesses casos, mesmo que as distintasporções amostradas sejam, por mera sorte, co-magmáticas, as dúvidas levantadas a posteriori poderãoresultar no descarte de um dado correto, principalmentese o resultado for muito discrepante do quadrocronológico da unidade. Um exemplo dos problemasde interpretação advindos da coleta de amostras mistaspode ser visto na Seção de Discussões da RevistaBrasileira de Geociências 34(4): 583-601, em especialno Item: “Methodological Considerations”, p.598 (Silvaet al., 2004a). Aquela seção contém discussõesilustrativas sobre diversos outros itens aqui abordadose por isso foi reproduzida ao final do Capítulo III, sendodaqui para a frente referida como Anexo I.

Nunca é demais enfatizar que a geocronologianão deve se antecipar a outras ferramentas maisabrangentes. Durante a fase inicial da retomada dostrabalhos de mapeamento na década de 80 (PLGB),ocorreu o emprego massificado de análises de ETR,

CAPÍTULO I

GUIA DE PROCEDIMENTOS DO SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASILPARA AMOSTRAGEM COM FINALIDADE GEOCRONOLÓGICA

Geocronologia aplicada ao mapeamento regional, com ênfase na técnica U-Pb SHRIMP e ilustrada com estudos de casosbrasileiros

2

Fig. 1.1 Ilustração de amostragem e acondicionamento das amostras

na época uma novidade analítica, e que gerouexpectativas (exageradas) de simplificar oreconhecimento de protólitos e de discriminação entreunidades cartográficas distintas. Essa prática, além decausar diversos problemas interpretativos ecartográficos, representou elevação considerável doscustos analíticos em alguns projetos, como exemplotípico do que em inglês se designa “the tail wagging thedog” (o rabo abanando o cachorro) ou, na expressãobem brasileira de “o carro na frente dos bois”. Portanto,são os mapas bem elaborados, com o apoio de diversasferramentas, em especial a “velha” petrografia micros-cópica e estrutural, que devem pautar o planejamentodas análises geocronológicas, e não o inverso.

3. Precauções gerais na coleta

· As amostras devem ser absolutamente frescas(não intemperizadas), independente do método,inclusive para análises de zircão;

· Gnaisses bandados do tipo TTGs, migmatitos,complexos plutônicos acamadados: amostrarcuidadosa e separadamente a(s) banda(s) alvo(s); nun-ca amostrar duas bandas contíguas (ver diversosexemplos no Capítulo III);

· Granitóides e ortognaisses muito rico emfenocristais ou fenoclastos: amostrar preferencial-mente a matriz, pois os minerais ricos em U e ETRocorrem preferencialmente nos acessórios; nos casosde extrema abundância de fenocristais ou fenoclastos(> 60-80%), amostrar o dobro do volume normal (exs.:Figs. 4.3.1b, 4.4a, Cap III) ;

· Para minimizar a contaminação durante amoagem, é recomendado reduzir o tamanho daamostra no próprio afloramento a fragmentos dotamanho de um punho. Acondicionar as amostras emsacos plásticos resistentes (Fig. 1). e esses, em cai-xas apropriadas para futuro transporte ao laboratório.São também necessários os cuidados de praxe paraevitar a perda e mistura de amostras e destruição de

dados das etiquetas e delas próprias, etc.3.1 Amostras para datação pelo método U-Pb

i) Rochas magmáticas félsicas/intermediárias(metamorfizadas ou não), rochas sedimentares emetassedimentares clásticas: metarenitos, metagrau-vacas, etc, coletar:

· cerca de 10 kg por amostra;· preferencialmente na forma de 15 fragmentos

do tamanho de um punho (cerca de 600 gcada);

· duas amostras adicionais do tamanho de umpunho, uma para a confecção da lâmina edo tablete e a outra para análise química.

ii) Rochas magmáticas máficas (metamorfizadas ounão)

· Coletar 50 kg ou mais.

3.2 Amostras para datação pelo método Sm-Nd

i) para obter idades-modelo (rochas máficas,metamorfizadas ou não), idade de metamorfismo ede área-fonte de rochas (meta)sedimentares. · 2 ou 3 amostras do tamanho de um punho.ii) para idades isocrônicas · 6 amostras do tamanho de um punho, em

domínios de distintas fácies, textura, granulaçãoetc, que melhor possam resultar em dispersãodas razões isotópicas e, assim, permitir aobtenção de idades isocrônicas.

3.3 Protólito bandado, cuidado redobrado

Devido à importância da correta determinaçãodo protólito e classificação precisa da amostra éimportante ressaltar que, se a amostragem não forcuidadosa, os eventuais distintos episódios de


3

geração de zircões de uma mesma amostra nãopoderão ser reconhecidos co segurança e ainterpretação dos resultados induzir a erros grosseiros.Esses cuidados são mais cruciais em gnaissesbandados, especialmente se policíclicos, nos quais amistura de heranças isotópicas são particularmentecomuns. Migmatitos, gnaisses bandados, associaçõesTTG e plútons acamadados devem merecer atençãoredobrada durante a amostragem. O mapeamento dediversos terrenos gnáissicos executados nas duasúltimas décadas demonstrou que a principal carênciade conhecimento não se relacionava apenas àescassez ou ausência de dados geocronológicos, masespecialmente à imprecisão na identificaçãopetrográfica e classificação dos protólitos deortognaisses bandados, em especial nos terrenosTTGs, ou em ortognaisses de alto grau em zonas destrain mais altos, onde o fino bandamento metamórficoé muitas vezes interpretado como herança sedimentar.

Portanto, problemas conceituais epetrogenéticos devem ser resolvidos previamente emqualquer programa de amostragem para evitar o riscode não se saber o que foi coletado e menos ainda, osignificado dos dados obtidos. Além disso, comoinfelizmente o executor das análises nem sempreparticipa da coleta, é necessário uma padronização dasdescrições e classificações petrográficas em escalanacional, particularmente de amostras metamórficas demédio e alto grau, para as quais deve haver umanomenclatura dupla, nos moldes da adotada pelo ServiçoGeológico do Reino Unido. Ou seja, além de umadesignação descritiva dada pela sucessão de mineraisessenciais e diagnósticos, rochas metamórficas devemtambém receber a designação do protólito (quandopassível de determinação). Por exemplo, a nomenclaturapadrão de uma rocha do tipo “sillimanita-granada-biotita-plagioclásio-quartzo gnaisse” deve ser seguida dadesignação genética (“metagrauvaca”). Além disto, porrazões de padronização, deve ser evitado o empregode termos exóticos e/ou carentes de precisão para osprotólitos (e.g. kinzigito, khondalito). Quando o grau demetamorfismo e/ou recristalização não mais permitira reconstituição do protólito sob microscópio, devese evitar a designação genética.

3.3.1 Migmatitos I e S e seus produtos residuaiseanatéticos

Em primeiro lugar, lembremos que migmatitonão é uma “rocha” mas uma associação de rochas.Quando os processos envolvidos na sua gênese eseus componentes fundamentais sãopetrograficamente bem caracterizados, constituemuma associação muito interessante do ponto de vistaisotópico. Portanto, assim como não se espera quealguém tente cartografar a associação, mas seuscomponentes, também não se espera que alguémencaminhe uma amostra de migmatito para datação.

Como a associação envolve diversos componentesnão necessariamente co-genéticos, o seu processogerador deve ser compreendido e seus componentesfundamentais discriminados previamente à coleta, oque nem sempre á fácil, ou mesmo possível. Assim,a mostra-alvo só deve ser encaminhada para dataçãose puder ser previamente discriminada como:

i) Gnaisse regional (paleo/mesossoma) pouco ounão afetado pelo processo;

ii) Produto da fusão/injeção (leucossoma in situ,leucosssoma alóctone e granitóide

anatético);iii) Restito da fusão;iv) Melanosoma.

Por fim, destaque-se que o exercício de todosesses cuidados resulta em uma compensação quereside em que, se bem caracterizado, a determinaçãodas idades da rocha encaixante regional (protólito),de sua(s) área(s)-fonte(s) e do pico metamórfico/colisional (no caso de migmatização in situ), essesistema polifásico fornece informações fundamentaissobre o entendimento da sua evolução estrutural egeotectônica.

3.3.2 Ortognaisses bandados, especialmente TTGsem zonas de alto strain

As dificuldades e os conseqüentes cuidadosdurante a coleta de amostras petrográfica eestruturalmente homogêneas são também aplicáveisaos gnaisses bandados (não migmatíticos),especialmente TTG. Esses normalmente apresentambandamento tonalítico-trondhjemítico, complicado porintercalações de gnaisses anfibolíticos (metamáficastholeiíticas). Essa complexa estruturação torna-semais intricada com a sobreposição de eventosmetamórfico-deformacionais.

Com essas peculiaridades, os gnaissespodem ser freqüentemente confundidos com diversostipos de associações, especialmente com para- ouorto-migmatitos in situ, nos quais o componenteleucocrático (trondhjemito) pode ser confundido como leucossoma. Em domínios de strain baixo amoderado, alguns erros de classificação podem serdetectados pela simples observação de campo.Entretanto,em domínios de strain alto, devido àtransposição das estruturas pretéritas, os limitesentre as bandas composicionais originais evenulações tardias podem não mais ser reconhecíveis,dando origem a gnaisses de composição“homogênea”. Nos trabalhos executados previamenteà amostragem em diversos terrenos, algumas dessasassociações aqui discutidas tinham sido cartografascomo: i) associação metavulcano-sedimentar do tipogreenstone belts; ii) paragnaisse grauvaqueano; iii)associção meetavulcano-sedimentar dacítica; iii)complexo gabroanortosítico acamadado. Orto-


4

gnaisses charnockíticos granulitizados tambémpodem ser confundidos com paragnaisses (Vercapítulo III, ítem 5.4e discussão na RBG 34(4): 593-601, de dezembro de 2004). Nesse caso, foramnecessários estudos petrográficos detalhados para aidentificação segura dos protólitos, previamente àexecução das análises.

Em associações TGG s.s., a alternância debandas tonalíticas (cinza) e trondhjemíticas (branca)pode ser uma feição primária, relacionada àcristalização de duas fases co-genéticas, e portanto,com o mesmo sistema isotópico. Assim,

teoricamente, a amostragem conjunta de ambasbandas, mesmo em áreas de alto strain, nãorepresentaria uma amostra mista e poderia ser datadaapropriadamente. Entretanto, muitas vezes a bandabranca pode ser de leuco-granitóide anatético(leucossoma) associado ao pico metamórfico-anatético de um evento superposto. Portanto, quandoo objetivo da coleta for a datação da fase mais antiga,especialmente em áreas de difícil acesso ou comretorno incerto no decorrer do projeto, é aconselhávelamostrar sempre a banda tonalítica, menos suscetívelde ser erroneamente classificada em afloramento.

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1 Introdução

O presente capítulo apresenta uma breveintrodução aos métodos e técnicas geocronológicasmais empregadas em cartografia geológica básica deterrenos pré-cambrianos. Seu objetivo é conduzir osespecialistas em mapeamento regional à interpretaçãoapropriada das datações radiométricas e suacontextualização. Aos interessados na abordagemhistórica e abrangente de todos os métodosrecomendamos a obra de Carneiro et al. (2005).

As dificuldades na obtenção do númeroprevisto de análises para a cartografia básica emampla escala, e os conseqüentes elevados custosenvolvidos, exigem rigoroso planejamento paramaximizar os benefícios dessa importante ferramenta.O conhecimento das vantagens e limitações de cadamétodo pelas equipes executoras é o primeiro passopara o sucesso do planejamento geocronológico emescala nacional.

A tabela II.1 lista os mais importantes materi-

ais geológicos passíveis de serem empregados emdatações geocronológicas e o(s) métodos e técnicascorrespondentes. Dentre esses, tataremos com al-gum detalhe os de maior ultilidade em cartografia ge-ológica básica: i) ID-TIMS (Isotopic Dilution - ThermalIonization Mass Spectrometre); nesse textoabreviadamente TIMS ou DI, de diluição isotópica); ii)SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe);iii) LA-ICP-MS (Laser Ablation - Inductively CoupledPlasma - Mass Spectrometre; nesse textoabreviadamente ICP-MS ou LA de laser ablation); iv)Pb-Pb evaporação eventualmente abreviado por Pb-Pb); v) Sm-Nd

2. O método U-Pb

O método U-Pb é a mais robusta ferramentageocronológica. O zircão, pelas suas característicasisotópicas e ampla ocorrência na maioria das rochasígneas, sedimentares e metamórficas, é o principal,

CAPÍTULO II

PARA CADA PROBLEMA GEOLÓGICO, O MÉTODO E TÉCNICAMAIS ADEQUADOS

Tabela II.1 Materiais passíveis de serem empregados em datações radiométricas pelos principais métodos/técnicas Método/sistemática Materiais passíveis de serem datados U-Pb ID-TIMS-TIMS Minerais de U ou Th, zircão, titanita, monazita, xenotima, rutilo, badeleíta, apatita, allanita, pirocloro U-Pb SHRIMP

Isótopos de U, Th, Pb, S, O, encontrados nos minerais: zircão, monazita, xenotima, rutilo, epidoto, badeleíta (ZrO2), titanita, apatita, allanita, pirocloro, perovskita, coesita, outros minerais de U ou Th e sulfetos,

U-Pb LA-ICP-MS

Análises por laser ablation U-Pb: mesma amplitude de possibilidades do SHRIMP; análises Lu-Hf in situ. Caso a entrada da amostra no plasma ocorra sob a forma de solução é possível a execução de análises multi-elementares como determinação de elementos traços ao nível de ppb em material geológico ou em material rochoso, vidros, minerais, e inclusões fluidas e diversos líquidos.

Pb-Pb Evaporação Zircão Re-Os Datação direta de sulfetos e óxidos (elementos siderófilos e calcófilos): pirita, calcopirita, platinóides,

molibidenita (MoS2, rico em Re), sulfetos magmáticos de Cu e Ni, rochas máfico-ultramáficas, folhelhos negros. (Idades-modelos)

K-Ar

Muscovita, biotita, flogopita, lepidolita, hornblenda, actinolita, allanita, feldspatos, glauconita (sedimentos), rocha-total (vulcânicas), alguns vidros e laterizações (alunita, jarosita e criptomelano) argilas, adulária

Ar-Ar Mesmos materiais datados pelo método K-Ar

Rb-Sr

Rochas ígneas com fracionamento da razão Rb/Sr, esfeno e titanita (razão 87Sr /86Sr) inicial, micas, feldspatos-K; apatita, Rochas carbonáticas (idades modelos Sr-Sr)

Sm-Nd Rocha-total com fracionamento das razões Sm/Nd (rochas máficas-ultramáficas, granitóides, sedimentares e seus derivados metamórficos). Minerais com fracionamento das razões Sm/Nd: granada, piroxênio, titanita, plagioclásio, apatita, scheellita, cassiterita, fluorita

176Lu-176Hf Mesmos minerais que o método Sm-Nd e zircão para a composição isotópica inicial do Hf 2 3 8 U Traço de fissão Zircão, apatita, titanita, granada, epidoto, vidro vulcânico

Pb-Pb

Galena ou outros minerais de Pb, sulfetos, magnetita,feldspato-K, telurídios, carbonatos em carbonatitos

6


pelo sistema U-Pb é o zircão (ZrSiO4), devido às se-guintes propriedades:

i) O mineral incorpora, na sua estrutura, U emsubstituição ao Zr, mas pouco ou nenhum 204Pbc(comum) durante a cristalização;

ii) Tem ocorrência bem distribuída como acessórioda maior parte das rochas ígneas, sedimentares emetamórficas;

iii) Apresenta a propriedade de frequentementepreservar tanto sua integridade cristalina quanto aassinatura isotópica até cerca de 800 oC; mesmo sobcondições de ultramilonitização, metamorfismo dealto grau, ou mesmo fusão parcial.

A estrutura do zircão também acomoda 232Th,o qual produz um isótopo de Pb (208Pb) que não éutilizado na determinação de idades

Outros minerais com altas razões iniciais U/Pb, e baixo conteúdo de Pbc, usados emgeocronologia são principalmente: titanita, monazita,xenotima, rutilo, badeleíta, allanita, pirocloro eperovskita (Tabela II.1 )

O princípio básico da representação do siste-ma baseia-se na curva de referência (Concórdia), aqual mostra, em diagrama de eixos coordenados, asvariações de razões isotópicas em função do tempo.Resultados analíticos que plotam exatamente sobrea concórdia têm idades 206Pb/238U, 207Pb/235U e 207Pb/

e freqüentemente único, acesso à história mais re-mota da crosta terrestre. A alta temperatura de blo-queio (~800 oC) aliada à propriedade de preservar fe-chado o sistema isotópico U-Th-Pb por domínios,permite a discriminação entre eventos mais velhos emais novos, desde que o mais novo tenha alcançadoequilíbrio, mesmo sob estágios avançados de fusãoparcial, ou de metamorfismo de alta P e T. Por isso,nos meios geocronológicos, o zircão recebe o mes-mo atributo popular do diamante: “Zircão é para sem-pre”, como didaticamente ilustram as imagens dasFigs. 2a e 2b, de zircões policíclicos arqueanos doGnaisse Caraíba, BA e do Gnaisse Acasta (Canadá),respectivamente. O último, é marco da geocronologiainternacional por representar a rocha (até o presente)mais antiga datada na Terra.

2.1 Entendendo melhor as análises U-Pb:Concórdia (discórdia)

O Sistema U-Pb baseia-se no de decaimentoisotópico, sob taxas diferentes, de dois isótopos-pai(235U e 238U) que geram dois isótopos-filhos (207Pb e206Pb, respectivamente). Trata-se de um sistemainterdependente, bivariante.

O mineral mais utilizado para datar rochas

Figura 2a. Heterogeneidades geológicas ocorrem em todas as escalas. Mesmo diminutos cristais de zircão podem guardar evidênciasde diversas fases de crescimento sobrepostas em escala sub-micrométrica de vido à propriedade do mineral de manter o sistemaisotópico fechado por domínios. Com o estudo de imagens em luz pancromática (CL) previamente à análise em equipamentoSHRIMP, é possível identificar e excluir domínios heterogêneos (mistos) na determinação em separado das idades dos diversoseventos geológicos registrados em um único cristal. A imagem CL mostra um zircão de granulito charnockítico do ComplexoCaraíba, BA com idade de cristalização de ~ 2715 Ma com recristalização em fácies granulito há ~ 2070 Ma (Cap III, Item 7.2). Aestrutura “bow tie” (gravata borboleta) dada pelo estrangulamento da porção central mostra o início de um processo que se nãotivesse sido interrompido originaria dois cristais globulares. A estrutura é característica de recristalização metamórfica na fáciesgranulito. Embora a idade de cristalização tenha sido datada em 2715 Ma, ambos domínios do cristal forneceram idades aparentesmenores (~ 2515 Ma e 2620 Ma), o que indica abertura parcial do sistema isotópico durante o metamorfismo. Apesar dos domíniosmetamórficos de baixo U e alta luminescência serem evidentes, não foi possível obter a idade metamórfica devido à pequenaespessura dos sobrecrescimentos (seta). Embora com diâmetro suficiente, o núcleo detrítico não foi datado. Em outros cristais daamostra foram obtidas idades de ate ~ 3300 Ma. Em zircões com a complexidade como a da mostra, datações por diluição isotópicaou Pb-Pb evaporação não permitem evitar a análise dos domínios mistos e geram idades destituídas de significado geológico.Imagem = CL; círculos: posição e diâmetro (aproximado) do “spot” analisado.Idades em milhões de anos; Erro cotado em 1ó.

Figura 2b Mesmo no caso da rocha mais velha da Terra, o Gnaisse Acasta do Canadá, é possível com a técnica SHRIMP identificarcristais que preservam o registro da idade do magma precursor do gnaisse (~4030 Ma), apesar da rocha ter experimentado 4eventos metamórficos arqueanos na fácies anfibolito ou granulito. Esse gnaisse é cerca de 600 m.a. mais velho que o tonalitognáissico São José, a rocha mais antiga rocha já encontrada no Brasil. Imagem = CL; pequenos orifícios: “ pits” deixados pelasanálises. Idades em milhões de anos; Erros cotado em 1ó.(Imagemcortesia de Richard Armstrong)

7


206Pb iguais e podem representar um sistema isotópicofechado e, por essa razão, são chamadas de concor-dantes. Razões localizadas fora da curva são desig-nadas de discordantes.

Um distúrbio isotópico em uma amostra deidade uniforme gera um arranjo de resultados analíti-cos que definem uma linha reta (discórdia), cujaextrapolação (regressão) trunca a concórdia, nos ca-sos mais simples, em dois pontos os quaiscorrespondem aos interceptos superior e inferior, queassinalam as idades de geração e do distúrbio. Osresultados são calculados com precisão mediantecálculos estatísticos de regressão e ajuste linear quepermitem estimar a declividade e a posição precisados interceptos na concórdia.

O diagrama concórdia mais utilizado é o deWetherill (1956) onde as razões filho/pai 207Pb/235U e206Pb/238U são plotadas nos eixos X e Y, respectiva-mente (Fig. 2.1a).

Na técnica TIMS, resultados de amostras dequalquer idade podem ser calculados a partir das ra-zões 207Pb/206Pb medidas. No SHRIMP, apenas nasamostras mais velhas que 1500 Ma, mais ricas emPb radiogênico, as idades são calculadas pelas ra-zões 207Pb/206Pb. Em amostras mais jovens do que1500 Ma, as idades mais precisas são calculadaspelas razões 206Pb/238U. Nessas amostras, as idadestambém podem ser calculadas na concórdia de Tera& Wasserburg (1972), onde as razões 238U/206Pb sãoplotadas no eixo X, e as razões 207Pb/206Pb no eixo Y.Nessa concórdia, também designada de inversa (Fig.2.1b), os resultados individuais que formam um agru-pamento coerente, se dispõem segundo uma linhasimples de mistura (com o Pb comum) e a idade écalculada pela intersecção da linha de mistura (dis-córdia) com o eixo X. Ou seja, é uma idade de inter-cepto inferior (eixo X das razões 238U/206Pb). Em ro-chas fanerozóicas sempre se aplica a concórdia Terá-Wasserburg.

A idade também pode ser calculada a partirde uma combinação da composição isotópica do Pb(Idade 207Pb/206Pb) ou das razões Pb/U (“Idade Con-córdia”). Essas últimas são mais precisas, podendo

apresentar erros abaixo de 0,1% em datações por DI.O item III apresenta diversos exemplos práticos dautilização desses diagramas, seja por meio de cálcu-lo de idades de interceptos, de idade de agrupamen-tos concordantes ou idades concórdias.

2.2 -MSWD e errócronas

O parâmetro estatístico MSWD (Mean Squaresof the Weighted Deviated) permite caracterizar a con-sistência analítica em qualquer sistemática que utilizetratamento de regressão isocrônica (Rb-Sr, Sm-Nd, U-Pb) e razões iniciais, como nos métodos Sm-Nd e Rb-Sr. O MSWD é a soma dos quadrados da dispersão decada ponto analítico, dividido pelo grau de liberdade(número de razões – 2). É uma medida do ajuste linear(dispersão) dos dados relativamente aos limites do erroanalítico, e reflete o grau de probabilidade de um grupode idades fazer ou não parte de uma única população.Para ter coerência geológica. Idealmente falando, oMSWD (= dispersão das idades medidas) deve sermenor ou igual ao valor do erro analítico. Entretanto,para se ter alto grau de confiabilidade sobre se osdados representam uma concórdia verdadeira e queas razões medidas fazem parte de uma única popula-ção geologicamente coerente, o valor de MSWD deveser próximo a 1, mas, rotineiramente, se toleram va-lores de até 2.5.

Discórdias/isócronas com MSWD superioresa 2.5 devem ser encaradas com cautela, porque o ex-cesso de dispersão dos pontos analisados não podeser atribuído unicamente ao erro analítico, passando aser considerado indicativo de erro geológico. Significaque mais de uma população de idades podem fazerparte do mesmo grupo, isto é, o resultado pode repre-sentar uma mistura de idades e na maioria dos casospode não ter significado geológico. Aos resultadosisocrônicos de pouca acurácia geológica, aplica-se otermo “errócrona” (e.g. Brooks et al., 1972; Dickin,1995). Entretanto, a distinção entre isócronas eerrócronas com base nos valores do MSWD entre 1 e2.5 não é simples, porque os erros analíticos assumi-

Figura 2.1a Concórdia Wetherill Figura 2.1b Concórdia Tera-Wasserburg

1.0

0.8

0.6

0.4

0.2

0.00 10 20 30 40 50 60

Pb/ U207 235

Pb/

U20

623

8

Concordante

IsotopicDisturbance

To common Pb

Recen

t Pb lo

ss

“Wetherill”Concordia

2000

2500

3000

3500

4000

0 2 4 60.0

0.2

0.4

0.6

4000

3500

3000

2500

20001500

238

206

207

206Pb

Pb/

U/

To comm

on Pb

Concordant

Recent Pb loss

Isotopic disturbance

“Tera Wasserburg”Concordia

Pb

2.1b

8


dos pelo programa que calcula o MSWD são apenasestimativos. Além disso, como a diminuição progressi-va das incertezas analíticas, devido ao aumento daprecisão das técnicas, o número de errócronas au-mentará continuamente, com diminuição dos erros.Assim, o ponto de cut off de 2.5 não pode ser assu-mido de maneira automática, a menos que causasgeológicas da dispersão sejam identificadas.

Nas análises SHRIMP, até o final da década90, o parâmetro qui-quadrado (c2) era empregado como mesmo significado estatístico, como mostram osdiversos exemplos apresentados no Capítulo III. Pre-sentemente, o cálculo de idades e o tratamento dosresultados SHRIMP já podem ser feitos pelo progra-ma Isoplot/Ex (Ludwig 2000), o qual fornece oparâmetro MSWD como referencial mais adequadopara expressar a dispersão analítica.

2.3 Número de análises (n)

Em análises TIMS, devido à alta precisão, umadiscórdia ou agrupamento consistente necessita in-cluir um mínimo de 4 frações (n=4). Resultados com3 frações (n=3), embora menos consistentes podemser considerados, com a devida cautela, em traba-lhos regionais.

Pelas técnicas SHRIMP e LA-ICP-MS, em-bora as análises individuais sejam menos precisasdo que por DI, devido à alta resolução espacial e con-seqüente possibilidade de seleção de resultados emdomínios homogêneos (morfologicamente idênticos),agrupamentos pequenos (n=2, ou 3) podem proporci-onar uma aproximação inicial da idade aparente doevento apenas se esse tiver ampla reprodutibilidaderegional e/ou se sua idade tenha sido determinadoem outras amostras da unidade. Entretanto, em tra-balhos que exijam mais rigor, o ideal é a obtenção deagrupamentos com número maior de análises. Adici-onalmente a esses cuidados, é necessário observara disposição dos resultados ao longo da concórdia,sendo interessante que ao menos um dos pontosanalíticos seja concordante.

Por fim, é importante lembrar que qualqueranálise concordante, mesmo isolada, deve ser consi-derada e devidamente ponderada quanto ao contextode eventos termo-tectônicos que afetaram a amostra.

2.4 Precisão, acurácia e incertezas analíticas

Em muitos trabalhos, alguns parâmetros analí-ticos importantes são, por vezes, confundidos e con-seqüentemente, citados de forma errônea. É o casode precisão versus acurácia. Precisão é a medida daincerteza analítica na determinação da composiçãomédia (idade) e refere-se à qualidade de várias análi-ses individuais agrupadas. Acurácia é a medida daproximidade desta composição média, relativamenteao valor/(idade) “verdadeira”. Williams (1998) utilizou

o exemplo do tiro ao alvo para ilustrar a diferença en-tre os dois parâmetros. Precisão é a medida da qua-lidade do agrupamento de tiros (cada tiro seria umaidade medida) que atingem o alvo. Quando os váriosprojéteis se agrupam muito próximos uns dos outros,a precisão é alta, mesmo que não atinjam o olho doalvo. Acurácia é a medida da proximidade do grupode projéteis (idades medidas) em relação ao olho doalvo, ou “idade verdadeira”. Assim, quanto mais próxi-mo do olho do alvo, maior a acurácia do agrupamento(idade média), mesmo que a dispersão entre os pro-jéteis seja maior, isto é, a precisão seja menor (fig.2.4.1).

Obter análises precisas demanda a correçãode uma série de incertezas analíticas próprias de cadatécnica, equipamento e amostra. Portanto “incerte-zas analíticas” são definidas pelo limites de precisãode uma medida. Ela é função do somatório de vários“erros” que dependem do número de análises, dacalibração do equipamento, da “qualidade” do cristalrefletida na geoquímica isotópica de cada domínio/cristal analisado e, conseqüentemente, do grau deconcordância das razões Pb-U e Pb-Th medidas, etc.No caso do SHRIMP, os limites de precisão de umaanálise individual são fortemente influenciados pelo“efeito-matriz”, o que requer a calibração das análi-ses dos zircões de idade desconhecida (unknows)contra análises replicatas de zircões padrões, em fun-ção dos desvios analíticos do equipamento no decor-rer de uma seção (ver Stern, 1997; Williams, 1998).Ou seja, depende também dos erros nas análisesdos padrões.

O “erro” analítico é estatisticamente indicadopelo desvio padrão (σ). Em análises individuais, a pre-cisão das razões isotópicas são reportadas e plotadasna concórdia como erro padrão da média (das razõesisotópicas) ao nível de 1σ%, correspondendo a o in-tervalo de confiabilidade de 68%. As análises agrupa-das (que fornecem a idade aparente do evento) sãocotadas e plotadas no nível de 95% de confiabilidade

Figura 2.4.1 Ilustração da diferença entre precisão eacurácia. a) A análise é precisa quando os projéteis detiro ao alvo (análises) atingem pontos muito próximos(reprodutibilidade analítica), mas não é acurada porquenão atingiram o olho do alvo (idade verdadeira darocha). b) As análises não são precisas, devido àdispersão, mas são acuradas porque a média dosresultados (tiros) situa-se próxima do olho (idadeverdadeira). c) As análises são precisas e acuradas.(adaptado de Winter, 2001).

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( 2σ%) (ver Stern, 1997; Williams, 1998). Na técnicaSHRIMP, devido às mínimas quantidades de materialanalisado e as incertezas analíticas, o erro não é ho-mogêneo para rochas de qualquer idade, ao contráriodas análises por DI. O erro é inversamente proporcio-nal à idade da amostra, pois quanto mais nova a rochamenor a quantidade de Pb radiogênico disponível paraanálise e, conseqüentemente, maior o erro. Compara-tivamente aos resultados de DI, o erro SHRIMP emanálises padrões varia de 1.5% em amostras neo- emesoproterozóica (< 1500 Ma) a 0.2% em amostrasarqueanas (Stern, 1997).

Em métodos analíticos precisos, é importan-te distinguir, e nunca empregar como equivalentes,os termos “idade” e “dado” (ou “resultado”). “Idade” deuma rocha se refere ao tempo decorrido desde suaformação. É uma incógnita geológica da qual o “dado”ou “resultado” pode, com boa sorte e boa técnica,aproximar-se. Assim, o resultado da análise deve sereferido das seguintes formas: “a análise forneceu o“resultado” de 2500 Ma, o qual pode ser interpretadocomo a idade de cristalização da rocha”; ou: “a análi-se forneceu a “idade aparente” de 2500 Ma, a qualpode ser interpretada como a idade de cristalizaçãoda rocha “; ou ainda: “a análise forneceu uma médiadas razões 207Pb/206Pb de 2500 Ma, a qual pode serinterpretada como a idade de cristalização da rocha“.

Além disso, deve se ter em conta que a in-clusão de resultados concordantes em um agrupa-mento, de um ou mais resultados discordantes, queperderam Pb radiogênico, poderá baixar a razãoisotópica média empregada no cálculo da idade. Des-sa forma, o “resultado” ou “idade aparente” deverá serreferida como a “idade mínima” e a forma correta deveser: “a análise forneceu o “resultado” de 2500 Ma, oqual, por incluir análises discordantes, pode ser inter-pretado como uma “idade mínima” de cristalização darocha”.

Cabe, ainda, destacar a importância do en-tendimento da % de concordância, sempre assinala-do nas tabelas analíticas. Esse parâmetro é umindicativo direto da confiabilidade da idade individualmedida e está relacionado à integridade ou aberturado sistema isotópico U-Th-Pb. É calculado com oemprego de uma fórmula simples: % de concordân-cia = 100 x (Idade 206Pb/238U)/(Idade 207Pb/206Pb). Umresultado com 100 % de concordância significa queas idades 206Pb/238U e 207Pb/206Pb medidas são iguais(análise situada na concórdia) e que o sistemaisotópico permaneceu fechado ou foi totalmente re-equilibrado em novo evento termal. Qualquer altera-ção no conteúdo de Pb e U introduz uma discordânciae conseqüente perda de precisão analítica, não im-portando se a alteração ocorreu em tempo geológico,mesmo atual, em evento natural (metamitização) oupor manipulação laboratorial.

2.5 Geoquímica isotópica U-Th-Pb

A assinatura isotópica revelada pelos conteú-dos medidos de U, Th e Pb (em ppm), bem como arazão Th/U de cada spot datado pela sistemáticaSHRIMP é uma ferramenta robusta do ponto de vistapetrogenético e da consistência dos resultadosisotópicos. Esses dados são facilmente acessíveisnas tabelas analíticas que acompanham os diagra-mas-concórdia e listam os conteúdos medidos emppm, spot por spot. A razão Th/U é um indicadorpetrogenético de primeira grandeza porque permite dis-criminar a natureza ígnea ou metamórfica do domíniodatado. Em rochas félsicas e intermediárias, as razõesTh/U de domínios magmáticos com sistema U-Th-Pbfechado (não resetado) normalmente varia entre 0.2 e0.8 (e.g. Gebauer et al., 1997). Valores de 0.1 ou me-nores indicam depleção de Th relativamente ao U, oque sinaliza abertura do sistema isotópico, em eventotermo-tectônico, em geral metamorfismo de médio aalto grau. O comportamento do U pode ser excelentesinalizador da abertura do sistema, pois o elemento érotineiramente depletado sob metamorfismo de médioe alto grau. Assim, o conteúdo de U pode indicar anatureza magmática ou metamórfica do cristal ou do-mínio analisado. Em um mesmo cristal, o conteúdo deU medido em um domínio metamórfico é, em geral,acentuadamente menor do que em um domíniomagmático não afetado pelo evento metamórfico. Háuma tendência consistente de o conteúdo de U situar-se em patamar inferior ao do se conteúdo médio nasrochas félsicas a intermediárias não metamorfizadas,variável entre 200 e 600 ppm. Nos estudos detalhadosno Capítulo III será possível analisar o comportamentocontrastante do U em zircões de domíniosmetamórficos de dois terrenos de alto grau. Nosortognaisses do embasamento do Cinturão Araçuaí(Itens 5 e 6) praticamente todos os domíniosmetamórficos analisados apresentam valores médiosinferiores a 100 ppm, muito abaixo do conteúdo médiode zircões magmáticos de rochas félsicas e intermedi-árias (200-600 ppm). Já nos terrenos de alto grau daBahia (Item 7), na maioria das análises dos zircões/domínios metamórficos, o conteúdo de U esteve acimado limite inferior (> 200 ppm) dessa média. O grau dedepleção em zircões recristalizados depende, portan-to, não apenas do grau metamórfico, mas de uma sé-rie de outros fatôres, tais como o conteúdo original dezircônio, estabilização ou não de fases minerais commaior afinidade com esse elemento. A utilidade des-ses fatôres geoquímicos é ainda mais potencializadase a eles somarmos a possibilidade de identificaçãodireta de domínios normais e depletados em U em ima-gens CL e BSE, como veremos abaixo.

Outra informação importante fornecida pelaanálise do conteúdo em U é que domínios ricos (> 2000ppm) são altamente suscetíveis à perda de Pb-radiogênico (Pb*) por metamitização, o que pode tor-nar problemática a obtenção de idades concordantes.Como na técnica SHRIMP os resultados obtidos nosdomínios a serem datados (desconhecidos) são“normalizados” contra análises de domínios de zircões

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padrões, com conteúdos intermediários entre 200 a 500ppm, análises de cristais muito ricos em U (>1500 ppm)podem não ser calibrados adequadamente. Conseqüen-temente, a precisão e acurácia dessas análises podeser prejudicada. Dados U-Pb SHRIMP de zircões commais de 3000 ppm de U são fracionados pelo instru-mento, o que fornece resultados 206Pb/238U mais ve-lhos do que a idade real (e.g. Williamn and Hergt 2000).Nesses casos, usa-se a média das razões 207Pb/206Pbmedidas, as quais não são afetadas por bias instru-mental.

Assim, a simples observação da variação doconteúdo de U em cada spot analisado pode oferecerinformações importantes sobre a confiabilidade do dado.

2.6 Imageamento qualitativo porcatodoluminescência (CL) e elétrons retro-espa-lhados (BSE)

O emprego de Microscópio Eletrônico de Var-redura (MEV) na obtenção de imagens pancromáticasde catodoluminescência/CL e elétrons retro-espalha-dos/BSE, antes da datação, aliado à alta resoluçãoespacial, forneceram às microssondas eletrônicas umarobustez analítica sem precedentes na história dageocronologia.

Em condições de rotina, cerca de 100 cris-tais de zircão são coletados entre a fração menosmagnética e montados em uma pastilha padrão deepóxi, com 26 mm de diâmetro, sendo então polida eanalisada no MEV. Nos estudos de casos do Capítu-lo III, parte das imagens foram obtidas na AustralianNational University na Electron Microscopy UnitResearch School of Biological Sciences, Camberraem microscópio eletrônico Hitachi S-2250N (análisesdetalhadas originais dos trabalhos Silva et al. 2002a,b,c). As demais foram obtidas na University ofWestern Australia, no Centre for Microscopy andMicroanalysis, Perth, em microscópio eletrônico JEOL6200. Ambos os equipamentos foram operados peloautor, sob condições de aceleração de voltagem de15kV.

A observação das imagens pancromáticas(CL) com a locação dos spots deve ser rotineira du-rante a (re)avaliação da interpretação de resultadosSHRIMP e LA. Isto permite o reconhecimento de dife-rentes gerações de zircões e/ou domínios, com baseno seu padrão textural. Novo zircão pode crescer nasbordas de um antigo cristal (núcleo), o que resultaem mistura física de cristais com idades distintas. Ocristal antigo é denominado de herdado e, quandoanalisado, a idade Pb/U é geralmente mais velha quea do zircão da borda, padrão esse denominado he-rança. Quando no diagrama concórdia as análisesdispõem-se ao longo de um feixe aproximadamentelinear (reta da discórdia), o intercepto inferior é inter-pretado como a idade de precipitação dossobrecrescimentos a partir do líquido magmático(melt-precipitated). Esse padrão é comum em grani-

tos crustais, especialmente do tipo S. Nesse caso, apreservação ou não do núcleo, depende da tempera-tura, composição química do protólito e abundânciade zircônio no fundido.

Herança também pode resultar deassimilação de xenocristais da fonte ou de crostapretérita, durante a ascensão do magma. Nessescasos é aconselhável datar monazita co-genética paracomprovar a natureza do intercepto inferior, uma vezque o mineral raramente ocorre como xenocristal.

O padrão de mistura ou herança pode resultarde recristalização no estado sólido de zircãometamórfico ao redor de cristal pré-existente, sobcondições da fácies anfibolito superior, granulito oumesmo eclogito. Nesses casos, o intercepto superiorcorresponde à idade da rocha e o inferior à idade dometamorfismo. Os zircões metamórficos são maisarredondados, multifacetados e irregulares que oscristais magmáticos. Podem substituir inteiramenteo cristal original e, assim, os resultados não produzemintercepto superior e a idade da rocha não pode maisser determinada.

Herança e idades mistas são mais facilmenteidentificadas por meio de imageamento (CL e/ou BSE)previo às datações. As imagens CL registram comalta resolução a correlação (quantitativa) negativaentre a intensidade de luminescência em CL e oconteúdo de U (e.g. Rubatto et al. 1998). Texturasmagmáticas são particularmente caracterizadas porzoneamento oscilatório, produzido pela cristalizaçãoalternada de bandas ricas (baixa luminescência) epobres em U (alta luminescência). Os zircõesmetamórficos, por outro lado, são destituídos dezoneamento oscilatório e se caracterizam porestrutura interna via de regra homogêna, pordestruição da estrutura magmática prévia (Tab. II.2)

Os conteúdos medidos de U e Th e Th/U sãoindicativos de rochas da origem magmática oumetamórfica. Baixos conteúdo em U (< 50ppm) e Th(< 20ppm), bem como baixas razões Th/U (< 0/1)são típicas de zircão metamórfico, enquanto razõesTh/U entre 0,2 e 0,9 o são de zircões de rochas ígneasfélsicas e intermediárias.

De modo geral, essas observações permitemavaliar a consistência da população datada e, conse-qüentemente, do significado da idade obtida.

O capítulo III ilustra em detalhe as possibilida-des interpretativas em várias centenas de imagenspancromáticas de CL e BSE, obtidas em mais de meiacentena de amostras, as quais constituem umreferencial prático de imageamento qualitativo aplica-do à geocronologia. A tabela III.2 sintetiza as princi-pais características morfológicas em imageamentoqualitativo por CL/BSE e o significado petrocronológicodessa características.

2.7 - Escolhendo a técnica adequada

Com a entrada em funcionamento da Rede

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GEOCHRONOS, o SGB proporcionará ao seu qua-dro de pesquisadores a possibilidade de utilizaçãodas ténicas mais adequadas aos estudosgeocronológicos. Para tanto, é necessário discutircom algum detalhe as vantagens e limitações de cadauma das 3 técnicas de maior interesse. Generica-mente, o espectro de problemas geocronológicos (ida-de de cristalização, de metamorfismo, dehidrotermalismo, etc) que pode ser resolvido tanto pelasistemática TIMS quanto por microssonda iônica deionização secundária (SIMS) como SHRIMP, LA-ICP-MS, Cameca e NanoSims é bastante similar.

Em breve histórico, a partir da década de 1980a geocronologia passou por uma fase de incorporaçãode importantes avanços tecnológicos que elevaramas geociências a novo patamar. Na sistemática TIMSforam introduzidas por Krogh e sua equipe, técnicasinovadoras na preparação de amostras, como aabrasão a ar dos cristais para remover a superfícieexterna o que permite incremento da concordânciaanalítica pela eliminação das bordas alteradas doscristais (Figs. 2.7a e 2.7 b). Com isso, a partir demeados da década tornou-se possível obter análisesde zircões arqueanos com erro de ± 1 Ma (0.1%).Ademais, a redução acentuada dos brancos analíticospermitiu a obtenção de análises mais precisas emcristais individuais, ou mesmo em parte de grãos(Krogh, 1982). Nessa mesma época também verificouse um amadurecimento das novas técnicas analíticasem espectrômetros de massa de ionizaçãosecundária. Esse avanço decorreu do altodesempenho e produtividade de microssondas iônicasde grande porte com alta sensibilidade e resoluçãoespacial e de massa (SHRIMP II). Esse equipamento,concebido, construído e aperfeiçoado na ResearchSchool of Earth Sciences da Australian NationalUniversity está hoje instalado na Austrália (4), Japão

(2), EUA (1) Canadá (1) e China (1). O Brasil é opróximo a incorporar esses avanços.

A razão principal do sucesso da nova técnicarelaciona-se principalmente à alta resolução espacial,uma vez que rochas e amostras podem ser,heterogêneas em qualquer escala, porque mesmodiminutos cristais podem guardar evidências dediversas fases de crescimento sobrepostas em escalasub-micrométrica (Figs. 2a e 2b). Assim, somentecom o estudo prévio de imagens decatodoluminescência (CL) e backscattering (BSE) eanálises por SIMS é possível identificar e excluirdomínios heterogêneos (mistos) do cálculo das idades.Abaixo apresentamos em detalhe um estudocomparativo dos desempenhos das 3 técnicas maisavançados em geocronologia (U-Pb, ID-TIMS,SHRIMP e LA-ICP-MS) visando permitir a escolha datécnica mais apropriada para cada caso.

Devido à alta sensibilidade e versatilidade, amicrossonda iônica (modelo SHRIMP I) inicialmenteutilizada para datação de materiais extraterrestres comoa brecha lunar da Missão Apolo 17 em 1982, tornou-se, a partir da década de 1980, uma ferramenta comcrescente aplicação no estudo da história geológicada Terra. Os avanços introduzidos no modelo atual(SHRIMP II) permitem sua utilização em mais largaescala para fins estratigráficos e de pesquisa mineral erepresentam o maior avanço tecnológico e científicodas Geociências nas últimas décadas, e o sonho deconsumo tecnológico de 10 em cada 10 laboratóriosde geocronologia no mundo. A razão principal dessapreferência deve-se principalmente à alta resoluçãoespacial, uma vez que rochas e amostras podem serheterogêneas em qualquer escala, mas os diminutoscristais podem guardar a memória isotópica de diver-sas fases de crescimento sobrepostas em escala sub-micrométrica (Figs. 2a e 2b). Assim, somente com o

Tabela II.2 Síntese das principiais características morfológicas em imageamento qualitativo por CL/BSE e suas interpretações

Feições Interpretações Morfologia externa do cristal

Idiomorfismo versus recristalização periférica

Indica respectivamente, preservação das características magmáticas ou recristalização metamórfica

Homogeneidade versus distinção entre núcleo e sobrecrescimento(s)

Indica respectivamente, evolução simples (magmática ou metamórfica)

Zoneamentos oscilatórios, em setor ou complexos

Indica deposição magmática (melt-precipitated) do domínio (núcleo e/ou sobrecrescimento)

Morfologia interna

Apagamento das texturas magmáticas Alterações pós-magmáticas: metamorfismo, ou metamitização

Fraturas radiais ou concêntricas Expansão por metmictização Idiomórfico Ígneo (restito ou xenocristal) ou metamórfico

(xenocristal) Arredondado Corrosão magmática (restito ou xenocristal);

corrosão metamórfica (xenocristal) ou abrasão (xenocristal detrítico)

Contorno fraturado Xenocristal detrítico

Forma do núcleo

Contorno irregular Corrosão magmática ou metamórfica Tonalidades cinza-médio uniforme, tanto em CL quanto em BSE

Origem magmática

Tonalidades cinza-claro e branco (alta luminescência)

Baixos conteúdos em U (e Th), baixas razões Th/U, (< 0.1): domínios metamórficos de faces anfibolito alta a eclogito

Variações nas taxas de luminescência (CL e BSE)

Tonalidades cinza-escuro a preto em CL (baixa luminescência)

Alto conteúdos de U (> 1000 ppm) domínios magmáticos metamitizados

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estudo prévio de imagens de CL e BSE e análises portécnicas de alta reolução espacial é possível a identifi-cação e exclusão de domínios heterogêneos (mistos)do cálculo de idades.

A figura 2.4a mostra uma fotografia damicrossonda SHRIMP II do mesmo modelo adquiridopela Rede GEOCHRONOS, presentemente em fasede montagem no laboratório australiano.

Aseguir apresentamos em detalhe um estudocomparativo do desempenho das 3 técnicas mais avan-çados em geocronologia U-Pb, ID-TIMS, SHRIMP eLA-ICP-MS.

2.7.1 A técnica ID-TIMS

A técnica TIMS é também referida como “con-vencional” por se basear na dissolução isotópica (viaúmida) e por ser comparativamente mais madura doque as “novas” técnicas baseadas em ionização se-cundária (SIMS). Após 3 décadas de aperfeiçoamen-to contínuo da técnica SHRIMP, se aproxima o tempoem que também ela passará a ser referida como “con-vencional” frente às demais técnicas SIMS (LA-ICP-MS, NanoSims e Cameca). Como o SGB não produzrotineiramente análises TIMS, no presente trabalhonão serão discutidos seus detalhes analíticos, embo-ra se constitua na mais precisa, universalmente em-pregada e acessível em geocronologia U-Pb.

Principais vantagens comparativas da técnica TIMSA alta precisão das análises por DI é a sua maiorvantagem, insuperável em estudos geocronológicosque demandem precisão com erros da ordem de 0,1%,eventualmente menores, em amostras de qualqueridade. Por isso, é especialmente indicada em, porexemplo, determinações precisas de cronoestratigrafiamagmática em rochas de qualquer idade, comparaçãodetalhada de trajetórias P-T-t, discriminação de terre-nos e de idades de eventos mineralizadores e de suasencaixantes magmáticas.

Principais limitações da técnica TIMS Apesar da altaprecisão, a sistemática tem algumas desvantagens,

em especial: i) exigência de laboratórios ultra limpos;ii) os procedimentos são lentos (uma datação por se-mana, contra cerca de até 2-3 por dia no SHRIMP); ii)o volume do material a ser datado é relativamente gran-de (o cristal inteiro); iii) o métod é destrutivo, pois re-quer dissolução completa da amostra, não permitindorepetição; iv) baixa resolução espacial e baixa acuráciageológica em domínios heterogêneos. No caso de he-rança e/ou zircões com morfologia interna muito com-plexa, as análises podem representar a média de mis-turas isotópicas e não uma idade geológica; v) impos-sibilidade de obtenção rotineira de idades de popula-ções múltiplas (i.e. sedimentos); vi) impossibilidade depreservação da amostra.

2.7.2 A técnica SHRIMP

A microssonda iônica SHRIMP é um equipa-mento SIMS de grande porte (Fig. 2.7.2a) que utilizauma fonte primária, constituída por um feixe de elé-trons de alta energia (em geral O2

-). Como outrosespectrômetros de massa, a microssônda combina umanalisador eletrostático que atua como filtro de energiae um setor magnético de porte para análise de massa,um arranjo designado de “dupla focalização”. O detectorde íons é uma multiplicadora de elétrons, comoesquematiza a Figura 2.7.2b. A Figura 2.7.2c ilustra aincidência do feixe iônico primário de O2 sobre o spot ea trajetória do feixe secundário, ionizado a partir davaporização do conteúdo do pit, e que será capturadoe analisado no espectrômetro de massa. A diminutaamostra, com 25 µm de diâmetro e 2-3 µm de profundi-dade, é extraída pelo feixe primário, o qual incide so-bre a superfície da amostra a 450 (Fig. 2.7.2c) e deixauma cavidade (pit) por extração de íons que passam aintegrar o feixe secundário. Para comparação, a ima-gem também mostra um pit resultante de ablação alaser (detalhes adiante).Principais vantagens comparativas da técnicaSHRIMP A grande variedade de materiais geológicos

Fig. 2.7a Zircões naturais Fig. 2.7b Mesma população tratada (abrasão) paraanálise por diluição isotópica (Cortesia de RichardArmstrong)

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passíveis de serem analisados pela sistemáticaSHRIMP, tais como zircão, monazita, titanita, rutilo,badeleíta, perovskita, xenotima, S e Pb, O, Ti emsulfetos (aplicação em estudos metalogenéticos). Ade-mais, determinações pontuais de Elementos TerrasRaras e outros elementos-traços corroboram a versati-lidade do método. Entretanto, sua maior vantangem,relativamente aos demais métodos, é a alta resoluçãoespacial em escala µm, o que possibilita a seleção dedomínios homogêneos em cristais com estrutura inter-na complexa, resultante da superposição de várias fa-ses de crescimento, notadamente em zircão. Comoconseqüência, a possibilidade de obter análises pon-tuais, aliadas à rapidez analítica, conferem ao métodoSHRIMP um desempenho diferenciado. Por isso, oSHRIMP proporcionou os mais consistentes avançosno conhecimento da evolução geológica nas últimasduas últimas décadas, responsáveis por um salto qua-litativo importante no conhecimento da evolução geoló-gica e nos controles de depósitos minerais em escalaglobal.

Principais limitações da técnica SHRIMP Um dosmaiores problemas operacionais da técnica se relaci-ona com “efeito-matriz”, o que demanda a calibraçãodas análises obtidas em zircões com análises dezircões padrões, inseridos no mesmo recipiente dasamostras (mount). Esse procedimento é indispensá-vel para assegurar que os desvios instrumentais queocorrem durante uma seção analítica sejamacessados e corrigidos pela análise repedida do pa-drão (zircão). Em geral a proporção é de 1 análise emspot do padrão para cada 3 ou 4 análises em spotsde domínio(s)/cristal(is) desconhecido(s).

O principal problema com zircões padrões éque, para obter análises com a precisão desejável e

com diferença máxima de 1-2% em relação a umaanálise TIMS, é necessário o emprego de cristaisnaturais, cuidadosamente selecionados e com asseguintes especificações: i) composição químicasememelhante a dos zircões a serem analisados; ii)sejam mineralogicamente puros; iii) haja quantidadeapreciável e suficiente para diversas calibrações porDI e servir de padrão em milhares de análises SHRIMP;iv) o tamanho de grão deve exceder 50 µm; v) suasrazões Pb-U e Pb-Th devem ser concordantes em maisde 1% em uma escala de < de 5 µm; vi) deve sersuficientemente antigo para conter abundante 207Pbradiogênico, mas não tão antigo que possa ter conterefeitos de radiação (metamitização), sendo o interva-lo de idades ideal de 1000 e 1500 Ma. Deve, ainda, terconteúdos intermediários de U (200-1000 ppm) e ra-zões Th/U, preferencialmente entre 0.1 a 0.5 em to-dos os domínios (William, 1998). Portanto, a obten-ção de padrões que obedeçam a todas essas exigên-cias e ainda que ocorram em quantidades que permi-tam a realização de milhares de análises é a maiorlimitação operacional da técnica. Nas datações aquidiscutidas, cujas análises foram realizadas no labo-ratório da Australian National University, o zircão pa-drão utilizado foi o “AS3”, cuja idade foi precisamentecalibrada por TIMS e a sua idade 207Pb/206Pb calcula-da em 1099.1 ± 0.5 (Paces e Miller, 1993). Nas análi-ses obtidas no equipamento da Curtin University, emconsórcio com a University of Western Australia, opadrão são cristais de zircão da fácies granulito deSri Lanka (CZ3), cuja idade 206Pb/238U obtida por TIMSfoi calculada em 572.2 ± 0.4 Ma (Claué-Long et al.,1995).

Há, no entanto, uma limitação economicamenteimportante e que inibe a universalização da técnica.Esta se realciona com o alto custo do equipamento,

Figura 2.7.2a Fotografia da Microssonda iônica (de grande porte) SHRIMP II, em funcionamento no Laboratório deGeocronologia da Research Schooll of Earth Sciences da Autralian National University. Modelo correspondente aoadquirido pela Rede GEOCHRONOS)

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em torno de US$ 3,000,000,00, e cerca de 3 vezes ocusto de um espectrômetro TIMS ou de um equipa-mento LA-ICP-MS.

2.7.3 Estudo comparativo do desempenho analíticoTIMS x SHRIMP

Precisão em análises TIMS x SHRIMP Uma compara-ção da precisão das duas técnicas mostra que as in-

certezas analíticas em análise individual SHRIMP, relati-vamente a uma análises por DI, são em média 1% mai-ores. A maior imprecisão se relaciona ao volume dematerial utilizado na análise por microssonda que é 2 a5 vezes menor do que o requerido na análise por DI. Afigura 2.4d ilustra a diminuta massa vaporizada em umpit analítico individual (~25 µm de diâmetro por 2-3 µmde profundidade), o que consome apenas 1-10 ng dezircão por spot. Para obter a mesma análise pela siste-mática TIMS, todo o cristal seria dissolvido, o que signi-

Figura 2.7.2b Diagrama esquemático (na mesma posição da foto) mostrando os principais elementos da óptica iônica e astrajetórias dos feixes de íons primários e secundários do SHRIMP (modificado de Williams 1998). Notar a coluna iônica primáriaincidindo a 45o sobre a amostra, e a partir daí, a trajetória da coluna secundária (amostrada) passando pela câmara do analisadoreletrostático, pelo eletromagneto laminado para separação das distintas massas e a coleta no multiplicador de elétrons secundáriospara leitura (medida) das massas. Finalmente, no computador do console do operador, o registro, gravação e exibição dosresultados

Figura 2.7.2c Diagrama esquemático da incidênciado feixei ônico primário a 45o da superfície do” spot”a ser analisado, e a extração dos íons secundários(a serem analisados)

Figura 2.7.2d Imagens de CL de um zircão que mostra (acima) o “pit”analítico de 25 µm de diâmetro por 2/3 µm de profundidade. Abaixo um“pit” idêntico de análise por ablação a laser (Imagem, cortesia, Richard,Armstrong)

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fica mais de 1000 ng (Tab. 2.3). Isso explica porque aprecisão de uma análise individual SHRIMP é menor,porém isso não necessariamente distoce a idade “ver-dadeira”, uma vez que, mediante o tratamento estatísti-co das idades agrupadas, pode-se reproduzir a idade ea precisão do TIMS, o que caracteriza a alta precisãodo método (Williams, 1998). Em outros termos, preci-são interna de uma análise isolada SHRIMP (erro de1σ), a um nível de confiabilidade de 68.3%, é sensivel-mente reduzido com uma análise agrupada, de nível deconfiabilidade de 95% (erro cotado em 2σ). Nesse caso,dependendo do número de análises agrupadas (n) e daidade da amostra, a precisão pode alcançar patamaresidênticos aos das análises TIMS.

Ainda em decorrência das diminutas quanti-dades de material analisado, o erro analítico SHRIMP,ao contrário do erro TIMS, não é homogêneo em amos-tras de qualquer idade. O erro é inversamente proporcio-nal à idade da amostra, pois quanto mais nova menor aquantidade de Pb radiogênico disponível para a análisee, conseqüentemente, menor a precisão. Em geral, oserros cotados em 2σ nas análises agrupadas SHRIMPdecrescem de 1.5% em amostras com idades entre 500e 1500 m.a., para 0.5% em amostra com 1900 m.a. e0.2% em amostras com 2700 m.a. (Stern, 1997). Ouseja, idades agrupadas SHRIMP, especialmente emamostras mesoproterozóicas e arqueanas, mais ricasem Pb radiogênico e cujas idades são medidas pelasrazões 207Pb/206Pb, são equivalentes às idades TIMS,dentro do erro do método (Stern, 1997).

Uma comparação mais detalhada do desem-penho das sistemáticas TIMS e SHRIMP consta daTabela II.3.

Acurácia “geológica” TIMS x SHRIMP A determina-ção da idade em uma análise individual TIMS conso-me volume de material maior (cristal inteiro) do que o

analisado em um pit SHRIMP, e representa a compo-sição média do cristal isotopicamente diluído. Porisso, em cristais morfologicamente complexos, umaanálise TIMS representa porções isotopicamente he-terogêneas e, apesar da maior precisão da técnica,as idades são menos acuradas e podem ser destitu-ídas de significado geológico.

A possibilidade de obter análises pontuais pre-cisas com pequenas quantidades de material extraídode diminuto volume proporciona à técnica SHRIMP suaalta resolução espacial. Isto, por seu turno, resulta emmaior acurácia geológica em amostras complexas, piispermite obter idades em domínios individuais que po-dem ser previamente testadas e rejeitar análises emdomínios afetados por discordância, ou herança. A po-pulação agrupada que fornecerá a idade do evento serásempre uniforme e permitirá que o tratamento estatísti-co possa fornecer uma idade agrupada homogênea,acurada e precisa, impossível de reprodução por DI nomesmo cristal complexo.

Uma forma prática de avaliar o desempenhoTIMS X SHRIMP é comparar diversas datações obtidaspor meio de ambas técnicas em uma mesma amostracom zircões morfologicamente complexos e importanteherança, como efetuado no Plúton Dalgety (do LachlanFold Belt, Austrália). Trata-se de granodiorito do tipo-Scom uma população de zircões de morfologia internacomplexa e abundante herança detrítica na forma denúcleos herdados, sobrecrescidos por fina auréola dezircão magmático (Fig. 2.7.3a). O resultado do teste dedesempenho de ambos métodos é um dos exemplosmundiais mais ilustrativos da comparação entre precisãoe acurácia analíticas entre técnicas.

Os resultados das análises por diluiçãoisotópica (Fig. 2.7.3b) formam um arranjo simples dequatro zircões co-lineares que parecem definir uma sim-ples linha de mistura (discórdia), relacionada à perda dePb* em evento termo-tectônico pós-magmático. Essa

Tabela II.3 Performances comparativas entre as técnicas SHRIMP e ID-TIMS (Traduzida e ampliada de Stern, 1997) SHRIMP ID-TIMS Massa de zircão analisada 1-10 ng por pit > 1000 ng por fração Massa de Pb analisada ~0.1 pg por pit > 100 pg por fração Pontos datados por ano 12000 = 40 spots/dia, em 300 dias 1200 (estatística de laboratórios

canadenses) Custo aproximado por amostra US$ 1.000,00 a 2.000,00,

dependendo da complexidade dos zircões

US$ 1.500,00 a 2.000,00

Possibilidade de determinação precisa (< 0.1% , 2σ) de idades (agrupadas) de eventos geológicos

É possível em alguns casos, mas com trabalho muito intensivo e custos muito altos

È rotineiramente possível em muitos casos, mas difícil em zircões complexos

Facilidade para resolver problemas de datação complexos (herança, perda de U-Pb, sobrecrescimentos, etc.)

Muita, caso exista contraste suficiente de idades entre os eventos

Possível em alguns casos porém com trabalho intensivo e custos muito altos; pode gerar incertezas na interpretação das idades

Possibilidade de execução de estudo de fontes detríticas

Rotineiramente possível para levantamentos rápidos; menos preciso para determinação de fontes mais jovens (< 1500 Ma)

Pequena exigindo trabalho intensivo e conseqüentemente a custos muito altos; excelente para determinação de idades mais jovens

Possibilidade de desenvolvimento de estudos in situ (contextuais)

Excelente, tanto em seções polidas quanto em seção de rocha

Impossível

Destino do material analisado Preservado, método essencialmente não destrutivo

Amostra destruída

Efeito de matriz Depende do emprego de padrões para neutralização do efeito matriz

Independe de efeito de matriz, não necessitando de padrões

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“discórdia” aponta uma idade de ~380 Ma (interceptoinferior), supostamente representativa da idade médiados sobrecrescimentos magmáticos e, portanto, da cris-talização do plúton. A idade aparente do intercepto su-perior de ~1750 Ma, teoricamente representaria a idade(média?) dos núcleos herdados. Essa é a melhor inter-pretação possível para o estudo TIMS. Entretanto, co-nhecendo-se a natureza heterogênea dos cristais data-dos, o arranjo co-linear das análises e os valores dosinterceptos são artefatos analíticos da técnica (efeitoherança), destituídos de significado geológico.

Para comprovar essas deduções, um cristalco-magmático de monazita, destituído de herança,foi datado por DI (single grain)(Fig.2.7.3c). A análiseforneceu idade aparente concordante de ~ 420 Ma,mostrada como uma elipse azul, de erro 2σ, naFig.2.7.3c. Esse resultado pode ser interpretadocomo a idade de cristalização do plúton, uma vezque a monazita é co-magmática da população dezircões e o cristal analisado é homogêneo e destitu-ído de herança. Portanto, a datação obtida namonazita confirmou o que as imagens CL mostra-vam, que a idade de ~ 380 Ma do intercepto inferiorda análise de zircão, cerca de 40 m.a. mais jovem,refletia uma mistura heterogênea sem significadogeológico (efeito herança).

No mesmo diagrama concórdia da Fig.2.7.3c foram lançados os resultados SHRIMP obti-dos nos cristais individuais de zircão, exclusivamen-te em domínios homogêneos (sobrecrescimentosmagmáticos), sem a contaminação de núcleos her-dados, os quais foram previamente descartados pelaobservação das imagens CL. Os dados das análisesindividuais SHRIMP estão representados pelaselipses maiores e vasadas, de erro 1σ. A compara-ção entre ambos resultados ilustra, simultaneamen-te, a mais importante limitação e maior vantagem doSHRIMP, isto é, a menor precisão nas análises indi-viduais e a alta resolução espacial. Também é evi-dente que os erros nas diversas análises individuaisSHRIMP, representados pelas elipses maiores, sãomuito maiores do que o da elipse de erro da análiseTims da monazita, e, assim, de precisão várias or-dens de grandeza menor. Porém, independente damenor precisão das idades individuais, a acurácia dasanálises SHRIMP é muito boa. Isso é evidenciadopela superposição de praticamente todas as gran-des elipses ao “olho do alvo” que, no caso, é a elipsede erro da monazita que assinala a idade “verdadei-ra”. Devido à alta resolução espacial, e alta acurácia,a idade agrupada SHRIMP obtida pela regressão dosresultados individuais (elipse vermelha), que repre-senta a idade de cristalização do plúton, é equiva-lente à idade TIMS da monazita (~420 Ma). Demais,as análises agrupadas apresentam um erro similarao da análise TIMS (elipses de diâmetros semelhan-tes, o que indica que o resultado obtido com amonazita (~420 Ma) e reproduzido no SHRIMP,corresponde à idade de cristalização do granito.

Alguns exemplos desses artefatos de análi-

ses TIMS em granitos anatéticos brasilianos, tam-bém resultando em trendes lineares fictícios (efeito-herança), foram identificados por análise SHRIMP emdiversas amostras (ver Cap III, Itens 2 e 4).

Assim, como regra geral, a sistemáticaTIMS deve ser solicitada:

i) Quando se necessita de resultados de altaprecisão e a amostra seguramente não tiver sistemasmistos, metamorfismo de alto grau e herançaisotópica;

ii) Para determinar a idade precisa demineralizações;

iii) Para determinar idades precisas deencaixantes de mineralizações;

iv) Para datar unidades regionais, veios e intrusõesmagmáticas em distritos mineiros;

v) Para estabelecer a cronoestratigrafiamagmática e evolução orogênica em distritosmineiros;

vi) Quando se necessita datações precisas paradiscriminação entre eventos magmáticos em terrenos

suspeitos, etc.Opta-se pela técnica SHRIMP quando se

conhece ou se suspeita da origem mista e/ou policíclicada amostra, o que demanda análises com maioracurácia (maior resolução espacial) em:

i) Rochas vulcânicas e plutônicas com herançaisotópica;

ii) Rochas metamórficas de médio e alto grau nasquais ocorreram modificações na morfologia internados cristais de zircão e/ou crescimento de novos cristais,o que implica na abertura parcial ou total do sistemaisotópico U-Th-Pb;

iii) Sistemas hidrotermais onde co-existam minerais

Figura 2.7.3a Granodiorito Dalgety (tipo-S), do CinturãoDobrado Lachlan (Austrália). Zircões com morfologias internascomplexas, caracterizadas por largos núcleos detríticos herdados,e sobrecrescimentos periféricos, com zoneamento oscilatóriomagmático (melt-precipitated) (Imagens CL Cortesia de RichardArmstrong).

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novos e antigos, além de zircão, titanita, xenotima, rutiloe monazita;

iv) Sedimentos e rochas sedimentares oumetassedimentares;

v) Datação da diagênese em rochas sedimentares emetassedimentares (xenotima);

vi) Datação in situ de kimberlitos (zircão eperovskita); depósitos de bauxita (zircão, rutilo emonazita).

Em rochas policíclicas que exijam determi-nações com precisão e acurácia muita altas, mascaracterizadas por zircões portadores de núcleosherdados, ambas as técnicas podem ser emprega-das simultaneamente. A análise SHRIMP permitiráidentificar e datar uma população homogênea e livrede herança. Essa análise inicial pode sercomplementada em escala regional por diversas aná-lises TIMS ou mesmo pelo método Pb-Pb por evapo-ração. Além disso, monazita ou titanita (co-magmáti-cas) livre de herança, podem ser datadas diretamen-te por DI.

2.7.4 A técnica LA-ICP-MS

A microssonda Finnegan, modelo Neptune,adquirida pela Rede GEOCHRONOS (Figs. 2.7.4a-c)apresenta uma vasta gama de aplicações em geoquímicaisotópica e convencional, e é um equipamento de

altíssima versatilidade. Em procedimento por via úmi-da, com a entrada da amostra no plasma sob a forma desolução, é possível a realizar análises multi-elementa-res, com a determinação de elementos traços em ppbde material geológico ou rochoso, vidros, minerais einclusões fluidas. A técnica tem ampla aplicação parti-cularmente em: i) Óleo e gás: análises isotópicas de S,O e C e químicas em fases minerais em estudos dediagênese, com ênfase em rochas reservatório; ii) Mine-ração: análises isotópicas de S, O e C em mineraispara estudos metalogenéticos; iii) Meio ambiente:monitoramento ambiental em áreas de exploração depetróleo; monitoramento ambiental a partir da análisede elementos traços e razões isotópicas (identificaçãode fontes de poluição); estudos de recuperação de áre-as degradadas. A par dessa amplitude e versatilidade,abordaremos apenas a sua aplicação em geocronologia,por meio de datações radiométricas com o sistema U-Pb pela técnica de ablação a laser (laser ablation ouLA). Em tese, qualquer amostra sólida (minerais;pastilhas de rocha prensada ou fundida commetaborato de sódio; polímeros; metais) pode seranalisada. Como no SHRIMP, a amostra pode seranalisada de forma direta, sem passar por dissolu-ção úmida.

O LA é um equipamento acessório aoespectrômetro de massas (ICP-MS) acoplado a ummicroscópio. Devido a essa característica, possui amesma resolução espacial da técnica SHRIMP,permitindo a escolha precisa do domínio pontualrestrito que se pretende analisar. A análise pode serobtida de uma pequena região da amostra (25 mm),

Figura 2.7.3b Análise TIMS em diversas frações do de zircõesdo granodiorito produziu um arranjo de quatro zircões co-lineneares que sugere uma linha de mistura simples (discórdia),a qual teria sido afetada por perda de Pb radiogênico posterior.Esse arranjo aponta uma idade de ~380 Ma (intercepto inferior),supostamente a idade média dos sobrecrescimentos magmáticos,e portanto, da cristalização do plúton. A idade do interceptosuperior de ~1750 Ma representaria, teoricamente, a idade(média?) dos núcleos herdados. A observação da imagem de CLevidencia a natureza mista dos cristais datados e evidencia queesse arranjo co-linear das análises simulando uma discórdia“normal” é um artefato analítico da sistemática TIMS (“efeito-herança”) e, portanto, as idades dos interceptos são destituídasde significado geológico.

Figura 2.7.3c Uma análise TIMS em monazita da mesma amostrafornece resultado concordante de ~420 Ma (elipse de errovermelha) o qual, pela ausência de herança nesse cristal, podeser interpretado como a idade de cristalização do magma.Diversas análise individuais SHRIMP obtidas em domínioshomogêneos, magmáticos (elipses de erro vazadas) foramtambém plotadas no mesmo diagrama. Apesar do grande erroindividual, as idades SHRIMP agrupadas (elipse de erro azul)forneceram a mesma idade e a mesma grandeza do erro obtidapela análise TIMS. (Imagem CL e diagramas concórdias, cortesiade Richard Armstrong)

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porém o equipamento é mais versátil que o SHRIMPporque o tamanho dos pits pode variar de de 200 mma 25 mm.

A ablação a laser, da mesma forma que ou-tras técnicas SIMS, beneficiou-se dos avanços instru-mentais proporcionados pela massificação da siste-mática SHRIMP em escala mundial. As novas versõesdo equipamento são multicoletores de alta resoluçãoque cobrem praticamente todo o espectro de possibili-dades analíticas do SHRIMP. Assim como no SHRIMP,o LA baseia-se na análise iônica a partir extração dire-ta dos íons da superfície da amostra e geração de umfeixe iônico secundário portador dos elementosanalisáveis em espectrômetro de massas. A extraçãodos íons da amostra é feita por um feixe de laser dealta energia (abrasão) o qual, por sua vez, gera umfeixe molecular na forma de aerosol de sólidos e gásde argônio (“fumaça”) a partir do spot alvo. Isto propor-ciona análises in situ de alta resolução espacial e pos-sibilita seu emprego em geocronologia U-Pb (Fig.2.7.4c).

O processo de abrasão é independente do deionização o que permite que ambos possam serotimizados. Por operar sob pressão atmosférica nãorequer a geração de vácuo na câmara que contém aamostra. A “fumaça” alimenta uma célula de misturapara retenção do sinal, sendo a amostra entãodissociada e ionizada em um plasma de alta tempera-tura, antes de ser analisada em um setor magnéticoquadrupolo do espectrômetro de massas (Fig. 2.7.4c).As profundidade dos pits são de 2/3 µm. Dessa forma,fornece datações U-Pb de maneira similar à sistemáti-ca SHRIMP, porém quanto às dimensões e formas dospits analíticos é mais versátil (Fig. 2.7.4d).

Principais vantagens comparativas da técnica LA-ICP-MS As situações geológicas aplicáveis aoSHRIMP também o são ao LA. Trata-se de técnicacom alta resolução espacial, permite datar cristaiscom morfologia complexa e a escolha dos pontos edomínios a serem datados pode ser feita a partir doestudo de imagens de CL e BSE. Porém, relativa-mente ao SHRIMP, a principal vantagem do LA resideno curto intervalo de tempo requerido para análise, deaproximadamente apenas 2 minutos, em contrastecom o SHRIMP, no qual é de cerca de 15 a 17 minu-tos. Isto implica em análises com custos muito me-nores. Assim, para estudos de proveniência em sedi-mentos, rochas sedimentares e metassedimentares,o desempenho do LA é muito mais eficiente, pois podeser ajustado para análisar cristais detríticos a umavelocidade 5 a 10 vezes maior do que a do SHRIMP e,em 24 horas, é possível datar cerca de 220 zircões,contra 30-40 pelo método SHRIMP (Tab. II.4). Alémdisso, os “pits” podem ter formas e diâmetros diversi-ficados, de 20 a 200 mm de diâmetro, daí ser maisversatil do que o SHRIMP em análises in situ (Fig.2.7.4d).

2.7.5 Estudo comparativo dos desempenhos analí-ticos LA-ICP-MS x SHRIMP

Previamente ao desenvolvimento dos equipa-mentos multicoletores, só era possível a obtenção deidades mediante ICP-MS a partir das razões 207Pb/235Ucom precisão de 0.5% em amostras arqueanas, 6%em amostras fanerozóicas, relativamente às análisesTIMS. Adicionalmente, só era possível obter as razões207Pb/206Pb e não havia certificação do estado de con-cordância da análise devido a não determinação da ra-zão U/Pb. Portanto, as análises forneciam apenas ida-des mínimas. Os atuais equipamentos multicoletorespermitem obter as razões 206Pb/238U e 207Pb/235U e, as-sim, as idades agrupadas, com incerteza de 0.3 a 3%relativamente às análises TIMS (Machado & Simonetti,2002), em contraste a 0.2% a 1.5%, respectivamente,dos resultados SHRIMP, o que lhe confere desempe-nho próximo ao do SHRIMP em rochas arqueanas. Por-tanto, são necessários maiores refinamentos nacalibração de ambas as técnicas caso a acurácia dasidades U-Pb necessitem ser melhores do que 1.5% noSHRIMP ou 3% no LA-ICP-MS, quando cotejadas comas análises TIMS.

Para obter uma datação U-Pb por LA, cadaanálise gera uma cavidade de 10 a 30 µm de diâmetro,o que consome cerca de 150 ng de zircão, ~50x maiszircão por análise do necessário em análise com preci-são similar no SHRIMP. Ou seja, a técnica é menosprecisa e acurada e, comparativamente ao SHRIMP,as análises por LA têm desvios padrão maiores, o querequer número maior de análises individuais para errosimilar. A (Fig. 2.7.4e) ilustra a diferença de resoluçãodas duas técnicas de análises individuais em uma ro-cha vulcânica, relacionada a mineralizações de Cu-pórfirode Chuquicamata, com idade ~ 31 Ma. A tabela II.4 re-sume os desempenhos de ambas técnias.

Em resumo, técnica LA-ICP-MS deve ser pre-ferida para:

i) Apoio à cartografia em terrenos ou regiões des-providas de análises geocronológicas precisas ouapenas com dados de Rb-Sr e K-Ar;

ii) Apoio à cartografia em terrenos policíclicos e/oupolifásicos, na impossibilidade de obtenção de análi-ses SHRIMP;

iii) Apoio à cartografia em terrenos de qualquernatureza em projetos de orçamento restrito;

iv) Follow up de anomalias geofísicas e/ougeoquímicas, etc;

v) Projetos de reconhecimento em áreas virgens,para pronta identificação de rochas magmáticas des-providas de herança isotópica, o que permite futurodetalhamento por DI.

Cabe também ressaltar que a perspectiva deaplicação disseminada no país de técnicas micro-ana-líticas de alta resolução espacial e agilidade analíti-ca, como o LA e SHRIMP, representam um prospectoencorajador para diversos temas relacionados adatações de zircões detríticos em estudos de prove-niência; determinação de limites de idades em baci-

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Figura 2.7.4c Fluxo analítico esquemático por LA: a ablação da amostra na célula de ablação com produção dofluxo secundário (aerosol) iônico (setas vermelhas); passagem dos íons pela célula de mistura para retenção dosinal; entrada no plasma e dissocição e ionização sob alta temperatura. Também é mostrado o ajuste da trajetóriados íons no sistema ótico e, por fim, a análise em setor magnético quadrupolo do espectrômetro de massa onde ocorrea separação dos íons com massa desejada no magneto e leitura dos sinais nos coletores.

Figura 2.7.4d Diversidade de formas e tamanhos de “pits” por LA que proporcionam maior flexibilidade analíticaqundo comparado aos pits do SHRIMP(Imagem, cortesia de Richard Armstrong).

Figura 2.7.4a LA-ICP-MS NEPTUNE, Thermo Finnigande alta resolução e com multi-coletores, similar ao ad-quirido pela Rede GEOCHRONO (Foto, cortesia MárcioMartins Pimentel).

Figura 2.7.4b Sistema “Laser-Ablation” e microcroscópioacoplável ao ICP-MS (Foto, Márcio Martins Pimentel).

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Tabela II.4 Performances comparativas entre as técnicas SHRIMP e LA-ICP-MS SHRIMP LA-ICP-MS Massa de zircão analisada 1-10 ng por pit > 150 ng por fração Massa de Pb analisada ~0.1 pg por pit > 1-2 pg por fração Pontos datados por ano 12.000 = 40 spots /dia, em 300

dias 66.000 = 220 spots/dia, em 300 dias

Custos aproximado por amostra (excluídas análises de proveniência)

US$ 1.000,00 a 2.000,00, dependendo da complexidade dos zircões

US$ 200,00 a 300,00

Possibilidade de determinação precisa (< 0.1% , 2σ) de idades (agrupadas) de eventos geológicos

É possível em alguns casos, mas com trabalho muito intensivo e custos muito altos

Não é possível

Facilidade para resolver problemas de datação complexos (herança, perda de U-Pb, sobrecrescimentos, etc.)



Possibilidade de execução de estudo de fontes detríticas

Rotineiramente possível para levantamentos rápidos; menos preciso para determinação de fontes mais jovens (< 1500 Ma)

Excelente para trabalhos de detalhe

Possibilidade de desenvolvimento de estudos in situ (contextuais)

Excelente, tanto em seções polidas quanto em seção de rocha

Excelente, tanto em seções polidas quanto em seção de rocha e outros materiais sólidos

Tamanho e forma dos pits analíticos Tamanho (~25 µm) e forma (circular) fixos

Tamanhos de 20 a 100 µm e forma variáveis; mais flexibilidade analítica

Destino do material analisado Preservado, método essencialmente não destrutivo

Amostra destruída

Efeito de matriz Depende do emprego de padrões para neutralização do efeito matriz

Depende do emprego de padrões para neutralização do efeito matriz

Figura 2.7.5a Novas Fronteiras das técnicas SIMS (SHRIMP eLA): A xenotima é isso-estrutural com o zircão e pode crescer(seta) em grãos de zircões detríticos durante a diagênese de um sedimento. Monazita também se forma durantea diagênese. A datação desses minerais pode fornecer uma medidadireta da idade da sedimentação, sendo particularmente útil noestudo de sedimentos pré-cambrianos não fossilífero (ImagemCL, cortesia Richard Armstrong)

as sedimentares e metassedimentares (zircão,xenotima, monazita); idade da deposição e diagênese(Fig. 2.7.5a); de mineralizações singnéticas; análisede terrenos (datação de picos de metamorfismo,magmáticos e, em depósitos recentes, de sedimen-tação (Estratigrafia “Fantasma”).

2.8 Considerações finais

A aplicação conjunta em larga escala das téc-nicas SHRIMP/LA-ICP-MS/TIMS deverá ser utilizada

não apenas para estabelecer a cronoestratigrafia dasáreas cartografadas, mas deverão propiciar uma novaabordagem petrocronológica no mapeamento básico.A contextualização regional dos resultados no âmbitode cada terreno/orógeno deverá contribuir para deline-ar a escala de tempo interna e o timing dos eventosregionais de anatexia e colisão.

A médio prazo, devido às dimensõessubcontinentais do Brasil e à carência de dadosradiométricos, a aplicação das técnicas SHRIMP/LAem larga escala em nosso território poderá ser o pas-saporte do país para ingressar no restrito clube de

Figura 2.7.4e As análises individuais no LA ICP-MS (elipses deerro vermelhas) são menos precisas e apresentam desvios pa-drão maiores, sendo necessárias mais análises de LA ICP-MSpara obter erro similar ao do SHRIMP (elipses de erro azuis)(Dados de Ballard et al., 2001, cortesia. Richard Armstrong)

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Figura 2.8 A história mais antiga da terra a partir da origem do sistema solar(em milhões de anos). Números à direita mostram as idadesabsolutas em bilhões de anos. A modelagem dinâmica, as datações U-Pb em meteoritos, e o uso de nuclídeos de vida-curta , fornecemevidências dos primeiros 100 milhões de anos de existência do sistema solar. O “período de trevas”, anterior a 4 bilhões de anos, designadoHadean, é um período no qual parece não haver rochas sobreviventes. Tudo que temos desse tempo são alguns poucos cristais de zircão. Ostrabalhos de Wilde et al. (2001) e Mojzsis et al. (2001) são as mais recentes demonstrações de que apesar de tudo, zircões representam umarquivo fantástico de informações sobre a Terra Primitiva (Tradução da legenda da figura 1, de Halliday (2001). In the beggining, Nature,40,p.144).

nações com fragmentos de rochas, ou seus mineraisremanescentes, mais antigas do planeta: The EarlyEarth (Fig. 2.8). O clube inclui a Austrália, onde Wildeet al. (2001) dataram, com o SHRIMP II da CurtinUniversity, o material mais antigo da Terra: um cristalde zircão do quartzito de Monte Narryer e Jack Hills,no Cráton Yilgarn, obtendo a idade de 4404 ± 8 Ma.Da mesma forma, no Canadá, Bowring e Williams(1999), com os equipamentos SHRIMP I e II daAustralian National University, identificaram a rochamais antiga já datada no planeta, o (orto) GnaisseAcasta, com 4031 ± 8 Ma (Fig. 2b). O gnaisse é ~620 m.a. mais velho que a rocha mais antiga datadaaté o presente no Brasil, e na América do Sul, que éo gnaisse tonalítico Bom Jesus (RN), o qual forneceua idade de 3412 ± 8 Ma, obtida no equipamentoSHRIMP I, na Australian National University (Dantaset al., 2004).

3. A técnica Pb-Pb Evaporação

Esta técnica, re-definida por Kober (1986; 1987),baseia-se na ionização, por evaporação, de um cristalinteiro de zircão, em espectrômetro de massa deionização termal (Thermal Ion Mass Spectrometre) comfilamento duplo. A técnica permite determinar apenasas razões 207Pb/206Pb e impossibilita a certificação doestado de concordância da análise, por não fornecerdados para obter a razão U/Pb, e, assim, os resultados

representam apenas idades mínimas. Para compensara impossibilidade de obter a razão U/Pb, no decorrer deuma análise completa, diversas idades de evaporação207Pb/206Pb podem ser determinadas em um grão pormeio de patamares de aquecimento (Fig. 3.1). Mesmozircões de qualidade relativamente baixa podem ser da-tados pelo método, após um estágio preliminar deoutgassing (Cocherie et al., 2001; Cocherie et al., 2005).Se todos os patamares fornecerem a mesma idade, oresultado teria equivalência razoável com as idadesobtidas por SHRIMP e TIMS, embora com menorprecisão (Cocherie et al., 2005). No Brasil há estudoscomparativos consistentes sobre o desempenho dosprocedimentos TIMS x Pb-Pb Evaporação e demonstrama menor precisão do último (e.g. Macambira & Scheller,1994; Gaudette et al., 1998). Relativamente à técnicaSHRIMP, a precisão também é menor, em especial emamostras mais jovens que 1500 Ma, e, nesses casos,a precisão é semelhante à obtidas no LA-ICP-MS. Emestudo integrados das três técnicas, Cocherie et al.(2005) obtiveram, em uma amostra com idade de crista-lização de ~288 Ma, erro de 1 m.a. pela técnica ID-TIMS,de 4 a 8 Ma pela técnica Pb-Pb e de 2 a 5 Ma no SHRIMP(erros cotados em 2σ), o que demonstra o excelentedesempenho dessa técnica alternativa. Os autoresressaltam a conhecida limitação do método quandoaplicada a zircões portadores de herança e/ousobreposição metamórfica, pois os resultados podem representar mistura de idades, sem signi-ficado geológico. Isso resulta da falta de resolução es-

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pacial devido à evaporação total do grão, o que torna ométodo inapropriado para datar cristais complexos. De-vido a essas limitações metodológicas, no Brasil, asprimeiras tentativas de datação dos ortognaisses de altograu do Complexo Caraíba na BA, não foram bem suce-didas. Devido à não resolução espacial do método, re-sultados de 2101 ± 11 Ma e 2018 ± 4 Ma em zircões deuma mesma amostra, foram atribuídos respectivamenteà acresção juvenil e ao metamorfismo paleoproterozóico(Ledru et al., 1993; Sabaté et al., 1994, Teixeira et al.,2000). Posteriormente, novas tentativas para datar acristalização da seqüência máfica de Caraíba e Medra-do, produziram resultados de 2001 ± 35 Ma e 2038 ± 19Ma, também interpretadas como idades de cristaliza-ção (Oliveira & Lafon, 1995). Somente com a introduçãoda técnica SHRIMP o significado desses resultadospassou a ser compreendido como relacionados ao picometamórfico do cinturão, e obteve-se idades precisasde cristalização entre ~2550-2750 Ma nos núcleos edomínios menos alterados dos zircões (Silva et al, 1997b;cap III; Item 7, abaixo).

Por outro lado, a principal vantagem do méto-do é a capacidade de produzir resultados relativamenterápidos, comparativamente à técnica TIMS, o que impli-ca em custos mais baixos. No Brasil, o laboratório Pará-Iso (UFPA) tem empregado rotineiramente a sistemáti-ca com excelentes resultados devido a procedimentoscriteriosos de laboratório que incluem imageamento pré-vio para seleção de cristais homogêneos.

Portanto, o método deve ser preferencialmentesolicitado para análise de rochas magmáticas mantélicas,cujos zircões são menos suscetíveis de heranças, bemcomo para seus produtos de metamorfismo de baixograu. Sempre precedido de imageamento e, quandopossível, complementado com espectrometria de mas-sa de alta resolução espacial (SHRIMP ou LA).

Fig. 3.1 Exemplo de datação de granitóide pós-colisional, com população de zircões homogêneos, destituídos deherança, pela técnica Pb-Pb evaporação. A idade é equivalente à obtida na mesma suíte por TIMS (GranitoCaladão, Orógeno Araçuaí, MG) (Cortesia Prof. Carlos Maurício Noce).

4. A técnica Sm-Nd

Dos sete isótopos do Sm, somente 147Smtem meia-vida suficientemente curta (cerca de 1011

anos) para produzir pequenas diferenças, masmensuráveis, na abundância do 143Nd sob intervalosde tempo de 108 anos ou mais. Distintamente dosdemais isótopos, o Sm e Nd, por serem ElementosTerras Raras Leves, são poucos afetados, nãofracionados, por processos crustais. Entretanto, ameia-vida longa do 147Sm (1,06 x 1011 anos) e opequeno fracionamento das razões Sm/Nd na maioriadas rochas, limita a sua aplicação em datações derochas muito antigas e de rochas máficas eultramáficas. Assim como nos outros métodosisotópicos, a idade convencional é calculada erepresentada em diagramas isocrônicos. Na literaturanacional há poucas sínteses sobre os fundamentosdo método (e.g. Macambira e Shaller, 1994; Carneiroet al. , 2005).

O sistema Sm-Nd é de grande utilidade na ave-riguação de fontes e processos, mediante o cálculo dasrazões 147Sm/144Nd e 143Nd/144Nd e obtenção de idadesmodelo e o parâmetro epsilon Nd (eNd) devido ao princí-pio básico de que o principal modificador da razão Sm-Nd em rocha total é a diferenciação manto-crosta (DePaolo 1988). A rigor, as razões isotópicas de Nd e arazão Sm-Nd em rocha total não deveriam variar signifi-cativamente em processos crustais como fusão parcial,metamorfismo, diagênese e alterações hidrotermais. Comisso, seria teoricamente possível datar qualquer rocha,assim como a época em que o magma genitor diferen-ciou-se do manto superior (protólito crustal), indepen-dente dos processos geológicos posteriores. Entretan-to é bom ter em mente que a sobrevivência do sistemaem eventos metamórficos de alto grau não deve ser as-

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sumida sem uma investigação detalhada devido à pos-sibilidade de difusão iônica através de limitesintracristalinos durante o metamorfismo.

As determinações são feitas pela análise deminerais separados ou suítes co-genéticas de rochascujas razões Sm/Nd variem suficientemente paradefinir uma isócrona com inclinação em diagramas143Nd/144Nd versus 147Sm/144Nd. Interpretações a partirde diagramas isocrônicos do sistema Rb-Sr sãoigualmente aplicáveis ao método Sm-Nd

Nos processos formadores da crosta a partirda extração de magmas juvenis, o Nd é enriquecidoem relação ao Sm. Por isto, a crosta é um reservatórioenriquecido em Terras Raras Leves, relativamente aomanto superior. Como o manto superior e a crostacontinental evoluíram com razões Sm/Nd alta e baixa,respectivamente, as razões iniciais de Nd são umaferramenta efetiva para caracterizar a região fonte dasrochas (e.g. Fonseca, 2004). Assim, a aplicação maisimportante do método é a determinação da razãoisotópica inicial de Nd em rocha total (idades-modelo).

Como os processos crustais teoricamentenão modificam as razões isotópicas iniciais do Nd,outro emprego do método, em rocha total, é a dataçãoe caracterização dos protólitos de rochas meta-mórficas.

A datação de fases minerais individuaispermite obter idade mais precisa para estender ointervalo da razão Sm/Nd e detalhar históriaspolimetamórficas e de resfriamento em amostras comminerais são mais jovens que os das rochashospedeiras. Para datar minerais é necessário queestes sejam ricos em Terras Raras Pesadas outenham razões Sm/Nd maiores. Os minerais passíveisde datação são olivina, hornblenda, granada, zircão,apatita e titanita (e.g. Fonseca, 2004).

Em cartografia regional, os isótopos de Nd po-dem ser empregados para determinar o tempo de resi-dência crustal de rochas magmáticas e ortometa-mórficas (“idades” modelos), desde que conhecidas asidades de cristalização. É importante enfatizar que “ida-des” modelo não são idades radiométricas absolutas.São idades que dependem de “modelo” e baseadas naintersecção entre a curva de crescimento de umradioisótopo com a de evolução de reservatóriogeoquímico previamente escolhido, em geral o mantoterrestre depletado. Portanto, não se confundem e mui-to menos substituem idades isocrônicas obtidas porregressão linear com ajuste pelo método dos mínimosquadrados de amostras (co-genéticas) múltiplas.

Em estudos detalhados, isótopos de Sr (87Sr/86Sr) e Pb (206Pb/204Pb) podem ser usados conjuntamen-te em diagramas de correlação com os de Nd, ou mes-mo separadamente, para diversos fins petrológicos.Entretanto, como o sistema isotópico Rb/Sr pode serfacilmente reajustado em vários tipos de eventos(metamorfismo, hidrotermalismo, etc.), com o que, aprimeira opçao nos projetos de mapeamento deve re-cair sobre o sistema Sm/Nd.

4.1 Entendendo melhor as análises Sm-Nd

Além de idade-modelo, o método pode ser tam-bém empregado para obter idades isocrônicas. Para obterdados isocrônicos confiáveis é indispensável que asamostras sejam compatíveis com os princípios básicosdos sistemas isotópicos (e.g. Shirey, 1991):

i) tenham a mesma composição isotópica inicial àépoca da cristalização (co-genéticas);

ii) tenham sido formadas ao mesmo tempo eiii) que o sistema tenha permanecido fechado à mi-

gração dos isótopos pais e filhos.Como regra geral pode-se considerar que ra-

zões 147Sm/144Nd no intervalo 0.88 - 0.125 rejam repre-sentativas de um único estágio de evolução, mas outrosfatores devem ser considerados. Em primeiro lugar, háque se distinguir “isócrona de rocha total” e “isócronainterna”. A primeira é obtida por meio da análise de diver-sas amostras individuais, ao passo que, a segunda,pela análise total de uma amostra combinada com aanálise de um mineral separado da mesma amostra.Como os minerais separados podem estar em contatosmútuos, no caso de isócronas internas metamórficas osresultados devem ser vistos com cautela, devido à pos-sibilidade de difusão iônica através dos limitesintracristalinos durante o metamorfismo. Conseqüente-mente, a idade deve ser interpretada apenas como amínima. Essas peculiaridades explicam porque a maio-ria das tentativas de datação de eventos metamórficosresultam em errócronas, com MSWD 10 a 20 x maioresque o máximo admitido em análises destituídas de mis-turas isotópicas. Mesmo em isócronas de rocha total, apossibilidade de abertura do sistema deve sempre sertestada. Um exemplo de abertura do sistema é relatadopor Pimentel (1992) em ortognaisses arqueanos de Goiás,onde análises Sm-Nd em rocha total caracterizaram umevento de re-homegeinzação isotópica neoproterozóica(880±220 Ma) em rocha arqueana eNdCHUR (T) = -26,7.

Seu significado cronológico se baseia em vá-rios pressupostos, dentre os quais se destacam:

i) que a composição original em Nd da fonte é co-nhecida (ou que as rochas fonte derivaram de um reser-vatório global de composições isotópicas conhecidas);

ii) que a razão Sm-Nd teve uma evolução em umúnico estágio (i.e., não ocorreu mistura de composiçãode dois ou mais componentes) e

iii) que a razão Sm-Nd permaneceu constante des-de o hipotético evento de extração do manto, etc.

A menos que essas premissas possam sercomprovadas, praticamente impossível em trabalhos derotina, não se pode atribuir significado cronológico a ida-des modelo. A melhor precisão analítica possível de umaidade modelo arqueana é ca. ± 50 m.a. e, conseqüente-mente, mesmo que a idade modelo corresponda nume-ricamente à idade U-Pb, é necessário uma justificativamuito coerente para se atribuir significado geológico àsemelhança isotópica.4.2 Principais aplicações das idades modelose do parâmetro ε

Nd em mapeamento regional

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Idades modelos, juntamente com o εNd sãoferramentas importantes do ponto de vista petrológicoe geotectônico, pois permitem distinguir protólitosmantélicos ( εNd positivo) de crustais ( εNd negativo)e, por conseguinte, discriminar ambientes tectônicos.Em vista disto, são também importantes naelaboração de modelos preditivos de depósitosminerais. Em particular, descriminam arcosintraoceânicos com assinatura isotópica mantélicaprístina (juvenis), desprovidos de herança continentalimportante (εNd positivo) de arcos de margemcontinental (cordilheiranos) e do tipo himalayano ( εNdnegativo). No Brasil, os primeiros (juvenis) sãoespecialmente importantes no Meso/Paleoprote-rozóico da Amazônia (Cordani et al. al., 2000;Tassinari et al. 2000; Santos, 2004), e no Toniano daFaixa Brasília (Pimentel et al. , 2000). O segundogrupo predomina na evolução dos demais sistemasde orógenos brasilianos nas províncias Mantiqueira eBorborema (e.g. Silva et al. 2005b). Um resumo dasimplicações dos padrões de εNd na elaboração demodelos preditivos de depósitos minerais em escalamundial, com ênfase na Amazônia brasileira, podeser encontrado em Cordani (2004).

É importante enfatizar que os estudoscomparativos realizados com o ε Nd só têm significadogeológico se forem utilizados valores de εNdcalculados para o tempo (t), a idade de cristalizaçãodo protólito. Os valores de εNd(0) apresentados nastabelas analíticas dos laboratórios não têm significadogeológico, pois representam o valor presente. Alémdisso, idades modelo Sm-Nd são dependentes de“modelo”.

Uma aplicação importante na cartografiaregional é o emprego dos isótopos de Nd paradiscriminar terrenos com distinta história evolutiva eamalgamados em eventos orogênicos superpostos,ou terrenos com evolução similar separadostectonicamente. Porém, nesses casos, é necessárioconsiderar sempre que os estudos Sm-Nd devem seracompanhados da determinação da idade decristalização das unidades-chaves por meio detécnicas U-Pb. Ademais, esses estudos devem serapoiados por mapas geológico em escala adequada,preferentemente 1:100.000 ou maiores, para que hajaum mínimo de controle estrutural, petrológico egeoquímico. Por isso, especialmente na regiãoamazônica onde os conhecimentos cartográficosainda são precários, as tentativas para discriminardiferentes arcos/terrenos devem merecer atençãoredobrada.

Exemplo de aplicação integrada degeocronologia U-Pb e Sm-Nd com a finalidade dediscriminar terrenos com base nos cinturõesbrasilianos/pan-africanos (Dom Feliciano/Saldania) éabaixo sintetizado a partir de Silva (1999) e Silva etal. (2000a). O Cinturão Saldania, situado na costaocidental e meridional da África do Sul, é um domíniochave para o entendimento da amalgamação final doSetor SW do Supercontinente Gondwana. Sua

proximidade em todos os modelos de ajusteintracontinentais com o segmento meridional daProvíncia Mantiqueira (Cinturão Dom Feliciano) (e.g.Cap III; Fig. 3.1) resultou na intepretação de que ambosterrenos evoluíram durante um mesmo estágioorogênico-colisional (e.g. Porada, 1979, 1989; Gressee Scheepers, 1993; Gresse et al., 1996). Para testara possível correlação, em uma primeira tentativa decomparação, foram escolhidos 3 granitóides chavesorogênicos do Cinturão Saldania e 10 do Cinturão DomFeliciano (Tab. 2.5). Os resultados mostram claradiferença de assinatura isotópica de Nd entre osgranitóides de ambos os cinturões. No CinturãoSaldania, as rochas estudadas possuem valoresdiscretamente baixos de εNd (t-550) entre -2.6 e –3.5, e idades modelos mesoproterozóicas, entre ~1250 e ~ 1550 Ma. Em contraste, no Cinturão DomFeliciano, os valores de εNd (t-600) são muito negativose variáveis (entre -5.6 e -24.3) e as idades modelosvariam do arqueano ao mesoproterozóico (de ~ 2800a ~ 1600 Ma).

As Figuras 4.2.1a e 4.2.1b, são uma tentativade representar as diferenças evolutivas a partir dasidades modelos e εNd em ambos os segmentos. Emconjunto com a Tabela II.5, indicam que omagmatismo orogênico em ambos cinturões evoluiua partir de retrabalhamento de crostas continentaisdistintas. Além disso, mostram que no CinturãoSaldania houve contribuição mantélica maisimportante, refletida nos pequenos valores negativosde eNd (t-550).

Os estudos da evolução isotópica do Nd foramcomplementados com a determinação de idades U-Pb SHRIMP e obtenção da escala de tempo doseventos sin e pós-colisionais em ambos os segmentos(Tab. II.5 e detalhes no Item 3, Cap III). O picocolisional no Cinturão Dom Feliciano ocorreu em ~630Ma no e, no lado africano, em ~ 550. A diferença de~80 m.a. reforça as evidências de evolução distinta,como registrado pelos estudos Sm-Nd e permiteformular uma hipótese alternativa não contempladanos modelos que preconizavam a conexão diretabrasiliano/pan-africana. Isto é, que ambos cinturõesnão ocuparam um mesmo domínio tectônico antesda abertura do Oceano Atlântico, mas constituíramterrenos distintos, amalgamados somente há ~ 550Ma.

Assim, a variação das idades modelo e deεNd no Cinturão Dom Feliciano demonstra que estudosde Nd isolados não podem ser empregados paradiscriminar terrenos. Caso contrário o único batólitoevoluído no restrito intervalo entre ~630-600 Ma deveriaser dividido em pelo menos 3 terrenos: arqueano,paleoproterozóico e mesoproterozóico (Figs. 4.2.1a-b, Tab. II.5). Esses resultados devem servir dereflexão durante os futuros detalhamentos isotópicosde apoio à cartografia básica, especialmente naAmazônia, onde arcos magmáticos expostos emregiões descontínuas e de acesso difícil, têm sido,muitas vezes, discriminados apenas com base em

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Tabela II.5 Evolução crustal Sm-Nd nos granitóides orogênicos dos cinturões Saldania e Dom Feliciano Plúton Composição Estágio orogênico εNd (t) TDM #(Ma) Idade

SHRIMP Referência

Willem Nelsrivier

Granito S Sincolisional - 3.5 1559 547 Silva et al.( 2000) III.3.1

Robertson Granito I Pós-colisional -3.1 1626 536 Silva et al.( 2000) III.3.2

Riviera Granito I Pós-colisional -2.6 1243 Não datado Silva et al.( 2000)

Gnaisse Piratini

Tonalito gnáissico I

Pré-colisional -8.74 2239 ~780 Silva et al.(2000) III.2.4.1

Paulo Lopes Monzogranito Pré- sincolisional - 7.8 1580 ~ 626 Silva et al.(2003) III.2.6

Valsun-gana II

Monzogranito Pós-colisional - 14.7 2020 ~594 Silva (1999) Silva et al.(2003)

Guabiruba Monzogranito Pós-colisional -24.3 2525 ~ 610 Silva et al.(2005) III.2.3.2

Tabuleiro Sienogranito Pós-colisional -5.6 1691 ~ 598 Silva et al.(2005) III.2.5

G2 Complexo Camboriú

Sienogranito anatético

Sincolisional -7.83 2862 ~ 620 Silva et al.(2005) III.2.3.1

G2 Complexo Águas Mornas

Monzogranito anatético

Tardi-coloisional -11.5 1753 ~592 Silva et al.(2005) III.2.1

idades modelo.Outra aplicação importante do método se

relaciona à determinação da idade da fonte de detritossedimentares e, conseqüentemente, da idade mínimade abertura de bacias. Porém essa aplicação tambémtem limitações, pois idades modelos de rochassedimentares e metassedimentares podem refletirmisturas de fontes e os resultados representar a médiade idades de diversas fontes, o que, a rigor, nãosignifica a idade mínima de abertura de uma bacia.

Além desses empregos, a determinação daidade de cristalização de rochas máficas nãoportadoas de zircão é, por meio de regressãoisocrônica, uma interessante aplicação alternativa.Entretanto, essa sistemática depende da obtenção derochas com fracionamento suficientemente das razõesSm/Nd para permitir regressão consistente,

peculiaridade dificilmente identificável em estudosregionais. Em estudos de detalhe, esse tipo de dataçãoalternativa tem tido puoco sucesso no Brasil. Umaexceção consiste no estabelecimento da idade deacresção de ~ 816 ± 32 Ma (2s) e εNd = +3.8 deremanescentes do oceano que teria sido consumidodurante a colisão entre o Orógeno Araçuaí e a placaSão Franciscana (Pedrosa Soares et al., 1998). Trata-se de uma isócrona robusta, de 5 pontos, cujaregressão não evidencia dispersão maior que o erroanalítico e, portanto, sem dispersão atribuível a causasgeológicas (MSWD = 0.39). Talvez por isso, tenhaocorrido aceitação dos resultados pela comunidadeacadêmica nacional, mesmo na ausência de dadosU-Pb.

Figura 4.2.1a - Comparação entre os valores TDM dos granitóidespan-africanos (Cinturão Saldania, Província Granítica do Cabo)e nos batólitos Pelotas e Florianópolis (Cinturão Dom Feliciano)

Figura 4.2.1b - Comparação dos valores medidos de Nd dosgranitóides pan-africanos (Cinturão Saldania, ProvínciaGranítica do Cabo) e nos batólitos Pelotas e Florianópolis(Cinturão Dom Feliciano)

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1. Introdução

Embora fortemente centrado em interpreta-ções da evolução morfológica e isotópica de mais demeia centena de populações de zircão, o foco desseestudo não é um mero exercício de zirconologia. Aocontrário, visa orientar a escolha de bons cronôme-tros geológicos em amostras estrutural epetrologicamente bem caracterizadas e esclarecer asquestões mais fundamentais para o entendimento daevolução orogênica de qualquer terreno, tais como:

i) Qual foi a escala de tempo dos processos pré-colisionais (abertura e fechamento de oceano;acresção de arcos juvenis) e sincolisionais(magmatismo, metamorfismo e fusão crustal e coli-são) no curso de cada um dos eventos abordados: 10ou 50 m.a.?;

ii) A duração dos eventos foi semelhante ou houveamplas variações no tempo?;

iii) Iniciaram gradualmente, atingiram um clímax,e cessaram rapidamente, ou tiveram um início rápidoe cessaram lentamente?;

iv) Qual foi a escala de tempo dos eventos pós-colisionais? 10 ou 50 m.a.?

As respostas a essas questões estão sinte-tizadas em uma série de ilustrações com escalas detempo construídas com base em linhas de tempo comaproximação de ~ ± 10 m.a. (Figs. 2.1b, 4.1b, 5.1a,6.1a). Uma síntese dos casos estudados e a referên-cia das fontes das datações U-Pb SHRIMP utilizadasconsta da Tabela III.1.

A implantação dos sucessivos sistemas deorógenos brasilianos no setor oriental do Escudo Atlân-tico (Fig. 1.1) proporcionou e condicionou a maior partedos exemplos de evolução policíclica em escalamicrocristalina. Em especial nos arcos gerados pelacolagem multi-orogência da Província Mantiqueira,caracterizada pela sucessão de orógenos com clí-max há ~750 Ma, ~630 Ma, ~560 Ma e ~520 Ma(Heilbron et al., 2004; Silva et al. 2005b, Figs. 2.1a e4.1a). Com exceção do orógeno mais precoce (~ 750Ma, São Gabriel) os demais são constituídos por ar-cos continentais maturos, evoluídos dominantemen-

te pela reciclagem de crosta pré-existente. Comoconseqüência, as amostras desses granitóides crus-tais fornecem excelentes exemplos do efeito-heran-ça. Do total de dezenove plútons analisados porSHRIMP nessa província (Itens 2 e 4), sete tambémforam datados por diluição isotópica. Seis das seteanálises, quando cotejadas com as análises SHRIMP,estão afetadas pelo efeito herança cujas idades apa-rentes são artefatos analíticos produzindo resultadosas vezes próximos, as vezes distantes das idades doevento geológico. Em função da alta resolução espa-cial da técnica SHRIMP, a maioria das análises nasmesmas unidades/amostras permitiram identificar osdomínios herdados possibilitando a datação isoladae discriminação dos domínios herdados de domíniosmagmáticos e metamórficos.

Também são ilustrativos os exemplos resul-tantes da amalgamação do Cinturão Mineiro à mar-gem oriental do CSF (Item 6) e seu posteriorretrabalhamento, juntamente com o embasamentoarqueano durante a colagem neoproterozóica doCinturão Araçuaí (Itens 5 e 6). No domínio norte-orien-tal do CSF, os exemplos de retrabalhamento doembasamento arqueano pelo cinturão colisionalrhyaciano (Bahia Oriental) mostram de forma didáticao comportamento do sistema isotópico U-Th-Pb sobcondições severas de altas P e T (Item 7).

A sobreposição do sistema de orógenosbrasilianos sobre seu embasamento paleoproterozóicona Província Borborema ilustra os Itens 8 e 9. Alémdisso, o Cinturão Saldania, do pan-africano da Áfricado Sul, fornece ainda uma contribuição adicional aesses estudos (Item 3).

Observações: 1. Nesse capítulo adotou-se as seguintes designa-ções dos ortognaises de alto grau:

i) Granito gnáissico = ortognaisse de fáciesanfibolito e composição granítica, com estrutura(metamórfica) foliada/bandada, sendo a textura e aparagênese magmática original microscopicamentereconhecíveis na amostra datada.

CAPÍTULO III

INTERPRETAÇÃO DE DADOS U-Pb SHRIMP APLICADOS AOMAPEAMENTO REGIONAL, POR MEIO DE ESTUDOS DE CASOS

BRASILEIROS

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ii) Gnaisse granítico = ortognaisse de fáciesanfibolito e composição granítica, com estrutura(metamórfica) foliada/bandada, cuja naturezaortoderivada não pode ser reconhecida apenas coma observação microscópica da amostra datada, devi-do ao forte grau de deformação e recristalização. Aorigem ortoderivada e plutônica (ortognáissica) foiestabelecida pela reconstituição do protólito, combase nas paragêneses recristalizadas e preservadas,bem como pela observação de outras amostras /afloramentos mais preservados.

iii) Charnockito gnáissico = ortognaisse de fáciesanfibolito e composição de hiperstênio granito(charnockito), com estrutura (metamórfica) bandada,sendo a textura e a paragênese magmática original(incluindo o ortopiroxênio) microscopicamente reco-nhecíveis na amostra datada.

iv) Granulito charnockítico = ortognaisse de fáciesgranulito e composição de hiperstênio granito(chrarnockito), com estrutura (metamórfica) foliada/bandada, cuja natureza ortoderivada não pode ser

reconhecida apenas com a observação microscópicada amostra datada, devido ao forte grau de deforma-ção e recristalização. A origem ortoderivada e plutônica(ortognáissica) foi estabelecida pela reconstituição doprotólito com base nas paragêneses recristalizadase preservadas, bem como por meio da observaçãode outras amostras /afloramentos mais preservados.

v) Essas regras são extensíveis a todas as varie-dades composicionais dos granitóides echarnockitóides previstas na classificação do IUGS.

2. Muitas amostras cuja vinculação a uma unidadelitoestratigráfica corrente não é clara ou que sua dis-tribuição em área seja duvidosa devido às novas ida-des de cristalização obtidas, serão apenas vincula-das ao domínio tectônico do orógeno e a localidadeda coleta. Esse último dado está sempre assinaladono título do respectivo Item, separado por vírgula daclassificação petrotectônica da amostra (ex.: Gnaisseenderbítico sincolisional, Fazenda Terra Nova (Domí-nio Itabuna).

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Tabela III.1 Síntese dos casos estudados e referência das fontes das datações U-Pb SHRIMP utilizadas Idades SHRIMP Amostra /

Local

Unidade estratigráfica e/ou domínio tectônico

Classificação petrotectônica

Herança Cristalização Metamorfismo

Referência

2 Herança e idades mistas em migmatitos, granitos e riolitos tipo I, S e A, em arco continental maturo brasiliano: Orógeno Dom Feliciano

2.2 Morro

Cambirella

Granito Tabuleiro Granito anatético pós-colisional, tipo A2

617 ± 9 (2σ) n=6; χ2= 0.5

597 ± 9 n=7; χ2= 0.7

Silva et al. (2005a)

2.3.1 Pedreira do

Caseca

Granito Guabiruba Granito anatético pós-colisional, Tipo I

628±7 n=11; χ2= 1.1

610 ± 6 n=19; χ2= 1.1

Silva et al., (2005a)

2.3.2 Pedreira do

Caseca

Complexo Camboriú

Granito anatético/ leucossoma,

sincolisional, Tipo I

2006±3 n=25; χ2=1.08

~ 610-630 ii # Silva et al., (2005a)

2.4 Águas Mornas

Complexo Águas Mornas

Granito anatético tardi-colisional /

leucossoma, Tipo I-S

2175 ± 13 (2σ) n=9; χ2=0.46

~620-1750-2000-

592 ± 5 (li) # n=5; χ2= 0.4


2.5 Ponta do Cabeço

Complexo Camboriú

Granito anatético sincolisional, Tipo-I

2174 ± 22 (is) n=7;

MSWD =0.19

868 ± 330 (ii)# Silva et al. (2002a)

2.6.1 Pinheiro Machado

Complexo Pinheiro Machado

Xenólito (paleossoma), Tonalito gnáissico

~800 a 2500 (1σ) 781±5 n=19; χ2=0.73

Silva et al., (1999)

2.6.2 Pinheiro Machado

Complexo Pinheiro Machado

Granito anatético/leucossoma

sincolisional, Tipo I

~810 a 670 (1σ) 609 ± 17 n=6; χ2=0.93

Silva et al. (1999)

2.7 Paulo Lopes

Granito Paulo Lopes

Granito sincolisional, Tipo I

~810 a 1490 (1σ)

626 ± 8 n=38; χ2=1.01

Silva et al. (1997a, 2003a)

2.8 Nova Trento

Grupo Brusque Metariolito ~1300 a 2500 (1σ)

639 ± 13 n=6; χ2=0.36

Silva et al. (2002b)

2.9 Arroio Canhão

Ortognaisse tonalítico

Embasamento do Batólito Pelotas

631± 13 n=13; χ2=0.79

Silva et al. (1999)

2.10 Presidente

Nereu

Tonalito gnáissico Embasamento do Grupo Brusque

2336 ± 24 Ma (1σ)

2201 ± 7 n=7; χ2=0.89

M1 2043 ±11 Ma (1σ) M2 neoproterozóico


III.3 Granitos crustais tipo I e S com discreta herança detrítica: Cinturão Saldania, África do Sul 3.2

Darling (Terreno Tygerbeg)

Batólito Darling

Granodiorito sincolisional, Tipo I/S

~610 a 670 (1σ)

1022 ± 12 (1σ)

547 ± 6 n=17;χ2 = 0.74

Silva et al. (1997a, 2000b)

3.3 Willem

Nelsrivier

(Terreno Boland) (Plúton Robertson)

Granito anatético pós-colisional Tipo I

811 ± 12 (1σ) 536 ± 5 n=15;χ2 = 1.06

Silva et al. (1997a, 2000b)

III.4 Granitos crustais tipo I, S e A com discreta herança detrítica: Orógeno Araçuaí 4.2

Pedro do Rio Granodiorito

Foliado Serra dos Órgãos

Granito sincolisional, Tipo I

569 ± 6 n=17; χ2= 0.88


4.3.1 Morro do Pão

de Açúcar

Granito-gnaisse Pão de Açúcar

Granito sincolisional, Tipo S (I)

559 ± 4 n=21; χ2= 2.24


4.3.2 Morro do

Corcovado

Granito-gnaisse Corcovado

Granito sincolisional, Tipo S (I)

560 ± 7 n=19; χ2= 0.88


4.4 Nanuque

Granito Nanuque Granito sincolisional, Tipo S

573 ± 5 n=12; MSWD 0.73

508 ± 8 (1σ) Silva et al. (2002c)

4.5.1 Governador Valadares

Granito-gnáissico Governador Valadares I

Tonalito sincolisional, Tipo I

565±31 n=8; MSWD=0.45

553±8 (i.c) n=5

Silva et al. (2002c)

4.5.2 Governador Valadares I

Granito-gnáissico Governador Valadares II

Granodiotito sincolisional, Tipo S

~615 a 2160 (1σ)

561± 7(ic) n=8


4.6 Manhuaçu

Charnockito Manhuaçu

Granada charnockito sincolisional Tipo S

584±5 n=10; MSWD 0.88


4.7 Granito Salto

da Divisa

Granito Salto da Divisa

Suíte granítica pré-orogência, Tipo A2

875±9 (ic) n=9


III.5 Metamorfismo de médio e alto grau brasiliano e herança arqueana (e paleoproterozóica): Orógeno Araçuaí 5.2 São João Evangelista

Complexo Guanhães

Tonalito gnáissco 2711 ±11 (is) n=13; MSWD 1.9

527 ± 45 ii 517±5 (1σ)


5.3 Norte de Coluna

Complexo Guanhães

Tonalito gnáissco 2867 ± 10 n=14; MSWD 0.93


5.4 Alto Caparaó

Complexo Caparaó Granulito charnockítico 2195 ± 15 (is) n=9; MSWD 0.62

587 ± 9 n=11 MSWD 0.89


30


Tabela III.1 Continuação Idades SHRIMP Amostra /

Local


Classificação petrotectônica Herança Cristalização Metamorfismo

Referência

III.6 Polimetamorfismo em ortognaisses TTGs: Cinturão Mineiro e embasamento arqueano do CSF 6.2 Rio Pomba

Complexo Mantiqueira

Gnaisse tonalítico 2239± 10 1σ) 2169 ± 44 n=8; MSWD 11.6

M1 2028 ± 66 n=4; MSWD 8.2 M2 540 ± 11 (1σ)


6.3 Ewbank da Câmara


Gnaisse tonalítico 2160 ± 6 (1σ) 2058 ± 7(1σ) 2052 ± 26 (is)

n=7; MSWD=3.1

M2 443 ± 240 (ii)


6.4 Ponte Nova


Gnaisse tonalítico 2167 ± 7 n=5; MSWD

2079 ± 11 (is) n=7; MSWD 3.1

M1 2044 ± 8 n=3


6.5 São Tiago

Plúton São Tiago

Metagranodiorito 2050 ± 12 (is) n=10; MSWD 1.07

M2 233 ± 160 ii M2 565 ± 23 (1σ)


6.6 Juiz de Fora

? Enderbito granulítico 2985 ± 17 (is) n=6; MSWD 0.68

M1 2856 ± 44 M2 803±360 (ii)


6.7 Lima Duarte

Gnaisse Lima Duarte

Gnaisse tonalítico 3152±5 (1σ) 2777 ± 22 (is) n=7; MSWD 0.97

1173±280 (ii) Silva et al. (2002c)

6.8 Barbacena

Gnaisse Barbacena

Gnaisse tonalítico ~2500 n=7; MSWD 0.97

2068 ± 19 n=2; MSWD 0.64


III.7 Metamorfismo paleoproterozóico de alto grau e herança arqueana: Cinturão Bahia Oriental (CBO) Bloco/microcontinente Salvador-Ilhéus

7.2 Salvador

(Bloco Salvador-ilhéus)

Enderbito granulítico 2561 ± 7 (1σ) Idade máxima

207Pb/206Pb 2503 ± 6

n=7 χ2 5.0

2094 ± 20(*) n=10; χ2 =1.2


7.3 Ilhéus

(Bloco Salvador-Ilhéus)

Charnockito granulítico

2719 ± 10 (is) n=10; MSWD 1.5

M1 2047± 12 n=12 MSWD 0.84 M2 787 ± 62 (ii)

Silva et al. (2002d)

Ramo Costeiro do CBO / Arco magmático rhyaciano 7.4 Fazenda Terra Nova

(Domínio Itabuna)

Quartzo diorito / enderbito granulítico

2092 ± 6 n=10


7.5 Fazenda Tupinambá

(Domínio Itabuna)

Granulito enderbítico 2131 ± 5 n=5; MSWD 0.78

2067 ±19 n=4; MSWD 1.8


7.6 Conde

(Domínio Esplanada)

Granulito charnockítico 2169 ± 48 (is) n=9; MSWD 2.8

495 ± 35 (ii) Silva et al. (2002d)

7.7 Eunápolis

Segmento NE do Cinturão Araçuaí

Gnaisse tonalítico 2124±10 n= 7; MSWD 1.5

-206±530 (ii) Silva et al. (2002d)

Ramo Intracontinental do CBO / Batólitos pré-orogênicos de rifte continental 7.8 Riacho da Onça

(Domínio Caraíba) Granulito mangerítico 2126±19 (1σ) (Idade mínima)

2082±7(*) n= 18; χ2 1.5

Silva et al. 1997b)

Blocos Jequié e Itabuna-Curaçá (Microcontinente - JIC 7.9 Cais

(Domínio Caraíba) Cais

Granulitocharnockítico 3303±13 (1σ) 2714 ± 8 Ma (1σ) Idade máxima

207Pb/206Pb 2644 ± 23(*) n=5; χ2 =2.71

2072 ± 22 n=4; χ2 =0.45

Silva et al. 1997b)

7.10 S.J.Jacuípe

(Domínio Caraíba) Represa de São José do Jacuípe

Granulito enderbítico 2732 ± 11 Ma (1σ) Idade máxima

207Pb/206Pb 2712±12(*)

n=17; χ2 =6.75

M1 2594 ± 12 n=4; χ2 =0.78 M2 2072±15

n=4; χ2 =0.24


7.11 Santa Maria da Boa Vista

(Domínio Caraíba) Gnaisse granítico (tipo S)

3072 ± 5 (i.s) n=8; MSWD 0.81

870 ± 30 (i.i.) 796 ± 5 (1σ)


7.12 Coaraci

(Domínio Itabuna)

Granulito charno-enderbítico

2847 ± 7 (1σ) Idade máxima

207Pb/206Pb

2078±20 n=3;MSWD3.5


7.13 Ipiaú (Domínio Itabuna) Charnockito granulítico 2799±18 (1σ) 2605±5 (1σ) Idade máxima

207Pb/206Pb

2052 ± 16 n=3;MSWD = 0.16


7.14 Jitaúna

(Domínio Jequié) Charnockito granulítico 2715±29 Idade máxima

207Pb/206Pb

2047 ± 14 n=5;MSWD = 0.64


Embasamento mesoarqueano do Cráton Serrinha 7.15 Aporá

Domínio Serrinha Oriental)

Granodiorito Gnáissico

2954 ± 25 n=4; MSWD 4.2

paleoproterozóico


31


Tabela III.1 Cont.... Síntese dos casos estudados e referência das fontes das datações U-Pb SHRIMP utilizadas Idades SHRIMP Amostra /

Local


Classificação petrográfica

Herança Cristalização Metamorfismo

Referência

III. 8 magmatismo e metamorfismo brasiliano em terrenos policíclicos da Província Borborema Magmatismo brasiliano 8.2 Sumé

Domínio Alto Moxotó Zona Transversal (Complexo Sumé)

Granodiorito foliado 853±10 (1σ) 640 ± 6 n=10; MSWD 0.91


8.3 Domínio Ceará Central (Granodiorito Saboeiro)

Granodiorito foliado

2158±8 (1σ) 624 n=9; MSWD 1.3


Magmatismo paleoproterozóico / retrabalhamento brasiliano 8.4 Várzea Nova

Domínio Ceará Central (Complexo Jaguarema)

Metatonalito 2187 ± 6 n=23; χ2=0.5

??591±37 (1σ) ??783±26 (1σ)


8.5 Várzea Alegre

Domínio Jaguaribeano

Granodiorito gnáissico

2193±7 n=13; χ2=0.61

~540 (1σ) Silva et al. (1997c)

8.6 Floresta

Terreno Pernambuco-Alagoas/Ocidental (Complexo Belém do São Francisco)

Granodiorito gnáissico 2079 ± 34 n=8; MSWD 1.9

~576±96 ii ~655 ± 27 (1σ)


Magmatismo arqueano/retrabalhamento brasiliano 8.8 Boa viagem

Bloco Tróia-pedra Branca (Complexo Cruzeta)

Tonalito gnáissico 3270 ± 5 n=4; MSWD 0.75

?? Silva et al. (2002a)

8.9 Granjeiro

Embasamento neoqrqueano (Complexo Granjeiro)

Tonalito gnáissico 2541 ± 11 n=16; χ2=0.45

Neoproterozóico? Silva et al. (1997c)

III. 9 Proveniência arqueana a neoproterozóica no bacia Cachoeirina 9.1 Lavras da Mangabeira

Metarenito Lavras da Mangabeira

Metarenito Fontes (1σ) 552 ± 33 2.727±32

(Pop. Principal) 3.278 ± 13


(*) = Idade agrupada recalculada de Silva at al. (1997b)

Figura 1.1 Os sistemas de orógenos brasilianos. Mapa geológico simplificado, com o registro tectono-magmático brasiliano expostoem toda a porção ocidental do país, do Uruguai à Amazônia Oriental (Escudo Atlântico). As variações nas idades dos picosmetamórficos entre ~ 790 e 520 Ma em diversos cinturões/orógenos, comprova que o brasiliano não corresponde a um cicloorogênico mas à colagem de distintos terrenos acrescionados em tempos distintos, em um período de ~ 270 m.a. (sistemas deorógenos), antes de ser amalgamado ao Supercontinente Gondwana Ocidental, há ~ 550-530 Ma. Em especial os orógenos dosistema Brasiliano II (Dom Feliciano e Província Borborema, clímax há 630 Ma) e do sistema Brasiliano III (Araçuaí, clímax há ~560Ma) (classificação de Silva et al. , 2005b), forneceram a maior parte do material para os estudos de caso aqui discutidos (Modificadode uma ilustração de Márcio Martins Pimentel).

32


2 Herança e idades mistas em migmatitos,granitos e riolitos tipo I, S e A, em arco con-tinental maturo brasiliano e seuembasamento: Orógeno Dom Feliciano

2.1 Contextualização geotectônica e implica-ções regionais das unidades datadas

O Orógeno Dom Feliciano estende-se por apro-ximadamente 1100 km a partir de Montevidéo, até o NEde SC, conforme mostrado na Figura 2.1a, reproduzidade Silva et (2005b). Seus principais componentes são oarco magmático oriental (batólitos Florianópolis, Pelotase Aygua) e uma seqüência de margem continental (gru-pos Brusque, Porongos e Lavalleja), evoluída como umsistema de empurrão e dobramentos (Thust and Foldbelt), durante a colagem orogênica nas margens doscrátons Rio de La Plata e Luís Alves.

Migmatitos e variados granitóides do arco fo-ram acrescidos entre ~ 640-620 Ma e são particular-mente interessantes para estudos petrocronológicos.Devido às características petrológicas e isotópicas crus-tais, são ricos em zircões herdados não apenas comoxenocristais, mas principalmente como núcleosdetríticos envolvidos por sobrecrescimento magmático(melt-precipitated). No caso de núcleos herdados denatureza metamórfica e/ou detrítica, com uma grandevariação de idades não há maiores problemas para ob-tenção de idades precisas de cristalização por meio dedatações SHRIMP, precedidas de estudos das imagenspancromáticas. Entretanto, quando os núcleos herda-dos são também magmáticos, resultado da assimila-ção de material crustal mais antigo ou resíduo demigmatização (fusão) de crosta ortoderivada (restitos),sua identificação é mais difícil. O arco magmático Pelotasdo Cinturão Dom Feliciano apresenta bons exemplosdessas relações. Em especial, nos casos em que omagma foi derivado da refusão de uma fonte única, re-sultando em uma idade agrupada concordante e homo-gênea que pode ser confundida com a idade de cristali-zação do plúton (Itens 2). Além disso, nos casos emque a idade agrupada dos núcleos herdados é muitopróxima da idade dos sobrecrescimentos magmáticos,a concórdia registra uma distribuição bimodal dos resul-tados, com dois picos separados por curta distância osquais também podem causar problemas interpretativos,porque a idade dos núcleos (herdados) pode ser con-fundidas com a idade de cristalização.

A figura 2.1b é uma tentativa de ilustraçãoda escala de tempo dos eventos tecto-magmático nocinturão, permitindo mostrar variações nos clímax detodos os estágios orogênicos com precisão da ordemde ± 10 milhões, com base em dezenas de dataçõesU-Pb (SHRIMP e TIMS) integradas em Silva et al.(2005a). A idade da fase pré-orogênica de aberturado rifte foi apenas recentemente obtida em um plútontipo-A fornecendo uma idade de cristalização de ~870

Ma (M.A.S. Basei, inf. verbal). É interessante notarque idade similar foi obtida em plúton tipo A datadoem ~885 Ma, no extremo setentrional da ProvínciaMantiqueira/Orógeno Araçuaí Silva et al. (2002c. Item4.7 neste Cap.). Uma das peculiaridades maisinteressantes do ponto de vista petrocronológico naevolução do CDF é o caráter autofágico (por assimdizer) da evolução do magmatismo brasiliano dadopor uma sucessão de fases de acresção seguidasde retrabalhamento (refusão) em espaço de tempocurto.

O Batólito Pelotas preserva o registro daacrescão inicial a qual iniciou há ~780 Ma conformeidades obtidas em remanescentes de gnaissestonalíticos interpretados como pertencentes a um arcopré-colisional. Esses remanescentes foram refundidose dissipados durante a fase sincolisional, ocorrendoapenas na forma de discretos xenólitos em granitóidessincolisionais (~630-610 Ma G-1T). O magmatismosincolisional teve nos ortognaisses criogenianos umadas mais importantes fontes, sendo deles derivadospor fusão parcial in situ, como indicam os abundantesnúcleos herdados de ~780 Ma, e interpretados comorestitos da fusão. No Batólito Florianópolis,distintamente do Batólito Pelotas, até o presente nãoforam encontados registros do arco pré-colisional. Osgranitóides mais antigos são representados porplútons sincolisionais transcorrentes de idades entre630-610 Ma (G-2t). Essa fase, por refusão, serviu defonte da granitogênese tardi a pós-colisional, comodeduzido pela abundância de zircões magmáticoscom ~630 Ma sobreviventes como núcleos herdadosde natureza restítica nos granitóides da fase tardi após-colisionais (G3) (~600-580 Ma). Essecomportamento autofágico do magmatismo, com cadafase canibalizando a anterior, será abaixo exploradaem diversas populações de zircões. A figura 2.1bmostra também uma tentativa de representaçãoquantitativa da presença de populações de núcleosherdados nas distintas fases graníticas. Os plútonscom populações herdadas suficientementeabundantes para permitir o cálculo de uma idadeagrupada, estão ornados com 3 zircões, enquantoos portadores de poucos núcleos herdados estãoornados com um zircão. Além da rápida reciclagemde fases homo-orogênicas, a construção dos imensosbatólitos continentais também contou com areciclagem (refusão) de crosta pré-neoproterozóica,como indica a presença de populações de núcleosmagmáticos herdados que, em algumas amostras,compõem agrupamentos homogêneos com ~2006,~2175 e ~2174 Ma, respectivamente nas amostras2.3.2, 2.4 e 2.5. Os estudos Sm-Nd, já discutidos noCap. II (Figuras 2.10a e 2.10,b), também confirmama participação de crosta paleoproterozóico narecicalgem.

Os interessados em uma abordagem maisdetalhada da evolução petrocronológica do Complexo

33


Figura 2.1a Mapa geológico simplificado do segmento meridional da Província Mantiqueira (Silva et al. 2005b)

34


Fig. 2.1b Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Orógeno Dom Feliciano(Baseado em Silva et al. 2005b)

Camboriú poderão consultar o trabalho de Silva etal.(2005a). Naquele trabalho, devido ao interesse emestabelecer a sucessão granítica interna do complexo,o gnaisse tonalítico paleoproterozóico, principal rocha-fonte da fase anatética sintangencial do batólitoFlorianópolis, foi hierarquizado como G1, seu produtoanatético neoproterozóico como G2 e a fase pós-tectônica (Granito Guabiruba) como G3. No presentecaso, como a questão é a evolução interna do batólito,os remanescentes paleoproterozóicos sãohierarquizados como G0, por não pertencerem àestratigrafia do batólito e as fases brasilianas G1 eG2. É importante assinalar que o magmatismo juvenildo arco, incluindo associações quartzo-dioríticas(tholeiíticas), granitóides shoshoníticos e peralcalinos,embora representado no cartoon (fases G-3e G-4) nãoserão aqui discutidas, devido à simplicidademorfológica dos zircões, quase sempre destituídosde heterogeneidades e heranças, não fornecendoexemplos com interesse para a compreensão dasistemática SHRIMP.

Dois ortognaisses tonalíticos do embasamentodo orógeno são também abordados. Um doembasamento do Batólito Pelotas, um gnaissefortemente recristalizado com re-equilíbrio total doszircões na fácies granulito, por isso não foi possível ocálculo da idade de cristalização, mas apenas a dometamorfismo de fácies granulito (~ 630 Ma). O outroocorre em uma janela tectônica na seqüênciametavulcano-sedimentar adjacente ao BatólitoFlorianópolis, foi afetado por duas fases de

metamorfismo (M1 ~ 2040 Ma e M2 no neoprotero-zóico). Porém, pela relativa preservação da morfologiainterna e do sistema isotópico foi possível adeterminação precisa de sua idade de cristalização(~ 2200 Ma).

Essa evolução complexa será abaixo detalhadacom o estudo de 11 datações.

2.2 Granito pós-colisional tipo A2, MorroCambirella (Granito Tabuleiro)

O granito Tabuleiro, associado ao vulcanismopós-colisional no Batólito Florianópolis é um bomexemplo de granito do tipo A2 (sensu Eby, 1992), comabundante população de núcleos magmáticosherdados. A Fig. 2.2a mostra uma vista geral doBatólito Florianópolis, com a seta assinalando alocalização aproximada da unidade amostrada.

Foram datados 23 spots em 21 cristais, sendoos resultados mostrados da concórdia da figura 2.2h.A diversidade morfológica mostrada nas figuras (2.2ba 2.2g) inclui uma população de núcleos magmáticosherdados (2.2b, 2.2c) e xenocristais magmáticos (2.2f-2.2g) de ~ 620 Ma, bem como uma população maisjovem de sobrecrescimentos magmáticos (melt-precipitated) (2.2b, 2.2c) e de grãos neoformados(2.2d-2.2e). A complexidade morfológica está refletidano diagrama concórdia (2.2h), onde os resultadosdispersam-se ao longo da concórdia e caracterizamum padrão de distribuição bimodal.

A população de núcleos herdados tem

35


zoneamento oscilatório (Fig. 2.2b, f-g), conteúdosnormais de U e Th e razões Th/U no intervalo típicode rochas magmáticas félsicas (200-400 ppm de U;Th/U 0.2-0.9).

Seis análises (n=6) formam um agrupamentohomogêneo, sem evidências de dispersão geológica(÷2 = 0.5), que fornece uma razão 206Pb/238U média de617 ± 9 Ma (Fig. 2.2.h). Esse resultado pode serinterpretado como a idade média dos zircõesherdados, provenientes da fusão parcial de fontemagmática homogênea (granítica). Granitóidessincolisionais com idade de cristalização próxima aessa (~630-620 Ma) são abundantes no batólito. A(re)fusão desses nas raízes do batólito pode serinterpretada como uma das principais fontes domagma precursor desse plúton pós-colisional.

Os sobrecrescimentos também apresentamtexturas típicas de crescimento magmáticos (meltprecipitated) como zoneamento oscilatório. Osresultados obtidos nesses sobrecrescimentos e em

neogrãos magmáticos caracterizam um agrupamentoconcordante (n=7), homogêneo, sem evidências dedispersão de natureza geológica (X2

= =0.7), queforneceu uma idade aparente de 597 ± 9 Ma,interpretada como a de cristalização do plúton.

Esse resultado indica que o magmatismo dotipo A no batólito está relacionado à rápida (~ 20 m.a.)reciclagem de possíveis granitóides sin-colisionais de~620 Ma (datado nos núcleos herdados), e caracterizaa evolução autofágica (“canibalística”) do arcomagmático, construída a partir da reciclagem dematerial crustal pretérito, com discreta adição juvenil.

A análise dessa amostra pelo método ID-TIMS,devido à falta de resolução espacial, não possibilitariaa discriminação de idades espacialmente tão próximase poderia fornecer uma idade destituída de significadogeológico. Mesmo com a utilização da sistemáticaSHRIMP, devido o amplo predomínio de núcleosmagmáticos herdados sobre os sobrecrescimentos,a observação de um número reduzido de imagenspode levar a interpretações inapropriadas. Em umaabordagem inicial desses dados e dos da amostra2.3.1 abaixo, com base em número menor de imagensCL/BSE, a idade dos núcleos foi interpretada como ade cristalização do plúton, e dos sobrecrescimentoscomo de alteração pós-magmática. Devido àcomplexidade do problema, esses dadospermaneceram em uma tese de doutoramento (Silva,1999). Somente após um estudo complementar decampo e com número mais representativo de imagense reavaliação dos dados analíticos, a natureza herdadados núcleos pode ser comprovada e determinada aidade dos sobrecrescimentos (Silva et al. 2003a)

Fig. 2.2a Vista aérea da área central Batólito Florianópolis, comlocalização aproximada do local amostrado do Granito Tabuleiro(seta)

Figs. 2.2b, c Imagens CL e BSE de zircões representativos da amostra do Granito Tabuleiro

36


Fig. 2.2h Concórdia Wetherill do Granito Tabuleiro

36

Figs. 2.2d,ef,g Imagens CL e BSE de zircões representativos da amostra do Granito Tabuleiro

37


2.3 Ortomigmatito: granito/leucossomasincolisional tipo I e Granito pós-colisionaltipo I, Pedreira do Caseca (ComplexoCamboriú)

O Complexo Camboriú é o componente doBatólito Florianópolis com maior complexidadecomposicional e evolutiva, o que tem dificultado o seucorreto posicionamento petrocronológico. O complexoinclui remanescentes de ortognaisse TTG bimodal, comidade de cristalização paleoproterozóica definida combase na idade da população de zircões restíticos rema-nescente em leucossomas dele derivado, com idadede ~2000 Ma Silva et al.(2005a). Esse gnaisse, aquihierarquizado como G0, ocorre na forma de remanes-centes (paleossoma/mesosoma) de fusão parcial in situ,geradora de granitóides/leucossomas sincolisionais (G-2~ 620 Ma). O conjunto é truncado por uma fase tardi-tectônica (G-3 ~ 610 Ma). A Fig. 2.3a mostra uma vistageral da área-tipo do complexo e, a seta, a localizaçãoaproximada da unidade datada.

Trata-se de um ortomigmatito polifásico (Fig.

2.3b) com remanescentes de uma fase gnáissicatonalítica paleossomática (G0) parcialmente assimila-da por abundante neossoma granítico anatético deladerivado por anatexia parcial in situ (Amostra 2/G2).Esse complexo anatético é injetado por uma fasegranítica pós-tectônica, Granito Guabiruba (Amostra 1/G3). Na mesma figura 2.3b estão assinalados os locaisamostrados.

2.3.1 Granito Guabiruba, pós-colisional tipo I/S (Amos-tra 1/G3)

O Granito Guabiruba é um biotita leucogranitofino a médio do tipo I-caledoniano, que ocorre como fasetardia na evolução do batólito, pois corta diversas fasesprecoces, incluindo o Complexo Camboriú. Regional-mente, a unidade tem certa diversidade química epetrográfica e inclui fases com granada e mica branca,possivelmente de natureza mista I/S.

Foram datados 42 spots em 33 cristais e osresultados constam da figura 2.3.1c. Assim como naamostra 2.2 (Granito Tabuleiro), os zircões sãomorfologicamente complexos com abundantes núcleosmagmáticos herdados (2.3.1a e b). Devido a essas ca-racterísticas, os resultados também se distribuem ao longoda concórdia, em um longo intervalo de tempo de ~ 100m.a., o que caracteriza padrão de distribuição bimodal,com dois picos de idades aparentes (Fig. 2.3.1c). Comoem 2.2, o pico mais velho correspondendo à herançaisotópica (núcleos herdados) e o mais jovem à idade decristalização, representado por neogrãos esobrecrescimentos com textura magmática. Eventual-mente, o limite entre o núcleo herdado e osobrecrescimento pode ser irregular e "escalopado",indicativo de corrosão magmática (anatética) do núcleoherdado durante a deposição magmática dosobrecrescimento ("ov" em 2.3.1b).

Os núcleos herdados apresentam zoneamentooscilatório, com conteúdos normais de U e Th e razõesTh/U no intervalo típico de rochas magmáticas félsicas(200-400 ppm de U; Th/U 0.2-0.9). Esses domínios for-mam um agrupamento concordante (n=11), homogêneo,sem evidências de dispersão de natureza geológica (X

2

=1.1), com idade aparente de 628 ± 7 Ma (Fig. 2.3.1c). Oresultado pode ser interpretado como a idade média doszircões herdados provenientes da fusão parcial de fontegranítica. Granitóides sincolisionais com idades de cris-talização próximas dessa constituem uma fase bemdistribuida no batólito. A fusão das raízes batolíticas dessafase sincolisional pode ser uma das principais fontes domagma precursor do plúton pós-colisional.

Os sobrecrescimentos magmáticos são ricosem U (até ~1000 ppm), comumente metamitizados e fra-turados, o que dificulta a obtenção de idades precisas(2.3.1c). Constituem porém um agrupamento (n=19) con-cordante, homogêneo, sem evidências de dispersão denatureza geológica (X2 =1.1), com idade aparente de 610± 6 Ma, interpretada como a de cristalização do plúton G3

Figura 2.3a Zircões naturaisFig. 2.3a Vista geral doComplexo Camboriú, com localização aproximada dolocal amostrado (seta)

Fig. 2.3b Afloramento amostrado, com detalhe dasucessão granítica do Complexo Camboriú

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Figs. 2.3.1c Concórdia Wetherill do Granito Guabiruba Fig. 2.3.1d Análise TIMS do Granito Guabiruba (Basei 2000)

.A idade de ~ 630 Ma das populações homogêneas denúcleos herdados têm importante conseqüênciapetrocronológica. Sugere que granitóides sincolisionais,como os datados em ~ 630 Ma (Silva et al., 2003a), seri-am fontes potenciais dos granitóides pós-colisionais porrápida reciclagem crustal. Esse fenômeno, observado emoutros granitóides do arco magmático deste orógeno, in-dica o caráter autofágico ("canibalismo"), compatível coma implantação de um arco continental maduro, com su-cessivas adições graníticas geradas a partir da refusãode fases anteriores (ver outros exemplos adiante).

SHRIMP X TIMS Uma amostra de outra fácies dessegranito foi datada pela sistemática TIMS (Basei 2000),cujo diagrama concórdia é aqui reproduzida (Fig. 2.3.1d)para efeitos de comparação com as técnicas SHRIMPe TIMS. Os resultados da análise TIMS são muito discor-dantes, mas, utilizando apenas as três frações menosdiscordantes, o autor obteve uma idade de intercepto in-ferior muito imprecisa de ~ 573 ± 44 Ma e de interceptosuperior não medido, mas com valor de ~ 2900 Ma. OMSWD de 6.2 indica que o arranjo linear inclui mistura demateriais geológicos com sistemas isotópicos distintos,o que caracteriza uma errócrona. O autor interpreta cor-retamente os problemas analíticos da amostra e consi-dera que idade de intercepto inferior representaria umaidade menor que a esperada para a cristalização, devidoà presença de herança. Menciona, ainda, a influência deherança mais antiga dada pelo intercepto superior impre-ciso de ~ 2900 Ma. Além das observações do autor,pode-se acrescentar que a distribuição dos resultadosTIMS, que simulam uma discórdia "normal" supostamente

Figs. 2.3.1a e b Imagens BSE de zircões da amostra do Granito Guabiruba

relacionada à perda de Pb* em evento termo-tectônicopós-magmático, configurariam uma linha de mistura en-tre zircão precipitado do fundido granítico e zircões maisvelhos da rocha fonte (efeito herança). Assim, a discórdiae seus interceptos constituiriam artefatos analíticos, conoexemplifica o Granodiorito Dalgety (Cap II Item 2.7.3, Figs.6a,b,c) e em outros granitos do Batólito Florianópolis.Portanto, ambas as idades de intercepto mostradas naconcórdia 3.2.1d carecem de significado geológico, comosalienta, em outros termos, o próprio autor (Basei 2000).

2.3.2 Granito-gnáissico leucossático sincolisional(Amostra 1/G2)

O granito gnáissico/leucossoma derivado insitu do gnaisse tonalítico parcialmente fundido (Fig.2.3a), também apresenta uma população de zircõescom morfologia complexa. Predominam largos núcle-os herdados, com zoneamento oscilatório e com con-teúdos normais de U e Th, bem como razões Th/U nointervalo típico de rochas magmática félsicas (200-400 ppm de U; Th/U 0.2-0.9), circundados por finossobrecrescimentos. Nos domínios periféricos, o zircãotem hábito prismático euédrico, estruturas de cresci-mento magmáticas, como zoneamento oscilatório, esão ricos em U (até > 1100 ppm). As figuras 2.3.2a eb, reproduzidas de Silva et. al. (2005a) ilustram omodelo genérico de evolução morfológica dos zircõesda amostra com base no cristal 2.3.2b.

Foram datados 44 spots em 32 cristais sen-do os resultados mostrados na concórdia da figura

39


2.3.2a Representação esquemática da morfologia e assinaturageoquímica U-Th dos zircões do granito leucossômico doComplexo Camboriú,

Fig. 2.3.2b Imagens CL dos zircões da amostra dogranito leucossômico do Complexo Camboriú,

2.3.2c. Os núcleos magmáticos formam um agrupa-mento homogêneo (n=25), concordante, sem evidên-cias de dispersão de natureza geológica (c2

= 1.08),com uma idade aparente de 2006 ± 3 Ma (Fig. 2.3.2c,detalhe no quadrante inferior direito). O resultado podeser interpretado como a idade média dos zircões her-dados, provenientes da fusão parcial dos gnaissestonalíticos encaixantes. Assim, os núcleoscorresponderiam a restos de fusão e sua idade apa-rente reproduziria a de cristalização do magma pre-cursor do gnaisse tonalítico paleossomático.

Por outro lado, os sobrecrescimentos tipica-mente magmáticos ricos em U, deduzido pela altaluminescência em BSE e baixa luminescência em CL(Fig. 2.3.2a e b), são semelhantes aos observadosem outros magmas anatéticos do batólito (amostras2.3.1, 2.3.4, 2.3.5, 2.3.8). Devido às reduzidas es-pessuras dos sobrecrescimentos, seus teores de U emetamitização resultaram em razões 206Pb/238U muitodispersas em torno de 600 Ma e não permitem o cál-culo da idade precisa agrupada. (Fig. 2.3.2c, quadranteinferior esquerdo). Assim, a idade dossobrecresimentos e neogrãos, que corresponde à dopico anatético regional e da cristalização do neossoma,só pode ser estimada no intervalo de ~ 610 Ma (idadedo granito G3 intrusivo) e ~ 620 Ma, a obtida nosobrecrescimento concordante mais velho (Fig. 2.3.2c).

Do ponto de vista morfológico, os zircõesmostram evidências diretas, porém espacialmenterestritas, de recristalização metamórfica no estadosólido, sugerida pelos finos sobrecrescimentos inter-nos de alta luminescência (“rs” em 2.3.2a e b) que

separam núcleos (restitos) dos sobrecrescimentosanatéticos externos. Estruturas similares em zircãorestíticos em avançado estágio de fusão foram des-critas por Vavra et al. (1996). Segundo os autores, afina banda (“rs”) limitaria o nível mais avançado da fu-são parcial, constituindo uma espécie de "fronte demigmatização" em escala micrométrica, desenvolvi-do por efeito de um continuum de mudanças quími-cas no estado sólido em resposta a uma "frente(anatética) em movimento".

SHRIMP x TIMS Outro afloramento do mesmogranitóide foi datado pela técnica TIMS por Babinskiet al. (1997). Devido às complexidades morfológicasaqui descritas, a análise desta amostra pelo métodoTIMS não produziu os resultados esperados, comose constata pela concórdia da figura 2.3.2d,reproduzida do artigo supra. O diagrama evidencia queos dados são muito discordantes e as três fraçõesmenos discordantes constituem um arranjo co-linearque parece definir uma simples linha de mistura (dis-córdia). Esse arranjo aponta idades de interceptosmuito imprecisas: ~ 2736 ± 45 Ma (superior) e ~ 544± 45 Ma (inferior). Sem os recursos de imageamento,e com a natural falta de resolução espacial da técnicaTIMS, os autores interpretam o resultado do intercep-to superior como a idade (máxima) da cristalizaçãodo granitóide e o resultado do intercepto inferior comode retrabalhamento (metamorfismo) brasiliano .

A análise SHRIMP anteriormente detalhadamostra que o intercepto superior TIMS (~ 2736 ± 45Ma) não representa a idade média dos núcleos herda-

40


Fig. 2.3.2c Concórdia Wetherill do granito leucossômico doComplexo Camboriú,

Fig. 2.3.2d Análise TIMS do granito leucossômico ComplexoCamboriú (Babinski et al. 1997)

dos, a qual foi obtida com precisão no SHRIMP (2006± 3 Ma) e caracterizada como herança do gnaissepaleoproterozóico, precursor do granito brasiliano. Damesma forma, os resultados SHRIMP demonstramque a população antiga de zircões não foi afetada porevento metamórfico capaz de produzir perda de Pb*,responsável pelo arranjo discordante em direção aointercepto inferior de ~ 544 ± 45 Ma, mostrado na aná-lise TIMS. Ademais, a idade do intercepto inferior podeser estimada no SHRIMP de forma mais acurada,embora ainda imprecisa, entre ~610 Ma e ~620 Ma,devido à reduzida espessura dos sobrecrescimentos,o que obter número maior de idades agrupáveis.

Logo, a distribuição dos resultados TIMS si-mulam uma discórdia "normal", supostamente relaci-onada à perda de Pb* em evento termo-tectônico pós-magmático e que seria, na verdade, uma linha de mis-tura entre zircões restitos precipitados do fundidogranítico e zircões mais velhos da rocha fonte do gra-nito (efeito herança). Assim, a discórdia e seusinterceptos são artefatos analíticos. É interessanteobservar que, devido à complexidade morfológica doszircões, mesmo a alta resolução SHRIMP não foi su-ficiente para a caracterizar corretamente a origem dosdois agrupamentos de idades (Silva et al. 2000a;Hartmann et al.2000). Somente o estudo de númeromais representativo de imagens e a análise integradade número maior de casos será possível interpretarmais acuradamente os resultados (Silva et al.2005a).Dessa forma, pode ser entendido que o bias analíticofoi provocado pela concentração de idades concor-dantes dos núcleos magmáticos herdados,contrastantes com as escassas e imprecisas idadesdos sobrecrescimentos, como mostra a concórdia daFig. 2.3.2c.

2.4 Granito anatético/leucossoma pós-colisional tipo I-S, Águas Mornas

O Complexo Águas Mornas consiste de umaassociação migmatítica com remanescentes de fasegnáissica tonalítica paleossomática (G0) parcialmen-te assimilada por abundante neossoma graníticoanatético in situ (G2). As relações entre as fases sãomostradas na (Fig. 2.4a). O local amostrado (assina-lado pelo retângulo) corresponde a domínioleucossômico petrograficamente homogêneo (G2).

Mesmo em domínio homogêneo, os zircõessão morfologicamente complexos com estrutura in-terna caracterizada pela dominância de núcleos her-dados magmáticos (2.4b,c), mas com núcleosmetamórficos abundantes (2.4c). Os núcleos são cir-cundados por finos sobrecrescimentos de morfologiainterna caracterizada por zoneamento oscilatório e aexterna é euédrica, tipicamente magmática (melt-precipitated) (2.4a,b,c), com alto conteúdo em U (até~ 1400 ppm 2.4c), característico dos magmasanatéticos do batólito.

Foram datados 45 spots em 32 cristais, cujosresultados constam da concórdia da figura 2.4e e de-talhes em 2.4f,g,h. Os núcleos magmáticos constitu-em a população dominante, com conteúdos normaisde U (200-400 ppm) e Th e razões Th/U (0,2-0,9) nointervalo típico de rochas magmática félsicas. For-mam agrupamento (n=9) concordante, homogêneo esem evidências de dispersão de natureza geológica(X2

= 0.46), o qual forneceu idade aparente de 2175 ±13 Ma (2.4e-f). O resultado pode ser interpretado comoa idade média de zircões herdados dos gnaissestonalíticos encaixantes. Conseqüentemente esseszircões correspondem a restitos de fusão e sua idaderepresentaria a da cristalização do gnaissepaleossomático.

Os sobrecrescimentos magmáticos, apesarde restritos comparativamente aos núcleos, constitu-em agrupamento concordante (n=5), homogêneo, semevidências de dispersão de natureza geológica (X2

=

41


0.40), com idade aparente de 592 ± 5 Ma (2.4.e, h). Oresultado é interpretado como a idade de cristaliza-ção do magma anatético. Foram também caracteri-zados diversos núcleos metamórficos (Fig. 2.4c e d),os quais se distinguem dos núcleos magmáticos pelabaixa luminescência em imagens BSE, devido aosconteúdos de U sempre inferiores a 100 ppm (2.4d),embora as altas razões Th/U próximas a 1.0, nessecristal específico, não sejam comuns em rochas me-tamórficas. Além disso, do ponto de vista morfológico,os núcleos metamórficos não apresentam zoneamentomagmáticos visíveis. Foram obtidas idades entre e ~2000 Ma a 620 Ma, sendo o agrupamento principalformado por três cristais com idade aparente de ~1750 Ma (2.4e-f). O núcleo metamórfico da Fig. 2.4d,

com idade aparente de ~620 Ma, situa-se no intervalode idades dos granitóides sincolisionais do orógeno.Sua forma arredondada e a textura de annealing, defácies granulito, indica a sua natureza detrítica e su-gere também houve contribuição de fonte ortoderivadarepresentada pelos núcleos magmáticos de ~2175.Esta dupla contruibuição explica o caráter misto I/Sdo magma precursor do granitóide anatético.

Esse é um caso adicional de granitóide quenão deve ser analisado por DI devido ao efeito heran-ça. Mesmo com a sistemática SHRIMP, em traba-lhos prévios (Silva et al.2000a; Hartmann et al.2000),em virtude do reduzido número de imagens, a idadedo agrupamento majoritário dos núcleos magmáticosfoi interpretada como a de cristalização da rocha.

Fig. 2.4a Afloramento amostrado com detalhes da sucessão granítica do Complexo ÁguasMornas

Figs. 2.4b Imagem CL e BSE dos zircões do granito leucossômicodo Complexo Águas Mornas

42


Figs. 2.4e,f,g,h Concórdia Wetherill do granito leucossômico do Complexo Águas Mornas

2.5 Metagranito tipo I, Ponta do Cabeço/Cor-re Mar

Esse plúton, também pertencente ao Com-plexo Camboriú, revelou-se como o caso mais com-plexo dentre os granitóides estudados no arco doOrógeno Dom Feliciano. O afloramento foi datado pe-las técnicas TIMS (Basei, 2000) e SHRIMP (Silva et al.2002a) e, mesmo assim, dá margem a especulaçõessobre o significado dos resultados. É um metagranitohomogêneo, médio a grosso, com forte foliaçãotranscorrente e venulações de espessura centimétricade leucogranito fino, resultante de fusão in situ. Apre-senta xenólitos de rochas supracrustais anfibolíticas ecálciossilicáticas, dispostos paralelamente à foliação.

Sob microscópio, é um titanita-biotitametagranito foliado, com textura milonítica e abundan-tes fenoclastos lenticulares subcentimétricos deortoclásio magmático, microclinizado, alinhados emmatriz quartzo-feldspática fina granoblástica poligonalcom biotita fortemente orientada.

Visando a comparar os desempenhos dasduas técnicas, outra amostra do mesmo afloramentofoi selecionada para estudos SHRIMP. A figura 2.5.amostra imagens CL representativas da população dezircões analisada. A maior parte dos cristais sãoprismáticos, com razões comprimento/largura (3/1)indicativvas de sua natureza magmática, mas comcontornos sub-arredondados devido à recristalizaçãometamórfica. Os cristais apresentam nítida separação

Figs. 2.4c,d Imagens CL e BSE dos zircões do granito leucossômico do Complexo Águas Mornas

43


entre núcleo com zoneamento oscilatório magmáticoe dois tipos de sobrecrescimento, um de altaluminescência (baixo-U) de natureza metamórfica eoutro de baixa luminescência (alto-U) (setas), de na-tureza magmática (melt precipitated).

Foram obtidas onze análises em onze cris-tais. Sete spots de uma mesma população homogê-nea (MSWD = 0.19) formam um agrupamento coeren-te, que se alinha segundo uma discórdia com inter-cepto superior de 2174 ± 22 Ma e inferior muito impre-ciso de 868 ± 330 Ma (Fig. 2.5c). Parte da populaçãoapresenta sobrecrescimentos externos de baixaluminescência (alto U e Th), os quais, devido à sualargura inferior à do spot (< 25mm), raramente podemser analisados (setas nas Figs. 2.5a,b). A única análi-se que pode ser obtida em um desses domínios (spot4.1), devido ao conteúdo muito alto de U (1753 ppm),gerou idade aparente pouco confiável de 368 ± 5 Ma,mas que estaria relacionada à perda de Pb em eventotermo-tectônico brasiliano. Para salientar a morfologiadesse cristal e devido a sua importância para a inter-pretação do intercepto inferior, a imagem CL foi ampli-ada (Fig. 2.5b), o que realçou as linhas de crescimen-to magmática, apesar da baixíssima luminescência.

SHRIMP X TIMS A figura 2.5d, reproduzida da análisepor DI (Basei, 2000) mostra que os resultados são muitodiscordantes e formam um arranjo simples de quatrozircões co-lineares, que parecem definir uma simpleslinha de mistura (discórdia), a qual intercepta a con-córdia em 2804 ± 130 Ma e 585 ± 26 Ma. O valor deMSWD de 3.5 indica que os resultados apresentamdispersão superior ao limite do erro analítico atribuívela causas geológicas, o que confere à linha de misturaa característica de errócrona. Sem os recursos deimageamento, e com a falta de resolução espacial datécnica TIMS, o autor interpreta os resultados da for-ma mais apropriada possível, isto é, que o interceptosuperior representa a idade de herança e o inferior ade cristalização (585 ± 26 Ma). Os altos conteúdos deU-Th dos sobrecrescimentos, observado nas imagensde CL, sugerem re-precipitação no estado líquido (melt-

Fig. 2.5a Imagens CL dos zircões do metagranito, Ponta do Cabeço (Complexo Camboriú)

precipitated) similar ao caracterizado nas demais ro-chas anatéticas datadas no batólito, o que confirmariaa conclusão de Basei (2000).

Entretanto a interpretação desses resultadosnão é simples, mesmo com a análise integrada deambos métodos. Outra hipótese evolutiva estaria rela-cionada á cristalização do magma granítico há ~2175Ma (idade mínima, definida pelo intercepto superiorSHRIMP), com subseqüente fusão parcial incipientee representada pelos bolsões de fundidos observadosno afloramento e pelo incipiente desenvolvimento desobrecrescimento magmático. Nesse caso, o interceptoinferior de ~585 Ma, definido mais acuradamente pelaanálise TIMS, representaria a idade do pico anatético eo superior, de ~2175 Ma, a idade de cristalização doplúton. A partir dos dados atuais, nenhuma das duaspossibilidades pode ser assumida sem restrições. Aprimeira, de cristalização paleoproterozóica emetamorfismo neoproterozóico, é favorecida pela au-sência de neogrãos (cristais magmáticos homogêne-os) com ca. 585 Ma, os quais seriam esperados emrocha cristalizada a partir de magma. Entretanto, a tex-tura magmática dos sobrecrescimentos, com corrosãodo núcleo herdado e o alto conteúdo em U e Th medidono spot 4.1 (Figs. 2.5a,b), sugere que esses domíniossão também precipitados de magma anatético rico emU, o que favorece a interpretação de Basei (2000) deque a idade do intercepto inferior corresponderia à ida-de de cristalização do plúton.

Por outro lado, fica evidenciado que ambas as

Fig. 2.5b Imagem CL ampliada do spot 4-1

44


Fig. 2.5c Concórdia Wetherill do metagranito Pontado Cabeço(Complexo Camboriú)

Fig. 2.5.d Análise TIMS do metagranito Ponta do Cabeço(Basei 2000)

Fig. 2.6 Afloramento amostrado com detalhes da sucessãogranítica do Complexo Pinheiro Machado

técnicas produziram idades aparente mais baixas queas "verdadeiras". A idade TIMS (~585 Ma), embora maisacurada e mais próxima da idade "verdadeira" do even-to anatético obtida em outras amostras e no intervalo~595 e ~620 Ma, ainda é irreal. Além disso, se aceitoque os sobrecrescimento são magmáticos, a distri-buição dos resultados TIMS dispostos em discórdia"normal", supostamente relacionada à perda de Pb*em evento termo-tectônico pós-magmático, traduzem,na verdade, uma linha de mistura entre zircão precipi-tado do fundido granítico e zircões mais velhos da ro-cha fonte do granito e, portanto, por efeito herança eartefato analítico. A idade SHRIMP (~ 385 Ma) é muitamenos acurada em função do alto conteúdo de U (1753ppm) do domínio datado, causador de fortemetamictização e perda de Pb* do site analisado.

Este exemplo salienta a importância da apli-cação de ambas as técnicas no estudo de amostrascomplexas, com herança abundante.Nesses casos éinteressante uma abordagem inicial focada na siste-mática SHRIMP, precedida de estudos de CL para en-tender os padrões morfológicos, seguido de análiseconvencional, especialmente para obter idades maisacuradas de intercepto inferior. Para obter idades maisconsistentes é necessário identificar e datar outrosminerais co-magmáticos, destituídos de herança, comoa monazita.O exemplo também mostra que mais im-portante do que os resultados em si, é o que se podeaprender com os acertos, mas principalmente com oserros de intepretação, como nesses cinco plútons ex-cepcionalmente complexos. A tabela III.2, ao final des-sa seção, sintetiza as características morfológicasdessas e de outras unidades anatéticas aqui discuti-das.

2.6 Tonalito gnáissico paleossomático e gra-nito anatético sincolisional tipo I, ComplexoPinheiro Machado

O Complexo Pinheiro Machado é composto porum granito anatético bandado (G1), derivado da fusãoparcial in situ de gnaisse tonalítico (G0), parcialmente

fundido e assimilado pelo produto de sua fusão (G1).Esse conjunto é injetado por diversas fases degranitóides pós-colisionais (G2 e G3 na Fig. 2.6)

Por representarem componentes básicos(paleo e neossoma) de sistema de fusão parcial in situuma amostra do protólito tonalítico (G0 -paleossoma) eoutra do granito anatético (G1-neossoma) foram esco-lhidas, para estudo, inédito no país, sobre o comporta-mento do zircão durante a fusão parcial in situ. Comoo granito anatético já havia sido datado por TIMS e Pb-Pb evaporação, a nova datação SHRIMP possibilitacomparar os desempenhos das três técnicas com essegranito sincolisional.

.2.6.1 Tonalito gnáissico (paleossoma)

A amostra do remanescente tonalítico foi sele-cionada para datar devidi a não apresentar evidênciasde ter sido afetada pela fusão parcial . As relaçõesentre as fases G0 e G1 são mostradas na figura 2.6. Foicoletada em um xenólito boudinado de 2 m de largura,exposto em corte de estrada e onde está intrudido pelogranito anatético (G1). O boudin contém alguns veiosgraníticos finos, mas é bastante homogêneo e apre-

45


Figs. 2.6.1a,b Imagens CL e BSE dos zircões do gnaisse tonalítico(G0) do Complexo Pinheiro Machado

senta foliação interna (S1) cortada pela foliação/

bandamento regional de baixo ângulo do granito (S2).

O tonalito tem textura granoblástica média e é com-posto por biotita marrom, plagioclásio (An20), microcliníoe quartzo. A biotita imprime à rocha forte trama planar(foliação). Zircão, allanita, apatita e opacos são aces-sórios. O quartzo e o plagioclásio formam um mosaicorecristalizado granoblático alongado, indicativo derecristalização sob médio a alto grau metamórfico

Foram datados 39 spots em 30 cristais e osresultados constam da concórdia da figura 2.6.1c. Apopulação de zircões da amostra apresenta morfologiasimples, com predominância de cristais prismáticos,com zoneamento oscilatório, conteúdos normais de Ue Th e razões Th/U no intervalo típico de rochas mag-máticas félsicas. Os cristais possuem moderadoarredondamento por efeito de recristalização periféricametamórfica (2.6.1a,b). Raramente são portadores denúcleos herdados (2.6.1.b). Dezenove cristais formamum agrupamento concordante (n=19) homogêneo, semevidências de dispersão de natureza geológica (X2=0.73), com idade aparente de 781 ± 5 Ma (Fig. 2.6.1c).O resultado pode ser interpretado como a idade de cris-talização do magma tonalitico. Quatro análises foramobtidas em domínios mistos (caixas de erro cinza em2.6.1c) e foram descartadas no cálculo da idade.

Apesar de submetido a metamorfismo demédio a alto grau e fusão parcial, o sistema isotópicoU-Th-Pb permaneceu parcialmente fechado na amos-

tra, como deduzido da alta percentagem de concor-dância das idades 206Pb/238U, com apenas seis análi-ses apresentando razões menores (caixa de erro bran-co, na Fig. 2.6.1c), possivelmente relacionadas à per-da de Pb durante o evento anatético. O comportamen-to dos zircões sugere que a porção amostrada sobrevi-veu à fusão parcial. Análises muito discordantes, comidades aparentes entre 795 Ma a ~ 2500 Ma, não mos-tradas na figura 2.6.1c, foram obtidas em núcleos her-dados e xenocristais.

2.6.2 Granito anatético sincolisional (G1)

O granito anatético tem forte bandamento defluxo sobreposto por foliação metamórfica (Fig. 2.6).

Petrograficamente é um biotita monzogranitomédio a grosso, de textura hipidiomórfica granularseriada. A amostra foi coletada cerca de 50 cm docontato com o boudin do tonalito G0. A população dezircões é complexa, com núcleos magmáticos her-dados, morfologicamente similares e com idadesmáximas semelhantes a dos zircões do paleossomatonalítico (~ 800 Ma, Figs. 2.6.2a,c). Os neogrãos(2.6.2g-h, i-j) e os sobrecrescimentos magmáticos(2.6.2c-d e e-f) são ricos em U (até 1416 ppm) e, con-seqüentemente, apresentam baixas razões Th/U (~0.1). Assim, constituem domínios originários de ummesmo magma anatético rico em U.

O alto conteúdo em U é responsável pelametamitização e intenso fraturamento (2.6.2a,c,e, g)dos cristais. Em alguns neogrãos, a partição do Ucontido no fundido anatético ocorreu de modoassimétrico, segundo as bandas do zoneamentooscilatório, sendo cada banda rica em U (altaluminescência em BSE e baixa em CL) sucedida poroutra menos rica, com características opostas (2.6.2i-j). Quando a composição da banda mais externa émuito rica, a sua tonalidade preta pode torná-la im-perceptível na imagem CL e a forma externa do cristalpode não ser corretamente registrada (missing rimem 2.6.2 j). Os núcleos herdados apresentam con-teúdos de U (200-400 ppm) razões Th/U (0,2-0,9) típi-cas de rochas magmáticas félsicas, semelhantes aos

Figs. 2.6.1c Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico doComplexo Pinheiro Machado

46


do paleossoma tonalítico, do qual supostamente sãorelíquias (restitos).

Foram datados 39 spots em 30 cristais e os re-sultados constam da concórdia da figura (2.6.2k). Osresultados dos núcleos e cristais herdados distribu-em-se ao longo da concórdia no intervalo de ~800-600 Ma. A idade aparente do núcleo, com menor per-da de Pb e razão 206Pb/238U mais alta, concordante(~800 Ma em 2.6.2a-b) é interpretada como a idadeaproximada do protólito paleossomático e, em

Figs. 2.6.2a,b,c,d,e,f,g,h,i,j Imagens CL e BSE dos zircões do granito anatético (G1) do Complexo Pinheiro Machado

Fig. 2.6.2k Concórdia Wetherill do granito anatético do ComplexoPinheiro Machado

Fig. 2.6.2l Análise TIMS do granito anatético do Complexo PinheiroMachado (Babinski et al. 1997)

conseqüencia, o cristal interpretado como herdado dopaleossoma. Os demais resultados dos núcleos sãointerpretados como provenientes de membros da mes-ma população restítica de ~ 800 Ma, que experimen-taram maior perda de Pb no evento anatético. Em2.6.2c-d, a natureza herdada do núcleo é evidenciadapelo golfo de corrosão (g) resultante da dissolução docristal pelo magma anatético responsável pelosobrecrescimento.

Os sobrecrescimentos magmáticos (melt-

47


precipitated) e neogrãos formam um agrupamentohomogêneo (n=6) sem dispersão de aparente de ori-gem geológica (MSWD 0.93) e fornecem idade apa-rente de 609 ± 17 Ma, interpretada como a de crista-lização do granito (Fig. 2.6.2k). Como o resultado foiobtido em granito sincolisional, a idade representatambém a do pico colisional do orógeno.

SHRIMP X TIMS O mesmo granito foi datado pelométodo Pb-Pb evaporação (Chemale Jr. et al., 1995)e TIMS (Babinski et al.1997). Os últimos autores ana-lisaram duas amostras, cujos resultados constam deum mesmo diagrama concórdia, aqui reproduzido naFig. 2.6.2l. Como assinalam os autores, a concórdiamostra forte influência de herança e perda de Pb*.Por esse motivo, nenhuma das duas idades (613 ± 2Ma e 610 ± 5 Ma) foram assumidas como as de cris-talização. Uma idade intermediária de 613 ± 6 Ma foiaceita como a melhor estimativa para a cristalizaçãodo granito. Trata-se de caso didático para distinguirentre precisão e acurácia analítica, mas, apesar daalta precisão (± 2 m.a. e ± 5 Ma), nenhuma análiseatingiu o "olho do alvo", devido ao efeito herança econseqüente falta de acurácia.

A idade aparente obtida por análise Pb-Pb evapo-ração na mesma rocha (Chemale Jr. et al., 1995) va-riou entre ~ 576 Ma a 616 Ma, sendo o resultado maior(616 Ma) assumido como a idade de cristalização domagma.

Da mesma forma que o observado no ComplexoCamboriú, também no Complexo Pinheiro Machado ocaráter "canibalístico" da evolução magmática do arco,com fases mais jovens refundidas a partir de fasesprecoces, é sugestiva de um arco continental madu-ro. Como os tonalitos gnáissicos têm área de exposi-ção restrita, sob a forma de xenólitos e megaxenólitosno granitóide sincolisional, o seu significado tectônicorelativo à evolução do Orógeno DFL é ainda objeto deespeculação. Ademais, devido à diferença de ~170m.a. entre a idade de cristalização e a da fase graníticasincolisional dominante (G1) o mesmo foi hierarquizadocomo fase remanescente de antigo arco, desmante-lado e reciclado pela implantação do orógeno DomFeliciano há ~ 610 m.a. e recebendo o rótulo de G0(ver síntese da evolução do orógeno, Fig. 2.1b). A ida-de de acresção desse tonalito é compatível com aimplantação do Orógeno São Gabriel, adjacente aoDom Feliciano (Fig. 2.1a), e onde foram caracteriza-

dos gnaisses TTGs acrescidos há ~ 750 Ma (Babinskiet al. 1996), o que indica, ao menos, que ambostonalitos gnáissicos jpodem ser contemporêneos.Remanescentes tonalíticos precoces (criogenianos)também têm sido reconhecidos em outros segmen-tos da Província Mantiqueira (Cordani et al.2002Heilbron & Machado, 2003).

2.7 Granitóide sincolisional, tipo I, Paulo Lopes

Nem todos os plútons do batólito brasiliano doorógeno Dom Feliciano apresentam herança abundan-te, como exemplifica o Granito Paulo Lopes. O plútoné monzogranítico, com trama penetrativa magmática emilonítica, textura megaporfirítica, com cristais demicroclínio entre 2 e 5 cm com discreta cominuiçãoperiférica, alinhados em matriz granular média com-posta por microclínio, plagioclásio sódico, quartzo epalhetas subparalelas de biotita. Os acessórios inclu-em zircão, apatita, ilmenita, titanita e minerais opa-cos. Quimicamente é um granito do tipo I.

Foram datados 43 spots em 38 cristais e os resul-tados constam da concórdia da Fig. 2.7d. Em con-traste com os demais plútons estudados, a populaçãode zircões é morfologicamente simples, constituída porcristais magmáticos euédricos (Figs. 2.7.1a,b,c). Trin-ta e oito análises formam um único agrupamento con-cordante, homogêneo, sem evidências de dispersãode natureza geológica (X2

= 1.1), com idade aparente de626 ± 8 Ma (Fig. 2.7d), interpretada como a de crista-lização do plúton. Os cristais podem, eventualmente,apresentar distinção entre núcleo e borda, porém asidades são equivalentes em ambos os domínios (Fig.2.7a,b). O cristal da Fig. 2.7c apresentasobrecrescimento de baixa luminescência, rico em U(974 ppm), com textura magmática caracterizada porzoneamento oscilatório e evidências de reabsorção donúcleo original. Esse domínio forneceu a idade aparen-te de ~ 593 Ma, altamente discordante, interpretadacomo a de evento tardi-magmático, responsável pelareabsorção parcial do cristal original. Por esse motivo,a análise foi descartada no calculo da idade (Fig. 2.7d).Líquidos ricos em U são a principal fase anatética nosbatólitos Florianópolis e Pelotas, conforme mostramosnos casos anteriores. Portanto, a contaminação domagma "normal", gerador do plúton em estágio tardimagmático, poderia explicar o desenvolvimento do

Figs. 2.7a,b,c Imagens CL dos zircões do Granito Paulo Lopes

48


Fig. 2.7d Concórdia Wetherill do Granito Paulo Lopes Fig. 2.7e Análise TIMS do Granito Paulo Lopes (Basei,2000)

PbU

206238

0.06

0.08

0.10

0.12

0.14

0.5

Pb/ U207 235

1.0 1.5

500

550

600

650

700

750

800

Basei (2000)

Intercepts at68 39 and Ma644 20

MSWD = 2.3+-+-

Pb/ U207 235

Pb/ U207 235

Pb/

U20

623

8

0,4 0,5 0,6 0,7 0,80,045

0055

0,065380

420

M(-1)

M(-2)

0,075

0,085

0,0952.7e

460

500

540

580

M(-4)

PAULO LOPES GRANITESANTA CATARINA STATE

SOUTHERN BRAZIL

Magmaticcrystals

Inherited crystal

sobrecrescimento rico em U.Foi identificado apenas um xenocristal que for-

neceu a idade aparente concordante de ~800 Ma (Fig.2.7d) de significado duvidoso no contexto regional, maspossivelmente ligada à granitogenese, precoce do arco(fig. 2.1b), datada apenas no Batólito Pelotas (ítem2.6.1).

SHRIMP X TIMS Esse granito foi incluído no estudo,apesar da população de zircões ser morfologicamentesimples, apenas como referencial comparativo por tersido datado pelas técnicas Pb-Pb evaporação (Silva etal., 1997a) e TIMS (Basei, 2000). Silva et al, (1997a)obtiveram resultado impreciso de 642 ± 46 Ma, enquantoBasei (2000) obteve a idade discordante de 644 ± 20Ma (n=3; MSWD =2.3), cuja concórdia está reproduzidana (Fig. 2.7e). A comparação da concórdia obtida porSHRIMP com a da figura 2.7d mostra que a idade maisprecisa é a obtida com SHRIMP, com erro de (± 8 m.a.),em contraste com o de ± 20 m.a da análise TIMS. Ovalor do X

2 da análise SHRIMP igual ao erro analítico

(1.01) indica ausência de dispersão de origem geológi-ca, ao passo que valor obtido na análise TIMS é de2.3, indicativo de alguma dispersão. Trata-se de umcaso didático sobre a potencialidade de técnica SHRIMPpara compensar a menor precisão de uma análise indi-vidual, pois o número de análises (38) foi suficientepara fornecer idade agrupada mais precisa. A determi-nação da idade desse agrupamento com número me-nor de análises (digamos 20), teria gerado a mesmaidade, mas com erro bem maior.

2.8 Metariolito, sincolisional? tipo S, NovaTrento

Mesmo uma "inofensiva" rocha vulcânica nemsempre oferece facilidades analíticas para a abordagemTIMS, como aqui exemplifica a análise de uma amostrade metariodacito intercalado na seqüência plataformaldo Grupo Brusque. Devido à falta de bons referenciaisgeocronológicos e pelo diacronismo entre a fragmenta-ção e o preenchimento da bacia, há poucas idadesconfiáveis sobre o início da sedimentação e dovulcanismo das bacias precursoras dos orógenos

brasilianos. As assembléias guardam evidências locali-zadas de oceanização e extensiva superposição de pro-cessos tectônico-metamórficos, fatores que tornam areconstituição paleogeográfica original objeto de contro-vérsia, como constatado na bacia (Grupo) Brusque. Aunidade de margem passiva é constituída por depósitosterrígenos e carbonáticos com raras intercalações dederrames félsicos. Remanescentes de assoalho oceâ-nico incluem derrames tholeiíticos com almofadas evariolitos (Fig. 2.1b) e discretos depósitos de margemativa (metagrauvacas félsicas), além de depósitos quí-mico-exalativos (Unidade Ribeirão do Ouro). Ambas asunidades foram metamorfisadas na fácies xisto verdemédia a superior.

Uma das intercalações félsicas, com cerca de2 m de espessura, em pacote metapelítico-psamíticoda unidade plataformal da extremidade centro-leste docinturão, foi selecionada para datação. É de metariolitocomposto por quartzo-albita e sericita, com textura vul-cânica parcialmente preservada e discreta foliação mesoe microscópica. Foram datados 18 spots em 16 cris-tais, cujos resultados constam dos diagramasconcordia das figuras 2.8f e 2.8g. As imagens BSE eCL dos zircões definiram duas populações. A população1 é constituída por cristais de 150 x 60 ìm, euédricos,com núcleos arredondados, detríticos, apresentando evi-dências de recristalização sob metamorfismo de altograu (annealing), e sobrecrescimentos euédricos comevidências de corrosão por rápida cristalização(quenching) e zoneamento oscilatório (Figs. 2.8a-b,c-d). A população 2 compreende cristais homogêneosprismáticos euédricos, as vezes aciculares (200 X 30 ìmC/L 6/1) com discreto zoneamento oscilatório (neogrãos)(Fig. 2.8e).

Os spots obtidos nos sobrecrescimentos eneogrãos formam uma população concordante (n=6),homogênea, sem dispersão de origem geológica apa-rente (X2 = 0.36), com idade 206Pb/238U média aparentede 639± 11 Ma (Figs. 2.8f-g) . O resultado é interpretadocomo a idade da extrusão da lava félsica. Ossobrecrescimentos apresentam luminescência extrema-mente baixa em CL, eventualmente mascarando a ob-servação da forma externa do cristal (seta em missingrim, Fig. 2.8d). O enriquecimento em U pode ser medi-

49


Figs. 2.8a,b,c,d,e Imagens CL e BSE representativas dos zircões do riolito do Grupo Brusque

Figs. 2.8f Concórdia Wetherill expandida do riolito Fig. 2.8g Detalhe da Concórdia Wetherill do riolito

PbU

Pb/ U207 235

206

238

0.060.080.100.120.140.160.180.200.220.240.260.280.300.320.340.360.380.400.420.440.460.480.500.520.54

0 1 2 3 4

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

2000

2200

2400

2600

Pb/ U207 235

PbU

206

238

0.06

0.08

0.10

0.12

0.14

0 1 2

400

600

800

5

50


do nos neogrãos em até ~1390 ppm (Fig. 2.8e), tam-bém é observado em outros magmas anatéticos do arcomagmático adjacente. Os núcleos detríticos têm idadesconcordantes entre ~ 1300 e 2200 Ma e idade discor-dante de ~2500 Ma. As variações nas idades dos núcle-

os herdados indicam que a lava resultou de fusão dacrusta, com forte contribuição de paragnaisses de dis-tintas fontes, tratando-se possivelmente de episódio vul-cânico sindeposicional, ao menos em relação aos está-gios finais do preenchimento bacia.

Tabela III. 2 Morfologia (BSE e CL), composição isotópicas e idades herdadas e de anatexia nos zircões dos granitóides/leucossomas do CDFNúcleos herdados (magmáticos)

U média 150-300 ppmTh/U 0.1 – 0.9

Sobcrescimentos e neogrãos (Precipitação emfundido magmático) = Cristalização anatética: Umédio 500-800 ppm(até ~ 1700 ppm); Th/U (< a << que 0.1)

DataçõesTIMS (cristal

inteiro) einterpretação

Referên-cia

AmostrasPadrões de zonação BSE/CL e

interpretaçõesIdade

SHRIMP(Ma)

Padrões de zonação BSE/CL einterpretações

Idade SHRIMP (Ma)

Amostra 2.2Granito Tabuleiro

1. Raros núcleos arredondados;zoneamento oscilatório, com formasexternas irregulares = Xenocristaismagmáticos reabsorvidos2. Fraturas e trilhas de inclusõesseladas por neozircão magmático

617 ± 9

1.Zoneamento oscilatório, euédrico,conteúdo em U normal a alto (baixaluminescência em CL) = Precipitaçãoem fundido magmático 597±0

Amostra 2.3.1Granito Guabiruba(CP Camboriú)

1. Abundantes núcleosarredondados; zoneamentooscilatório, com formas externasirregulares= XenocristaisMagmáticos reabsorvidos2. Fraturas e trilhas de inclusõesseladas por neozircão magmático

628±17

1.Zoneamento oscilatório, euédrico,conteúdo em U normal a alto (baixaluminescência em CL) = Precipitaçãoem fundido magmático

610±6

~ 2900?673±44=

Cristalização

Basei(2000)

Amostra 2.3.2Granito anatético(CP Camboriú)

1. Abundantes núcleos sub-arredondadoe e irregulares; tonscinza médio (BSE e CL); zoneamentopor setor = Xenocristaismagmáticos reabsorvidos2. Fraturas e trilhas de inclusões,seladas por neozircão magmático

2006±3

1. Finos sobrecrescimentos externos:Euédricos, com zoneamentooscilatório, U-enriquecido (escuro emCL) = Precipitação em fundidomagmático2. Sobrecrescimentos internos: Muitofinos (1-3 µm), curvilíneos, U-depletados (alta luminescência emCL): separa núcleo dosobrecrescimento externo (“rs”:resorption seams) = Pre-anatexia

Não medida620-610

Inferênciaindireta

2736±45 =Cristalização

544±45 =Metamorfismo

Babinskiet al. 1997)

Amostra 2.4Granito anatético(CP Águas Mornas)

1. Abundantes núcleos prismático asub-arredondados; zoneamentooscilatório, tom cinza médio (BSE eCL) , zoneamento por setor . Formaexterna irregular Xenocristaismagmáticos reabsorvidos2. Arredondado ou prismático U-depletado (tom cinza em BSE ebrilhante em CL), textura annealed =Xenocristais de alto graumetamórfico reabsorvidos

2175 ± 13

1. Sobrecrescimentos externos:Euédricos, zoneamento oscilatório, U-enriquecidos (escuro em CL) e Th-enriquecidos = Precipitação emfundido magmático2. Sobrecrescimentos internos:Muito finos (1-3 µm), curvilíneos, U-depletados (alta luminescência emCL) separa núcleo do (“rs”: resorptionseams) = Pré-anatexia3. Sobrecrescimentos internos, finos(1-3 µm), curvilíneos, cinza claro emBSE, escuro em CL, separam núcleoda margem protudindo a margem(“mt’): manto de intensidade reduzidade CL = Segregação de impurezasdas porções recristalizadas,durante a anatexia,

592±5

Amostra 2.5Granito anatéticoPonta do Cabeço(CP Camboriú)

1. Abundantes núcleos com formasexternas irregulares, comzoneamento oscilatório, tom cinzamédio (BSE e CL), U normal =Xenocristais magmáticosreabsorvidos2. Raros núcleos com altaluminescência (empobrecido em U)=Xenocristais metamórficosreabsorvidos

2174 ± 22

1. Sobrecrescimentos externos:subédricos e com forma irregulares,escuro em CL, muito rico em U =Precipitação em fundidomagmático

MuitoImprecisa

2804±35 =Herança585±26=

Cristalização

Basei(2000)

Amostra 2.6.2Granito Anatético(CP PinheiroMachado)

1. Abundantes núcleos com formasexternas irregulares, comzoneamento oscilatório, tom cinzamédio (BSE e CL)2. Forte arredondamento=Xenocristais magmáticosreabsorvidos

~ 800Muito

imprecisa

1. Sobrecrescimento externo:Euédrico a subarredondado, escuroem CL, muito rico em U =Precipitação em fundidomagmático

609±17 613±6 =Cristalização

Babinskiet al. 1996)


51

2.9 Gnaisse tonalítico, Arroio Canhão(Embasamento do Batólito Pelotas)

O gnaisse tem uma composição de biotita tonalito,com uma trama granoblástica de granulação média(5 mm) contendo quartzo, plagioclásio (An 40) e biotitamarrom. A biotita marca uma foliação continua eparalela ao microbandamento e está parcialmentecloritizada. Veios de leucogranito relacionados ao ArcoPelotas cortam a foliação do gnaisse. Gnaissespossivelmente correlacionáveis ao aqui datado foramestudados em detalhe por Lima et al. (1998), tendoos autores estimado a temperatura para arecristalização em 650 oC e a pressão de 4 Kbar pormeio de estudos geobarométricos

A população de zircões é homogênea,caracterizada por prismas com terminações arredon-dadas mostrando faces de alta ordem por efeito derecristalização metamórfica em condições de alto grau.Formas originais prismáticas estão parcialmentepreservadas em alguns cristais, porém mesmo essesmostram evidências de arredondamento (Fig. 2.9f). Ametamitização atingiu toda a população sendoidentificada por cristais e domínios escuros tanto emimagens BSE quanto em CL (Figs. 2.9 a-b), podendo

ocorrer na forma de domínios irregulares (Fig. 2.9f) ouabranger todo o cristal (Fig. 2.9 a-b,c). Os domíniosmais cristalinos são brilhantes em BSE e pouco visíveisem CL. A morfologia interna foi totalmentehomogeneizada devido ao grau de recristalização muitoavançado.

Foram executadas 27 análises em 13 cris-tais cujos resultados são mostrados nas figuras 2.9g-h. Treze análises de uma população homogênea, semexcesso de dispersão de natureza geológica (X2 =0.79) forneceram uma idade 206Pb/238U aparente de631 ± 13 Ma, interpretada como a idade do pico doevento metamórfico de alto grau (Fig. 2.9h). Duasanálises concordantes com ~ 1570 Ma e ~ 1270 Maforam também obtidas (Fig. 2.9g), sendo interpretadascom dois períodos anteriores de perda de Pb de signi-ficado duvidoso, sendo recomendada a execução demais análises para uma avaliação mais consistente.

Uma datação Sm/Nd foi também executadae forneceu a idade modelo TDM de 2062 Ma, comparâmetro ε

Nd of +2 (t=2000) Ma. Esse resultado foi

interpretado como a idade de acresção do tonalitoprecursor do gnaisse, sugerindo sua ligação a um arcomagmático paleoproterozóico.

Figs. 2.9a,b,c,d,e,f Imagens BSE e CL representativas dos zircões do gnaisse tonalítico, Arroio Canhão


52

2.10 Tonalito gnáissico, Presidente Nereu(Embasamento do Grupo Brusque)

Esse plúton está exposto como pequeno (~4 km2)inlier do embasamento da seqüência metavulcano-sedimentar do Grupo Brusque, interpretada como abacia de margem passiva do orógeno Dom Feliciano.Trata-se de um clinopiroxênio-hornblenda tonalitofoliado, localmente transposto por tectônicatranscorrente de mesma direção da fase transcorrenteimpressa regionalmente no cinturão (NE-SW).

A população de zircões é caracterizada porcristais prismáticos com terminações discreta amoderadamente arredondadas (C/L 3/1; Figs. 2.10a-b e 2.10e-f) e subarredondados com C/L 3/1 (Figs.2.10c-d) característicos de recristalizaçãometamórfica. A sua morfologia interna é simples, semdiscriminação entre núcleo borda e com distintasestruturas de crescimento magmático, comozoneamento oscilatório e por setor (Figs. 2.10a-d). Ocristal da figura 2.10e-f mostra uma área re-homogeneizada, com estrutura magmática originalapagada (annealing) durante evento metamórficodatado em ~2048 Ma. Alguns cristais contêm finossobrecrescimentos claros em BSE e escuros em CLde origem metamórfica (Sb nas figs. 2.10a-b). Oconteúdo em U é baixo (26 a 228 ppm) e o de Th énormal (29 a 260 ppm). O baixo conteúdo de U resultaem razões Th/U altas, entre 0.3 e 1.8, a maioria maiorque 1, o que é incomum, mas não desconhecido, emrochas magmáticas félsicas e intermediárias.

Foram datados 29 spots em 21 cristais e osresultados constam da concórdia da figura 2.10g. Umagrupamento concordante homogêneo constituído por7 análises de domínios magmáticos não possuievidências de dispersão de natureza geológica (X2 =0.89), com razão 207Pb/206Pb de 2201 ± 7 Ma (boxesde erro vermelhos na figura 2.10g). O resultado foi

Fig. 2.9g Concórdia Wetherill expandida do gnaisse tonalítico,Arroio Canhão

Fig. 2.9h Detalhe da Concórdia Wetherill do do gnaissetonalítico, Arroio Canhão

interpretado como a idade de cristalização do magmatonalítico. Outro grupo de 7 resultados concordantes,obtidos em cristais magmáticos, morfologicamentesemelhantes ao do agrupamento datado em ~2200Ma, mostra idades aparentes pouco menores (boxesde erro brancos, na figura 2.10g). Esses cristais sãointerpretados como pertencentes à mesma populaçãomagmática, mas perderam Pb durante episódio tardimagmático e, por isso, foram descartados do cálculoda idade.

O diagrama também mostra a superposiçãode dois episódios de perda de Pb. Um relacionado aevento metamórfico M1 datado em 5 análisesconcordantes, mostradas como boxes de erro verdesna concórdia. Não foi efetuado o cálculo das razõesmédias 207Pb/206Pb, porém uma idade aparenteaproximada de ~2040 Ma, deduzida da trajetória deperda de Pb, é mostrada na discórdia D1 (fitted byeye). Entretanto, o resultado obtido no domíniorecristalizado na Fig. 2.10e e assinalado na concórdiacomo a razão 207Pb/206Pb máxima de 2043 ±11 Ma(1σ)σ)σ)σ)σ) corresponde à melhor aproximação da idade domesmo. Outro episódio de perda de Pb também nãofoi calculado por regressão, mas ocorreu noneoproterozóico e, como pode ser deduzido pelo(re)alinhamento dos boxes de erro em direção aosegmento neoproterozóico da curva D2 da Fig. 2.10g,quando deveriam se alinhar segundo D1..

Um cristal com razão 207Pb/206Pb acentuada-mente maior (2336 ± 24 Ma (1σ)) foi interpretado comoxenocristal (Box de erro cinza na figura 2.10g).

Uma datação Sm-Nd obtida na amostra for-neceu a idade modeloTDM de 3022 Ma e valor de εmoderadamente negativo de - 7.76 (t = 2.2 Ga). A idademodelo pode ser especulativamente interpretada comoa de geração da suposta protocrosta oceânica,possivelmente refundida em ~ 2200 Ma e originando omagma tonalítico precursor do gnaisse.


53

Figs. 2.10a,b,c,d,e,f Imagens BSE e CL representativas dos zircões do tonalito gnáissico, PresidenteNereu

Figs. 2.10g Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico, Presidente Nereu


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3 Granitos crustais tipo I/S e I com discre-ta herança detrítica: Cinturão Saldania,África do Sul

3.1 Contexto geotectônico das unidades da-tadas

Felizmente para a geocronologia, e principal-mente para os geocronólogos, nem todos os granitóidescrustais apresentam população de zircões com a mes-ma complexidade que os que ocorrem nos batólitosPelotas e Florianópolis, como verificaremos em doisexemplos pan-africanos do Cinturão Saldania (Áfricado Sul). O cinturão se situa na costa ocidental e meri-dional da África do Sul e é um terreno-chave para oentendimento da amalgamação final do Setor SW doSupercontinente Gondwana. Sua presumível proximi-dade do segmento meridional da Província Mantiqueira(Cinturão Dom Feliciano) assumida em todos os mo-delos de ajuste intracontinentais (Fig. 3.1) motivou ainterpretação de que ambos os terrenos participaramde um mesmo domínio orogênico-colisional (e.g.Porada, 1979, 1989; Gresse e Scheepers, 1993; Gresseet al., 1996).

Para testar a correlação, foi desenvolvido umprojeto cooperativo com a participação dos serviçosgeológicos dos dois países e as universidades de

Stellenbosch e Federal do Rio Grande do Sul. A fasede estudos de campo e amostragem teve a duraçãoaproximada de um mês em cada terreno. Nesse perío-do foram levantados perfis-chaves, com amostragemde diversas fases graníticas para caracterizaçãogeoquímica das associações, com posterior seleçãodos plútons-alvos para estudos isotópicos. Em umaprimeira abordagem, foram selecionados trêsgranitóides com vistas à comparação da escala detempo dos eventos orogênicos em ambos os cinturões,com emprego da técnica SHRIMP, até então inéditaem estudos nos cinturões pan-africanos da África doSul. A correlação entre o clímax orogênico de ambosos cinturões foi complementada com dados Sm-Ndpara determinar as idades-modelo e o tempo de resi-dência crustal dos magmas em ambos os arcos (Silvaet al. 2000b), comentado no Cap II, tabela II.5. O esbo-ço geotectônico da figura 3.1 mostra a localização dosbatólitos (Darling, Robertson e Riviera).

3.2 Granodiorito sincolisional tipo-I/S, Darling(Batólito Darling)

A fase datada do Batólito Darling tem compo-sição granodiorítica e seus acessórios principais sãocordierita e 2 micas, subordinadamente apatita, gra-nada, zircão e turmalina. A textura é megaporfirítica,

Figs. 3.1 Reconstituição do segmento SW do Supercontinente Gondwana há ~ 550 Ma


55

com trama S-C penetrativa (augen) e possui freqüen-tes enclaves de supracrustais (Fig. 3.2a). Química eisotopicamente é uma fase híbrida, do tipo I/S (Silva etal. 2000a), isto é, teria evoluído a partir de magmaanatético peraluminoso derivado da fusão parcial dametagrauva encaixante do batólito (Grupo Malmesburg,Fig. 3.2.d), com alguma contribuição de magma juvenil(Silva et al.2000; e Fig. 11a).

Foram executadas 27 análises em 23 cristaisde zircão (Fig 3.2h). Apesar de tratar-se de granito I/S,a população de cristais é relativamente simples, tipi-camente prismáticos, alongados (C/L=3.1) a aciculares(C/L= 7/1), indicativos de cristalização sob condiçõescrustais rasas (Figs. 3.2b-c). A morfologia interna é ca-racterizada por zoneamento oscilatório e os conteú-dos de U (200-400 ppm) e Th e razões Th/U (0,1-0,9),tipicamente magmáticas. Também ocorrem cristaiscomplexos com núcleos detríticos herdados e evidên-cias de faces interrompidas por fraturamento mecâni-co (FT) (Figs. 3.2d-e). Também ocorrem xenocristais(Figs. 3.2e-f) com características de recristalizaçãometamórfica sugerida pela atenuação e arredondamentoda forma prismática original, e pobres em U (95 ppm),característico de metamorfismo de alto grau. A estru-tura interna do xenocristal é complexa (Figs. 3.2e-f),cujo núcleo tem textura relíquiar de crescimentomagmático, circundado por fino (<5-10 µm) domínionão-luminescente em CL e claro em BSE (“nl”). Este,é sucedido por outro manto fino com intensidade redu-zida de luminescência em CL (“mt”). Os 3 domínios(núcleo, “nl” e “mt”) são circundados por fino (1 µm)sobrecrescimento periférico de alta luminescência emCL (metamórfico). Texturas similares foram reportadasem zircões de rochas metasedimentares granulitizadas(Vavra et al.1996), e os domínios “nl” intepretados comoresultado de segregação de impurezas extraídas dodomínio “mt” adjacente durante a formação dosobrecrescimento externo metamórfico. A idade apa-rente de 612 ± 8 Ma (1σ) é indicativa de eventometamórfico de ~610 Ma no âmbito do cinturão, ainda

não identificado no segmento exposto do orógeno, masque tem ampla distribuição no lado brasileiro.

Dezessete análises da população de cristaismagmáticos formam um agrupamento concordante,homogêneo, sem dispersão atribuível a causasgeológica (X2 = 0.74), com idade aparente de 547 ± 6Ma, interpretada como a de cristalização do plúton (Fig.3.2h). Como se trata de um plúton sintectônico, esseresultado também corresponde ao pico metamórfico-colisional no orógeno.

Diversos núcleos detríticos herdados comidades de ~630 a de 1022 ± 12 Ma foram detectadosno estudo das imagens pancromáticas CL edescartados dos cálculos da idade de cristalização (Fig.3.2h). Esse procedimento foi o responsável pelo esta-belecimento preciso da idade de cristalização em 547± 6 Ma, ao invés dos 630 Ma previamente gerado emdatações TIMS e Rb-Sr. Com isso ficou ressaltado umgap de ~80 m.a. entre o evento colisional em ambosos cinturões, e conseqüentemente, descartada acorrelação direta dos terrenos (Silva et al. 1997b,2000a). Esses dados concordam com os resultadosSm-Nd discutido na tabela II.5 e figuras 2.10a e 2.10b,do capítulo II.

Posteriormente, essa idade também foi obtidana fase neossomática do migmatito de Sea Point, cujoafloramento é mostrado na figura 3.2i. Trata-se deneosoma granítico megaporfirítico da fase sincolisionaldo orógeno, com preservação de abundantesremanescentes (paleossomáticos) de metagrauvaca doGrupo Malmesburg, uma associação de margemcontinental neoproterozóica metamorfizada, da qual osleucossomas datados derivam por fusão crustal in situ.A figura 3.2j (cortesia Richard Armstrong) mostra umzircão dessa fase neossomática, caracterizado pornúcleo herdado sobrecrescido por borda magmática/anatética. A datação SHRIMP desse e de outrossobrecrescimentos revelou a idade aparente de ~545Ma (1σ) equivalente, dentro do errro do método, à idadedo granodiorito Darling.

Fig. 3.2a Afloramento do Granodiorito Darling (Cinturão Saldania)


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Figs. 3.2b,c,d,e,f,g Imagens CL e BSE dos zircões do Granodiorito Darling (Batólito Darling)


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Fig. 3.2h Concórdia Wetherill do granodiorito Darling (Batólito Darling)

Fig. 3.2i Afloramento de metagrauvaca do GrupoMalmesburg parcialmente fundida, praia Sea Point,cidade do Cabo

Fig. 3.2j Imagem CL de zircão do granito anatético deSea Point (Cortesia de Richard Armstrong)

3.3 Granito pós-colisional tipo I-caledoniano,Willem Nelsrivier (Plúton Robertson)

O Plúton Robertson é um dos mais repre-sentativos da fase pós-colisional do cinturão Saldnia(Fig. 3.1) e é caracterizado como do tipo I-caledoniano(Silva et al. 2000a). É um biotita granito de texturagranular ipidiomórfica fina a média, com autólitosquartzo-dioríticos parcialmente digeridos (Fig. 3.3a).

Foram executadas vinte análises em vintecristais (Fig. 3.3d). Os zircões formam uma populaçãocom conteúdos de U (200-400 ppm) e Th e razões Th/U (0,1-0,9) tipicamente magmáticos. Os cristais sãoeuédricos, homogêneos, destituídos de núcleosherdados, muito longos e finos e até aciculares (C/Lde até 7/1, Fig. 3.3b), característicos de plútonscristalizados em condições crustais rasas. As razões206Pb/238U medidas em 15 análises definem umapopulação homogênea, sem dispersão atribuível acausas geológicas (X2 = 1.06), que resultou na idadeaparente de 536 ± 5 Ma, interpretada como a decristalização. Algumas análises, apesar de possuíremrazões próximas da média, foram excluídas porpertencerem a domínios morfologicamente alterados(caixas de erros brancas em 3.3d). Uma datação obtidano núcleo metamórfico (alta luminescência) de umxenocristal morfologicamente distinto (3.3c), gerou umresultado de 811 ± 12 Ma (1s), interpretado como aidade de evento tectono-termal toniano. Como não háregistro de evento termo-tectônico pan-africano precocena África do Sul, o significado deste dado é aindaobscuro.

Cabe ressaltar ainda como resultado maisimportante desse projeto a identificação de um gap de~80 m.a. entre a colisão ocorrida nos cinturões

Fig. 3.3a Afloramento do Granito Willem Nelsrivier (PlútonRobertson)


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Fig. 3.3d Concórdia Wetherill do granito Willem Nelsrivier (Plúton Robertson)

brasiliano e pan-africano, que contraria a suacorrelação direta. Além do gap, os dados Sm-Ndtambém evidenciam que os granitos de ambos terrenos

Figs. 3.3b,c Imagens BSE e CL de zircões do granito Willem Nelsrivier (Plúton Robertson)

derivam de fontes crustais de idades distintas e queos africanos possuem forte contribuição juvenil (verdiscussão no Cap II, Item 2.10 (Figs. 10a e 10b, Tab.II.5).


59

4. Granitos tipo I, S e A com discretaherança detrítica: Orógeno Araçuaí

4.1 Contexto geotectônico e implicaçõesregionais das unidades datadas

O Cinturão Araçuaí é o segmento maissetentrional da Província Mantiqueira e se estende doCráton do São Francisco ao litoral atlântico,aproximadamente entre os paralelos 15° até o sul doestado do Rio de Janeiro, como mostra a Fig. 4.1a (deSilva et al.2005b,c). A extensão do cinturão ao sul doparalelo 21° até o Rio de Janeiro está de acordo comos trabalhos de Silva (1999) e Silva et al.(2005b), masnão é consensual entre os pesquisadores. Muitosautores preferem limitar o Cinturão Araçuai ao parale-lo 21o S, mas reconhecem que “a passagem doOrógeno Araçuaí para o Orógeno Ribeira é marcadapela deflexão da estruturação brasiliana que muda dadireção NNE, a norte, para NE, a sul. Não se verificadescontinuidade estratigráfica ou metamórfica na zonade fronteira entre estes orógenos“ (Heilbron et al., 2004).

Uma descrição mais detalhada desse problema,traduzida de Silva et al.(2005b) informa que: “A formada terminação meridional do Orógeno Araçuaípermanece obscura, pois suas conexões com o cinturãoRibeira não são bem definidas. Alguns autores sãomuito cautelosos sobre a aceitação da continuidadedo orógeno ao sul do paralelo 210 S e utilizam areferência (geográfica) desse paralelo como o limiteAraçuaí-Ribeira (e.g. Wiedemann-Leonardos et al.,2000). A inflecção para NNE do trend NE-SW dosegmento meridional (que ocorre nas proximidades doparalelo 21o S) pode ter tido alguma influência noestabelecimento deste limite. Apesar dessa opiniões,nós consideramos a extensão meridional do plutonismogranítico sincolisional datado em ~ 560 Ma como aterminação SE do orógeno, que (conseqüentemente)deve ser posicionada a sul da cidade do Rio de Janeiro,mais de 200km a sul do paralelo de referência.

Dessa forma, a configuração do OrógenoAraçuaí inclui, no seu limite meridional, os segmentosincluídos nos orógenos Rio Doce e Rio Negro deFigueiredo e Campos Neto (1993) e Campos Neto(2000)”. Em outras palavras, inclui o segmento maissetentrional dos “terrenos Ocidental e Oriental” deHeilbron et al. (2004).

O trecho abaixo, com uma descrição geral dacompartimentação orogênica, foi transcrito de Heilbronet al. (2004). “Os compartimentos tectônicos principaisdo Orógeno Araçuaí são o domínio externo, que cir-cunscreve a margem sudeste do Cráton do São Fran-cisco e se caracteriza como uma faixa de dobramen-tos e empurrões; o domínio interno, que é o núcleometamórfico-anatético do orógeno; e a inflexãosetentrional que contém segmentos destes doisdomínios, mas apresenta feições tectônicasparticulares . O domínio tectônico interno correspondeao núcleo metamórfico-anatético do orógeno, ondeocorre uma quantidade de rochas graníticas originadas

em estágios diversos da Orogênese Brasiliana. Estedomínio inclui também a zona de sutura comremanescentes oceânicos e o arco magmático cálcio-alcalino. A sul do paralelo 19° está preservada a porçãomais profunda do núcleo metamórfico, onde rochas dafácies granulito são comuns. A norte do paralelo 19°localiza-se uma extensa zona de anatexia sin a pós-colisional, rica em granitos do tipo S, foliados ouisotrópicos. Na parte ocidental do domínio internopredomina transporte tectônico para sudoeste, mas nasua região oriental registra-se transporte para leste (emparticular no extremo leste de Minas Gerais e norte doEspírito Santo)”.

Além desta contextualização geral, sãoindispensáveis para o entendimento da organização eevolução do segmento setentrional os trabalhos dePedrosa Soares et al. (1998, 2000 e 2001).

A Figura 4.1b é uma tentativa de ilustrar aescala de tempo dos eventos petrotectônicos docinturão e mostra as variações dos clímax de todos osestágios orogênicos com precisão da ordem de ± 10milhões, baseada em mais de meia centena dedatações U-Pb (SHRIMP e TIMS) integradas em Silvaet al.(2005a). Em contrraste com os demais orógenosda província, no Orógeno Araçuaí a instalação da fasepré-orogênica pode ser estabelecida (~ 875 Ma) com arecente datação de uma suíte subalcalina de tipo A2,caracterizada como precursora da abertura do rifteAraçuaí (Silva et al. 2002b).

Os exemplos aqui estudados com apoio daintegração de outras datações disponíveis domagmatismo do Orógeno Araçuaí nos estados doEspírito Santo e Minas Gerais, lançam novas luzessobre a evolução Neoproterozóica (Brasiliana) emescala regional. Idades tardi-neoproterozóicas entre ca.580-560 Ma, obtidas recentemente em plútonssincolisionais do segmento setentrional do orógeno,evidenciaram o desenvolvimento síncrono entre o eventocolisional no Estado do Rio de Janeiro e no domínionorte do Orógeno Araçuaí e, conseqüentemente osincronismo da colagem orogênica Neoproterozóica emambos os domínios. Relativamente às possíveis cone-xões pan-africanas, a idade do pico colisional nosorógenos do sudoeste africano (Kaoko, Damara, Gariepand Saldania) são também síncronas com esse eventocolisional brasiliano de ca. 560 Ma.

O objetivo do presente item é o detalhamentopetrocronológico dos granitóides crustais sincolisionaisdo tipo S e C do domínio interno do orógeno,correspondente ao núcleo metamórfico-anatético e quecaracteriza um extenso arco de margem continentalativa (Fig. 4.1a). Além desses granitos, cuja naturezacrustal proporciona interessante casos para estudosde herança, será também abordado um plúton tipica-mente cálci-alcalino do batólito Serra dos Órgãos,classificado como uma fase pré-colisional tardia, e outroda fase pré-orogência (Salto da Divisa), ambos livresde contaminação crustal e herança. A Tabela III.3sintetiza a repartição petrotectônica da granitogêneseno orógeno com base no trabalho de Silva et al. (2005a).Como a unidade Serra dos Órgãos e o plúton Pão de


60

Fig. 4.1a Esboço Tectono-geológico do segmento oriental do CSF em MG e do segmento setentrional da Província Mantiqueira/Orógeno Araçuaí (Silva et al. 2005b,c)


61

Fig. 4.1b Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Orógeno Araçuaí

Tabela III.3 Repartição petrotectônica da granitogênese no Orógeno Araçuaí, baseada em idades (U-Pb)

Açúcar também foram datados pela técnica TIMS, ambosfornecem uma boa oportunidade para comparar o

desempenho d e ambas técnicas em amostrascogenéticas e co-magmáticas.


62

4.2 Granodiorito pré-colisional I-cordilheirano,Pedro do Rio (Batólito Serra dos Órgãos)

Para tentar a correlação do magmatismoorogênico do segmento meridional do Cinturão Araçuaíno estado do Rio de Janeiro, com o setentrional, foramselecionados para datação um granodiorito do BatólitoSerra dos Órgãos e dois granitos da Suíte Rio de Janeiro(Pão de Açúcar e Corcovado). Esses plútons, por selocalizarem ao sul do paralelo 210, têm sido atribuídosao Domínio Costeiro do Cinturão Ribeira (e.g.Machadoet al., 1996), ao Orógeno Rio Doce (Campos Neto eFigueiredo 1995, Campos Neto, 2000), ou ao TerrenoOriental (Heilbron et al., 2000, 2004).

O Batólito Serra dos Órgãos é uma associaçãopré-colisional tardia, cálcio-alcalina expandida (I-cordilheirana), intrusiva em fase pré-colisional precoce(Complexo Rio Negro) datada em ~630 Ma (Tupinambá,1999). As figuras 4.1a e b e a tabela III.3 mostram essebatólito no contexto petrotectônico do Orógeno Araçuaí.A amostra, coletada nas proximidades de Pedro do Rio,é um hornblenda-biotita granodiorito porfirítico comdiscreta foliação dada por minerais máficos. O plúton foifracamente deformado durante evento tangencial epreserva textura e paragênese magmáticas originais,com discreta sobreposição de trama deformacional noestado sólido.

Foram obtidas 17 análises em 16 cristais mos-tradas no diagrama concórdia (Fig. 4.2b). As imagensde BSE mostram uma população de cristaismorfologicamente homogêneos, prismáticos, com razões

C/L 2:1 e 3:1, tipicamente magmáticos dado porzoneamento oscilatório. Alguns cristais apresentam dis-creta recristalização periférica e arredondamento dosprismas (Fig. 4.2a). Os conteúdos de U (200-400 ppm)e Th e as razões Th/U (0,1-0,9) são típicos de rochasmagmáticas félsicas. A população é muito homogêneae desprovida de núcleos herdados. Dezesseis das 17análises formam um único agrupamento concordante(n=16), sem excesso de dispersão relativamente ao erroanalítico (X2 = 0.88), que forneceu a idade 206Pb/238U apa-rente de 569 ± 6 Ma, interpretada como a de cristaliza-ção do magma. Devido ao excesso de Pb comum e altadiscordância rejeitou-se um spot (caixa de erro bran-ca), mas a sua exclusão não afetou o cálculo da idade.

SHRIMP X TIMS Antes da datação SHRIMP, outrafácies do Batólito, de composição tonalítica, havia sidodatada por meio de TIMS (Tupinamba, 1999). Para finscomparativos, o diagrama concórdia TIMS é aqui re-produzido (Fig. 4.2c). Os resultados se agrupamsegundo uma linha de discordância simples, possivel-mente relacionado à má qualidade da população dezircões, com perda de Pb em tempo zero. A análiseforneceu intercepto superior de 559 ± 4 Ma, semdispersão estatística (MSWD = 0,28), interpretadacomo a idade de cristalização (Tupinambá, 1999). Comoos resultados são discordantes, a idade desseintercepto deve ser considerada como a idade mínimada cristalização. Por outro lado, a datação SHRIMP foiobtida em uma população totalmente concordante, comMSWD de 0,88, próximo ao valor unitário, o que significaausência de dispersão estatística atribuível a causasgeológicas e, dessa forma, o resultado pode ser consi-derado como a melhor estimativa da idade do magmaprecursor do granodiorito. Por tratar-se de plúton dafase pré-colisional tardia, o resultado também é umaboa estimativa do término do período colisional noorógeno. Como os zircões não mostraram evidênciasisotópicas de recristalização metamórfica e como setrata de intrusão pré-colisonal, é provável que ometamorfismo sobreposto ocorreu sob condições dafácies xisto-verde a anfibolito inferior, e, portanto, semabertura do sistema isotópico U-Th-Pb.

Fig. 4.2a Imagem BSE de zircão do Granodiorito Pedrodo Rio (Batólito Serra dos Órgãos)

Fig. 4.2b Concórdia Wetherill do Granodiorito Pedro do Rio Fig. 4.2c Análise TIMS de tonalito do BatólitoSerra dos Órgãos (Tupinambá 1999)

0 .0

0 .0

0

0

.

.

0

0

Pb/ U2 07 235

PbU

206

238

85

90

9

1

5

0

0.50 0.60 0.70 0.80 0.90

530

540

560

570

580

6 00610

5 6 9 ± 6 M an = 1 7

0.88

Tupinambá (1999)

Intercepto superior559.5 + 3.8/- 3.5 Ma

MSWD = 0.28

0.54 0.58 0.62 0.66 0.70 0.74 0.78 0.82

0.072

0.076

0.080

0.084

0.088

0.092

0.096

470

490

510

530

550

570

590

M-4

M-3

M-2

BATÓLITO DA SERRA DOS ORGÃOSPEDREIRA PEDRINCO

Pb/

U20

623

8

Pb/ U207 235


63

4.3 Granitos sincolisionais tipo S (Suíte Riode Janeiro)

Para datar o magmatismo sincolisional foramamostrados os plútons Pão de Açúcar e Corcovado. A(Fig. 4.3a) é uma vista panorâmica clássica de ambosplúton, reproduzida do cartão símbolo do 31o

Congresso Geológico Internacional de 2000, ocasiãoem que Pão de Açúcar foi denominado monumentogeológico mundial pela IUGS. As figuras 4.1a e b e atabela III.3 mostram esses plútons no contextopetrotectônico do Orógeno Araçuaí, onde integramextensa associação de plútons do tipo S e compõemum arco magmático sincolisional oriental relacionadoao núcleo anatético do orógeno.

São dois plútons co-magmáticos que apresentamtextura magmática sobreposta por trama S-C (Fig.4.3b) característica mas variavelmente desenvolvidas,penetrativa, com alinhamento preferencial dosfeldspatos magmáticos que não raro atingindo 6 a 10cm de comprimento. A textura augen resulta em rochaornamental que embeleza a fachada de inúmerosedifícios públicos da Urca e de outros locais da cidade,como mostra a foto de parte da fachada do edifício do

ERJ da SGB (Fig. 4.3b). A textura também éresponsável pela designação da unidade como“gnaisse facoidal” na literatura local. São granitos combiotita e, mais raramente, granada, portadores deenclaves de paragnaisses grauvaqueanos dos quaisderivam por anatexia parcial, segundo evidências decampo. Na fácies exposta em Niterói, Machado eDemange (1992) reportam natureza cálcio-alcalinalocal, o que sugere a possibilidade de hibridização delíquidos magmáticos crustais e juvenis, tratando-sede plúton I/S, mas sem dados Sm-Nd é impossívelcomprovar essa hipótese.

4.3.1 Granito sincolisional tipo-S, Pão de Açúcar

Foram datados 30 spots em 24 cristais dezircão e os resultados constam da figura 4.3.1c. Apopulação é constituída por cristais morfologicamentehomogêneos, prismáticos, com razões C/L 2:1 e 3:1,tipicamente magmáticas e com texturas de cresci-mento magmático (zoneamento oscilatório) (Fig.4.3.1a). Alguns apresentam discreta recristalizaçãoperiférica com arredondamento dos prismas (Fig.4.3.1b), de possível origem metamórfica, mas os

Fig. 4.3b Detalhe da fácies megaporfirítica do Granito Pão de Açúcar. Foto tirada naentrada do edifício sede do SGB, na Urca

Fig. 4.3a Vista panorâmica dos plútons Pão de Açúcar e Corcovado


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conteúdos de U (200-400 ppm) e Th e as razões (0,1-0,9) são típicos de rochas magmáticas félsicas. OsOs zircões apresentam morfologia interna homogênea(Fig. 4.3.1a) ou complexa devida à presença de núcleodetrítico sobrecrescido por zircão magmático (Fig.4.3.1b; as setas assinalam o contorno do núcleoherdado). Foram datados poucos núcleos para finsde estimativa da idade máxima da fonte, mas osresultados foram desconsiderados no cálculo dasidades para evitar o efeito herança. Mesmo assim,estes estão assinalados por setas na Figura 4.3.1c.Com esse procedimento, apoiado por imageamentoprévio, a datação foi obtida em agrupamento numeroso(n=21), homogêneo, altamente concordante e compequena dispersão analítica atribuível a causas geo-lógicas (X2=2.24). A razão 206Pb/238U média foi 559 ± 4Ma, interpretada como a idade de cristalização dogranitóide. A datação do núcleo detrítico, de 1299 ±19 Ma (1σ), corresponde à idade de uma das fontesdos paragnaisses de alto grau do qual o granitóideevoluiu por fusão parcial.

Como se trata de um plúton sincolisional, esseresultado é a melhor estimativa da idade do pico dometamorfismo regional e da colisão no domíniomeridional do cinturão. Como não há evidênciasmorfológicas nem isotópicas de sobreposiçãometamórfica, é provável que o magma intrudiusintectonicamente e sob condições de equilíbrio de

Figs. 4.3.1a,b Imagens CL de zircão do Granito Pão de Açúcar

P e T com o pico metamórfico regional.

SHRIMP X TIMS Uma amostra do plúton coletada emNiterói foi recentemente datada por DI (Heilbron &Machado, 2003). O resultado da análise é aquireproduzido (Fig. 4.3.1d) e comentado para compararo desempenho das duas técnicas em granitóidescrustais. As análises TIMS formam um arranjoextremamente discordante, corretamente atribuído àherança pelos autores. Na ausência de imageamentoprévio e falta de resolução espacial da técnica, os au-tores adotam a melhor interpretação analítica possívelpara obter uma idade de cristalização menos impreci-sa. A regressão de um arranjo menos discordante dequatro frações de zircões resultou no alinhamento aolongo de uma discórdia que forneceu idade dointercepto superior de 578 ± 19 Ma, com MSWD de0.28, o que caracteriza uma dispersão abaixo do erroanalítico e, teoricamente, indica ausência de dispersãode natureza geológica. A idade de intercepto superiorfoi, conseqüentemente, interpretada como a dacristalização da rocha. Além dos zircões, um cristalde monazita também foi datado e forneceu um resul-tado concordante muito preciso de 552 ± 2 Ma (Fig.4.3.1d - detalhe). O dado foi interpretado pelos auto-res como a idade de evento metamórfico sobreposto.

A primeira comparação possível entre os resul-tados se refere à acentuada diferença de concordância

Fig. 4.3.1c Concórdia Wetherill do Granito Pão de Açúcar Fig. 4.3.1d Análise TIMS do Granito Pão de Açúcar (Heilbron& Machado 2003)


65

das análises individuais em ambas amostras: enquantomais de 90% dos resultados SHRIMP são concordantes,as análises TIMS são todas discordantes. Assim, apesarda precisão maior, o erro analítico TIMS foi muito maior(± 19 m.a) comparativamente à análise SHRIMP (± 4m.a.). A maior razão 206Pb/238U obtida na regressão TIMSderiva da análise de zircões mistos, portadores de he-rança. Os autores também chamam a atenção para outroarranjo discordante entre a idade concórdia de 578 Ma eum cristal discordante de 967 Ma, que caracteriza umintercepto superior de 2.5 Ga, também sugestivo deherança pré-brasiliana.

O estudo comparativo, mais uma vez remeteàs diferenças de resolução espacial TIMS X SHRIMP.E, em especial, ao caso clássico do Granodiorito Dalgety,na Austrália Cap II, Item 2.7.3), bem como aos casosreportados no Complexo Camboriú em SC, ou seja: oefeito-herança. A disponibilidade de análise U-Pb emmonazita da mesma amostra encoraja ainda mais acomparação com o exemplo do Granodiorito Dalgety.Nos casos anteriormente discutidos, de zircões comherança abundante, só foi possível obter a idade TIMS“verdadeira” com a datação de monazita co-magmática(Cap II, Fig. 5c). Esse parece ser o caso aqui discutido,pois a monazita gerou uma idade muito precisa de 552± 2 Ma equivalente, dentro do erro do método, à idadeSHRIMP de 559 ± 4.

.3.2 Granito sincolisional do tipo-S (GranitoCorcovado)

A amostra datada é da mesma fácies de augengnaisse do Pão de Açúcar. A população de zircõestambém é similar à da fácies Pão de Açúcar, ou seja,tipicamente magmática, com morfologia internahomogênea (Fig. 4.3.2b) ou com núcleos herdados.Foram datados 20 spots em 18 cristais (Fig. 4.3.2a),evitando-se a datação de núcleos herdados. Apenasum xencocristal foi datado e forneceu a idade 207Pb/206Pb aparente de 1733 ± 13 Ma (1σ). Todas as demaisanálises formam um único agrupamento concordantede cristais magmáticos (n=19), sem excesso dedispersão atribuível a causas geológicas (X2=0.88), comuma razão 206Pb/238U média de 560 ± 7 Ma, interpretadacomo a de cristalização. Essa idade é a mesma obtidano plúton Pão de Açúcar, validando a interpretação deque essa idade é a mais aproximada da cristalizaçãodesses granitóides sincolisionais. Como se trata deplútons sincolisionais, esse resultado são também amelhor estimativa da datação do pico do metamorfismoe colisão no âmbito meridional do cinturão. Como nãohá evidências morfológicas nem isotópicas derecristalização metamórfica, é provável que o magmatenha sido intrudido sintectonicamente e em condiçõesde equilíbrio de P e T com o pico metamórfico regional.Outra possibilidade é de que o metamorfismo sobrepostotenha operado sob condições da fácies xisto-verde aanfibolito inferior, e, conseqüentemente, sem aberturado sistema isotópico U-Th-Pb.

Fig. 4.3.2a Imagem CL de zircão do Granito Corcovado

Fig. 4.3.2b Concórdia Wetherill do Granito Corcovado

4.4 Granito sincolisional do tipo-S, Nanuque

O Granito Nanuque, localiza-se na extremi-dade do norte do cinturão, cerca 750m a NE do PlútonPão de Açúcar e sua posição no contexto do OrógenoAraçuaí consta das figuras 4.1a e b e da tabela III.3.É um granito megaporfirítico com forte orientação dosmegacristais de feldspato (trama S-C) e da biotita,(Fig. 4.4a). A trama foi caracterizada com de fluxomagmático sobreposta por deformação no estado só-lido. Ao microscópio é um granada-biotita granito comtextura megaporfirítica e fortemente foliado. Oafloramento contém venulações de porte e extensãovariadas de granito leucocrático fino (Fig. 4.4b) (G4),datadas por DI no CPGeo USP (Silva et al. 2005b) eque forneceram idade aparente de 532 ± 10 Ma.Contudo, os resultados apresentam forte dispersãoanalítica (MSWD =31), possivelmente devido ao efeito-herança, o que caracteriza uma errócrona de signifi-cado duvidoso.

Foram datados 17 spots em 14 cristais, cujosresultados constam da concórdia reversa Tera-Wasserburg da Figura 4.4d. Ao contrário dos demaisgranitos crustais escolhidos para o presente estudo, apopulação de zircões da fase regional megaporfirítica(G3) é constituída por cristais euédricos, prismáticosalongados (C/L, 3/1 a 5/1) e com forte zoneamentooscilatório magmático (Fig. 4.4c). Os conteúdos de U


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Fig. 4.4c Imagens CLde zircões do Granito Nanuque

(200-400 ppm) e Th e as razões Th/U (0,1-0,9) situam-se no intervalo típico de rochas magmáticas félsicas.Os cristais magmáticos são destituídos de núcleosherdados, mas possuem discreto sobrecrescimentoperiférico finos de média luminescência cuja naturezanão pode ser determinada.

As análises mostram um agrupamento princi-pal (n=12) sem dispersão atribuível a causas geológicas(MSWD = 0.73) e distribuem-se segundo uma linha demistura que intercepta a concórdia em 573 ± 4 Ma. Esseresultado é interpretado como a idade de cristalizaçãodo granito e, conseqüentemente, a do evento colisionalnesse segmento do orógeno. Um dos poucossobrecrescimentos, com largura suficiente para ser da-tado, forneceu a idade aparente de 508 ± 8 Ma (1σ)enquanto o núcleo magmático do mesmo cristal foi da-tado em 564 ± 10 Ma (1σ) (Fig. 5.4c). O sobrecrescimentotem conteúdo de U (371 ppm) maior do que o núcleomagmático (182 ppm), mas o de Th é muito baixo, oque resulta em uma razão Th/U metamórfica (0.08). Osignificado dessas alterações morfológicas e isotópicasembora nesse evento termo-tectônico tardio, não podeser ainda esclarecido.

Apesar da morfologia relativamente simples eda ausência de núcleos herdados, o que permitiria aobtenção de uma idade muito precisa para a cristalizaçãodo plúton, devido à sua natureza paraderivada (tipo-S), atentativa de datá-lo por outros métodos mostrou-se pro-

Fig. 4.4a Afloramento do fácies regional do Granito Nanuque(G3)

Fig. 4.4b Afloramento da fase leucograníticaintrusiva (G4)

blemática. Celino et al. (2000) obtiveram idadeaproximada de 760 Ma a partir de uma isócrona Sm-Nd,interpretada como a de cristalização do magma. Essaidade muito discrepante da idade U-Pb indica que aisócrona Sm-Nd representa uma mistura, sendo desti-tuída de significado geológico.

4.5 Granitóides sincolisinais tipo-I e –S,Governador Valadares

Na extremidade NW do Cinturão Araçuaí, duasunidades de ortognaisses tangenciais, empurradoscontra o embasamento arqueano do Cráton SãoFrancisco também foram datadas. São ortognaissesgraníticos do segmento mais ocidental do OrógenoAraçuaí, na região e Governador Valadares. Ambosestão intensamente deformados, com transposiçãoavançada das estruturas primárias e por esse motivo,em mapeamento na escala 1:100.000 (Projeto Leste),

Fig. 4.4d Concórdia Tera-Wesserburg do Granito Nanuque


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as duas unidades não puderam ser identificadas ediscriminadas, razão pela qual foram cartografadascomo uma associação TTG arqueana do ComplexoMantiqueira. Com detalhamento complementar dasrelações estruturais e das características petrográficasestes foram identificados como gnaissesblastomiloníticos de composição tonalítica (Gtn) egranodiorítica (Ggd) e que caracterizam a Zona deempurrões Governador Valadares. As figuras 4.1a e4.1b e a tabela III.3 mostram esses plútonssincolisionais no contexto petrotectônico do OrógenoAraçuaí. Devido à importância da obtenção de idadesde cristalização bem consistidas nesse segmentoassociado a uma zona de descolamento do NW docinturão Araçuaí, o afloramento do Gtn foi objeto deanálise estrutural detalhada, que contou com aassistência do geólogo Orivaldo Ferreira Baltazar.

4.5.1 Ortognaisse tonalítico sincolisional, tipo I (Gtn)

A figura 4.5.1 mostra o afloramento datado doortognaisse tonalítico em corte do km 162 da BRxxx,nas proximidades de Governador Valadares. A figura4.5.1a é uma fotomontagem (fotos LC38-1, LC38-2,LC38-3) que mostra a exposição do ortognaissetonalítico (Gtn) regional, sobreposto a uma intercalaçãotectônica de GD-BT paragnaisse (Pgn), parcialmentefundido. Também mostra o local da coleta da amostra(círculo amarelo, em LC38-3). O corte é particularmenteinteressante para o entendimento da estrutura, poismostra seção vertical de direção aproximadamente W–E, quase paralela à direção de transporte tectônicocomo deduzido a partir da atitude da lineação mineral(biotita) nos planos de foliação milonítica (ver abaixo).Os desenhos esquemáticos (de Orivaldo FerreiraBaltazar, com modificações), salientam os detalhesestruturais da montagem fotográfica.

Ambas as unidades de gnaisses (Gtn e Pgn)possuem forte foliação dúctil contínua, com distintalineação mineral subconcordante com planos dedeslizamento que marcam os contatos entre amboslitotipos. A foliação milonítica tem direção aproximadaN-S, com mergulho suave para E, e a lineação mineraltem caimento segundo o mergulho. É, portanto, umaseção segundo o plano XZ do elipsóide dedeformação, superfície ideal para observar feiçõesindicativas do sentido de movimento. Os marcadorescinemáticos em conjunção com a posição da lineaçãomineral caracterizam uma zona de cisalhamentodúctil de rampa frontal. A superfície de deslizamentose localiza no contato entre ambos litótipos (Gtn ePgn, figuras 4.5.1a, Foto LC38-2) e sua implantaçãofoi facilitada pelas diferenças reológicas e a pré-existência de descontinuidade física, o queproporcionou a formação de uma lasca de empurrão,ou horse, do Pgn tectonicamente imbricada noortognaisse. Presume-se que as zonas decisalhamento convirjam, em sub-superfície, para umazona de cisalhamento principal, o empurrão basal ouzona de descolamento. O arranjo geométrico dassuperfícies de cisalhamento em lanços e patamares

são feições geométricas próprias deste tipo deestrutura, consistindo de fatias empilhadas eimbricadas de granitos Gtn e Pgn. A sobreposição dehorses, fatias sigmoidais limitadas por zonas decisalhamento, resultantes de cavalgamentossucessivos, sugere uma estrutura em duplex (sensuBoyer & Elliot, 1982; Butler, 1982). No caso presente,observa-se apenas uma lasca de empurrão de Pgnno Gtn, sendo necessárias observações da estruturaem outros cortes, e em maior extensão, para permitirsua características de duplex.

Os marcadores cinemáticos da foliação miloníticaem ambos os gnaisses estão numericamenteindicados na fotomotagem da Figura 4.5.1a, sendodetalhados na Figura 4.5.1b: superfícies S/C (#1 e#3); formas sigmóides de objetos (#1,#2,#3,#4,#5);dobras assimétricas de flancos rompidos (#8). Estesmarcadores indicam transporte tectônico de E paraW e serão a seguir detalhados:

#1: Porfiroclasto de quartzo com formato sigmoidalindicativo de movimento rotacional sinistral. Foto emseção W-E com indicação de transporte da capa sobrea lapa de E para W.

#2: Superfícies de foliação S/C no Gtn da capaindicam movimento sinistral, portanto empurrão de Epara W. Alguns porfiroclastos sugerem o mesmomovimento.

#3: Superfícies de foliação S/C e lente/boudin embanda de Gtn, com formato sigmoidal, ambosindicando movimento rotacional anti-horário deempurrão de E para W.

#4: Banda neosomática boudinada, ligeiramenteassimétrica e encrave máfico estirado, lenticularizadoe com formato sigmoidal. Ambos indicam movimentorotacional sinistral nos planos de foliação milonítica.

#5: Bandas neossomáticas sigmoidais (centro dodesenho), subconcordante com a foliação, indicandomovimento para cima do lado direito do desenho.Seção W-E, empurrão de E para W.

As estruturas das composições #6 a #8 são decaráter extensional, relacionadas a deslocamentonormal ao longo da foliação milonítica dos empurrõesacima. São aqui interpretadas como de alívio dastensões provocadas pelos empurrões ao final doprocesso. Veios neossomáticos retos, ortogonais àfoliação e como preenchimento de juntas de dilataçãosão relacionados a movimentos extensionais maisrecentes (tardi- empurrão).

#6: Na parte superior esquerda, veio neossomáticoem fratura de extensão relacionada à compressão deE para W, rotacionado para a posição atual e comevidências de deflexão da foliação milonítica nocontato foliação/veio. O veio foi posteriormenteboudinado, segmentado e deslocado em sentidohorário (dextral) ao longo dos planos de foliaçãomilonítica, por movimento extensional subseqüente(falha normal), provavelmente relacionado ao alívio dastensões pós-empurrão.

#7: Neossoma em fratura de extensão sub-verticalde superfície dobrada aparentemente tardia em relaçãoao evento extensional assinalado pelas dobras de ar-


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Fig. 4.5.1b Detalhes dos indicadores cinemáticos e do local da amostragem

Figura 4.5.1a Fotomontagem da exposição do gnaisse tonalítico (Gtn) em uma seção segundo o plano XZ (doelipsóide de deformação), na zona de empurrões Governador Valadares, com localização do local amostrado(elipse amarela). Os marcadores cinemáticos observados estão numericamente indicados com numeraçãode #1 a #8


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rasto em Z de #8. A intrusão tem fraturas paralelas àfoliação milonítica da encaixante. A situação sugereregime extensional por alívio das tensões ao final doempurrão.

#8: Banda neossomática (a) contida no plano defoliação milonítica e relacionada ao empurrão E-W. Opadrão de dobras em Z sugere movimento rotacionaldextral normal, extensional e em sentido contrário,pós-empurrão. Veio neosomático preenche fratura deextensão ortogonal ao movimento (junta de dilatação)de regime extensional subseqüente.

A amostra datada é de biotita tonalito gnaissemilonítico fino, bandado, textura microporfiroclástica,com matriz quartzo-feldspática recuperadagranoblástica alongada e poligonal fina (texturablastomilonítica). A biotita marca a forte e continuafoliação, a qual contorna microporfiroclastos (2-4mm)de quartzo, plagioclásio e microclínio, resultando emuma trama S-C (augen-gnaisse).

Foram datados 8 spots em 8 cristais de zircãode população homogênea, morfologicamente simplesdestituída de núcleos herdados. Os cristais sãoeuédricos, prismáticos alongados (C/L = 5/1), com fortezoneamento oscilatório magmático (Fig. 4.5.1c). Osconteúdos de U (200-400 ppm) e Th e as razões Th/U(0,1-0,9) situam-se no intervalo típico de rochasmagmáticas félsicas. Alguns cristais apresentam fino(1 µm) sobrecrescimento periférico de baixo U (altaluminescência), possivelmente resultantes derecristalização metamórfica.

Os 8 spots formam agrupamento únicoconcordante e homogêneo, sem evidências de dispersãode natureza geológica (MSWD = 0.45) e que forneceua idade 206Pb/238U aparente (imprecisa) de 565 ± 31 Ma(Fig. 4.5.1d), interpretada como a de cristalização domagma tonalítico. Na mesma concórdia, sedescartandos dois spots com razões 206Pb/238U maisaltas, obtém-se um agrupamento com idade concórdia(concordia age) de 553± 8 Ma e MSWD = 0.91. Embora

Fig. 4.5.1c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico (Gtn)

Fig. 4.5.1d Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico (Gtn)

o último resultado seja mais preciso, do ponto de vistada reprodutibilidade não encontra suporte regional, poisé inferior às menores idades obtidas para a fasesincolisional do cinturão (~ 560 Ma). Portanto, enquantonão houver maior número de datações que permitamvalidar um dos dois resultados, a idade de ~ 565 Mapode ser considerada como a melhor estimativa para acristalização do magma precursor do gnaisse tonalíticoe, por extensão, da idade do pico do episódio colisionalnesse segmento do orógeno.

Apesar da morfologia e do sistema isotópico U-Th-Pb estarem preservados, os finos sobrecrescimentosperiféricos de baixo U (alta luminescência) indicam quea intrusão antecedeu o pico metamórfico, sobtemperatura inferior ao limite do fechamento isotópicodo zircão, nas raízes de zona de cisalhamentocontracional.

4.5.2 Ortognaisse granodiorítico sincolisional do tipoS (Ggd)

O Ortognaisse granodiorítico do tipo S (Ggd) foiamostrado em corte do km 168 da mesma rodoviaBRXXXX, 6 km a W, situado no trevo de acesso aGovernador Valadares. Como no afloramento da amostra4.51, a foliação milonítica tem direção aproximada N-S,com mergulho suave para E, com lineação mineralposicionada segundo o mergulho (Figs. 4.5.2a). Trata,portanto, de seção segundo o plano XZ do elipsóide dedeformação, ideal para observação dos critérios derotação (sentido de movimento).

A seção expõe ortognaisse tonalítico (Ggd)fortemente fatiado, simelhante ao datado no afloramento4.5.1 (Gtn), e cujas relações de sucessão, emboraparcialmente mascaradas por transposição, sugerema intrusão do primeiro (Ggd) no último. Também ocorrembandas e budins de anfibolitos também.

A foto 4.5.2c mosta o local da amostragem(elipse amarela). A amostra é de ortognaissegranodiorítico, bandado e com textura milonítica fina.Sob microscópio, é um biotita granodiorito gnáissico,com textura microporfiroclástica, com matriz quartzo-feldspática recuperada granoblástica-alongada epoligonal fina (textura blastomilonítica). O feldspato é


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ortoclásio microclinizado e a biotita é da variedadetitanífera, está parcialmente cloritizada e dispõe-sesegundo forte e continua foliação que contorna osmicroporfiroclastos (2-4mm) de quartzo, plagioclásioe ortoclásio, em trama S-C (augen-gnaisse). .

Foram datados 17 spots em 15 cristais sendoos dados analíticos mostrados na concórdia da Figura4.5.2e. Os resultados obtidos em 9 núcleos herdadossão em sua maioria muito discordantes, com idadesaparentes entre ~614 Ma (spot 14.2) e ~2160 Ma,indicativo de heranças arqueana e neoproterozóica.Oito spots obtidos nos sobrecrescimentos ígneo formam

Figura 4.5.2a Vista geral da exposição do gnaisse granodiorítico (Ggd) em seção segundo o plano XZ do elipsóide dedeformação, na zona de empurrões Governador Valadares. Figura 4.5.2b Intercalações tectônicas do gnaisse granodiorítico(Ggd) e do gnaisse tonalítico (gtn). Figura 4.5.2c Detalhe do local de coleta (elipse amarela) da amostra do Ggd

um agrupamento sem evidências de dispersão denatureza geológica (MSWD=1,0), com idade concórdiade 561 ± 7 Ma, interpretada como a idade daprecipitação dos sobrecrescimento durante o eventoanatético e, por conseguinte, a idade de cristalizaçãodesse granito S.

Da mesma forma que os anteriores, esse plútoné cronocorrelato a diversos granitóides sincolisionaisintrudidos no estreito intervalo ~ 570-560 Ma, erelacionados ao cavalgamento do arco magmático paraW sobre a margem cratônica nesse intervalo. Apesarda morfologia e do sistema isotópico dos zircões

Fig. 4.5.2d Imagens CL de zircões do gnaisse granodiorítico (Ggd)


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estarem preservados, como na amostra anterior, ossobrecrescimentos de baixo U (alta luminescência)indicam que a intrusão ocorreu antes do picometamórfico, sob condições de temperatura inferioresas do de fechamento do zircão, nas raízes da zona decisalhamento contracional.

Em contraste com a amostra do gnaissetonalítico, a população de zircões é muito heterogênea(Fig. 4.5.2d) e a maioria é de cristais prismáticosalongados (C/L 3/1 e 4/1), euédricos, alguns curtos esubarredondados. Alguns cristais apresentamsobrecrescimento externo muito fino (<1 µm) o quedificulta sua identificação mesmo em imagens CL (seta).Devido à alta luminescência (Baixo-U) essessobrecrescimentos são tentativamente relacionados àrecristalização metamórfica incipiente, tambémobservada na amostra anterior. A morfologia interna écomplexa e distinta da amostra anterior, sendocaracterizada por largos núcleos herdadossubarredondadas, tipicamente detríticos, sobrecrescidospor zircão com textura de precipitação magmática(zoneamento oscilatório) e envoltório euédrico doscristais. Os núcleos são interpretados como restitosherdados de fonte(s) pelítica/grauvaqueana e ossobrecrescimentos magmáticos, por sua vez, podemser atribuídos à precipitação direta a partir de fusão parcialda fonte do paragnaisse.

4.6 Granito sincolisional do tipo-C, Manhuaçu

Nos mapas geológicos disponíveis essa uni-dade charnockítica era interpretada como ortognaissegranulítico transamazônico do Complexo Juiz de Fora.Revisões em campo e petrográficas para a escolhados plútons-alvos para datação, constatou-se que seratava de granada charnockito, intrusivo e formado porfusão parcial in situ do gnaisse grauvaqueanoencaixante. A rocha é foliada, sem evidência desuperposição de metamorfismo e é um corposintectônico de granada charnockito do tipo S (Fig.4.6a). As figuras 4.1b e c e a tabela III.3 mostram o

Fig. 4.5.2e Concórdia Wetherill expandida do gnaissegranodiorítico (Ggd)

Fig. 4.5.2f Detalhe da Concórdia Wetherill do gnaissegranodiorítico (Ggd)

contexto do plúton na repartição petrotectônica doOrógeno Araçuaí. Ao microscópio, é um biotita-grana-da charnockito com textura hipidiomórfica granular par-cialmente recristalizada, com biotita fortemente orien-tada.

Foram analisados 12 spots em 12 cristais dezircão. Apopulação é homogênea, morfologicamentesimples, constituída de cristais euédricos, prismáticosalongados (C/L = 5/1), com forte zoneamento oscilatóriomagmático (Fig. 4.6b). São destituídos de núcleosherdados e seus conteúdos de U (200-400 ppm) e The as razões Th/U (0,1-0,9) se situam no intervalo típicode rochas magmáticas félsicas.

Dez das 12 análises constituem uma única po-pulação homogênea sem evidências de dispersão denatureza geológica (MSWD= 0.88) e que forneceu aidade de 584 ± 5 Ma (Fig. 4.6c), interpretada como ade cristalização do charnockito. Conseqüentemente,essa unidade pode ser interpretada como um plútonsintangencial, cuja cristalização foi isofacial com con-dições da fácies granulito. Como se trata de charnockitoperaluminoso do tipo S, pode ser interpretado comoderivado da fusão parcial de metagrauvacas/metapelitosencaixantes e a idade representa o pico metamórfico-colisional (anatético) nesse segmento do orógeno.

Fig. 4.6a Foto da amostra datada do charnockito


72

Apesar das evidências petrográficas e isotópi-cas robustas da origem magmática e da idade neopro-terozóica, alguns pesquisadores defendem uma origemmetassedimentar com posterior granulitização paraesses charnockito, bem como sua associação ao Com-plexo Juiz de Fora de idade paleoproterozóica. E, con-seqüentemente, a idade de cristalização aqui apresen-tada é interpretada como sendo a idade demetamorfismo de alto grau. A esse respeito, ver aelucidativa discussão que consta da pg. 596 do artigode Sölnner (2004), que interpreta a idade de 584 ± 5Ma como do intercepto inferior de rocha paleoprotero-zóica. ver também a contra argumentação na pág. 600.É, mais uma vez, importante ressaltar a necessidadede estudos de campo, petrográficos e de imagens CLdetalhados para permitir o diagnóstico correto da natu-reza da rocha analisada e a interpretação correta dosdados. É provável que se Sölnner tivesse acesso àsimagens aqui utilizadas, sua opinião poderia ser dife-rente da expressa na publicação citada.

4.7 Granito pré-orogênico do tipo A-2, Saltoda Divisa

O Maciço Granítico Salto da Divisa situa-se noextremo nordeste da Faixa Araçuaí e é intrusivo emortognaisses migmatíticos paleoproterozóicos doembasamento do orógeno (Figs. 4.1a, 4.1b, tabela III.3).Trata-se do primeiro plúton granítico pré-orogênico iden-tificado na Província Mantiqueira. É uma associaçãogranítica do tipo A2 (sensu Eby, 1992) com característi-ca bimodal dada pela presença de autólitos quartzo-dioríticos com os quais a fase granítica mostra evidên-cias de magma mingling e comimgling. O plúton temuma fácies gnáissica milonítica (4.7a-b) alvo da data-ção, até então cartografada como componente doembasamento do Orógeno Araçuaí (Barbosa eDominguez, 1996), possivelmente devido ao fortebandamento. Estudos petrográficos e litogeoquímicosmostraram que o corpo possui importante fácies nãodeformada (4.7c-d). Ao microscópio a sua composiçãovaria de monzogranito, a sienogranito (4.7d) e

Fig. 4.6b Imagens CL de zircões do Charnockito Manhuaçu

Fig. 4.6c Concórdia Tera-Wasserburg do Charnockito Manhuaçu

alcaligranito com anfibólio (hornblenda?). A fácies da-tada tem textura granoblástica grossa recuperada, comdomínios hipidiomórficos remanescentes. Porfiroclas-tos de quartzo e feldspato magmáticos deformados sãoreconhecíveis. Quimicamente é uma suíte metalumi-nosa sub-alcalina (cálcio-alcalina de alto K), com acen-tuada tendência alcalina e compatível com granitos dotipo LPA (late, pos-tectonic and anorogenic granites)(Teixeira,2002).

Foram datados 17 spots em 17 cristais, cujosresultados constam da concórdia Terá-Wasserburg daFigura 4.7f. O estudo das imagens pancromáticasmostra que a morfologia dos zircões é bastante sim-ples e constituída por prismas euédricos curtos (C/L1/1 e 1/2), típicos de zircões de magmas alcalinos.São destituídos de núcleos herdados e apresentamzoneamento oscilatório, característico de crescimen-to magmático (Fig. 4.7e). O conteúdo médio de U si-tua-se abaixo do intervalo de 200-400 ppm das ro-chas félsicas, mas compatível com o de magmassubalcalinos pobres em U. As razões Th/U (0,1-0,9)são típicas de zircão de rochas magmática félsicas.

Fig. 4.7a Exposição da fácies deformada (bandada) do GranitoSalto da Divisa, intrudido por diques máficos (dk)


73

Fig. 4.7e Imagens CL de zircões do Granito Salto da Divisa

Fig. 4.7b Detalhe do afloramento amostrado do Granito Salto daDivisa

Fig. 4.7c Amostra de fácies homogênea, foliada do Granito Saltoda Divisa

Apenas 3 cristais morfologicamente distintos e combaixa luminescência foram identificados (Fig.4.7e).Nove resultados da população magmática dominanteformam um alinhamento homogêneo, sem dispersãode natureza geológica (MSWD = ) e distribuem-seem linha de discórdia que fornece a idade concórdia

de 875 ± 9 Ma (Fig. 4.7). Esse resultado é interpreta-do como a idade de cristalização do magma granítico.Três cristais com idades 207Pb/206 aparentes de ca2078, 2081 e 1032 Ma (1σ) (não mostrados na con-córdia) são interpretados como xenocristais (Fig. 4.7e).

A idade toniana e a assinatura química

Fig. 4.7f Concórdia Tera-Wasserburg do Granito Salto da Divisa

Fig. 4.7d Fotomicrografia da fácies homogênea do Granito Saltoda Divisa


74

Fig. 5.2a Exposição do gnaisse TTG (G1) com abundante fundidosanatéticos (G2) e restos de anfibolitos, São João Evangelista(Complexo Guanhães)

subalcalina da suíte indica que a mesma é umaintrusão da fase rift da Bacia Araçuaí-Congo Ociden-tal e constitui, assim, o primeiro registro do regime derifteamento precursor do Orógeno AWCO Araçuaí-West Congo (Silva et al. 2002b). A idade SHRIMP de~912 Ma obtida em uma seqüência bimodal, vulcano-plutônica alcalina no Cinturão Congo Oriental (Tack etal., 2001) sugere uma migração do eixo termal do rifte,para o lado brasileiro, 40 m.a. após a o início dorifteamento no lado africano.

5 Metamorfismo de alto grau brasiliano(Cinturão Araçuaí) e herança arqueana epaleoproterozóica nos ortognaisses doscomplexos Guanhães e Caparaó

5.1 Contexto geotectônico e implicações re-gionais das unidades datadas

A extremidade meridional do Cráton São Fran-cisco (CSF) em Minas Gerais contém, na região cen-tro-ocidental, remanescentes do núcleo cratônicoarqueano do CSF, extensas associações de rochassupracrustais paleo- e mesoproterozóica e cobertu-ras neoproterozóicas (Fig. 4.1a). A borda mais orien-tal é um cinturão paleoproterozóico (Cinturão Mineirode Teixeira et al. 1996, 2000), cuja expressãocartográfica na figura 4.1a foi ampliada e redefinidanos trabalhos de Silva et al. (2002b, 2005b), comodetalhado no Item 6 abaixo. Foram obtidas idades deacresção entre ~2170 e 2050 Ma, sendo que a dometamorfismo (M1) foi estimada em 2050 Ma, comforte superposição do evento metamórfico brasilianohá ~560 Ma (M2). A NW do Cinturão Mineiro, a bordacratônica arqueana retrabalhada consiste deortognaisses (Complexo Guanhães), com idades decristalização entre ~ 2900-2700 Ma e de metamórfi-cas pobremente definidas de ~550 Ma. Além do reju-venescimento isotópico, as estruturas arqueanas/paleoproterozóicas do CSF foram transpostas em res-posta ao cavalgamento do domínio interno do CinturãoAraçuaí para W entre ~580 Ma e ~550 Ma. Oretrabalhamento estrutural e isotópico indica que, re-lativamente à implantação do orógeno, a borda orien-tal exposta, embora não perdeu totalmente sua iden-tidade cratônica, não se comportou como crátonstricto sensu. Situação semelhante, relacionada àcoalescência dos orógenos pan-africanos, foi descri-ta no embasamento do Cinturão Trans-sahariano, pe-culiaridade que levou alguns pesquisadores a introdu-zir a designação geotectônica de “MetacratonSahariano” (Abdelsalam et al. 2002). Da(de)cratonizaçao ou metacratonização resultaramexcelentes exemplos para estudo do comportamentodo zircão em regime metamórfico de alto grau, comdiversos casos clássicos de sobrevivência do siste-ma isotópico U-Th-Pb inalterado de domínios mag-máticos, apesar de sobrecrescidos por uma ou duasfases de zircão metamórfico que resultaram em cris-

tais de morfologias muito complexas e arranjos analí-ticos de difícil interpretação nos diagramas concór-dia.

Devido ao alto grau de deformação erecristalização e à complexidade estrutural, osortognaisses do Complexo Guanhães estudados (itens5.2.2 e 5.2.3) e o granulito charnockítico do Comple-xo Caparaó (item 5.2.4) foram, em trabalhos anterio-res, interpretados e cartografados como metagrauvaca.O granulito charnockítico do Complexo Caparaó foidatado pela técnica TIMS e relacionado à metagrau-vacas do Complexo Paraíba do Sul (Sölnner et al.1991,Sölnner. 2004, Campos et al. 2004). Estudos maisdetalhados das relações de campo e das característi-cas petrográficas realizados como suporte à execu-ção da carta geológica do Brasil ao milionésimo, indi-caram tratar-se de duas associações plutônicas, umametamorfisada na fácies anfibolito (Guanhães) e ou-tra (Caparaó) na fácies granulito (Silva et al., 2002b;2005b).

5.2 Trondhjemito gnáissico São JoãoEvangelista

A Figura 5.2a mostra uma exposição caracte-rística da associação TTG do Complexo Guanhães.O gnaisse é cinza e com forte bandamentocomposicional (cm) tonalito/trohdhjemito transposto(G1), com freqüentes boudins de anfibolito (Anf). Apre-senta evidências de fusão parcial e injeção de veios ebolsões de neossoma granítico branco (G2).Petrograficamente a amostra é de biotita leuco-ortognaisse trondjhemítico, com textura recuperadagranoblástica-poligonal grossa, fortemente foliado, defácies anfibolito.

Foram datados 16 spots em 16 cristais e osdados analíticos constam da Figura 5.2c. A popula-ção de zircões é homogênea, morfologicamente sim-ples, destituída de núcleos herdados e constituída porcristais euédricos prismáticos, alongados (C/L = 3/1e 5/1), com forte zoneamento oscilatório magmático


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Fig. 5.2b Imagens CL de zircões do trondhjemito gnáissico, SãoJoão Evangelista

Fig. 5.2c Concórdia Wetherill do trondhjemito gnáissico, São JoãoEvangelista(Fig. 5.2b). Os conteúdos de U (200-400 ppm) e Th e

as razões Th/U (0,1-0,9) situam-se no intervalo típicode rochas magmáticas félsicas. Os cristais têm ex-tremidades prismáticas discretamente arredondadase desenvolvimento de finos sobrecrescimento periféri-cos de alta luminescência, ambas características desobreposição metamórfica de alto grau (sobrecresci-mento brasiliano- “Sbr) na figura 5.2b.

Os resultados formam arranjo co-linear dis-cordante sem evidências de dispersão de naturezageológica (MSWD = 1,9), cujo intercepto superiorsecciona a concórdia em 2711 ± 11 Ma (Fig. 5.2c),resultado esse interpretado como a idade de cristali-zação do precursor do gnaisse. A discórdia tambémmostra intercepto inferior impreciso de 527 ± 45 Ma,sugestivo de distúrbio isotópico relacionado aometamorfismo brasiliano. Um spot analisado em umdos sobrecrescimentos (Sbr) de baixo Th e baixa ra-zão Th/U (metamórfico), forneceu a idade 206Pb/238Uaparente de 519 ±7 (1σ). Esse resultado é coerentecom a idade sugerida pela regressão da concórdia(intercepto inferior) e permite interpretá-la como umaidade mínima (aproximada) de recristalização duran-te o pico metamórfico, associada à geração dos fun-didos anatéticos expostos no afloramento. Porém, umaidade aparente mínima mais próxima (embora muitoimprecisa) do evento é sugerida pelo intercepto inferi-or (527± 45 Ma). Essas idades aparentes mínimassão compatíveis com a do evento metamórfico-colisional de ~560 Ma, datado nos ortognaissesincolisionais adjacentes de Governador Valadares(Itens 4.5.1e 4.52), relacionados ao cavalgamento, devergência W, do Cinturão Araçuaí sobre osortognaisses do Complexo Ganhães.

Duas análises em cristais morfologicamentedistintos forneceram resultados muito discordantes,correspondendo a xenocristais e por isso não foramconsiderados no cálculo da idade.

5.3 Trondhjemito gnáissico, Coluna (Complexo Guanhães)

Assim como a amostra anterior, esta é deortognaisse TTG bimodal, com bandamentocomposicional centimétrico transposto (Fig. 5.3a),metamorfisado na fácies anfibolito e submetido à fu-são parcial. Petrograficamente trata-se de biotitaleuco-ortognaisse trondjhemítico, intercalado commicrobandas tonalíticas de textura recuperadagranoblástica-poligonal grossa, foliado e da fáciesanfibolito.

Foram datados 14 spots em 10 cristais, cujosresultados analíticos constam da concórdia da Figura5.3c. Os zircões compõem uma população homogê-nea e morfologicamente simples, destituída de núcle-os herdados e constituída por cristais entre 500 e 700µm, euédricos, prismáticos alongados (C/L = 3/1 e 5/1), com forte zoneamento oscilatório magmático (Fig.5.3b). Os conteúdos de U situam-se abaixo do inter-valo típico de rochas magmáticas félsicas e interme-diárias (200-400 ppm de U; Th/U 0.1-0.9), porém co-mum em magmas tonalíticos. Os cristais são mode-

Fig. 5.3a Amostra do trondhjemito gnáissico Coluna (ComplexoGuanhães)


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Fig. 5.3b Imagem CL de zircão do trondhjemito gnáissico Coluna

Fig. 5.3c Concórdia Wetherill do trondhjemito gnáissico, Coluna

radamente arredondados nas extremidades piramidaise mostram sobrecrescimentos periféricos finíssimos,quase imperceptíveis, de alta luminescência (baixo-U) característicos de recristalização metamórfica (setana figura 5.3b).

Desconsiderando um resultado muito discor-dante, os demais 13 spots, pertencentes à uma úni-ca população de cristais magmáticos, formam agru-pamento homogêneo sem evidências de dispersão deorigem geológica (MSWD = 0,93), com idade 207Pb/206Pb aparente de 2867 ± 10 Ma (Fig. 5.3c), interpre-tada como a de cristalização do magma trondhjemítico.Como o agrupamento inclui alguns resultados discre-tamente discordantes, essa idade deve ser conside-rada como idade mínima de cristalização. Na mesmafigura (5.3c) é mostrado outro exercício de cálculo daidade, pela regressão de todos os resultados. Nessecaso, resulta um único arranjo co-linear (discórdia) de14 pontos, sem evidências de disperesão de nature-za geológica (MSWD = 0.93), com intercepto superi-or de 2867 ± 10 Ma e inferior, muito impreciso, de 46±50 Ma. O valor do intercepto superior é idêntico àidade 207Pb/206Pb, mas o exercício é interessante pormostrar perda de Pb no intercepto inferior, possivel-mente em tempo recente. Por outro lado, a discretaalteração metamórfica dos zircões poderia refletir umepisódio de perda de Pb no brasiliano, como identifi-cado na amostra anterior. Devido a essas dúvidas,novas datações da unidade são recomendadas.

5.4 Granulito charnockítico, Alto Caparaó(Complexo Caparaó)

Trata-se de um granulito charnockítico (Fig.5.4a) com intercalações de granulitos máficos. Ocor-re como extenso inlier do embasamento no interior deparagnaisses de alto grau do domínio externo doCinturão Araçuaí (Figs. 4.1a, 6.1). Petrograficamentea amostra é de (biotita)-ortopiroxênio leucogranulitode composição charnockítica, microporfiroclástico,com matriz recuperada granoblástica alongada com-posta por quartzo, microclínio pertitítico e raros cris-tais de OPx alterados para biotita. O granulito foi da-tado pelas técnicas TIMS e SHRIMP e os resultadosobtidos são idênticos, dentro dos erros analíticos dos

métodos. Apesar disso, a datação suscitou discus-são inusitada que, ao contrário das polêmicasgeocronológicas usuais que divergem sobre os resul-tados, foi focada na origem do protólito do gnaisse(orto ou paraderivado?) e dos zircões analisados(detríticos ou magmáticos?). Devido ao interessanteconteúdo didático dessa discussão, publicada no vol.34 n

o 4 da RBG de dezembro de 2004 (página 593 à

601), a mesma é sintetizada no presente Item.A datação TIMS (Sölnner et al.1991) forneceu

a idade de ~2170 Ma do intercepto superior e de ~580Ma do intercepto inferior. A rocha foi interpretada comometagrauvaca do Complexo Paraíba do Sul. Conse-qüentemente, o resultado do intercepto superior foirelacionado à idade de zircões supostamente detríticosde fonte única paleoproterozóica, e o intercepto inferi-or como a idade do metamorfismo de alto grau doBrasiliano. Essa mesma interpretação foi confirmadapor Sölnner (2004) e Campos et al. 2004, no fascículoda RBG citado.

Devido à dificuldade de compatibilização

Fig. 5.4a Amostra do granulito charnockítico, Alto Caparaó(Complexo Caparaó)


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cartográfica dessa suposta unidade de rochassupracrustais nos mapas regionais executados peloSGB, quando da execução da Carta Geológica doBrasil ao Milionésimo, o gnaisse foi selecionado paraser re-estudado em campo, com complementopetrográfico e geocronológico. Os novos estudos indi-caram que a unidade é ortoderivada e plutônica. Por-tanto, a sua integração como unidade supracrustalgrauvaqueana não pode ser confirmada pois, além daausência de evidências texturais, a amostra é des-provida de granada e de outros mineral aluminosos(e.g. cordierita, sillimanita, etc.) ou mesmo grafita,característicos das metagrauvacas em alto grau. Es-sas particularidades induziram à sua discriminaçãodos gnaisses grauvaqueanos de alto grau encaixantes,pertencentes ao Complexo Paraíba do Sul. Ademais,dada à composição modal leucogranítica (campo 3ade Streckeisen, 1974), se sua origem paraderivadafosse comprovada, deveria ser designada ecartografada como metarcósio e não comometagrauvaca.

Figs. 5.4b,c,d Imagens CL de zircões do granulito charnockítico, Alto Caparaó

Fig. 5.4e Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, AltoCaparaó (núcleos paleoproterozóicos)

Fig.5.4f Concórdia Tera-Wasserbug do granulito charnockítico,Alto Caparaó (sobrecrescimentos metamórficos)

Essas contradições, comuns em gnaissesgranulíticos intensamente recristalizados, estimularamo re-exame da rocha pela técnica SHRIMP.

Foram datados 22 spots em 01 cristais. O es-tudo detalhado das imagens pancromáticas dos zircões,confirmaram as evidências de origem ortoderivadametaplutônica. As imagens CL mostraram duas popu-lações morfologicamente distintas. A população domi-nante é constituída por cristais de 300-500 µm,prismáticos (CL = 3/1 e 5/1) tipicamente metaígneosplutônicos de núcleos com zoneamento oscilatório ouzoneamento complexo típico de crescimentomagmático (Fig. 5.4b), sem evidências de terminaçõesfraturadas ou outra característica de abrasão detríticacomo sugere Sölnner et al. (1991, 2004). Os sobre-crescimentos apresentam contatos irregulares com osnúcleos, são isométricos, imprimindo uma morfologiaexterna multifacetada, sub-arredondada, e de alta lu-minescência em CL, típicas de recristalização meta-mórfica em alto grau (Fig. 5.4b). Os resultados dessapopulação foram plotados em uma concórdia Wetherill


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(Fig. 5.4e) onde a maior parte dos resultados distribui-se em arranjo co-linear único (discórdia) de 9 pontos,sem evidências de dispersão de natureza geológica(MSWD = 0.62) e fornecem idade de intercepto superi-or de 2195 ± 15 Ma e inferior muito impreciso de 46 ±50 Ma. A idade do intercepto superior é interpretadacomo a de cristalização do protólito do gnaisse.

A outra população se caracteriza por cristaisde 300-500 µm, isométricos, multifacetados e arre-dondados (5.4c-d). Os núcleos magmáticos estãoparcial ou totalmente substituídos por sobrecrescimen-tos metamórficos, dando origem a cristais homogê-neos, multifacetados (globulares) e com alta lumino-sidade em CL. A seqüência de imagens das figura5.4b,c,d mostra a gradual intensidade de substitui-ção dos núcleos magmáticos paleoproterozóicos pe-los sobrecrescimentos metamórficos. A textura dossobrecrescimentos está relacionada à recristalização(“annealing”) termotectônica sob condições de alta Tda fácies granulito (e.g. Friend & Kinny, 1995; Vavraet al., 1999). Para fins comparativos, comparar com aevolução morfológica dos zircões do granulitoenderbítico de Salvador (ver Item 7.6, Figs.7.2 b,c,d)caracterizado por uma população dominante dezircões globulares paleoproterozóicos (d),recristalizados há ~2100 Ma a partir de outra popula-ção de zircões prismáticos arqueanos.

Os resultados obtidos nos sobrecrescimentoapresentam conteúdos excepcionalmente baixos deU (6 a 70 ppm) e Th (1 a 44 ppm) devido à abertura dosistema U-Th-Pb durante o evento metamórficosuperposto. Por isso, foram plotados em uma con-córdia Tera-Wasserburg sem correção do conteúdode Pb, onde é possível calcular uma idade menosimprecisa (Fig. 5.4f). Todas as análises distribuem-seem arranjo co-linear único (discórdia) de 11 pontos,sem evidências de dispersão de natureza geológica(MSWD = 0.89), e fornecem idade de intercepto 587± 9 Ma, interpretada como a do pico do metamorfismona fácies granulito.

Essas particularidades morfológicas doszircões recristalizados em alto grau têm causado sé-rios problemas interpretativos em datações TIMS dediversos terrenos gnáissicos de alto grau, não ape-nas no Brasil. A abundância dos cristais metamórfi-cos globulares pode induzir a interpretações de queos cristais seriam detríticos e o protólito umametagrauvaca (Sölnner et al. 1991, e 2004/ Camposet al. 2004). Para evitar problemas interpretativos destaordem, em casos similares a técnica SHRIMP deveser sempre a primeira escolha, (e.g. Williams, 1998),precedida de estudos petrográficos minuciosos e queconduzam à correta interpretação do protólito, e deanálises sistemática das imagens CL prévias à data-ção. 207Pb/206Pb . As discussões publicadas no fascí-culo da RBG citada bem esclarecem a problemáticadeste tema.

6 Polimetarmofismo em ortognaisseTTG’s: Cinturão Mineiro e embasamentoarqueano do CSF

6.1 Contexto geotectônico e implicaçõesregionais

Cerca de 1.5 Ga antes da colisão ediacarianado Cinturão Araçuaí, a borda oriental embasamentoarqueano do CSF em MG experimentou extensivaexpansão para leste entre ~2170-2050 Ma (Silva etal. 2002b, 2005b). As datações aqui abordadas -baseadas nos trabalhos supra - permitiram delinearnova configuração cartográfica do Cinturão Mineiro(CIM) (de Teixeira 1985, Teixeira et al. 2000). Aexpansão culminou com a colagem à margemarqueana do CSF de uma série de arcos,acrescionados a partir da incorporação de materialjuvenil e reciclagem da crosta arqueana. A figura 4.1amostra a configuração, com a distribuição geográficados diversos componentes do cinturão, incluindoextensos complexos ortognáissicos de alto grau aele relacionado a partir das datações geocronológicas(complexos Mantiqueira/Piedade, Juiz de Fora eCaparão, Silva et al. 2002b, 2005b, Tab. III 1).

Os ortognaisses possuem forte bandamentocomposicional de pequena escala (cm/dm)transposto, alguns de origem anatética, com padrõesde interferência complexos, cominuição erecristalização avançadas da paragênese magmática,em temperaturas da transição das fácies anfibolito/granulito (blastomilonitos de alto grau). Como o últimoevento termal ocorreu sob condições de alto strainos gnaisses possuem trama S-C, com transposiçãoavançada do bandamento pretéritos, dando origem agnaisses enganosamente homogêneos. Emdecorrência desses complicadores, os sistemas U-Th-Pb dos zircões são muito complexos e podemrefletir combinações de uma ou mais fases de herança,parcial reajuste, recristalização e néo-formação.Conseqüentemente, nos diagramas concórdia, asanálises mostram distribuição complexa. Não raro alinha de discórdia original, do evento metamórficopaleoproterozóico (M1) foi rotacionada pelasobreposição do neoproterozóico (M2). Ademais, amemória isotópica de M1 foi apagada durante M2, ouainda, a espessura do último sobrecrescimento (M2)pode ser muito fina, menor que o diâmetro padrão dospot (< 25 µm), não permitindo sua análise, o queredunda em resultados de interpretação passíveis decontrovérsia. Nesses casos, é altamenteindispensável a segura determinação em campo dasrelações estruturais que permita identificar distintoseventos e a seleção apropriada de amostras-chave.

A figura 6.1a esquematiza a evolução tectono-magmática paleoproterozóica da margem orientalCSF em MG (Cinturão Mineiro-CIM), comparada àevolução do magmatismo na margem oriental do CSFna BA (Cinturão Bahia Oriental-CBO). A figura 6.1b,por sua vez, é uma tentativa de ilustrar a escala detempo desses eventos (paleo e neoproterozóico)superpostos no cinturão e mostra as variações doclímax dos estágios magmáticos e metamórficospaleoproterozóicos, bem como a superposição doevento metamórfico neoproterozóico, com precisão


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Fig. 6.1a Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no Cinturão Mineiro, comparada à evolução na margemorientaldo CSF no Cinturão Bahia Oriental (CBO)

da ordem de ± 10 milhões, baseada em mais de 25datações U-Pb (SHRIMP e TIMS), integradas em Silvaet al. (2005b). A figura 6.1b ilustra também ilustra aevolução tectono-magmática e o contextopolimetamórfico do CIM.

Além da complexa evolução, cujo detalha-mento por SHRIMP proporciona excelentes exemplospara estudo da morfologia de zircão em terrenospolicíclicos, os abundantes núcleos herdados, típi-cos de magmas que incorporaram componentes crus-tais residentes no manto contaminado por subducção,ou durante a sua ascensão na crosta, ou, ainda, apartir de refusão crustal, são também exemplos inte-ressantes da aplicação da técnica SHRIMP.

A figura 6.1b também assinala a presença deintercalações tectônicas de paragnaisses ainda semdetalhamento geocronológico. Pouco se conhece doambiente deposicional dessas rochas supracrustaisem função de sua recristalização sob alto grau e par-cialmente fundidas, porém a reconstituição dos pos-síveis protólitos sugere trata-se se uma seqüênciamarinha dominada por grauvacas, pelitos, arenitos,dolomitos, bem como anfibolitos possivelmente as-sociada à abertura de uma margem continental pale-oproterozóica. A distinção cartográfica entre essesparagnaisses e os de margem passiva neoprotero-zóica, igualmente metamorfisados em alto grau, nãoconsta dos mapas geológicos disponíveis.

Fig. 6.1b Escala de tempo U-Pb para a sobreposição do eventos metamórfico do Cinturão Araçuaí no CinturãoMineiro


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6.2 Ortognaisse tonalítico, Rio Pomba(Complexo Mantiqueira)

Trata-se de ortognaisse ultramilonítico finamentebandado (mm), lenticularizado (L-S tectonito), com in-tercalações de anfibolitos e abundante injeçõestranspostas de granada charnockito (Fig. 6.2a). Aomicroscópio, é um hornblenda-biotita gnaissetonalítico de fácies anfibolito, com textura recuperadagranoblástica-alongada e forte foliação de mineraismáficos.

Foram datados 17 spots em 11 cristais sendoos dados analíticos fornecidos na nos diagramas con-córdia das figuras 6.2d-e.A morfologia dos cristais émuito complexa por efeito de polimetamorfismo. Apre-sentam núcleo magmático de baixo U (altaluminescência), mas razão Th/U magmática (0.35), onúcle é circundado por largo sobrecrescimento internorico em U (baixa luminscência) (Fig. 6.2b-c). Essageração de sobrecrescimento interno foi hierarquizadacomo (M1) por representar um primeiro estágio demetamorfismo de alto grau/anatexia?. Ossobrecrescimentos internos são circundados por outrofino sobrecrescimento (externo), com baixo U e baixarazão Th/U (0.03) caracteristicamente metamórfico:M2 na Figura 6.2b.

Devido à sobreposição de duas fases demetamorfismo as análises obtidas em oito núcleosmagmáticos são muito discordantes, apresentamerros elevados, além de forte dispersão de naturezageológica (errócrona com MSWD = 11,6), o que faz oresultado obtido de 2169 ± 44 Ma (Fig. 6.2d)estatisticamente pouco consistente. Mesmo comessas restrições analíticas, a reprodutibilidade regional

Fig. 6.2a Exposição de gnaisse tonalítico com abundante fundidosanatéticos de composição charnockítica e restos de anfibolitos,Rio Pomba (Complexo Mantiqueira)

Fig. 6.2b,c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Rio Pomba

Fig. 6.2.d Concórdia Wetherill expandida do gnaisse tonalítico, RioPomba

Fig. 6.2e Detalhe da Concórdia Wetherill do gnaisse dognaisse tonalítico, Rio Pomba

do resultado de ~2170 Ma assegura boa aproxima-ção da idade de cristalização do magma tonalíticoprecursor. O spot 5.1, com idade aparente de 2239 ±10 Ma, foi descartado dessa população devido ao seupadrão morfológico distinto, sendo o mesmointerpretado como xenocristal (Fig. 6.2d). Quatroanálises obtidas em sobrecrescimentos internosformam arranjo co-linear (discórdia) com evidênciasde dispersão de natureza geológica (errócrona comMSDW = 8,2) e forneceram a idade aparente deintercepto superior imprecisa de 2028 ± 66 Ma, inter-


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pretada como estimativa aproximada da idade do pri-meiro evento metamórfico (M1) que afetou o gnaisse(Fig. 6.2e). Porém a natureza desse primeiro eventonão pode ser caracterizada precisamente como re-sultado de recristalização no estado sólido ou poranatexia parcial. A presença de bolsões anatéticosde granada charnokito, o qual foi datado em ~2100Ma, poderia relacionar-se ao desenvolvimento dessessobrecrescimentos internos, porém são necessáriasnovas datações na unidade para testar-se essa hipó-tese. Interpretação alternativa para esse conjunto dedados implicaria que a idade dos sobrecrescimentosM1 representaria a idade de cristalização do magmatonalítico, e os núcleos magmáticos seriam herda-dos.

Um dos sobrecrescimentos externos caracte-rizado por alta luminescência em CL (baixo U), tipica-mente metamórfico (spot 8.2, figura 6.2b-d), apresen-tou idade 206Pb/238U aparente de 540 ± 11 Ma (1σ), quepode ser interpretada como a idade aproximada dopico metamórfico do evento M2, datado de forma maisprecisa no intervalo de 575-560 Ma em outras amos-tras. Embora os resultados não tenham precisão, nema acurácia analítica e geológica necessárias, deman-dando novas datações, a obtenção desse resultadofoi muito importante para a caracterização da evolu-ção polimetamórfica da unidade. O resultado tambémé importante para ilustrar o alcance e as limitaçõesda técnica em gnaisses policíclicos.

6.3 Ortognaisse tonalítico, Ewbank da Câma-ra (Complexo Mantiqueira)

Gnaisse tonalítico em zona de alto strain comtransposição avançada do protólito original, dando ori-gem a gnaisse finamente bandado (mm),lenticularizado, ultramilonítico (L-S tectonito) comdobras isoclinais apertadas (Figs. 6.3a-b). A amostrafoi coletada em domínio de menor strain, permitindo aamostragem segura da banda homogênea (Fig. 6.3b).

Sob microscópio é um clinopiroxênio-

Fig. 6.3a Exposição do gnaisse tonalítico fortemente deformado, Ewbankda Câmara (Complexo Piedade)

Fig. 6.3b Amostra datada do gnaisse tonalítico, Ewbankda Câmara

hornblenda-biotita gnaisse tonalítico, da transiçãoanfibolito/granulito, com matriz recuperadagranoblástico-alongada e raros porfiroclastosleticulares de plagioclásio. Apresenta fina e contínuafoliação microdobrada.

Foram datados 11 spots em 9 cristais sendoos resultados mostrados nas figuras 6.3f. Os Zircõesformam uma população constituída por grandes cris-tais (200-300 µm) prismáticos (CL = 3/1) metaígneos(plutônicos). Os cristais apresentam fortearredondamento externo devido ao desenvolvimentode finos (5 µm) sobrecrescimentos periféricos, res-ponsáveis pela morfologia externa multifacetada (Fig.6.3c-d-e). Esses sobrecrescimento apresentam altaluminescência em CL (baixo-U), típica derecristalização metamórfica em alto grau. Devido àpequena espessura não foi possível datar-se nenhumdesses sobrecrescimento, entretanto por correlaçãocom outras populações estudadas, os mesmos fo-ram interpretados de provável idade brasiliana (Sbr)na figura 6.3d.

A maioria dos cristais apresenta zoneamentomagmático por setor bem como altos conteúdos emU (até 1450 ppm), característicos de zircões cristali-zados em magmas ricos em U. São fatorescomplicadores da análise morfológica a ocorrência denúcleos magmáticos herdados com contornos arre-dondados/ovalados, tipicamente detrítico, com idadesaparentes de ~2160 Ma, ~2123 e ~2088 Ma (Fig. 6.3e).Esse último (spot 7-1 em 6.3e-f), com idade de ~2088Ma, apresenta também um sobrecrescimento internomagmático de ~2035 Ma cuja idade é a mesma idadede cristalização da população magmática principal.

As 6 análises menos discordantes, perten-centes à mesma população de núcleos magmáticos,formam um agrupamento com pouca dispersão(MSWD = 2.3) e com baixa probabilidade de ajustedos resultados de 0.045. O agrupamento forneceu aidade 207Pb/206Pb aparente de 2028 ± 8 Ma, mas comoos resultados são discordantes , essa idade aparentepode ser interpretada apenas como a idade mínima


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Fig. 6.3e Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara

Fig. 6.3f Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara

Figs. 6.3c,d Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Ewbank da Câmara


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de cristalização (Fig. 6.3f). O modelo de solução 2,também mostrado na (Fig. 6.3f) inclui 7 análises obti-das nos núcleos magmáticos, as quais formam umagrupamento com pequena dispersão (MSWD=3.1).Os resultados se alinham em uma discórdia com in-tercepto superior de 2052 ± 26 Ma, e intercepto inferi-or extremamente impreciso de 443 ± 240 Ma. O inter-cepto superior fornece a idade aparente que poderiaser interpretada como a idade de cristalização domagma enquanto que o intercepto inferior sugere in-fluência do metamorfismo brasiliano. Essa possibili-dade também é indicada pela presença de sobrecres-cimentos de baixo-U. Entretanto, a baixíssima proba-bilidade de ajuste dos resultados à discórdia (0.009)torna a idade de intercepto superior pouco consisten-te. Por outro lado, o Spot 5.1 datado em um cristalmagmático, apresenta idade 207Pb/206Pb aparente de2058 ± 7 Ma (1σ) a qual, devido à boa concordânciapode ser interpretada como a melhor estimativa daidade de cristalização do magma precursor.

Embora o caráter polimetamórfico seja sugeri-do pelos dados estruturais regionais, não existem evi-dências diretas do evento metamórfico M1(paleoproterozóico) nessa população. Assim, pode de-duzir -se que o protólito é uma intrusão sintectônica aosuposto pico paleoproterozóico (M1), preservando amorfologia original e o sistema U-Th-Pb. São necessá-rios novos estudos na mesma unidade para checar essainterpretação. O segundo evento (M2) registrado pelosfinos sobrecrescimentos periféricos de baixo U, embo-ra não datados diretamente, sãointerpretados comobrasilianos. Também nesse caso são necessários es-tudos adicionais par encontrar-se um sobrecrescimen-to passível de datação.

6.4 Ortognaisse tonalítico, Ponte Nova (Com-plexo Mantiqueira)

Na região de Ponte Nova os ortognaissestonalítios são caracterizados por forte bandamentometamórfico com transposição das estruturas origi-nais, com extensiva cominuição da paragênese mag-mática original resultando em ortognaissesblastomiloníticos (S-C tectonito). Além disso, apre-sentam freqüentes intercalações de bandasanfibolíticas e de gnaisses calci-silicáticos. Por essemotivo, em trabalhos regionais, esse gnaisses foramcartografados em escala 1:100.000 como associaçãometavulcano-sedimentar do tipo greenstone belt (Su-íte Metamórfica São Sebastião do Soberbo) ecorrelacionada ao Greenstone Belt Rio das Velhas.Somente com estudos mais detalhados de campo epetrobgráficos, para selecionar alvos para datação, éque os gnaisses tonalítico puderam ser identificadose discriminados dos gnaisses supracrustais.

A amostra provém de zona de alto strain comtransposição avançada da estrutura original, dandoorigem a gnaisse ultramilonítico (S-C tectonito). Ognaisse apresenta venulações de fundidos graníticosbrancos, não datados radiometricamente (Fig. 6.4a).

Ao microscópio é hornblenda-biotita ortognaisse decomposição tonalítica, de fácies anfibolito, com ma-triz recuperada granoblástica-alongada fina e fortefoliação definida pelos minerais máficos. Rarosporfiroclastos magmáticos de hornblenda eplagioclásio estão preservados.

Foram datados 16 spots em 14 cristais sen-do os dados analíticos mostrados na Figura 6.4e. Os

Fig. 6.4a Exposição e amostra do gnaisse tonalítico, PonteNova (Complexo Piedade)

zircões formam uma população constituída por cris-tais de 200 a 500 µm, prismáticos (CL = 3/1)metaígneos (plutônicos), com forte zoneamento porsetor. Além disso, apresentam altos conteúdos em Ue razões Th/U altas (magmáticas). Finos (5 µm) so-brecrescimentos periféricos são responsáveis pelamorfologia externa multifacetada e arredondada (Fig.6.3d). A morfologia interna da maioria dos cristais écaracterizada por núcleos detríticos herdados, comoem 6.4b (não datado) e em 6.4d, datado em ~2163Ma. O último apresenta fratura (FT) típica de abrasãomecânica em estágio anterior à absorção pelo magmagranítico.

Cinco spots pertencentes à mesma popula-ção de núcleos herdados forneceram a idade 207Pb/206Pb aparente de 2167 ± 7 Ma. Devido à homogenei-dade da população detrítica, e a ocorrência regionalde ortognaisses com essa idade no embasamento do(Juiz de Fora e Caparaó), interpreta-se que o magmaintrudido há ~2080 Ma tenha assimilado parcialmenteesse ortognaisses ou metassedimentos derivados desua erosão (núcleo detrítico na figura 6.4.d).

Sete spots obtidos em sobrecrescimentosmagmáticos internos e em cristais homogêneos (bo-xes de erro vermelhos) forneceram idade 207Pb/206Pbaparente de 2079 ± 11 Ma, Esse resultado é interpre-tado como a idade de cristalização do magmatonalítico.

Três análises obtidas em domínios com es-truturas de crescimento magmático ( zoneamento porsetor) como o cristal assinalado como anatético? nafigura 6.4d, formam um agrupamento (n=3), com ida-


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Figs. 6.4b,c,d Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Ponte Nova

Fig. 6.4e Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Ponte Nova

de 207Pb/206Pb aparente de 2044 ± 8 Ma. Esse dado éde difícil interpretação. A mais provável é que essaseria a idade de fusão parcial, associada ao picometamórfico do orógeno M1. A ocorrência dessa se-gunda geração de cristais e domínios magmáticos/anatéticos implica a presença zircões provenientesde material neossomático dessa idade (~ 2044 Ma),possível produto da fusão parcial do gnaisse tonalíticoregional. Como a amostra de mão tem aparência ho-mogênea devido à forte transposição e recristalização,os contatos das venulações portadoras dos neogrãos

teriam sido obliterados, como sugerido na (Fig. 6.4a).Assim, apesar da homogeneidade aparente tanto emamostra de mão quanto ao microscópico, é necessá-rio admitir-se que a amostra incluiria uma faseneossomática cujos limites, devido ao alto strain, te-riam sidos apagados, como têm sido observado emmilonitos similares na literatura internacional (e.g.Kinny e Nutman, 1996). Conseqüentemente, devido àcomplexidade morfológica da população e da ambi-güidade dos resultados, é necessário novas dataçõespara testar essa interpretação.


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Uma observação mais detalhada da concór-dia (Fig. 6.4e) evidencia que as análises formam umarranjo muito ambíguo devido à superposição de doisepisódios de perda de Pb. O primeiro é caracterizadopor linha média de perda de Pb (segmento azul em6.4e) muito próxima da curva concórdia, sobrepondo-se a ela devido ao curto intervalo de tempo entre a cris-talização primária e o evento metamórfico/anatéticodatado ~2044 Ma (“Discórdia” D1 em 6.4e). O segundoepisódio (de perda de Pb) é caracterizado pelo(re)alinhamento dos boxes de erro (que deveriam ali-nhar-se segundo D1) em direção ao tempo neoprotero-zóico, como indicado pela linha média de perda de Pb(“Discórdia D2 em 6.4d). Embora essa idade de inter-cepto inferior tenha sido calculada de forma imprecisapor regressão, sua possível idade brasiliana é reforça-da pela presença de sobrecrescimentos metamórficosde baixo-U (alta luminescência), os quais devido à pe-quena espessura não puderam ser datados diretamen-te. Entretanto por correlação com outras populaçõesestudadas, os mesmos foram interpretados como deidade brasiliana (Sbr) nas figuras 6.4b,c,d. Esse é maisum bom exemplo do alcance e das limitações dosmétodos geocronológicos, mesmo os de alta resolu-ção em terrenos policíclicos.

6.5 Metagranodiorito tipo I, São Tiago(Batólito Ritápolis)

O Granodiorito de São Tiago é um plúton dafase pós-colisional do Cinturão Mineiro cronocorrelatodos ortognaisses bandados das raízes do CinturãoComplexo Mantiqueira anteriormente abordados. É umdos plútons integrante ao batólito Ritápolis intrusivono embasamento arqueano do CSF. O granodioritonão guarda registro metamórfico do eventopaleoproterozóico mas apenas do eventobrasiliano.

É um leuco granodiorito gnáissico fortemen-te foliado (Fig. 6.5a). Ao microscópio, é um hornblendagranodiorito gnáissico com textura hipidiomórfico-gra-nular grossa, parcialmente recristalizada com fortefoliação de horneblenda.

Foram datados 11 spots em 9 cristais sendoos resultados mostrados na (Fig. 6.5c). Os cristaisde zircão são tipicamente magmáticos, euédricos,prismáticos (C/L 3/1 a 5/1), longos (500-700 µm), comforte zoneamento oscilatório e desprovidos de núcle-os herdados (6.5b). Apresentam conteúdos normaisde U (200-400 ppm) e Th e razões Th/U (0,1-0,9) nointervalo típico de rochas magmáticas félsicas. Onzeanálises pertencem à mesma população, sem eviden-cias de dispersão de natureza geológica (MSWD =1.07). Formam um arranjo co-linear alinhado segundodiscórdia com intercepto superior de 2050 ± 12 Ma, aqual é interpretado como a idade mínima de cristali-zação do magma precursor. A discórdia mostra tam-bém um intercepto inferior muito impreciso de 233 ±160 Ma, o qual, por correlação com outras amostrasdatadas nesse terreno, sugere perda de Pb em even-

Fig. 6.5a Amostra do metagranodiorito, São Tiago (BatólitoRitápolis)

Figura 6.5b - Imagem CL dos zircões dometagranodiorito, São Tiago

to metamórfico brasiliano. O spot 9.1, obtido em umsobrecrescimento metamórfico externo caracterizadopor alta luminescência em CL (baixo U), apresentouidade 206Pb/238U aparente de 565 ± 23 Ma (1σ) (6.5b).Este valor confirma o dado impreciso obtido no inter-cepto inferior, podendo se interpretado como idade derecristalização do zircão, relacionada ao picometamórfico do Orógeno Araçuaí, adjacente.

Devido à localização desse plúton no interiordo CSF, a obtenção da idade brasiliana darecristalização metamórfica é um dado muito impor-tante para delimitar a extensão mais ocidental doretrabalhamento do Cinturão Araçuai, sobre seu em-basamento paleoproterozóico, “cratônica”. Problemasanalíticos mas também por falta de reprodutibilidaderegional desse resultado pois todas as unidadesgnáissicas da porção meridional do cráton têm forne-cido idades iguais ou superiores a 2780 Ma (Macha-do e Carneiro, 1992, Teixeira et al. 2000, Noce etal.1998). Por isso, são necessárias datações adicio-nais para comprovar a consistência do presente dado.Por outro lado, a idade de ~2068 Ma para o


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Fig. 6.5C Concórdia Wetherill do metagranodiorito, São Tiago

metamorfismo de fácies anfibolito é compatível com aidade da orogênese paleoproterozóica registrada noCinturão Mineiro, cujo evento colisional foi datado nointervalo ~2070-2040 Ma

6.6 Granulito enderbítico, Juiz de Fora (Seg-mento alóctone)

A amostra foi coletada em pedreira dos arre-dores da cidade homônima, no domínio do ComplexoJuiz de Fora. É um granulito enderbítico cinzaesverdeado, bandado, parcialmente migmatizado. Aomicroscópio é biotita-ortopiroxênio ortognaisseenderbítico (granulito) com textura recuperadagranoblástica-poligonal fina (blastomilonítica) aporfiroclástica, com forte foliação microdobrada deminerais máficos.

Foram datados 16 spots em 13 cristais. Osdados analíticos são mostrados na concórdia da Fi-gura 6.6c. O principal subgrupo morfológico é consti-tuído cristais euédricos e homogêneos destituídos denúcleos herdados (Fig. 6.6a). Apresenta fortezoneamento oscilatório e conteúdos normais de U eTh, bem como razões Th/U no intervalo típico de ro-chas magmáticas félsicas (200-400 ppm de U; Th/U0.1-0.9). São caracterizados por sobrecrescimentosexternos alta luminescência (baixo-U), tipicamentemetamórficos, cuja recristalização provocou discretoa intenso arrendondamento do cristais originais (Fig.6.6a). As análises em 6 spots pertencentes à popula-ção de cristais e núcleos magmáticos formam umagrupamento discordante, sem evidências de disper-são de natureza geológica (MSWD = 0.68), alinhadossegundo uma discórdia, com intercepto superior de2985 ± 17 Ma (Fig. 6.7c), interpretado como a idade

(mínima) de cristalização. A mesma discórdia mostraum intercepto inferior muito impreciso de 808 ± 360Ma, mas sugestivo de perda de Pb no neoproterozói-co.

Uma segunda população, correspondendo aoslargos sobrecrescimentos metamórficos de baixo-U(como na figura 6.6b) forma um subgrupo (n=3) comresultados discordantes porém sem evidências de dis-persão de natureza geológica (MSWD = 1.2), que sealinham segundo uma discórdia com intercepto supe-rior impreciso de 2856 ± 44 Ma. Esse resultado é in-terpretado como a idade (mínima) de um primeiro even-to metamórfico de fácies granulito (M1). O interceptoinferior impreciso de 1312 ± 480 Ma sugere perda dePb no Proterozóico.

Uma observação mais detalhada da concór-dia mostra que as análises formam um arranjo muitoambíguo, devido à superposição desses dois episódi-os de perda de Pb e devido ao grande erro analíticodas análises individuais SHRIMP. O primeiro eventode perda de Pb teria rotacionado as elipses de errosegundo a linha média de perda de Pb (segmento ver-de da “ Discórdia D1 em 6.7c). Essa linha localiza-semuito próxima da curva concórdia, sobrepondo-se aela em função do curto segmento de curva entre a aidade de cristalização e do evento metamórfico . Osegundo evento realinhou as análises com nova rota-ção das elipses em direção ao tempo neoproterozói-co (“Discórdia” D2,vetor M2 em 6.7c). Esse segundoepisódio de perda de Pb (M2), que não pode ser data-do diretamente, pode ser atribuído ao metamorfismobrasiliano, por comparação com outras populaçõesdatadas em amostras desse terreno. Em outras pala-vras, devido ao polimetamorfismo, tanto os resulta-dos obtidos nos domínios magmáticos (elipses de errovermelhas) quanto os obtidos nos domínios metamór-


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Fig. 6.6a,b Zircões do granulito enderbítico, Juiz de Fora (Segmento alóctone)

Fig. 6.6c Concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Juiz de Fora

ficos M1 (elipses azuis), apesar do extremo cuidadotomados para evitar-se a datação de domínios mis-tos, são altamente discordantes (Fig. 6.6c). Essepadrão de dsicordância não deve ser confundido como padrão distribuição de análises por diluição isotópi-ca obtidas em cristais mistos. Portanto, somente coma análise detalhadas das imagens de CL pode se ob-ter interpretação consistente dos resultados apesarda significativa discordância (ver discussão sobre es-sas interpretações no vol.34, n4 p. 593-601, da RBGde dezembro de 2004).

Sob a designação de Complexo Juiz de Forasão cartografados amplos segmentos de ortognais-ses enderbíticos do embasamento das faixas Araçuaíe Ribeira, com idades U-Pb convencionais de ~2080Ma a ~2200 Ma, da cristalização magmática e de ~590Ma para o metamorfismo (Sölner et al. 1991, Macha-do et al., 1996). Os resultados obtidos na presenteanálise de ~3000 Ma, da cristalização e de ~2850 Mado metamorfismo de alto grau, são distintos das ida-des previamente obtidas para esse complexo. Comoas idades TIMS e uma SHRIMP anteriormente obti-

das são bastante consistentes, o granulito enderbíticoaqui discutido nãopode ser correlacionada ao Com-plexo Juiz de Fora, apesar da amostra ter sido coleta-da na periferia da cidade homônima. Em Juiz de Foraafloram conjuntos de rochas distintas genericamentecartografadas com Complexo Juiz de Fora e outrasunidades (Duarte 1998). Porém os ortognaisses des-te complexo tem idade de ~2150 Ma. Desta forma, aobtenção de uma unidade arqueana neste segmentodo complexo indica possível domínio tectônicoalóctone,

6.7 Gnaisse tonalítico, Lima Duarte (Segmen-to alóctone)

O local de amostragem situa-se em um seg-mento transicional dos cinturões Araçuaí, Ribeira eBrasília. É um ortognaisse bandado (cm), com forteacamamento magmático e migmatítico transpostocom mesodobras desharmônicas de naturezaanatética (Fig. 6.7a-b). O paleossoma é a rocha regi-


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onal tonalítica de cor cinza médio (G1) e o neossomaé granítico de cor branca (G2) é fase cristalizada insitu, conforme evidenciado pela presença de bandasmelanossomáticas separando-o do paleossomatonalítico.

Ao microscópio foi classificado como biotitaortognaisse tonalítico de fácies anfibolito, com textu-ra totalmente recuperada, granoblástica-poligonal fina(blastomilonítica), foliada, microbandada e commicrovenulações de granito-K.

Foram datados 13 spots em 13 cristais. Osdados analíticos são mostrados no diagrama concór-dia da figura 6.7e. As figuras 6.7c-d mostram a com-plexidade morfológica da população de zircões. Pre-dominam cristais prismáticos (C/L=3/1 e 5/1), longos(300-500 µm) com morfologia interna complexa. Mui-tos cristais são portadores de um núcleo dominantecom textura de crescimento magmático (zoneamentooscilatório), com conteúdos de U (200-400 ppm) e The razões Th/U (0,1-0,9) no intervalo típico de rochasmagmáticas félsicas (Fig. 6.8c-d). Os núcleos sãosobrecrescidos por duas fases sobrepostas. O inter-no é de alto-U (cinza escuro), com texturas de cresci-mento em magma (zoneamento oscilatório), possi-velmente ligado a uma fase de fusão parcial não data-da (M1?).

Sete spots pertencentes à população princi-pal constituída pelos núcleos magmáticos, constitu-em um agrupamento homogêneo, sem evidências dedispersão de natureza geológica (MSWD =0.97), cujos

Figs. 6.7a,b Exposições e local de amostragem do gnaisse tonalítico, Lima Duarte (Segmento alóctone)

Figs. 6.7c,d Iamgens CL de zircões do gnaisse tonalítico, Lima Duarte

resultados formam um arranjo co-linear, com interceptosuperior de 2777 ± 22 Ma e inferior de 1173±270 Ma.O intercepto superior pode ser interpretado como aidade (mínima) de cristalização para o magmatonalítico precursor, enquanto o inferior indicaretrabalhamento metamórfico em tempo não datadoprecisamente. Também foi reconhecida uma popula-ção de xenocristais magmáticos, com idades maio-res que 2900 Ma, podendo atingir ~3150 Ma (6.8c,e).

Os sobrescimentos externos são finos, debaixo-U (alta luminescência), são responsáveis pelodiscreto arredondamento dos cristais, possivelmenterelacionado ao evento metamórfico brasiliano (M2).Esse evento não pode ser datado diretamente nossobrecrescimento, porém a idade brasiliana é sugeridapelo intercepto inferior muito discordante (1173 ± 280Ma, em 6.8e) e por outros sobrecrescimentos simila-res desse evento datados em gnaisses afetados peladeformação brasiliana.

Este estudo é também inressante por mos-trar que mesmo com todos os cuidados daamostragem e com a aplicação da sistemáticaSHRIMP nem sempre é foi possível a obtenção dasidades de todos os eventos registrados em uma po-pulação. Por isso é necessário datar-se os sobrecres-cimentos de alto-U (M1 ?) em outras amostras ondeos mesmos sejam passíveis de datação (> 25 µm).Outra possibilidade de obter idade confiável desseevento seria pela datação do neossoma dobrado (G2/M2) o qual deve refletir a idade do pico do metamorfismo/


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Fig. 6.7e Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico, Lima Duarte

migmatização.A idade magmática obtida de ~2777 Ma, com

herança em torno de 3162 Ma, é conhecida em ou-tros gnaisses no interior CSF. Desta forma, os gnaissesde Lima Duarte poderiam representar fragmento doembasamento arqueano do cráton, preservado comosubstrato da Faixa Ribeira. Por outro lado, conside-rando sua localização relativamente distante do limiteoriental do cráton - além do fato de estar separadosdo mesmo pelos terrenos paleoproterozóicos - podelevantar-se a hipótese de que os mesmoscorresponderiam à um segmento de terreno alóctone,amalgamado à borda cratônica durante a colagempaleoproterozóica ou neoproterozóica.

6.8 Ortognaisse tonalítico, Barbacena(Embasamento do CSF)

Esta unidade é integrante do embasamentoarqueano do domínio SE do CSF. É constituída porortognaisses TTGs blastomiloníticos com fortebandamento composicional (cm) com mesodobras eabundantes venulações e bolsões de neossomagranítico branco, produto de fusão parcial in situ (Fig.6.8a-b). Contém numerosos xenólitos transpostosde anfibolito, gnaisses cálci-silicáticos e BIFs,possíveis remanescentes de seqüências tipogreenstone belts. Em zonas de mais alto strainapresenta transposição avançada do bandamentocomposicional prévio, dando origem a um gnaisse fino,ultramilonítico (tectonito L-S), com composiçãoaparentemente homogênea (Fig. 6.8b-c). Aomicroscópio é um biotita ortognaisse tonalítico, comtextura recuperada granoblástica-poligonal fina(blastomilonito), com raros porfiroclastos remanescen-te de plagioclásio magmático, com microbandamentosmarcados pela foliação de biotita.

Foram datados 15 spots em 14 cristais sendoos dados analíticos mostrados na Figura 6.8e. Apopulação dominante de zircões é de cristaisprismáticos (C/L=3/1 e 5/1), longos (200-300 µm), commorfologia interna complexa, com núcleo dominanteportador de textura de crescimento magmático(zoneamento oscilatório), bem como razões Th/U nointervalo típico de rochas magmáticas félsicas (200-400 ppm de U; Th/U 0.1-0.9) (Fig. 6.9 d-e). Os núcleossão sobrecrescidos por duas fases sobrepostas. Osobrecrescimento interno Sb1 é de alto-U (cinzaescuro), possivelmente ligado a uma fase de fusãoparcial não datada (M1?); Os sobrescimentosexternos Sb2 são metamórficos finos, de baixo-U (altaluminescência) (M2) e são responsáveis pelo discretoarredondamento externo dos grãos. Mesmo com todosos cuidados na amostragem preparação dasamostras, as análises obtidas nos cristais e domíni-os magmáticos mostram forte discordância reversa(acima da concórdia), possivelmente devido àcondições analíticas inadequadas e não pode serconsideradas para fins de cálculo de idades (6.9e).Dois spots datados em bordas luminescentes de baixoU (metamórficas) forneceram idades 207Pb/206Pbaparentes de 2059 ±15 Ma e 2075 Ma ± 13 Ma,interpretadas como idades aproximadas para o picometamórfico-colisional do Cinturão Mineiro adjacente.

A idade aparente de cristalização sugeridade ~ 2500 Ma deve ser melhor avaliada, não apenaspelos problemas analíticos mas também por falta dereprodutibilidade regional desse resultado, pois todasas unidades gnáissicas da porção meridional do CSFapresentam idades iguais ou superiores a 2700 Ma(Machado e Carneiro, 1992, Teixeira et al. 1998, Noceet al.1998). Por esse motivo, são necessáriasdatações adicionais para comprovar a consistênciado presente dado.

Por outro lado, a idade de ~2068 Ma do meta-


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morfismo de fácies anfibolito é compatível com a idadeda orogênese paleoproterozóica registrada no Cinturão

Fig. 6.8f Concórdia Wetherill do ortognaisse tonalítico, Barbacena

Figs. 6.8a,b Exposições e local amostrado do ortognaisse tonalítico, Barbacena (Embasamento do CSF)

Fig. 6.8c Amostra do ortognaisse tonalítico, Barbacena

Figs. 6.8d,e Imagens CL de zircões do ortognaisse tonalítico, Barbacena

Mineiro, cujo evento colisional foi datado no intervalo~2070-2040 Ma.


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7. Metamorfismo paleoproterozóico de altograu e herança arqueana: Cinturão BahiaOriental CBO

7.1 Contexto geotectônica e implicações re-gionais das unidades datadas

Por muito tempo se pensou que toda a exten-são o cinturão de alto grau do leste da Bahia constituíaum arco magmático juvenil paleoproterozóico. Apesardos excelentes trabalhos desenvolvidos a partir deBarbosa (1986), os dados geocronológicos referentesao timing de acresção e metamorfismo eram escas-sos e inconclusivos. Por outro lado, um estudopetrográfico e geoquímico (Silva 1991) demonstrou queo cinturão era caracterizado por assinatura química tí-pica dos arqueanos, especialmente em termos de: i)assinatura depletada em LILEs (TTG), incluindo com-ponentes trondjhemíticos portadores de anomalia po-sitiva de Eu; ii) caráter bimodal, com intercalações degranulitos básicos do tipo TH2, interpretados como re-manescentes de crosta oceânica, cuja subducção te-ria dado origem ao magmatismo TTG; iii) intercalaçõesde paragnaisses remanescentes de assembléias ma-rinhas, preservando “paragêneses exóticas” (safirina +quartzo + ortopiroxênio), indicativas de alta P e T, equi-libradas em níveis crustais mais profundos. No mesmotrabalho os ortognaisses do segmento sul (Itabuna) enorte (Caraíba) do cinturão foram agrupados em umaúnica unidade (Complexo Itabuna-Caraíba). Finalmen-te, os ortogranulitos mais ocidentais (Banda Ipiaú) fo-ram caracterizados como não depletados, de compo-sição charnockítica, originados de refusão crustal, erelacionados ao Complexo/Bloco Jequié. Somente ometamorfismo granulítico isofacial em ambos os blo-cos, foi relacionado ao paleoproterozóico.

Visando testar essa evolução foramselecionadas 16 unidades-chaves para serem datadaspela técnica U-Pb SHRIMP, nos blocos arqueanosItabuna-Curaçá, Salvador-Ilhéus (aqui desmembrado doBloco Itabuna-Salvador-Curaçá), Jequié, bem como noCinturão paleoproterozóico Bahia Oriental CBO. Es-sas datações, apresentadas resumidamente em Silvaet al. (1997b, 2002d), confirmaram que a maior partedos terrenos de alto grau no Cinturão Itabuna-Caraíbade Silva et al. (1991) (Itabuna-Curaçá, no presente tra-balho), correspondiam a ortognaisses arqueanosgranulitizados no paleoproterozóico. Além disso, tam-bém permitiram discriminar um arco magmáticopaleoproterozóico isofacial com ortogranulitosarqueanos adjacentes. Essa nova configuração globalpara os domínios de alto grau do leste da Bahia é aquisintetizada com o suporte de um mapa e dois perfis-chaves (Figs. 7.1a,b,c), modificados de (Delgado et al.,2003 e Delgado & Silva, 2004, Silva et. al. 2005d).

A evolução geoquímica delineada por Silva(1991) para o Bloco Itabuna-Caraíba (Itabuna-Curaçá),foi confirmada no segmento norte do bloco por Teixeira(1997), embora esse autor tenha intepretado a evolu-ção no contexto de um arco juvenil paleoproterozóicoe não arqueano. Da mesma forma, as condições me-

tamórficas de alta P e T sugeridas pelos estudos mi-croscópicos das paragêneses exóticas foram posteri-ormente comprovadas com base em estudos de quí-mica mineral (Leite, 2002). Nessa mesma época, asidades de acresção arqueanas dos ortognaisses doComplexo/Bloco Itabuna-Curaça (Silva, 1991; Silva etal. 1997b; Silva et al. 2002d) foram também reconhe-cidas, através da integração dos dadosgeocronológicos disponíveis na literatura somados anovas determinações por Leite (2002) e Barbosa &Sabaté (2002). Esses últimos autores renomearam aunidade Itabuna-Caraíba como Itabuna-Salvador-Curaçáe também caracterizaram isotopicamente comoarqueanos outros três blocos do embasamento do CSFna Bahia: Jequié, Serrinha e Gavião.

O EMBASAMENTO ARQUEANO RETRABALHADODO CBO

Os ortognaisses arqueanos do embasamen-to ocidental (Blocos Itabuna-Curaçá e Jequié), foramsubmetidos à intensa deformação e recristalização nasraízes do orógeno riaciano (CBO), preservando aindaque precariamente, no núcleo de alguns cristais o re-gistro de idades de acresção entre ~3000 Ma e ~2500Ma. Assim, o embasamento guarda o registro decolagens multi-episódicas do meso ao neoarqueanoresponsáveis pela edificação de um cráton consolida-do ao final do arqueano. Esse cráton foi intensamentetransposto e recristalizado sob condições de P e Tseveras, durante a implantação do orógeno colisionaldo CBO, entre ~2080 e 2050 Ma. Dessa forma, osblocos Jequié e Itabuna-Curaçá constituíram uma úni-ca entidade tectônica, o microcontinente (Jequié/Itabuna-Curaçá JIC), que desempenhou o papel de pla-ca inferior na fase colisional riaciana e que, em seuatual nível de exposição, constitui as raízes exuma-das de um orógeno colisional (Figs. 7.1a,b,c,d,e; Ta-bela III.2). O Bloco Salvador-Ilhéus – domínio tectônicoinferido a partir da datação e discriminação cartográficade dois diminutos remanescente arqueanos, compos-tos dominantemente por ortogranulitos bandados, ex-postos nas regiões litorâneas de Salvador e Ilhéus -também preserva idades de acresção entre ~2750 Mae ~2550 Ma e metamorfismo granulítico entre ~2100 e2050 Ma. Com base nesse novo panoramageotectônico proporcionado pelas datações e obten-ção de mapas e perfis geotectônicos regionaisatualizados (Figs. 7.1a,b) esses dois segmentosarqueanos expostos em salvador e Ilhéus foramespeculativamente considerados partes emersas demargem continental arqueana mais oriental, possivel-mente arrancada da do Cráton do Congo Ocidental(Bloco Gabão) por Silva et al. (2005d) . Essa margemcontinental foi ativada pela acresção do arco magmáticoriaciano da ramo costeiro do CBO (placa inferior) eamalgamada aos outros microcontinentes arqueanos(Serrinha, JIC e Gavião), durante a colagem riacianaque deu origem ao continente arqueano-paleoproterozóico São Francisco, encerrada há ~2080Ma Silva et al.(2005d).


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Devido à intensa transposição e recristalizaçãosob condições de P e T severas, nas raízes de umorógeno colisional, os sistema U-Th-Pb das popula-ções foi intensamente alterado, com o apagamentoquase total da memória isotópica arqueana, preserva-da apenas em domínios restritos dos núcleos de al-guns zircões. Como conseqüência, a distribuição dasanálises na concórdia, formam um arranjo muito dis-cordante e ambíguo, devido à superposição de doisepisódios de perda de Pb pós-magmáticos e devidoao fato de a reta da discórdia D1 (linha média de perdade Pb entre a cristalização e o pico do Metamorfismo)estar situada muito próxima da curva concórdia, emfunção do intervalo de tempo relativamente curto entrea cristalização primária (~2700 Ma) e a recristalizaçãometamórfica (~ 2080 Ma). Além desse fator, a maiorparte das análises mostra um segundo episódio deperda de Pb no tempo presente causando um novodesvio das análises plotadas nos diagramas (discór-dia D2). Devido a essas peculiaridades, as 8 análisesaqui rediscutidas, constituem um dos mais interes-santes e complexos estudo de casos de zirconologiaaplicado a terrenos de alto grau no país, tendo sidopor este motivo incluídas no presente trabalho.

O CINTURÃO BAHIA ORIENTAL (CBO) REDEFINIDOOs dados geocronológicos permitiram estabele-

cer também a zoneografia orogênica mais precisa eevolução mais consistente que a originariamente ad-mitida para paleoproterozóico, através do CBO (sensuDelgado et al., 2003). O cinturão está internamenteorganizado em dois ramos distintos, um de direçãoNE-SW (Costeiro) e o outro NNW-SSE(Intracontinental). O principal componentepaleoproterozóico do ramo costeiro é um terrenoortognáissico longo e estreito, exposto paralelamenteà costa de Eunápolis (Sul da Bahia) até além da divisados estados Bahia/Sergipe. A assinatura geoquímicaindica que este terreno constitui um arco magmáticodesenvolvido em resposta à subducção para E-SE decrosta oceânica paleoproterozóica. Essa crosta aindanão reconhecida, ou da qual não foram preservadosremanescentes após sua dissipação sob ummicrocontinente arqueano oriental, em sua maior ex-tensão submerso (Bloco Salvador –Ilhéus). Até o pre-sente as únicas evidências reconhecíveis dessaprotocrosta oceânica são marcadas pela sutura damargem ocidental do arco riaciano (SUR, nas Figs. 1e 2), bem como granulitos máficos de composiçãoMORB, no segmento médio do arco (Pinho et al. 2003).Nas proximidades de Nazaré esse ramo NE-SW mos-tra uma inflexão para NW, estendendo-se nesse sen-tido até o limite estadual Bahia/Pernambuco na regiãode Curaçá, passando por Caraíba. Como a inflexão écoberta pelos depósitos mesozóicos do rifteRecôncavo-Tucano-Jatobá, as relações tectônicasentre os dois ramos não são conhecidas. No segmen-to NNW-SSE, até o presente não foram registradasevidências associações do arco magmático que ca-racteriza o ramo costeiro.

O Ramo Costeiro do CBOEstágio pré-colisional (~2170-2100 Ma) - reportado noramo costeiro do cinturão é constituídopor um arcomagmático. A edificação do mesmo, deflagrada porum evento compressional riaciano, teve início entre~2230 Ma e ~2170 Ma, com a acresção precoce nosegmento mais setentrional do arco, representadospelos precursores dos granulitos charno-enderbíticosrespectivamente nas regiões de Buquim (Van Schmuzet al., 1995) e Conde (Fig. 7.1a). O segmento sul(Eunápolis) é constituído por gnaisses tonalíticos comidade de cristalização de ~2120 Ma e a idade de inter-cepto inferior (-206±530 Ma) que apesar de extrema-mente imprecisa, é indicativa de perda de Pb duranteo pico metamórfico do Cinturão Araçuaí, associado aoqual os gnaisses foram migmatizados. Entretanto, afalta de mapa geológico em escala adequada aindanão permite o estabelecimento de continuidadecartográfica segura com o segmento central do arco(contato suposto ? na Figura7.1a). O segmento cen-tral (São José) compreende ortogranulitos de compo-sição diorítica a tonalítica com assinatura químicadepletada TTG, associados a metabasaltos tholeiíticostipo MORB. Devido à disponibilidade de mapa geológi-co refinado na escala 1:100.000 (Arcanjo, 1997) esseé o segmento mais bem conhecido do arco. Um plútonenderbítico sincolisional deste segmento forneceu aidade de cristalização de ~2090 Ma, enquanto outro,de composição quartzo diorítica/enderbítica, foi data-do em ~2130 Ma (cristalização) e ~2070 Ma(metamorfismo). A presença de metabasaltostholeiíticos (granulitos básicos com granada) com as-sinatura química tipo-MORB em associação com aseqüência plutônica primitiva do tipo TTG, tem sidointerpretada como possível fonte dos magmatismo pre-cursor desses gnaisses (Pinho et al., 2003). Conse-qüentemente, pode constituir remanescente de umacrosta oceânica cujo posicionamento e significado nazoneografia original do arco ainda não estão bem es-clarecidos. No terceiro (e mais setentrional) segmen-to um granulito charnockítico da região do Conde apre-sentou idade de cristalização de ~2170 Ma e idade deintercepto inferior imprecisa, fornecendo a idade apa-rente ~500 Ma, interpretada como a idade mínima parao metamorfismo (Silva et al., 2002). Outro ortognaisseda região de Buquim (Divisa Bahia/Sergipe) foi datadoem ~2230 Ma (cristalização) e como a anterior forne-ceu também a idade de intercepto inferior de ~586 Ma,interpretada como idade de metamorfismo (VanSchmus et al., 1995). Ambas as idades indicamretrabalhamento metamórfico em evento brasiliano, queapesar de imprecisamente datado, situa-se no inter-valo neoproterozóico, similar ao obtido no segmentosul do arco, bem como no embasamento adjacenteem Ilhéus. As idades modelos bem como os valoresnegativos de εNd para os gnaisses riacianos indicam ainfluência da crosta arqueana na evolução do arco compadrões similares aos observados nas modernas mar-gens continentais andinas (dados em preparação).

Estágio sincolisional (~2050-2080 Ma) -metamorfismo de alto grau, cavalgamento para W e a


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colagem riaciana. O estágio final do orógeno está rela-cionado com a colagem riaciana ocorrida entre 2080-2050 Ma, conforme as idades metamórficas obtidasem zircões recristalizados em alto grau no arco e noembasamento oriental. A colagem foi caracterizada pelocavalgamento para W e colisão do arco já amalgama-do ao Microcontinente Salvador-Ilhéus (placa superi-or) contra as placa ocidental (inferior) (microcontinenteJIC) e também Bloco e Serrinha, conforme sugeridopela idade de ~2950 Ma obtida no ortognaisse tonalíticoem Aporá reinterpretados como a extensão deste blo-co (Figs. 1 e 2). Neste evento, a borda NW do BlocoSalvador-Ilhéus passa a constituir a margem continen-tal ativa tipo andina (microcontinente) a qual, em rela-ção ao fechamento do orógeno riaciano, desempenhouo papel de placa superior.

O Ramo Intracontinental do CBOA extensão setentrional do microcontinente JIC

no ramo NNW-SSE do CBO tem disposição central,sendo cavalgado pelo Bloco Serrinha, a norte do para-lelo 11º (a sul o movimento é invertido em estrutura em“flor positiva” gerada por transpressão no estágio finalda colisão) e no mesmo evento, cavalgando o BlocoMairi-Gavião (Figs. 1 e 3). Duas associações plutônicaspaleoproterozóicas foram até então cartografadas nesseramo e não apresentam evidências de vinculação comum arco juvenil. A mais antiga, de natureza subalcalina/mangerítica de natureza crustal (ortogranulitos Riachoda Onça), apresenta idade (mínima) de cristalizaçãode 2130 Ma, está relacionada a rifteamento, tendo sidometamorfisada há ~2080 Ma no estágio colisional. Amais jovem, representada por extensivo magmatismosienítico alcalino, foi datada em ~2090 Ma (BatólitoItiúba) pelo método Pb-Pb evaporação (Conceição etal., 2003) e interpretada pelos autores como fasesincolisional, a qual, tampouco pode ser relacionadaà edificação de um arco juvenil riaciano. A ausência demagmatismo relacionado a arco nesse segmento e ometamorfismo de alto grau superoposto sugere queesse ramo corresponde às raízes continentais de umorógeno colisional, daí a sua designação deintracontinental. Apenas do no Bloco/MicrontinenteSerrinha, o período riaciano foi caracterizado pelaacresção de plutonismo cáci-alcalino e desenvolvimentode bacia de retro-arco entre 2200 e 2100 Ma(Greenstone Belt Rio Itapicuru (Silva, 1992).

Além do sintetizado acima vale ainda acres-centar que primeiras tentativas de determinação dasidades de cristalização dos ortogranulitos, com a fina-lidade de se testar os dois modelos para acresção(paleoproterozóica ou arqueana), foi feita através deanálises Pb-Pb evaporação. Entretanto, devido às con-dições metamórficas extremas anteriormente menci-onadas, ocorreu a abertura generalizada do sistemaisotópico U-Pb-Th em todas as populações de zircãoos quais sofreram corrosão metamórfica erecristalização avançada em fácies granulito seguidode annealing termo-tectônico, com apagamento da

memória isotópica arqueana, há ~2080 Ma. Por essemotivo, as tentativas de obtenção das idades de cris-talização não foram bem sucedidas, devido à falta deresolução espacial da técnica Pb- Pb evaporação. Nosgranulitos félsicos as idades obtidas refletiam a com-posição mista com valores entre ~2100 Ma e 2020Ma, interpretadas como idades de cristalização emetamorfismo, respectivamente. O mesmo ocorreucom as primeiras tentativas de datação da seqüênciamáfica de Caraíba e Medrado.

Assim, apesar da alta resolução espacialSHRIMP a maioria das análises, como veremos adi-ante no estudo de casos, não são de fácil interpreta-ção. Os resultados formam arranjos discordantes eambíguos devido à sobreposição de dois episódios deintensa perda de Pb com o primeiro (relacionado aopico do metamorfismo granulítico) resultando em umaprimeira linha média de perda de Pb (discórdia) situa-da muito próxima à curva concórdia em função do in-tervalo de tempo relativamente curto entre a cristaliza-ção primária e a recristalização metamórfica. Dificul-tando ainda mais a interpretação das concórdias, osegundo episódio de perda de Pb, que correu no tem-po presente, provoca forte rotação (realinhamento)desses resultados em direção ao tempo zero deslo-cando a maior parte para uma segunda linha média deperda em direção à origem. O grau da discordância eo espalhamento das análises é função da intensidadeda perda de Pb e está relacionado à metamictizaçãodos núcleos magmáticos. Somente com a obtenção einterpretação de centenas de imagens BSE e CL pre-viamente às datações na microsonda, o cálculo sepa-rado das idades de cristalização e metamorfismo. Porisso esses resultados foram escolhidos para ilustra-rem o presente estudo de casos.

Essa revisão, bem como suas conseqüênci-as para a reavaliação do quadro tectônico regional, éaqui discutida para ilustrar uma das recomendaçõesbásicas do Capítulo II, de que a execução de um pro-jeto de reconhecimento geocronológico não pode ja-mais dispensar as ferramentas clássicas da cartogra-fia básica: martelo, microscópio e geoquímica. Os re-sultados e interpretações geocronológicas obtidas sóforam possíveis em um terreno com tal complexida-des graças à excelência do mapeamento geológicoexecutado na escala 1:100.000 na Folha Itabuna (Ar-canjo 1997).

O cartoon da Figura 7.1d é uma tentativa deilustração da escala de tempo dos eventospetrotectônicos no CBO (paleoproterozóico) e o esta-belecimento da “estratigrafia fantasma” dos sistemasde arcos arqueanos, conjuntamente com as seqüên-cias metassedimentares (margem continental e pris-ma acrescionário arqueano) e intercalações de rema-nescentes ofiolíticos. As variações das idades do clí-max acrescionário (arqueano) e colisional-metamórfico(paleoproterozóico) são representados na figura 7.1dcom precisão da ordem de ± 10 m.a., com base emcerca de duas dezenas de datações U-Pb (SHRIMP).


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Fig. 7.1a Esboço Tectono-geológico do CBO e de seu embasamento arqueano (Reproduzido de Silva et al., 2005d)


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Fig. 7.1b Pefil Tectono-geológico do Ramo Costeiro do CBO e de seu embasamento arqueano, assinalando também a potencialidademetalognética das principais unidades tectônicas regionais (Reproduzido de Silva et al., 2005d).

Fig. 7.1c Pefil Tectono-geológico do Ramo Intracontinental do CBO e de seu embasamento arqueano, assinalando também apotencialidade metalognética das principais unidades tectônicas regionais (Reproduzido de Silva et al., 2005d)).

Fig. 7.1d Escala de tempo U-Pb para os eventos tectono-magmáticos no CBO e em seu embasamentoarqueano na margem oriental CSF


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Fig. 7.2a Forma de exposição típica dos gnaisses granulíticosna orla marítima de Salvador

Figs. 7.2b,c Imagens CL e backsacattering de zircões do granulito enderbítico, Salvador

7.2 Granulítico enderbítico, Salvador (BlocoSalvador-Ilhéus, Domínio Salvador)

Típico padrão de exposição dos gnaissesgranulíticos que sustentam baixas elevações na regiãolitorânea de Salvador (Figura 7.2a).

É um gnaisse granulítico finamente bandado,cinza-esverdeado, com bolsões de fundidos sin- e pós-tectônicos in situ. Ao microscópio é um ortopiroxênio-biotita granulito enderbítico com trama fina recuperada,blastomilonítica, com recristalização avançada daparagênese original e raros porfiroclastosremanescentes de plagioclásio. A biotita é produto

retrometamórfico hidratado do ortopiroxênio.A população de zircões distribui-se em 2

subgrupos morfológicos, sendo o subgrupo 2 ampla-mente dominante. O subgrupo 1 é constituído porcristais com comprimento médio (200 µm) com hábitoprismático, mostrando moderada corrosão erecristalização (arredondamento) das terminaçõesprismáticas (Fig. 7.2b). A morfologia interna édominada por um grande núcleo com zoneamentomagmático preservado, por fino (<5 µm)sobrecrescimento metamórfico de alta luminescência

(baixo-U) (Fig. 7.2c). Alguns cristais desse subgrupotêm morfologia externa mais arredonda, mostrandoacentuada corrosão e estrangulamento na parte central,resultando em um hábito bow-tie (gravata borboleta)(Figura 7.2c). O estrangulamento está associado afraquezas mecânicas do grão, conforme sugerido pelafratura transversal (seta) na porção central, represen-tando o início do processo de bipartição do cristal egeração de dois neogrãos golobulares.

O subgrupo dominante (2) é representado porcristais translúcidos e claros em luz transmitida erefletida, com diâmetro médio de 150 a 200 µm,eventualmente com núcleo magmático preservado(7.2d). Entretanto, a maioria dos zircões consiste decristais isométricos multifacetados e arredondados(globulares), com morfologia interna homogênearesultante da recristalização avançada e supressãodas estruturas magmáticas pretéritas. Esses cristaiscorrespondem ao estágio final de recristalização deum zircão em fácies granulito (annealing). O conteúdoelevado de U e Th (magmáticos) dos zircões,relativamente a zircões de rochas félsicas aintermediárias granulitizadas, não é de todo incomumem terrenos similares, como notado nos granulitosenderbíticos do Sri Lanka (e.g. Kröner et al., 1994).Por outro lado, a simplicidade estrutural observadosem luz transmitida, refletida ou mesmo em imagensBSE, é enganosa. Em imagens produzidas em luzpancromática (CL) algumas estruturas internas, comozoneamento por setor, lembram os gomos de uma bolade futebol (Fig. 7.2e). Esse tipo de morfologia foidescrito pela primeira em zircões do Brasil por Silvaet al. (1997b) e designadas como texturas soccer ball.Na Figura 7.2e também podem ser identificados do-mínios mais ricos em U, de tonalidade cinza escuroem dois gomos da região equatorial, e algumas


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Figs. 7.2d,e Imagens CL e backsacattering de zircões do granulito enderbítico, Salvador

manchas irregulares cinza médio em direção àsmargens. Essas estruturas têm sido identificadas emzircões de diversos ortogranulitos, como no GnaisseLewisian na Escócia (Friend & Kinny, 1995), na ZonaIvrea, nos Alpes meridionais (Vavra et al., 1996;Rubatto et al., 1998) e nos norte do Sri Lanka (Kröneret al.1994). Os zircões do último terreno são utilizadoscomo um dos padrões das análises SHRIMP (CZ3),com o qual foram datadas parte das amostras aquidiscutidas. O mecanismo de geração destes cristaismultifacetados está relacionado à corrosão (dissolu-ção) metamórfica de cristais magmáticos originais,com posterior recuperação (healing) da estruturadanificada em condições de temperatura alta e baixataxa de strain, na fácies granulito (e.g. Kröner et al.,1994). Por analogia com texturas recuperadas(poligonizadas) de blastomilonitos, a estrutura étambém atribuída a processo de annealing termo-tectônico, imediatamente pós-pico termal (Schalteggeret al., 1999).

Foram datados 34 spots em 28 cristais e osresultados mostrados na concórdia expandida da figura7.2f. Os resultados formam arranjo discordante eambíguo, devido à superposição de dois episódios deperda de Pb. Um se relaciona ao pico de eventogranulítico datado em ~2094 ± 20 Ma (discórdia D1,em 7.5f). O outro ocorreu no tempo presente e podeser identificado pelo (re)alinhamento dos boxes de erro(que deveriam alinhar-se segundo D1 e D2) em direçãoao tempo zero (D3 em 7.2f). O grau da discordância eo espalhamento das análises é função da perda dePb e se relaciona à metamictização dos núcleosmagmáticos.

O subgrupo 1 de núcleos e cristais magmáticosformam agrupamento (n=7) concordante, homogêneo,com moderada dispersão atribuível a causasgeológicas (X2 = 5.0), com a idade 207Pb/206Pb aparentede 2503 ± 6 Ma. Essa idade é interpretada como amínima de cristalização e foi calculada a partir dosdados de Silva et al. (1997b). Naquele trabalho, devi-

Fig. 7.2.f Concórdia Wetherill do granulito enderbítico, Salvador


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Fig. 7.3a Vista geral da exposição dos granulitos charnockíticos nos arredores de Ilhéus

do à considerável dispersão das análises, os autoresoptaram por não calcular uma idade agrupada. Porisso, o resultado concordante obtido no spot 19-3 (Fig.7.2f ) em um cristal magmático, com idade 207Pb/206Pbaparente de 2561 ± 7 Ma (1σ), foi interpretado como amelhor aproximação para a idade de cristalização domagma precursor. Essa interpretação é também as-sumida no presente trabalho. Devido a essascomplexidades recomenda-se a execução de novasanálises na unidade para obter-se uma idade melhorconsistida.

Para testar a variação dos efeitos dometamorfismo na abertura do sistema U-Th-Pb emescala intracristalina, o cristal # 12 (Fig. 7.2b) foiexplorado ao longo de um perfil longitudinal comdatação de três spots. O resultado obtido no quadranteNE apresenta a maior razão 207Pb/206Pb (2561 ± 7 Ma)e maior conteúdo em U (~500 ppm), constituindo-sena melhor estimativa da a idade do cristal. Os outrosdois spots apresentam razões 207Pb/206Pb menores(~2500 Ma) e empobrecimento em U (~350 ppm), oque representa possíveis domínios intracristalinosfracamente afetados pelo metamorfismo, com aberturado sistema U-Th-Pb. Já o cristal # 2, (Fig. 7.2c)apresenta estágio de cristalização mais avançada,com estrutura gravata borboleta indicativa de maiorintensidade de recristalização, maior abertura dosistema e, em conseqüencia, forneceu duas idadesmenores, ~2470 Ma e 2345 Ma.

Por outro lado. os cristais soccer ball e ossobrecrescimentos do subgrupo 2 formamagrupamento (n=10) concordante, homogêneo, semdispersão atribuível a causas geológicas (X2 = 1.2), eque forneceu a idade 207Pb/206Pb aparente de 2094 ±20 Ma. Essa idade é interpretada como a do pico deevento granulítico (incorporou 4 análises a mais doagrupamento utilizado em Silva et al. 1997b),resultando em razão média pouco superior à calculadanaquele trabalho (2089 ± 11 Ma).

7.3 Granulito Charnockítico, Ilhéus (BlocoSalvador-Ilhéus, Domínio Ilhéus)

A vista panorâmica dos granulitoscharnockíticos do Complexo Ilhéu consta da Figura7.3a. A Figura 7.3b mostra uma exposição doortogranulito charnockítico bandado, intrusivo emmetagabronorito e cortado por diques máficosterciários, assinalados como “dq”. A 7.3c é um detalhedo afloramento, com o local de amostragemassinalado pelo retângulo vermelho, e destaca ocontato brusco (intrusivo) do gnaisse charnockíticocom o metagabro norítico. Petrograficamente égnaisse charnockítico bandado (cm), cinzaesverdeado. Sob microscópio é um biotita-orto/clinopiroxênio gnaisse granulítico de composiçãocharnockítica, com textura recuperada granoblástica-alongada e forte foliação marcada pela alternância deconcentrações de minerais máficos.

Foram datados 27 spots em 25 cristais e cujosresultados constam do diagrama concórdia da figura7.3f. Os zircões formam uma população homogênea,constituída por zircões com forte arredondamento dasterminações prismáticas (por efeito de recristalizaçãometamórfica), dando origem a cristais ovóides earredondados. A morfologia interna é dominada porgrandes núcleos metamíticos enriquecidos em U(tonalidades escuras em CL) (Fig. 7.3d). Os núcleossão sobrecrescidos por finos envoltórios de alto U(alta luminescência, baixo-U), também característicode recristalização metamórfica (Figs 7.3d-e).

Os resultado obtidos em 10 spotspertencentes à mesma população de núcleosmagmáticos formam um arranjo co-linear (discórdia),sem evidências de dispersão de natureza geológica(MSWD = 1.5), com intercepto superior de 2719 ± 10Ma, interpretado como a idade de cristalização domagma precursor do gnaisse charnockítico. O interceptoinferior tem idade aparente imprecisa de 787 ± 62 Ma,


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Fig. 7.3b Vista local dos granulitos charnockíticos, Praia MorroPernambuco, Ilhéus

Fig. 7.3c Afloramento amostrado do granulito charnockítico,Praia Morro Pernambuco, Ilhéus

Figs. 7.3 d,e Imagens CL de zircões do granulito charnockítico,Praia Morro Pernambuco, Ilhéus

Fig. 7.3f Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, PraiaMorro Pernambuco, Ilhéus

representando um episódio de perda de Pb(neoproterozóico?) de difícil interpretação no contextoregional. A única idade aparente medida diretamente (~710 Ma,Fig. 7.3e) que poderia convalidar o resultado de~787 Ma, é também de interpretação duvidosa, pois foiobtida em um sobrecrescimento interno metamítico, dealto U (2154 ppm) e fortemente discordante (40%).

Doze spots obtidos nos sobrecrescimentosmetamórficos externos de baixo U em 12 cristaisformam um agrupamento homogêneo, sem evidênciasde dispersão de natureza geológica (MSWD 0.84) comidade aparente de 2047 ± 12 Ma (Fig. 7.3f). Essa idadeque representa a pico do metamorfismo granulítico écompatível (dentro do erro do método) com o intervalodatado entre 2050-2090 Ma para esse evento,possivelmente representando estágio terminal dacolagem dos blocos Salvador-Ilhéus e Itabuna-Curaçáno estertor da implantação do COB

7.4 Enderbito sincolisional, Fazenda TerraNova (Ramo Costeiro do arco magmático doCBO)

A amostra é de ortognaisse homogêneo, cin-za-esverdeado, com fino bandamento composicional.Ao microscópio é um orto/clinopiroxênio-biotitaortognaisse enderbítico, com forte e contínua foliação/bandamento, marcado pela alternância de bandas

máficas e félsicas.Os estudos morfológicos por CL mostram que

a maior parte da população é constituída de cristaiseuédricos, com hábitos piramidais, isométricos,multifacetados, com faces de alta ordem, indicativosde cristalização sob condições de altas temperaturas.Além disso, os zircões não apresentam recristalizaçãometamórfica interna, nem geração desobrecrescimentos,com preservação de complexozoneamento magmático oscilatório e por setor, bemcomo teores de U e Th altos, e razões Th/U em tornode 0.5, características de cristalização magmática(Figs. 7.4a,b). A forte trama (bandamento) primária,associada à preservação morfológica e do sistemaisotópico dos zircões, é indicativa de intrusãosintectônica em equilíbrio com o evento metamórficode fácies granulito regional.

Foram datados 10 spots em 10 cristais per-tencem à mesma população magmática, os quaisformam um agrupamento homogêneo, com pequenadispersão de natureza geológica (MSWD = 1.6) queforneceu a idade concórdia aparente de 2092 ± 6 Ma.


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Fig. 7.4a Imagem CL de zircão doenderbito granulítico do RamoCosteiro do CBO, Fazenda Terra Nova

Fig. 7.4b Imagens CL de zircões do enderbito granulítico do Ramo Costeiro doCBO, Fazenda Terra Nova

Fig. 7.4c Concórdia Wetherill do enderbito granulítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda TerraNova

Devido a estas peculiaridades, o resultado pode serinterpretado como a idade de cristalização(sincolisional) do magma enderbítico e representan-

do também a melhor estimativa para a idade do picodo evento metamórfico granulítico.


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7.5 Enderbito granulítico, FazendaTupinambá (Ramo Costeiro do arco magmático do CBO)

Gnaisse cinza escuro, milonítico, finamentebandado, cortado por venulações de granito rósa. Sobmicroscópio é um gnaisse ultramilonítico quartzo-diorítico/tonalítico com remanescentes de orto-clinopiroxênio magmáticos e de hornblenda e biotitatitanífera metamórficas e de substituição de piroxênio.A textura é ultramilonítica, granoblástica, em partepoligonizada, composta por bandas milimétricas deplagioclásio, com quartzo subordinado, de granulaçãovariável de ~0.1 mm a ~0.01 mm. Os minerais máficosocorrem em bandas muito finas que fornecem à ro-cha forte foliação paralela ao bandamento. Embora acomposição magmática original seja quartzo-diorítica/enderbítica não é possível deduzir a natureza doprotólito plutônico ou extrusivo/hipabissal.

A população de zircões consiste de cristaisprismáticos longos com zoneamento oscilatóriomagmático definido e discretos sobrecrescimentosmetamórficos (Figs. 7.5a, 7.5.b). Foram datados 10spots em 10 cristais. Cinco pertencem à mesma po-pulação de núcleos magmáticos e formam agrupa-mento sem dispersão de dispersão natureza geológi-ca (MSWD = 0.78), com idade 207Pb/206Pb aparentede 2131 ± 5 Ma (Fig. 7.5d), interpretada como a idadede cristalização do magma precursor. Quatro spotsdatados da mesma população de sobrecrescimentosmetamórficos formam agrupamento com pouca dis-persão de dispersão natureza geológica (MSWD =1.8), que forneceu a idade 207Pb/206Pb aparente de 2067± 19 Ma, interpretada como a do metamorfismo regi-onal de fácies granulito. Embora os conteúdos de U eTh desses domínios estejam no intervalo de rochasmagmáticas (Figura 7.5b), trata-se claramente de do-mínio recristalizado metamórfico.

Figs. 7.5a,b Imagens CL de zircões do granulito enderbítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Tupinambá

Fig. 7.5c Concórdia Wetherill do granulito enderbítico do Ramo Costeiro do CBO, Fazenda Tupinambá


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Fig. 7.6a Imagens CL de zircões do granulitocharnockítico do Ramo Costeiro do CBO, Conde

Fig. 7.6b Concórdia Wetherill do granulito charnockítico do Ramo Costeirodo CBO, Conde

7.6 Granulito charnockítico, Conde (RamoCosteiro do arco magmático do CBO)

Granulito leuco-charnockítico cinzaesverdeado, fortemente foliado e granulação média.Sob microscópio é um (clinopiroxênio-) biotita-hornblenda mesopertita leuco-charnockito gnáissico,com textura recuperada granoblástica-alongada apoligonal, (blastomilonito), com forte foliação de biotita.

Os zircões são prismáticos, alongados,euédricos, com zoneamento oscilatório magmático,metamíticos devido ao alto conteúdo em U (780-2138ppm). Alguns grãos mostram efeitos de metamorfismocaracterizado pelo discreto arredondamento das ter-minações piramidais (Fig. 7.6a). Apesar do enriqueci-mento em U e da metamictização responsável pelaforte discordância dos resultados, a escolha de domí-nios menos alterados, selecionados em função damenor luminosidade (> conteúdo em U), permitiu ob-ter uma discórdia com a idade de intercepto superior

razoável, quando descartada a análise mais discor-dante (spot 1.1 em 7.6b).

Foram datados 10 spots em 10 cristais. Novedesses spots, pertencentes à mesma populaçãomagmática, com pouca dispersão de natureza geoló-gica (MSWD = 2.8), alinham-se segundo discórdiacom intercepto superior impreciso de 2169 ± 48 Ma,interpretado como a idade de cristalização do magmagranítico precursor do granulito charnockítico. A mes-ma discórdia mostra intercepto inferior impreciso de495 ± 38 Ma, sugestivo da influência de recristalizaçãometamórfica no neoproterozóico.

A descoberta e caracterização dessa associ-ação no domínio mais oriental (costeiro) do CBO, su-gere que o mesmo poderia representar a extensãosetentrional do magmatismo pré-colisonal do orógeno,uma vez que ortognaisses cronocorrelatos tambémforam datados na região costeira do extremo sul doestado, nas proximidades de Ilhéus e Eunápolis (ítens7.4, 7.5 e 7.6), com idades similares (~2130 Ma).


103

Figs. 7.7a,b,c Imagens CL de zircões do gnaisse tonalítico doRamo Costeiro do CBO, Eunápolis

Fig. 7.7d Concórdia Wetherill do gnaisse tonalítico do Ramo Costeiro do CBO, Eunápolis

7.7 Gnaisse tonalítico, Eunápolis (Ramo Cos-teiro do arco magmático do CBO, DomínioNE do Cinturão Araçuaí)

A amostra é representativa do embasamentoNE do Cinturão Araçuaí (Figs. 4.1a, 7.1a) possivel-mente, mas não comprovadamente, extensão meridi-onal do arco magmático riaciano do CBO (Silva et al.,2002c). È um gnaisse migmatítico, com paleossomatonalíticoo (amostra) e venulações neossomáticasgraníticas. Ao microscópio é um mela-biotita-hornblenda gnaisse tonalítico, com texturagranoblástica alongada e forte foliação de mineraismáficos.

Os zircões são tipicamente magmáticos,euédricos, prismáticos (C/L 3/1 a 5/1) longos (500-700 µm, Figs. 7.7a-b), com forte zoneamento

oscilatório e desprovidos de núcleos herdados. Pos-suem conteúdos normais de U (200-600 ppm) e Th,mas as razões Th/U são variáveis, algumas muitobaixas devido à depleção em Th, tipicamente no inter-valo metamórfico (Figs. 7.7a-b). Além de depleção emTh, como efeito de recristalização metamórfica há for-te corrosão periférica das faces prismáticas earredondamento das extremidades piramidais dos cris-tais (Fig. 7.7b-c).

Foram datados 12 spots em 9 cristais, cujosrswultados analíticos constam do diagrama concór-dia da Figura 7.7d. Sete spots pertencentes à mes-ma população homogênea, sem evidências de dis-persão de natureza geológica (MSWD = 1.5), alinham-se segundo discórdia com intercepto superior de 2124± 10 Ma, e intercepto inferior muito impreciso de 206± 530 Ma. A idade de intercepto superior é interpre-tada como a de cristalização do magma tonalítico.O intercepto inferior forneceu resultado impreciso quenão permite o cálculo da idade real do eventometamórfico, apenas sugere que o mesmo ocorreuno neoproterozóico em resposta ao evento colisionaldo Cinturão Araçuaí. Embora não haja registro dedatações prévias na presente unidade, ela era inter-pretada como pertencente ao embasamentoarqueano, regionalmente designado de ComplexoItapetinga.


104

7.8 Granulito mangerítico, Riacho da Onça(Ramo Intracontinental do CBO / Batólitospré-orogênicos de rifte continental)

A amostra é representativa de uma associa-ção subalcalina quartzo monzonítica (mangerítica)granulitizada, intrusiva no embasamento granulítico.Trata-se de gnaisse finamente bandado, com texturaocelar de microclínio (augen) em matriz granoblásticafina. Ao microscópio é um granulito blastomilonítico,de composição hiperstênio quartzo monzonítica(mangerítica), tendo ainda como acessórios maioresclinopiroxênio, hornblenda e biotita titanífera. Apresentaevidências de retrometamorfismo à fácies granulito.

A população de zircões apresenta-se em adi-antado estado de recristalização sob condições altograu. É representada por cristais translúcidos e clarosem luz transmitida e refletida, com diâmetro médio de150 a 200 µm, sem preservação de núcleo magmático(7.8a-e). A grande maioria dos zircões é compostapor cristais de hábitos isométricos multifacetados earredondados (globulares), com morfologia internahomogênea, resultante da recristalização e supressãototal das estruturas magmáticas pretéritas (7.8a,b-c).Esses cristais correspondem ao estágio avançado derecristalização de um zircão em fácies granulito(annealing). O conteúdo elevado de U e Th(magmáticos) observado, relativamente a zircões derochas félsicas a intermediárias granulitizadas, não éde todo incomum em terrenos similares como notadonos granulitos enderbíticos do Sri Lanka (e.g. Kröneret al., 1994). Alguns cristais, embora com fortearredondamento periférico, conservam remanescente

da foram prismática original e mostram estágioavançado de corrosão e estrangulamento em sua partecentral, resultando grãos com hábitos bow-tie (gravataborboleta) (Fig. 7.8d-e). Esse hábito, bastante comumnos zircões granulitizados na Bahia, representam oinício de um processo de “bipartição cristalina”, quese não tivesse sido interrompido, teria resultado emdois novos cristais globulares similares aos mostradosna as Figuras (Fig. 7.8a,c).

Foram datados 24 spots em 23 cristais, sendoos resultados mostrados na concórdia d Figura 7.8f.Os resultados formam um arranjo discordante eambíguo, devido à superposição de dois episódios deperda de Pb superpostos. O primeiro episódio estárelacionado ao pico de um evento granulítico datadoem população homogênea de 18 cristais, semevidências de dispersão de origem geológica (X2 =1.5)que forneceu uma idade aparente de ~ 2082 ± 7 Ma(discórdia D1, em 7.8f). O segundo episódio ocorreuno tempo presente e pode ser identificado pelo(re)alinhamento dos boxes de erro (que deveriamalinhar-se segundo D1 e D2) em direção ao tempo zero(D2 em 7.8f).

Devido ao estágio avançado de recristalizaçãode todos os cristais analisados não foi possível obteruma idade precisa da cristalização. A análiseapresenta a maior razão 207Pb/206Pb (2126 ±19 Ma),obtida em cristal aparentemente menos resetado, foiinterpretada como a idade mínima da cristalização domagma precursor do granulito mangerítico. Dessaforma, é necessária obter uma amostra em domíniomenos recristalização para obter uma idade decristalização mais precisa para a unidade.

Figs. 7.8a,b,c,d,e Imagens CL e BSE de zircões do granulito mangerítico pré-orogênico, Ramo Intracontinental do CBO,


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Fig. 7.8.f Concórdia Wetherill do granulito mangerítico pré-orogênico, RamoIntracontinental do CBO, Riacho da Onça

µm, formas externas discretas a fortementearredondadas por recristalização metamórfica. Amorfologia interna é variada e complexa e distribui-seem 2 subgrupos morfológicos. O subgrupo 1 preservaparcialmente a morfologia e do sistema isotópicomagmático, enquanto o outro subgrupo é representadopor cristais caracterizados por distintos estágios decorrosão e recristalização metamórfica.

Os cristais do subgrupo 1 preservam hábitosoriginais prismáticos e núcleos com zoneamentooscilatório preservado. São cristais ricos em U (>500ppm) e metamíticos, com largo sobrecrescimento debaixo Th e baixa razão Th/U, os quais têm texturahomogeneizada por recristalização (Fig. 7.9c). 0sCristais do subgrupo 2 apresentam morfologia exter-na mais arredondada e o grão original mostra acentu-ada corrosão e estrangulamento na parte central, oque resulta em cristais com hábito bow-tie (gravataborboleta) (Figs. 7.9d,e). A corrosão é possivelmenteassociada a fraquezas mecânicas do grão e o es-

7.9 Granulito charnockítico, Cais (DomínioCuraçá)

É um gnaisse finamente bandado, verde-esbranquiçado, intrusivo em metagabros e combolsões de fundidos pós-tectônicos in situ. Aomicroscópio é ortopiroxênio-biotita mesopertitagranulito charnockítico. A biotita é retrometamórficasobre o ortopiroxênio em fácies anfibolito. Mostra finatrama blastomilonítica, com recristalização avançadada paragênese original com raros porfiroclastos demesopertita. A figura 7.9a mostra o granulitocharnockítico intrudido em metagabronorito (preto).Notar o contato brusco e as apófises do charnockito.Na Figura 7.9b se observa a trama (S2) do ortognaissetruncando as foliações S0/S1 do metagabro. A foliaçãoS0 corresponde ao acamamento ígneo reliquiartransposto e a rocha de composição tholeiítca éinterpretada como remanescente ofiolítico.

Os zircões têm comprimento médio de 160

Fig. 7.9a Afloramento amostrado do granulito charnockíticointrudito emmetagabro, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)

Fig. 7.9b Detalhe do afloramento amostrado dogranulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)


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Figs. 7.9c,d,e Imagens CL e BSE de zircões do granulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)

trangulamento da sua porção central representa oinício de processo de “bipartição”, que se não tivessesido interrompido, resultaria em dois novos cristaisglobulares. Notar ainda o fino sobrecrescimento ex-terno de baixo U (alta luminescência) recristalizadodiagonalmente em toda a extensão do cristal, inclu-sive no núcleo herdado (detrítico), como simulaçãode microfratura, cuja existência não é evidenciada naimagem BSE (Fig. 7.2e). Os cristais metamórficospossuem conteúdos de U e Th altos, característicosde zircões de rochas félsicas e intermediárias nãometamorfizadas. Embora os conteúdos de U e Thseja menos comum em zircões de alto grau, essaassinatura “magmática” tem sido reportada em terre-nos similares, como nos granulitos enderbíticos doSri Lanka (e.g. Kröner et al., 1994).

Foram datados 25 spots em 21 cristais e osresultados constam da concórdia da Figura 7.9f. Osdados formam um arranjo muito discordante e ambí-guo, devido à superposição de dois episódios de per-da de Pb. O primeiro relacionado ao pico de eventogranulítico datado em ~2070 Ma (discórdia D1, em7.9f). O segundo ocorreu no tempo presente e podeser identificado pelo (re)alinhamento dos boxes deerro (que deveriam alinhar-se segundo D1) em dire-ção ao tempo zero (D2 na Fig. 7.9f). O grau dadiscordância e o espalhamento das análises são pro-porcionais à perda de Pb em ambos os episódios.

Apesar dessa complexidade que impede aobtenção de idade estatisticamente precisa do even-to magmático, a alta resolução do método permite

deduzir que o resultado com razão 207Pb/206Pb máxi-ma de 2714± 8Ma (1σ) (spot 11-1, Figura 7.9f) sejainterpretado como a melhor estimativa da idade decristalização da rocha. Os demais núcleos e cristaismagmáticos do subgrupo 1 formam agrupamentoconcordante (n=5), homogêneo, porém com algumadispersão atribuível a causas geológicas (c2 = 2.71),forneceram a idade 207Pb/206Pb aparente de 2644 ± 23Ma (2σ) (Fig. 7.9f). Essa idade, embora estatistica-mente mais confiável (2σ) é interpretada apenas comouma idade mínima de cristalização e foi recalculadaa partir dos dados de Silva et al. (1997b). Naqueletrabalho, a regressão dos dados utilizou uma análisea menos (n=4), o que resultou em idade aparente umpouco menor (2634 ± 19 Ma), porém sem evidênciasde dispersão atribuíveis a causas geológicas (c2 =0.93). A inclusão de mais uma análise aqui efetuada,apesar de incorporar um grau maior de dispersão (c2

= 2.71), é mais realística, pois se aproxima mais doresultado concordante, obtido no spot 11-1 que forne-ceu a razão 207Pb/206Pb máxima de 2714 ± 8 Ma (1σ)e conseqüentemente melhor estimativa a idade decristalização desse grupo. Entretanto, tendo em contaa precariedade estatística do dado (2714 ± 8 Ma)cotado com erro de 1σ, recomenda-se a execuçãode novas análises na unidade para testar essa inter-pretação.

A idade obtida no núcleo magmático de 2479± 9 Ma (Fig. 7.9c) indica que esse cristal é um mem-bro da população magmática principal que perdeu Pbno evento metamórfico. A idade obtida no sobrecres-


107

Fig. 7.9f Concórdia Wetherill do granulito charnockítico, Cais (Bloco Itabuna-Curaçá)

7.10 Granulito enderbítico, Barragem de SãoJosé do Jacuípe (Domínio Curaçá)

É um gnaisse granulítico finamente bandadode cor cinza-esverdeado, com bolsões de fundidospós-tectônicos in situ. Ao microscópio é umortopiroxênio-biotita granulito enderbítico. A biotita éproduto retrometamórfico hidratado do ortopiroxênio.Apresenta forte trama fina, blastomilonítica, comrecristalização avançada da paragênese original eraros porfiroclastos remanescentes de plagioclásio. Afigura 7.10a mostra o contato intrusivo do enderbitoem metagabro norítico bandado (cm) em uma zonade baixo strain regional.

A população de zircões distribui-se em 3subgrupos morfológicos. O primeiro com preservação

Fig. 7.10a Afloramento amostrado do granulito enderbítico,Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)

cimento de 2269 ± 21 Ma, representa um domíniomuioto mais afetado pelo metamorfismo, como com-prova a textura recristalizada e conteúdo de U (355ppm), cerca de 50% mais baixo do que o do núcleomenos afetado. O cristal morfologicamente comple-xo da figura 7.9d foi afetado de maneira irregular pelarecristalização metamórfica, fornecendo idades dis-tintas em diferentes domínios. Assim, o spot da di-reita foi datado em 2622 ± 10 Ma, idade próxima daidade de cristalização obtida na amostra (2714 ± 8Ma). O segundo spot (à esquerda) forneceu a idadede 2514 + 14 Ma, interpretada como sendo um domí-nio magmático da mesma idade do anterior, porémcom maior perda localizada de Pb durante ometamorfismo. Foram datados dois xenocristais comidades entre ~2900 Ma a -3300 Ma (Fig. 7.2e), esseúltimo é o material mais antigo até o presente datadonos terrenos de alto grau do leste da Bahia ecorresponde à idade dos núcleos TTGs primitivos doBloco Gavião, Maciço Sete Voltas, datados em ~3400-3500 Ma pela técnica SHRIMP por Nutman & Cordani(1992).

O subgrupo 2 apresenta sobrecrescimentosmetamórficos que formam um segundo agrupamento(n=4) concordante, homogêneo, sem dispersão atri-buível a causas geológicas (X2 = 0.45), que forneceua idade 207Pb/206Pb aparente de 2072 ± 22 Ma (linhamédia de perda de Pb D1, na Figura 7.9f). Essa ida-de é interpretada como a idade do pico do eventometamórfico granulítico que afetou a amostra.


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da morfologia e do sistema isotópico magmático,enquanto os outros dois subgrupos pertencem a duasgerações metamórficas. O subgrupo 1 é constituídopor cristais com comprimento médio (150 µm) e hábitoprismático, com núcleos grandes mostrandozoneamento oscilatório preservado e teores variadosde U (130-500 ppm), freqüentemente fraturados emetamíticos. Apresentam sobrecrescimentometamórfico externo muito fino, com altaluminescência em CL (baixo-U) e mostram grausvariados de arredondamento das terminações por efeitode recristalização metamórfica (Fig. 7.10b,c). O cristalem 7.10c tem a mesma morfologia mostrada anteri-ormente (Fig. 7.10a), mas em estágio mais avançadode recristalização, com o grão original mostrandoacentuada corrosão e estrangulamento em sua partecentral, dando origem a um cristal com hábito bow-tie(gravata borboleta), com amplas áreas empobrecidasem U (alta luminescência). No caso presente o cristaloriginal encontra-se em uma fase mais avançada de“bipartição”, dando lugar a dois protogrãos, por assimdizer, os quais teriam dado origem a dois cristaisglobulares (similares ao observado na Figura 7.10g)se o processo não tivesse sido interrompido.

O subgrupo 2 inclui zircões com hábitoisométrico, com faces piramidais de alta ordem, comalgumas terminações sub-arredondadas, (Fig. 7.10d)característico de re-cristalização em eventometamórfico de fácies granulito precoce M1, até agoraregistrado apenas nessa amostra . Esses cristaisapresentam conteúdo elevado em U e Th o que é

Figs. 7.10b,c,d,e,f,g Imagens CL e BSE de zircões do granulito enderbítico, Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)

incomum em zircões de rochas félsicas aintermediárias de alto grau, porém essa assinatura“magmática” tem sido reportada em terrenos similares,como nos granulitos enderbíticos do Sri Lanka (e.g.Kröner et al., 1994).

O subgrupo 3 é representado por cristais(Figs. 7.10e,f,g) caracterizados por distintos estágiosde corrosão e recristalização metamórfica. O cristalda figura 3.10e corresponde a estágios avançados derecristalização de zircão em fácies granulito. São cris-tais globulares, translúcidos e claros em luz transmi-tida e refletida, com estrutura interna homogênea re-sultante da supressão das estruturas magmáticaspretéritas, porém com conteúdo de U e razão Th/Urelativamente altos para rochas félsicas e intermediá-ria metamorfisadas, mas que não é incompatível coma sua natureza metamórfica. A variedade morfológicada Figura 7.10f é caracterizada por cristais com umgrande núcleo magmático preservado e largo sobre-crescimento metamórfico, eventualmente com altoconteúdo em U. O sobrecrescimento imprime ao grãorecristalizado a forma ovóide a subarredondada, comestrutura homogênea resultante da supressão totaldas estruturas pretéritas. O subgrupo apresenta tam-bém outra variedade caracterizada por cristaisrecristalizados globulares (Figura 7.10g). Essesubgrupo caracteriza o evento metamórfico de fáciesgranulito mais generalizadamente impresso nos ter-renos de alto grau (M2, nessa amostra).

O mecanismo de geração destes cristais ar-redondados dos subgrupos 2 e 3, está relacionado à


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corrosão (dissolução) metamórfica dos cristais mag-máticos originais, com a posterior recuperação(healing) da estrutura danificada em condições de tem-peratura alta e baixa taxa de strain, na fácies granulito(e.g. Kröner et al., 1994). Ou, em outras palavras, poranalogia com as estruturas recuperadas(poligonizadas) de blastomilonitos, a estrutura é tam-bém atribuída a um processo de annealing termo-tectônico, imediatamente pós-pico termal (Schalteggeret al., 1999).

Foram datados 44 spots em 36 cristais sen-do os resultados mostrados na concórdia expandidada figura 7.10h e o detalhe do segmento superior na(Fig. 7.10h,i). Os resultados formam um arranjo muitodiscordante e ambíguo, devido à superposição de trêsepisódios de perda de Pb e devido ao fato de a reta dadiscórdia D1 estar situada muito próxima da curva con-córdia (em função do intervalo de tempo relativamentecurto entre a cristalização primária e a recristalizaçãometamórfica). O primeiro episódio de perda de Pb estárelacionado ao pico de um evento granulítico datadoem ~ 2600 Ma (linha média de perda de Pb D1, em7.10h-i). O segundo episódio Pb está relacionado aopico de um segundo evento granulítico datado em ~2070 Ma (linha média de perda de Pb D2, em 7.10h-i).O terceiro episódio correu no tempo presente e podeser identificado pelo (re)alinhamento dos boxes de erro(que deveriam alinhar-se segundo D1 e D2) em direçãoao tempo zero (D3 em 7.10g-h). O grau da discordânciae o espalhamento das análises é uma função dos di-versos eventos de perda de Pb. Apesar dessa com-plexidade, o que impede a obtenção da idade precisa(do ponto de vista estatístico) do evento magmático,a alta resolução do método permite a dedução de queo resultado com a razão 207Pb/206Pb máxima de 2732± 11 Ma (figura 7.10i) seja interpretado como a me-lhor estimativa da idade de cristalização da rocha.

Os demais núcleos e cristais magmáticos dosubgrupo 1 formam um agrupamento concordante(n=17), homogêneo, com moderada dispersão atribu-ível a causas geológicas (X2 = 6.75), que forneceu a

Fig. 7.10h Concórdia Wetherill expandida do granulito enderbítico,Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)

Fig. 7.10i Detalhe da concórdia Wetherill do granulito enderbítico,Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)

Pb/ U207 235

0.22

0.30

0.40

0.50

3 5 7 9 11 13 15

1600

1700

1800

1900

2000

2100

2200

2300

2400

2500

2700

2800

D1

D2

M2

Cristais arredondados Idade do metamorfismo M1 2594 12 n= 4 Chi-Sq = 0.78

±

Cristais arredondados e sobrecrescimentos Idade do metamorfismo M2 2O72 15 n= 4 Chi-Sq = 0.24

± Cristais e núcleos magmáticos Idade minima de cristalização

2710 12 n= 17 Chi-Sq = 6.75±

0.567.10h

7.3f

7.10i

idade 207Pb/206Pb aparente de 2712 ± 12 Ma (Figs.7.10h-i). Essa idade é interpretada como a idade mí-nima de cristalização do magma tonalítico precursordo granulito enderbítico e foi recalculada a partir dosdados de Silva et al. (1997b). Naquele trabalho, a re-gressão dos dados utilizou um número menor de aná-lises (n=11) o que resultou em idade aparente umpouco menor (2695 ± 7 Ma), porém sem evidênciasde dispersão atribuíveis a causas geológicas (X2 =1.16). A inclusão de mais seis análises, apesar deincorporar um grau maior de dispersão (X2 = 6.75) émais realística, pois se aproxima mais do resultadoconcordante obtido no spot 6-1, datado em um cristalmagmático e que forneceu a maior razão 207Pb/206Pbde toda a população analisada (2732 ± 11 Ma) (1σ).Entretanto, tendo em conta a precariedade estatísti-ca do dado assumido (2732 ±11 Ma) cotado com errode 1σ, recomenda-se a execução de novas análisesna unidade para testar essa interpretação.

Os cristais e sobrecrescimentos do subgrupo2 formam um agrupamento (n=4) concordante, homo-gêneo, sem dispersão atribuível a causas geológicas(X2 = 0.78), que forneceu a idade 207Pb/206Pb aparentede 2594 ± 12 Ma (Figs. 7.10-i). O resultado é interpre-tado como a idade do pico de um evento granulíticoprecoce, até o presente reconhecido apenas nesseafloramento. Conseqüentemente, seu significado naevolução do orógeno é desconhecido e demanda no-vas análises para testar sua reprodutibilidade em es-cala regional. A análise no spot 4-1 foi obtida em do-mínio misto (Fig. 7.10c,7-10i) e forneceu uma idadeaparente menor, por esse motivo não foi consideradano cálculo da idade do grupo, e é mostrada pelo boxde erro branco nas figuras 3.10h-i.

Os cristais e os sobrecrescimentos do subgrupo3 formam um agrupamento concordante (n=4), homo-gêneo, sem dispersão atribuível a causas geológicas(X2 = 0.24), que forneceu a idade 207Pb/206Pb aparentede 2072 ± 15 Ma. Essa idade é interpretada como ado pico do evento metamórfico granulítico regionalassociado ao clímax colisional do CBO.


110

7.11 Ortognaisse granítico, Santa Maria daBoa Vista (Domínio Curaçá)

A unidade ocorre a ESE da cidade homôni-ma, estado de Pernambuco, aflorando em ambas asmargens do rio São Francisco. O local amostrado si-tua-se na margem sul do rio, no estado da Bahia noDomínio Curaçá. Não se conhecem as relações des-ses gnaisses de fácies anfibolito? com os granulitosdo domínio Curaça, estando o mesmo exposto entrea Faixa Sergipana-Grupo Macururé a sul, e o frag-mento arqueano Riacho Seco, a norte da Zona deCisalhamento Macururé. É um ortognaisseleucocrático de cor rosa, com estrutura gnáissicadescontínua de baixo ângulo, ressaltada pela concen-tração de quartzo, minerais aluminosos e micas. Aomicroscópio é um leucognaisse de composiçãogranítica, bastante alterado, com textura granoblásticade granulação média, tendo biotita titanífera e cianitacomo principais acessórios. Devido à sua assinaturaquímica e mineralógica peraluminosa (sillimanita gra-nito peraluminoso) é interpretado como resultante dafusão parcial de paragnaisses.

A população de zircões é relativamente hete-rogênea em termos de morfologia interna, externa edimensões. Predominam prismas longos (C/L =3/1)com comprimentos de 120 a 300 µm. Apresentamtextura tipicamente magmática caracterizada por finozoneamento oscilatório (Fig. 7.11a), raramente apre-sentam zoneamento complexos (spot 9-1, em 7.11a).Exceto o spot 8-1, os demais apresentam conteúdosnormais de U (200-400 ppm) e Th, bem como razõesTh/U (0,1-),9) no intervalo típico de rochas magmáti-cas félsicas e intermediárias. Freqüentemente apre-sentam finos sobrecrescimentos de alta luminescên-cia (baixo-U) caracteristicamente metamórficos. Mui-

tos prismas apresentam também bordas externassubarredondadas devido à recristalização metamórfi-ca. Alguns cristais possuem núcleos aparentementedetríticos, não datados (setas).

Foram datados 17 spots em 17 cristais e osresultados constam da concórdia expandida da figura7.11b e o detalhe do segmento superior na (Fig. 7.11c).As análises são muito discordantes, mas os resulta-dos menos discordantes de 8 spots pertencentes auma mesma população (magmática), formam um agru-pamento com pouca dispersão de natureza geológica(MSWD = 1.9) e alinham-se segundo uma discórdiacom intercepto superior de 3072± 5 Ma. Essa idade éinterpretada como a idade mínima de cristalização domagma peraluminoso (Fig. 7.11c). Ela também forne-ce uma aproximação para o pico metamórficoanatético nesse remanescente de embasamentomesoarqueano. Os spots 3-1 e 12-1 apresentam ra-zões 207Pb/206Pb concordantes, correspondentes àsidades respectivamente de 3035 ± 7 Ma e 3052 ± 5Ma (Fig. 7.11c). Texturalmente (spot 12-1 na Fig.7.11a), bem como do ponto de vista da química isotó-pica (razões Th/U), esses domínios são caracteristi-camente magmáticos, podem ser interpretados comoresultante de evento tardi-magmático de natureza nãodefinida, mas ocorrido em intervalo de tempo suficien-temente amplo para ser datado apropriadamente.

A regressão também produziu intercepto in-ferior extremamente impreciso de 870 ± 330 Ma, su-gestivo de perda de Pb em evento metamórfico noNeoproterozóico, responsável pelo desenvolvimentodos sobrecrescimentos e arredondamento dos cris-tais. Essa evidência é reforçada na concórdia expan-dida (7.11b) onde observa-se número expressivo dezircões discordantes com idades 206Pb/238U aparen-tes de até 796 ± 5 Ma (1σ) (spot 18.1), indicativo de

Fig. 7.11a Imagens CL de zircões do gnaisse granítico, Santa Maria da Boa Vista (Bloco Itabuna-Curaçá)


111

importante distúrbio isotópico, com perda de Pb pos-sivelmente durante o Neoproterozóico.

A idade de cristalização de ~ 3072 Ma nestesegmento do CSF, permite interpretá-lo como proje-ção do Bloco de Sobradinho, deslocado por zona decisalhamento neoproteozóica. O dado convalida a ida-de isocrônica Rb-Sr de 3.3 Ga obtida em leuco-ortognaisse da borda sudeste da Faixa Riacho doPontal, e que pode pertencer ao mesmo segmentocrustal (Santos & Silva Filho 1990). Esta hipótesesugere aloctonia dos grupos Macururé e Estância so-bre a placa Sanfranciscana na região de Curaçá(Bahia), a terminação noroeste da Faixa Sergipana.

7.12 Granulito Enderbítico, Coaraci (Domínio Itabuna)

A amostra é um gnaisse enderbítico bandado(mm) cinza-esverdeado de granulação média. Ao mi-croscópio é um ortopiroxênio gnaisse granulítico decomposição tonalítica, (enderbítica) com textura re-cuperada granoblástica-alongada e poligonal, e comforte foliação de minerais máficos.

Os zircões formam duas subpopulações sen-do a subpopulação 1 constituída por cristaisprismáticos (C/L=3/1), com núcleos portadores dezoneamento magmático relativamente bem preserva-dos podendo constituir até 85% do volume do cristal epor sobrecrescimentos metamórficos texturalmentehomogêneos, que truncam as estruturas primárias donúcleo (Fig. 7.12a).

A subpopulação 2 é constituída por grãos glo-bulares, resultantes da recristalização total do cris-tais originais durante o pico do evento granulítico. Nes-se estágio ultra-avançado de recristalização, os nú-cleos ocorrem como minúsculos remanescentes debaixíssimo U (alta luminescência), não raro expelidospela recristalização para posições periféricas do grão(seta).

Foram datados 16 spots em 15 cristais e os

Fig. 7.11b Concórdia Wetherill expandida do granulito enderbítico,Represa de São José do Jacuípe (Bloco Itabuna-Curaçá)

Fig. 7.11c Detalhe da concórdia Wetherill do granulitoenderbítico, Represa de São José do Jacuípe (BlocoItabuna-Curaçá)

3160

3140

3040

3000

0,56

0,58

0,60

0,62

0,64

17,5 18,5 19,5 20,5 21,5

207Pb/235U

206Pb/238U

12.1

3.1 Model 1 Solution on 8 points:Upper intercept: 3071.8 ± 5.3 Ma

Lower intercept: 870 ± 330 Ma[MSWD = 0.81, Probability of fit = 0.56]

12 16

7.11c

1200

1600

2000

2400

2800

3200

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

0

206Pb/238U

13.1

7.117.1

2.1

4 8 12 16 20

207Pb/235U

18.1

16.1

8.1

7.11b

3072±5 & 870 ±30 n=8 MSWD =

resultados constam do diagrama concórdia da figura7.12b. As análises formam arranjo muito discordantee ambíguo devido à superposição de dois episódiosde perda de Pb. O primeiro, relacionado ao pico deum evento granulítico, foi datado em ~ 2080 Ma (linhamédia de perda de Pb D1, em 7.12b). O segundo cor-reu no tempo presente e pode ser identificado pelo(re)alinhamento dos boxes de erro (que deveriam ali-nhar-se segundo D1) em direção ao tempo zero (linhade média de perda de Pb D2 na Fig. 7.12b). O grau dadiscordância e o espalhamento das análises é pro-porcional à perda de Pb em ambos os eventos.

As análises dos núcleos apresentam razões 207Pb/206Pb progressivamente menores em direção ao agru-pamento da população metamórfica, indicando perdaparcial de Pb no evento metamórfico, sem alteraçõestexturais importantes, mas impossibilitando a obten-ção de uma idade agrupada. O spot 1.1 obtido nonúcleo magmático apresentou a maior razão 207Pb/206Pb de toda a população (2847± 7 Ma). Essa razão207Pb/206Pb máxima é aqui interpretada como a me-lhor estimativa para a idade de cristalização do magmaprecursor. Entretanto, tendo em conta a precariedadeestatística do dado assumido (2847 ± 7 Ma), cotadocom erro de 1σ, recomenda-se a execução de novasanálises na unidade para testar essa interpretação.

Quatro spots datados em uma mesma popu-lação de sobrecrescimentos e cristais metamórficosmostram alguma dispersão de natureza geológica,(MSWD 3.5) e apresentam idade aparente de 2078 ±20 Ma. Como o agrupamento foi feito com base namorfologia idêntica do subgrupo e na reprodutibilidaderegional da idade, o dado é interpretado como a idadedo pico do metamorfismo regional de fácies granulito.

7.13 Charnockito granulítico, Ipiaú (DomínioItabuna)

Ortognaisse cinza claro-esverdeado com tex-tura e estruturas originais preservadas (Fig. 7.13a)


112

Fig. 7.12b Concórdia Wetherill do granulito charno-enderbítico, Coaraci (BlocoItabuna-Curaçá)

Fig. 7.12a Imagens CL de zircões do granulito charno-enderbítico, Coaraci(Bloco Itabuna-Curaçá)

como bandamento ígneo, feições de fluxo e minglingcom fração gabróide. Ao microscópio é um biotita-ortopiroxênio charnockito com textura recuperadapoligonal e textura hipidiomórfica remanescente. Abiotita ocorre como substituição retrometamórfica doortopiroxênio e ambos imprimem à rocha fortefoliação.

Os estudos de CL indicam que a maior parteda população analisada é constituída por cristaismagmáticos com modificações texturais importantes,porém boa parte dos núcleos acham-se preservados.São muito ricos em U e conseqüentemente apresen-tam baixa luminescência em CL. A maioria da popu-lação é constituída por cristais prismáticos longos(C/L=3.1), com boa preservação de estruturas decristalização magmática (zoneamento oscilatório)nos núcleos, porém com forte recristalização e

arredondamento das fácies prismáticas e desenvol-vimento de sobrecrescimentos periféricos pobres emU (alta luminescência), característ icos demetamorfismo de alto grau (Figs. 7.13b e 7.13d).Alguns cristais originariamente prismáticos foramrecristal izados de forma avançada, comarredondamento das formas originais e supressãodas estruturas de crescimento originais (Fig. 7.13b).

Foram datados 13 spots em 12 cristais sen-do os resultados mostrados no diagrama concórdiada Figura 7.13d. As análises formam um arranjomuito discordante e ambíguo devido à superposiçãode dois episódios de perda de Pb. O primeiro, rela-cionado ao pico de evento granulítico, foi datado em~ 2052 Ma (linha média de perda de Pb D1, em7.13d). O segundo correu no tempo presente e podeser identificado pelo (re)alinhamento dos boxes de


113

Figs. 7.13b,c imagens CL de zircões do charnockito granulítico, Proximidades de Ipiaú (Bloco Itabuna-Curaçá)

Fig. 7.13d Concórdia Wetherill do charnockito granulítico, Proximidades de Ipiaú (Bloco Itabuna-Curaçá)

Fig. 7.13a Afloramento amostrado do charnockito granulítico,Proximidades de Ipiaú (Bloco Itabuna-Curaçá)

erro (que deveriam alinhar-se segundo D1) em dire-ção ao tempo zero (linha de média de perda de PbD2 na Fig. 7.13d). O grau da discordância e oespalhamento das análises é proporcional à perda

de Pb nos dois eventos.As análises dos núcleos apresentam razões

207Pb/206Pb progressivamente menores em direção aoagrupamento da população metamórfica, indicandoperda parcial de Pb no evento metamórfico sem al-terações texturais importantes, porém impossibili-tando a obtenção de uma idade agrupada. O spot11.1 foi obtido no núcleo magmático que apresentaa maior razão 207Pb/206Pb de toda a população (2605± 5 Ma). Essa razão 207Pb/206Pb máxima é aqui inter-pretada como a melhor estimativa da idade de cris-talização do magma precursor. Entretanto, tendo emconta a precariedade estatística do dado (2605 ± 5Ma), cotado com erro de 1σ, recomenda-se a exe-cução de novas análises na unidade para testar essainterpretação.

Três spots datados em uma mesma popula-ção metamórfica (MSWD = 0.16) apresentam a ida-de aparente de 2052 ± 16 Ma, interpretada como ado pico do metamorfismo regional de fácies granulito.


114

Fig. 7.14a Afloramento amostrado da mancha charnockítica(granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe (Bloco Jequié)

A idade aparente de 2799 ± 18 Ma (1σ) (spot 10.1)foi obtida em um núcleo herdado.

7.14 Charnockito granulítico, Jitaúna (Domínio Jequié)

Leucogranulito que ocorre na forma de “man-chas” e bolsões irregulares (m) de composição char-nockítica entremeada em gnaisse cinza claro defácies anfibolito. Na Índia, onde são conhecidos es-tudos detalhados, “manchas charnockíticas” simila-res são interpretadas como resultantes da desidra-tação da paragênese máfica do protólito (biotita e/ouhornblenda), com geração de ortopiroxênio. A desi-dratação do gnaisse originarial na fácies anfibolito éatribuída à circulação acentuada de CO2 e geraçãodas manchas de ortopiroxênio (charnockitização insitu, sensu Friend & Nutman 1992). No Brasil há al-gumas referências a feições semelhantes, mas nãoexistem estudos isotópicos sobre esses marcadoresda transição anfibolito/granulito. Gênese similar podeser atribuída às manchas charnockíticas do Comple-xo Jequié é à suíte intrusiva Galiléia, Espírito Santo.

A amostra foi coletada em uma “mancha” cin-za-esverdeada leuco-charnockítica, com forma irregu-lar, de aproximadamente 30 cm de diâmetro, envolvi-da por leucognaisse de mesma composição (Fig.7.14a), mas desprovido de ortopiroxênio (fáciesanfibolito). Ao microscópio é um leuco-biotita gnaissemesopertítico, de composição charnockítica, com ra-ros pseudomorfos de ortopiroxênio retrometamorfiza-dos à biotita. A textura é granoblástica-alongada re-cuperada.

Os zircões são prismáticos alongados (C/L3:1 e 4:1), com texturas de crescimento magmático(zoneamento oscilatório) bem preservadas nos gran-des núcleos que constituem até 95% do volume docristal. Os núcleos são sobrecrescidos por fina mar-gem com alta luminescência (Baixo-U) responsávelpelo arredondamento das terminações peismáticasdos cristais (Figs. 7.14a, b).

Foram datados 11 spots em 10 cristais, sen-do os resultados mostrados na concórdia da Figura714.d. As análises formam um arranjo muito discor-dante e ambíguo devido à superposição de dois epi-sódios de perda de Pb. O primeiro, relacionado aopico de um evento granulítico, foi datado em ~ 2047Ma (linha média de perda de Pb D1, em 7.14d). Osegundo correu no tempo presente e pode ser identi-ficado pelo (re)alinhamento dos boxes de erro (quedeveriam alinhar-se segundo D1) em direção ao tem-po zero (linha de média de perda de Pb D2 na Fig.7.14d). O grau da discordância e o espalhamento dasanálises é proporcional à perda de Pb nos dois even-tos.

As análises dos núcleos apresentam razões 207Pb/206Pb progressivamente menores em direção ao agru-pamento da população metamórfica, indicando perdaparcial de Pb no evento metamórfico, sem alteraçõestexturais importantes, porém impossibilitando a ob-tenção de uma idade agrupada. O spot 4.2 foi obtidono núcleo magmático que apresenta a maior razão207Pb/206Pb de toda a população (2715 ± 29 Ma). Essarazão 207Pb/206Pb máxima é aqui interpretada como amelhor estimativa da idade de cristalização do magmaprecursor. Entretanto, considerando a precariedadeestatística do dado assumido (2715 ± 29 Ma), cotadocom erro de 1σ, recomenda-se a execução de novasanálises na unidade para testar essa interpretação.

As análises dos sobrecrescimentos metamór-ficos formam agrupamento homogêneo (n=5), semevidências de dispersão de natureza geológica, queforneceu a idade aparente de 2047± 14 Ma, interpre-tada como a do pico do netamorfismo de alto grau.

7.15 Granodiorito gnáissico, Aporá (BlocoSerrinha)

A unidade mais ocidental do domínio SalvadorEsplanada é limitada a leste pela Zona de Cisalhamentode Aporá, expressão superficial de uma extensa e profun-da zona de descontinuidade crustal assinalada por estu-dos geofísicos regionais. É constituída por ortognaissesmigmatíticos correspondendo ao segmento mais orientaldo Bloco Serrinha (Silva et al., 2002c). A amostra datadapertence ao Granodiorito Gnáissico de Aporá, unidadepredominante nesse segmento. É um granodioritoleucocrático, homogêneo, foliado, tendo a biotita comoacessório maior. Microscopicamente apresenta remanes-cente de textura hipidiomórfico-granular grossa, esuperposição de trama protomilonítica, com discretafoliação de mica. A paragênese magmática encontra-sediscretamente alterada, (clorita, saussurita, sericita).

As imagens CL evidenciam uma população decristais tipicamente magmáticos, com formas externaseuédricas, discretamente recristalizados e morfologia in-terna caracterizada por núcleos magmáticos que ocu-pam até 95% do volume total, e finos sobrecrescimentosmetamórficos de baixa razão Th/U, que substituem partedos núcleos (Fig. 7.15a,b).

A maioria dos resultados são muito discordan-


115

Figs. 7.14b,c Imagens CL de zircões da mancha charnockítica(granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe (Bloco Jequié)

Fig. 7.14d Concórdia Wetherill da mancha charnockítica(granulito charnockítico), Jitaúna Jacuípe (Bloco Jequié)

Fig. 7.15c Concórdia Wetherill da mancha charnockítica (granulitocharnockítico), Jitaúna Jacuípe (Bloco Jequié)

Figs. 7.15a,b Imagens CL de zircões do granodiorito gnáissico,Aporá (Bloco Serrinha)

tes e mostram perda de Pb radiogênico em dois episódi-os, o primeiro possivelmente no paleoproterozóico, po-rém o outro episódio, possivelmente na época recentedesvia o arranjo original, não permitindo uma regressãoanalítica capaz de datar esse último (Fig. 7.15c). Um dossobrecrescimentos (Fig. 7.15b) forneceu uma idade apa-rente 207Pb/206Pb de 1926 ± 25 Ma (σ), entretanto, a análi-se é fortemente discordante, não permitindo o cálculo daidade do episódio metamórfico.

A determinação da idade de cristalização de ~2954 Ma para o magmatismo precursor esse granodioritognáissico, demonstra que o segmento mais ocidental doDomínio Salvador-Esplanada não faz parte da associa-

ção TTG dos Complexos Caraíba e Itabuna, os quais têmidades de acresção no intervalo ~2850-2550 Ma (Silva etal. 1997, Silva et al., 2002c). Além disso, as imagens CLdemonstram que o registro do metamorfismo foi discretoe ocorreu sob condições mais baixas que as observadasregionalmente naqueles complexos. Por outro lado, a idadede cristalização de 2954 Ma é bastante próxima da idade(~2930 Ma) obtida nos ortognaisses do embasamento doBloco Serrinha (Complexo Santa Luz) adjacente (Gaal etal. 1987). Dessa forma, este subdomínio ocidental dodomínio Salvador-Esplanada passou a ser caracterizadocomo uma extensão do Bloco Serrinha (Silva et al., 2002c).

Quatro análises obtidas em núcleos magmáti-cos, pertencentes a uma mesma população, com algu-ma evidências de dispersão de natureza geológica (MSWD4.2), forneceu uma idade 207Pb/206Pb aparente de de 2924± 25 Ma. Essa idade aparente é interpretada como umaidade aproximada de cristalização do protólito do gnaisse.Como esses resultados, embora em menor grau, sãoainda discordantes, a idade deve ser interpretada apenascomo uma idade mínima para a cristalização.


116

8 Magmatismo e metamorfismo brasilia-no em terrenos policíclicos da ProvínciaBorborema

8.1 Contextualização geotectônica e implica-ções regionais das unidades datadas

A Província Borborema distintamente das de-mais províncias afetadas pelos sistemas de orógenosbrasilianos (Mantiqueira e Tocantins) é constituída porremanescentes de pequena extensão areal de baciaspré- a sin orogênicas do tipo thust and fold belts ebacias pós-tectônicas expostas como segmentosdescontínuos no interior de extensos terrenos paleo-proterozóicos, além de extensivo plutonismo granítico(Fig. 8.1). No segmento mais setentrional ocorremainda três pequenos inliers do embasamento arqueano(unidades 10 e 12 na Figura 8.1). Essa última unida-de (12b) engloba a rocha mais antiga já datada nopaís (Dantas et al. (2004), conforme salientado no CapII. Do ponto de vista tectônico a província é constituí-da por um mosaico de domínios tectono-geológicosseparados por importantes lineamentostranspressivos. Por isso e também pela relativa es-cassez de dados geocronológicos precisos na maio-ria deles, esses segmentos têm sido interpretadoscomo terrenos exóticos. Sínteses atualizadas sobrea geologia e evolução geotectônica da província po-dem ser encontradas em Brito Neves et al. (1999) eDelgado et al. (2003). O mapa tectono-geológico aquiutilizado para contextualizar os dados geocronológicosdiscutidos (Fig. 8.1) é uma modificação dos publica-dos em Silva et al. (2002a) e Delgado et al. (2003),porém cf Brito Neves et al. (2000), os distintos seg-mentos tectono-geológicos são tratados como “domí-nios” e não como terrenos (exóticos).

Do ponto de vista da escolha da técnica ana-lítica mais adequada, nem todos os metagranitóidese ortognaisses pré- a sincolisionais apresentam he-rança abundante, demandando análises SHRIMP pararevelar sua história tectono-termal. Na ProvínciaBorborema ao contrário por exemplo do observado noProvíncia Mantiqueira, existem abundantes exemplosde populações dominantes de zircões emmetagranitóides e ortognaisses pré- a sincolisionaisque poderiam ter sido datados pelas sistemáticas ID-TIMS ou mesmo Pb-Pb Evaporação (Itens8.2,8.3,8.4,8.5,8.6 e 8.8). Apenas a amostra dometarenito discutidano Item 9.1 realmente demanda-va análise pela técnica SHRIMP.

As unidades datadas incluem doismetagranodioritos brasilianos dos domínios AltoMoxotó e Ceará Central (Fig. 8.1) que forneceram ida-des de cristalização de ~640 (Complexo Sumé) e ~625Ma (Granodiorito Saboeiro), os quais apesar dometamorfismo sobrepostos mostram a preservaçãoda morfologia e do sistema isotópico do zircões origi-nais, tratando-se de intrusões sincolisionais. A evolu-ção do primeiro (Complexo Sumé) tem sido atribuídaà provável paleossutura, em associação com rema-nescentes de retroeclogitos, esses últimos interpre-

tados como fragmentos de crosta oceânicamesoproterozóica, relacionados à orogênese CaririsVelhos (Brito Neves et al. 2000). O presente estudoindicou que a correlação desse complexo à evoluçãodo orógeno mesoproterozóico Cariris Velho deve serrevista.

Da mesma forma os metagranodioritos/tonalitos do domínio paleoproterozóico setentrional~2190 Ma (Itens 8.4 e 8.5, Figura 8.1), bem comogranodiorito gnáissico da Faixa Cariris-Velho (Item 8.6,Figura 8.1) apresentam excelente preservação desues sistemas isotópicos rhiacianos, apesar doretrabalhamento brasiliano. Além disso, as análisesSHRIMP do metagranodiorito do Complexo Belém doSão Francisco (Item 8.6), descaram qualquer influên-cia mesoproterozóica na amostra, a despeito de aná-lises Rb-Sr e Sm-Nd previamente obtidas na unidade.Portanto como uma das principais consequências dosnovos dados geocronológicos foi passível questionara extensão do “orogeno”. O mesmo grau de preserva-ção, relativamente ao evento neoproterozóico, foi no-tado no metatonalito gnáissico Granjeiro (Item 8.8)cujo sistema isotópico arqueano não foi afetado subs-tancialmente mesmo no neoproterozóico. Apenas aamostra 8.7 pertencente ao Complexo Cruzeta(Fig.8.1), forneceu dado muito discordante com per-da de Pb provavelmente em mais de um episódio,fornecendo a idade (mínima) imprecisa de ~3270 Mamesmo com o recurso da técnica SHRIMP.

Finalmente, no limite meridional da província,na divisa Pernambuco-Bahia na Província São Fran-cisco, o ortognaisse (tipo S) Santa Maria da Boa Vis-ta é outra unidade de difícil resolução que forneceuidade de cristalização mesoarqueana de ~3070 Ma.Entretanto essa unidade não é aqui abordada, tendosido integrada ao contexto do CSF no item anterior(Item 7).

8.2 Granodiorito sincolisional (TTG?), Sumé/Complexo Sumé (Domínio Alto Moxotó)

A amostra foi coletada em corte da BR-412,cerca de 6,5 Km a sudoeste da cidade de Sumé naParaíba (Fig. 8.1), sendo representativa dos ortognais-ses do complexo de mesmo nome, descrito por(Medeiros & Torres, 1999). Este Complexo é consti-tuído por ortognaisses TTG com intercalações demetabasitos, metagabros, granada metagabros,metassienitos, mármores, skarns, raras formaçõesferríferas, granulitos, metapiroxenitos e prováveisretroeclogitos. Tem sido interpretado como um terre-no alóctone, cuja evolução tectônica está associadaà nappe Serra de Jabitacá, limite dos terrenos AltoPajeú/Alto Moxotó, da Zona Tranversal.

Trata-de de ortognaisse granítico de cor rosa,com granulação média a grossa e forte foliação defi-nida por minerais máficos. Ao microscópio a amostrafoi classificada como hornblenda granodiorito foliado,com textura granoblástica fina e granoblástica-alongada com remanescentes de textura


117

Fig. 8.1a Esboço tectono-geológico da Província Borborema (Modificado de Delgado et al. 2003).


118

hipidiomórfica granular e porfiroclástica, parcialmenterecristalizada (granoblástica). A hornblenda acha-separcialmente cloritizada.

Os zircões formam uma única população ho-mogênea de cristais magmáticos, euédricos, prismá-ticos, com razões Th/U tipicamente magmáticasmorfologicamente simples, sem evidências de altera-ções metamórficas morfológicas ou no sistema iso-tópico (Fig. 8.2a). Alguns cristais apresentam um finosobrecrescimento externo de baixa luminescência(alto-U), que provavelmente representa alteração pós-magmática, porém nenhum dos sobrecrescimentospode ser datado.

Foram datados 12 spots em 11 cristais, cujosdados analíticos são mostrados no diagrama concór-dia da Figura 8.2b e resumidos na tabela III.1. Comuma exceção, as análises constituem agrupamentoúnico (n=11), homogêneo, sem evidências de disper-são de natureza geológica (MSWD = 0.91) que forne-ceu a idade aparente de 640 ± 6 Ma. Essa idade éinterpretada como a idade de cristalização do magmagranodiorítico. Um único xenocristal foi identificado ecom idade de cristalização de ~ 841 Ma, indicando apresença de crosta granítica brasiliana precoce até opresente não registrada na província.

A associação litológica com retroeclogitos(Brito neves et al., 2000) sugere assinatura geoquímicadepletada (juvenil) do magmatismo e sua evolução emum provável arco intraoceânico, o qual, pela idadeobtida (ca. 640 Ma), estaria relacionado à implanta-ção de um orógeno neoproterozóico. No Brasil o de-senvolvimento de arcos/orógenos juvenis relacionadosà subducção (sensu Sengör, 1990), com preservaçãode arcos intraoceânicos neoproterozóicos, em geraltêm desenvolvimento precoce, relacionado ao siste-ma de orógenos Brasiliano I (~ 900-700 Ma) (Silva etal.,2002a, 2005b, Delgado et al., 2003). Esses arcosmais primitivos (São Gabriel, no Rio Grande do Sul eo Arco Magmático de Goiás), desenvolveram-se em

resposta à subducção e consumo de um dos ramosde um oceano neoproterozóico de idade pré-Adamastor (Brasilides). Portanto a idade de ~ 640 Marepresenta um episódio de geração de arcointraoceânico relativamente tardio comparativamenteao do Arco magmático de Goiás e São Gabriel, situ-ando-o no contexto dos sistemas de orógenos Brasi-liano II com clímax há ~640-610 Ma, como o arco RioNegro no Orogeno Ribeira. Um dos cristais analisa-dos forneceu a idade 206Pb/238U aparente de 853 ± 10(spot 3-1, Fig. 8.2b), indicando que apesar da nature-za intraoceânica o magma original foi exposto à con-taminação de crosta brasiliana precoce (associada aosistema Brasiliano I).

8.3 Granodiorito sincolisional, Saboeiro (Do-mínio Ceará Central)

A amostra foi coletada 7Km a norte da cidadede Saboeiro, região centro-sul do estado do Ceará, noDomínio Ceará Central. Esta região foi cartografadacomo constituinte do Complexo Cruzeta, embasamen-to da província (Domínio 9b, Figura 8.1). No afloramentoamostrado as rochas acham-se intensamente afeta-das por tectônica transcorrente, exibindo forte foliaçãomilonítica, motivo pela qual foram inicialmente confun-didas com os ortognaisses da unidade paleoprotero-zóica encaixante. Em zonas de baixo strain, fora daárea estudada, constitui extensos batólitos intrusivosnos gnaisses do embasamento. Composicionalmenteé um granitóide milonítico de cor cinza, granulaçãomédia, com pronunciada foliação dada pela alternânciade bandas félsicas (quartzo e feldspatos) e máficas(biotita e hornblenda), imprimindo-lhe estruturagnáissica. Enclaves de rochas metamáficas /ultramáficas ocorrem subordinadamente.

Ao microscópio é um granodiorito constituídopor plagioclásio, feldspato-K, quartzo e biotita, com-pondo um arranjo granolepidoblástico de granulação

Fig. 8.2a Imagens CL de zircões do granodiorito sincolisional (TTG?),Sumé/ Complexo Sumé (Domínio Alto Moxotó)


119

média, com forte foliação, definida pela alternânciade bandas com concentrações dos minerais máficos.Domínios com textura magmática hipidiomórfica pre-servada também são observados.

Os zircões formam uma única população ho-mogênea muito similar à da amostra 8.2 constituídade cristais magmáticos, euédricos, prismáticos, comrazões Th/U tipicamente magmáticas morfologicamen-te simples, sem evidências de alterações metamórfi-cas, seja em relação à morfologia seja no sistemaisotópico (Fig. 8.3a). Alguns cristais apresentam umfino sobrecrescimento externo de baixa luminescên-cia (alto-U), que provavelmente corresponde a altera-ção pós-magmática, porém nenhum desses sobrecres-cimentos pode ser analisado.

Foram datados 15 spots em 14 cristais, cujosresultados mostrados no diagrama concórdia TeráWasserburg da Figura 8.3b e resumidos na tabelaIII.1. Nove análises pertencentes à mesma populaçãomagmática sem evidências de dispersão de origemgeológica (MSWD = 1.3) que forneceram idade 206Pb/238U aparente de 624 ± 10 Ma, a qual foi interpretadacomo a idade de cristalização do magmagranodiorítico. Um dos cristais analisados forneceu aidade 207Pb/206Pb aparente de 2.158 ± 8 (não mostra-do na Figura 8.3b), sendo interpretado como umxenocristal das encaixantes paleoproterozóicas.

O plúton, até então dcartografado como com-ponente do embasamento, devido a sua idade ~ 624Ma pode ser correlacionado à fase sin a tardi-colisionaldo batólito Saboeiro-Aiuaba, intrusivo nos ortognais-ses TTG do Complexo Cruzeta. O mesmo, possivel-mente faz parte - juntamente com o Batólito Quixadá-Quixeramobim, com idade de 585Ma (Fetter 1999) -de um arco magmático, relacionado ao sistema deorógenos Brasiliano II (sensu Silva et al. 2005b), comclímax há ~ 630 Ma.

Magmatismo paleoproterozóico retrabalha-do no Brasiliano

8.4 Metatonalito, Várzea Nova (Domínio Ce-ará Central)

A amostra é representativa de um gnaissetonalítico sintangencial com textura granoblástica aporfiroclástica e forte foliação de minerais máficos.Ao microscópio é um meta hornblenda-biotita tonalitode granulação grossa, com textura granoblástica-alongada e augen.

A população dominante de zircões é tipica-mente magmática, caracterizada por cristais prismá-ticos, com zoneamento oscilatório e razões Th/Umagmáticas. A maior parte dos cristais apresenta finosobrecrescimento de baixo U (alta luminescência) e/ou arredondamento das faces piramidais, caracteri-zando recristalização metamórfica de alto grau (Fig.8.4a).

Foram datados 26 spots em 21 cristais, cujosdados analíticos constam do diagrama concórdia daFigura 8.4b e resumidos na tabela III.1. As análisesde 23 desses domínios magmáticos (cristais e núcle-os) formam um agrupamento homogêneo, sem dis-persão de natureza geológica (X2 =0.5), que forneceua idade aparente de 2187 ± 6 Ma, interpretada comoa idade de cristalização do magma precursor dognaisse tonalítico. O metamorfismo está registradona forma de finos sobrecrescimentos periféricos debaixo U (alta luminescência), em geral com espessu-ra inferior ao diâmetro do spot não permitindo a análi-se (Figs. 8.4a-b). A tentativa de obter a idade aproxi-mada que permitisse estimar a do metamorfismo, fo-ram feitas duas análises nos sobrecrescimentos docristal mostrado na Figura 8.4c, mesmo tendo emconta que a espessura do sobrecrescimento era infe-

Fig. 8.2b Concórdia Wetherill do granodiorito sincolisional (TTG?)


120

Figura 8.3a Imagens CL de zircões do granodiorito sincolisional, Saboeiro(Domínio Ceará Central)

Fig. 8.3b Concórdia Wetherill do granodiorito sincolisional

rior à do spot e a análise incluiria material misto.Os resultados não só forneceram idade brasiliana

do evento, mas são também muito interessantes doponto de vista didático porque possibilitam constatarvisualmente a alta precisão e resolução de massasda técnica. O spot superior com idade medida de ~590Ma, incluiu pequena área externa ao sobrecrescimen-to, ou seja, analisou quantidade menor de zircão doque a rotineiramente consumida pela técnica. Mes-mo assim, forneceu boa medida dos conteúdos do Ue Th (baixos), que permitiam calcular a baixa razãoTh/U (0.04), típica de zircão metamórfico. Revelou tam-bém idade aproximada, embora pouco precisa comoera de se esperar, do evento metamórfico (591 ± 37Ma). Esse erro muito grande da razão 206Pb/238U me-

dida, está representado pelo polígono de erro (preto),muito alongado que extrapola os limites do diagrama(Fig. 8.4d). Na parte inferior do cristal, também devidoà espessura do sobrecrescimento ser menor que odiâmetro do spot, a microssônda datou também ma-terial do núcleo mais velho, resultando em razão in-termediária, sem significado geológico de 783 ± 26Ma, mas igualmente didática para mostrar a alta re-solução de massa e espacial do SHRIMP.

8.5 Granodiorito gnaisse, Várzea Alegre (Do-mínio Jaguaribeano)

A amostra datada é representativa de gnaissegranodorítico sintangencial com textura granoblástica


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Fig. 8.4a,b,c Imagens CL e BSE de zircões do metatonalito, Várzea Nova (Domínio Ceará Central)

Fig. 8.4d Concórdia Wetherill do metatonalito

a porfiroclástica e forte foliação dada por mineraismáficos. Ao microscópio é um meta hornblenda-biotitagranodiorítico de granulação grossa, com texturagranoblástica-alongada e augen.

A população dominante de zircões é tipicamen-te magmática, caracterizada por cristais prismáticos,com forte zoneamento oscilatório e razões Th/U mag-máticas. Parte dos cristais apresenta fino sobrecresci-mento de baixo U (alta luminescência) e/ouarredondamento das faces piramidais por recristalizaçãometamórfica (Fig. 8.5b). Outros cristais apresentamsobrecrescimento magmático (anatético) (Fig. 8.5c) oque indica fusão parcial do gnaisse durante o picometamórfico. Além disso, foram também observadosgrãos subarredondados, com as estruturas magmáti-cas totalmente apagadas e com forte depleção em Th,característica de metamorfismo de alto grau (Fig. 8.5d).

Foram datados 29 spots em 24 cristais, cujosdados analíticos são mostrados no diagrama concór-dia da Figura 8.5e e resumidos na tabela III.1. A maiorparte das análises forma um arranjo discordante, indi-cando forte perda de Pb em um evento brasiliano (bo-xes de erro verde na Figura 8.5e). As análises de 13domínios magmáticos (cristais e núcleos) formam umagrupamento homogêneo, sem dispersão de natureza

geológica (X2 =0.61), que forneceu a idade aparente de2193 ± 7 Ma, interpretada como a idade de cristaliza-ção do precursor do granodiorito. O metamorfismo foidatado de maneira imprecisa em 536 ± 5 Ma (1σ), apartir da idade aparente obtida no spot 6-1 do grãototalmente recristalizado (Figs. 8.5d,e).

8.6 Ortognaisse granodiorítico, Floresta /Complexo Belém do São Francisco (Domí-nio Pernambuco-Alagoas Ocidental)

A amostra foi coletada na margem da BR-316,cerca de 5,7 Km a sudoeste da cidade de Florestaem Pernambuco (Fig. 8.1). O referido complexo foidefinido por Santos (1995) como uma unidademetaplutônica mesoproterozóica associada ao even-to Cariris Velhos (~ 1100-950 Ma), tendo como área-tipo a região entre Belém do São Francisco e Flores-ta (PE), porém com extensa distribuição no TerrenoPernambuco-Alagoas. Este Complexo é constituídode leuco-ortognaisses graníticos e migmatitos - as-sociados à zonas de cisalhamento transpressivas -,subordinadamente ortognaisses tonalítico-granodioríticos e rochas supracrustais. O complexoassocia-se à seqüência metavulcano-sedimentar do


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Fig. 8.5a,b,c,d Zircões do ganodiorito gnaisse, Várzea Alegre (Domínio Jaguaribeano)

Fig. 8.5e Concórdia Wetherill do do ganodiorito gnaisse

Complexo Cabrobó, de presumida idademesoproterozóica. Ambas as unidades estão forte-mente afetadas por tectônica transpressiva com trans-porte para WNW, atribuída ao evento colisional doOrógeno Cariris Velho. No local amostrado a unidadeé representada por granito gnáissico finamentebandado (mm), com forte foliação de minerais máficos.Lima et al. (1985) obtiveram duas isócronas Rb-Sr nosortognaisses e migmatitos dessa unidade, as quaisforneceram idades de 1.070 ± 28 Ma e 1.080 ± 75 Ma.Santos (1994) também obteve idade modelo Sm-Ndde ~1330 Ma, compatível com as idades isocrônicasde Lima et al. (1985).

Ao microscópio é um biotita-hornblendagranodiorito gnáissico rico em allanita. Tem texturaporfiroclástica, com augens centimétricos deplagioclásio.

A população de zircões é caracterizada por

grandes cristais (até 500 mm) com núcleos magmáti-cos e sobrecrescimentos de alta luminescência (bai-xo U), devido à recristalização metamórfica (Figs.8.6a,b,c).

Nove análises foram obtidas em 8 cristaiscujos dados analíticos são mostrados no diagramaconcórdia da Figura 8.6d e resumidos na tabela III.1.Os resultados são fortemente discordantes e distri-buem-se segundo uma linha de mistura (discórdia)com oito pontos, apresentando pequena dispersão denatureza geológica (MSWD = 1.9) com interceptosuperior de 2079 ± 34 Ma, interpretado como a idadede cristalização do precursor do gnaissegranodiorítico. A mesma discórdia apresenta um in-tercepto inferior impreciso de 576 ± 96, sugestivo deperda de Pb no Neoproterozóico. Embora imprecisaessa idade metamórfica de intercepto inferior é con-validada por duas idades obtidas diretamente da da-


123

Fig. 8.6a,b,c Zircões do ortognaisse granodiorítico, Floresta / Complexo Belém do São Francisco (Domínio Pernambuco-AlagoasOcidental)

tação de dois sobrecrescimentos metamórficos queforneceram idades de 655± 27 Ma e 616 ± 21 (1σ). Aprimeira por apresentar uma melhor concordância éinterpretada como a melhor aproximação para a ida-de do metamorfismo de fácies anfibolito (Figs.8.6b,c,d).

A idade de ~2070 Ma obtida pela técnicaSHRIMP não confirmam as datações e interpretaçõesprévias que atribuíam os gnaisses ao Orógeno CaririsVelho (Santos 1994). A possibilidade de a unidaderepresentar restos do embasamento nomesoproterozóico tampouco tem suporte nos dadosobtidos, já que os domínios metamorfizados foramdatados em ~650 Ma, indicando retrabalhamento pelosistema de orógenos Brasiliano II. Ortognaisses simi-lares petrograficamente aos aqui datados foram es-critos em inliers do embasamento pré-Cariris Velhos,que ocorrem neste setor oeste do TerrenoPernambuco-Alagoas, a exemplo do fragmentoarqueano Riacho Seco.

Magmatismo arqueano retrabalhado

8.7 Tonalito gnáissico, Boa Viagem / Com-plexo Cruzeta (Bloco Tróia-Pedra Branca)

O Complexo Cruzeta foi definido por Oliveira e

Fig. 8.6d Concórdia Wetherill do ortognaisse granodiorítico

Cavalcante (1993), na porção NW da ProvínciaBorborema, região central do Estado do Ceará (Fig.8.1). Corresponde ao Maciço Tróia-Pedra Branca(Brito Neves 1975) e ocupa extensão consideráveldo Domínio Ceará Central, integrando um terreno dotipo granito-greenstone, formado pelas unidades: Tróia(seqüência metavulcano-sedimentar), Pedra Branca(metaplutônicas calci-sódicas) e Mombaça(metaplutônicas sódio-potássicas). Asmetaplutônicas são consideradas como segmentosde arcos magmáticos juvenis. Estudosgeocronológicos recentes (U-Pb convencional e Sm-Nd) têm atribuído idades de cristalização entre ca2680 e 2860 Ma (neoarqueanas) dos ortognaissesTTG, e idades de ca 2150 Ma dos ortognaisses daUnidade, Mombaça (Fetter 1999). A amostra datadaesta relacionada à Unidade Pedra Branca,correspondendo a um tonalito gnáissico de granulaçãomédia, com forte foliação de minerais máficos. Aomicroscópio, é um hornblenda-biotita tonalito com tex-tura granoblástica média, apresentando domíniosmagmáticos hipidiomórficos remanescentes e fortefoliação definida por um arranjo de cristais dehornblenda e biotita.

Foram datados 9 spots em 9 cristais, sendoos resultados mostrados na concórdia da Figura 8.7ce resumidos na tabela III.1. Os zircões formam uma


124

única população de cristais euédricos, magmáticos,com formas prismática alongadas, sem distinção en-tre núcleo e borda, com conteúdo de U e razões Th/Utipicamente magmáticas. Os cristais apresentam dis-creto arredondamento das faces piramidais (Figs. 8.7a-b) devido à recristalização metamórfica.

Os resultados são dúbios, pois todas as aná-lises são fortemente discordantes e alinham-se se-gundo linha de mistura sugestiva de perda de Pb emmais de um evento pós-magmático. Entretanto, sele-cionando-se apenas os quatro resultados menos dis-cordantes, obtém-se um agrupamento razoável, semevidências de dispersão de origem geológica (MSWD= 0.75). Esse agrupamento forneceu razão 207Pb/206Pbmédia de 3270 ± 5 Ma, que pode ser interpretada comoidade aproximada da cristalização do precursor dotonalito. Como os resultados individuais do agrupa-mento, embora em menor grau ainda são ainda dis-cordantes, esse resultado é interpretado apenas comoa idade mínima da cristalização do protólito dognaisse. Apenas um cristal (spot 1-1 em 8.7c) temtextura de recristalização metamórfica avançada, for-ma globular e que forneceu idade 207Pb/206Pb discor-dante de 2084 ± 14 Ma (1σ), possivelmente relaciona-da a um evento termo-tectônico de idade duvidosa (M1).

A existência de remanescentes de crostapaleoarqueana no embasamento da ProvínciaBorborema no Ceará já havia sido prevista a partir dadatação U-Pb SHRIMP de uma população zircõesdetríticos em metarenitos do Grupo Cachoeirinha, queforneceram a idade máxima de 3278 ± 13 Ma de uma

das fontes dos sedimentos (Silva et al. 1997a, Item 9,abaixo). O resultado obtido no ortognaisse tonalítico(3270 ± 5 Ma) é equivalente, dentro do erro do méto-do, à idade obtida nos zircões detríticos. Desta for-ma, representa a primeira comprovação da existênciade remanescentes mesoarqueanos nesse domínio,convalidando a previsão do trabalho supra (Silva et al.1997a) da existência de área fonte mesoarquean parao Grupo Cachoeirinha.

Por outro lado, a acresção desse núcleopaleoarqueano, um dos mais antigos na ProvínciaBorborema, precedeu à acresção dos gnaisses TTGde Brejinho, datados em ~ 3200 Ma, mas sucedeu àcristalização dos gnaisses TTG do Complexo BomJesus, datados em ~ 3400 Ma (Dantas et al. 2004),ambos no Maciço São José do Campestre (unidade12b na Figura 8.1). A sucessão de arcos acrescidosentre ~ 3270 e ~ 2150 Ma (Fetter 1999) caracteriza anatureza policíclica do embasamento da ProvínciaBorborema, demandando novos trabalhoscartográficos para discriminar os orógenos correspon-dentes, presentemente atribuídos a uma única unida-de litoestratigráfica.

A não obtenção de ao menos uma análise con-cordante, como observado na figura 8.7c, indica a ne-cessidade de datação de um número maior de zircõesnessa amostra e/ou a datação de outras amostras deunidade, para melhor consistência da interpretação.

8.8 Tonalito Gnáisico, Granjeiro / DomínioGranjeiro CE)

Fig. 8.7a,b Imagens CL e BSE de Zircões do tonalito gnáissico, Boa Viagem / Complexo Cruzeta (Bloco Tróia-Pedra Branca)

Fig. 8.7c Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico


125

O metatonalito Granjeiro faz parte de associ-ação TTG bimodal, com intercalações de anfibolitostholeíticos que constitui um segmento de embasa-mento neoarqueano, possivelmente constituinte de umterreno alóctone nesse segmento da ProvínciaBorborema no Ceará.

Apresenta bandamento composicional regu-lar, dado pela alternância de gnaisse tonalítico (cinza-escuro) e gnaisse trondjhemítico (branco). A homoge-neidade e regularidades das bandas composicionaislembram, na falta de detalhamento estrutural e mi-croscópico, um layering magmático de intrusões gabro-anortosíticas, tendo sido assim classificada em tra-balhos preliminares (Figs. 8.8a-b). Apesar da boa pre-servação do acamamento magmático tonalítico etrondhjemítico, nos quadrantes NE e NW da foto nafigura 8.8b (setas) dobras isoclinais atestando cará-ter transposto do bandamento. O retângulo vermelhoassinala o local da coleta da amostra.

Ao microscópio é um hornblenda-biotita-quart-zo-plagioclásio gnaisse com textura granoblástica anematoblástica.

Fig. 8.8a,b Afloramento amostrado do tonalito gnáissico, Granjeiro (Domínio Granjeiro CE)

Os zircões constituem um agrupamento mor-fologicamente simples de cristais prismático C/L 3/1), euédricos (Figs. 8.8c-d). Apresentam conteúdosbaixos em U (<100) pouco comuns em zircões derochas tonalíticas. Alguns cristais apresentam finossobrecrescimentos, em geral quase imperceptíveis(seta na Figura 8.8c) e mais raramente com maiorespessura (Fig 8.8d).

Foram datados 16 spots em 15 cristais, sendoos resultados mostrados na concórdia da Figura 8.8ee resumidos na tabela III.1. Dezesseis análises obti-das nos núcleos não metamorfisados constituem umagrupamento homogêneo, sem evidências de disper-são de origem geológica (X2 =0.45) que forneceu umaidade 207Pb/206Pb aparente de 2541 ± 11 Ma, interpre-tada como a idade de cristalização do magmatonalítico. Apenas uma das análises ,obtida em umdomínio misto, incluindo o núcleo magmático e parteda borda metamórfica é discordante. A idade aparen-ta de 2423 ± 17 é destituida de significado geológicopor sido obtida em um domínio misto (Fig. 8.8d,e).

Figuras 8.8c,d Imagens CL de zircões do tonalito gnáissico


126

Fig. 9.1a Afloramento amostrado do metarenito, Lavras daMangabeira (Domínio Granjeiro)

9 Proveniência paleoarqueana a neopro-terozóica na bacia Cachoeirina /DomínioGranjeiro

9.1 Metarenito, Lavras da Mangabeira (Do-mínio Granjeiro)

Exposição do metarenito com forte foliaçãometamórfica sub-horizontal relacionado à BaciaCacheirinha no Domínio Granjeiro (Fig. 9.1a). Essarocha foi inicialmente interpretada comometavulcânica/vulcanoclástica félsica. Foi datada pelométodo Pb-Pb evaporação e forneceu uma idade apa-rente de ~ 3250 Ma, interpretada como a idade decristalização do suposto magma félsico. Ao micros-cópico foi classificada como um gnaisse quartzo-feldspático, com textura granoblástica fina a médiacujo protólito de difícil reconstituição parece tratar-sede meta-arenito quartzoso.

Para testar-se a análise por evaporação aamostra foi datada também pelo método SHRIMP Sil-

Fig. 8.8e Concórdia Wetherill do tonalito gnáissico

va et al. (1997c). O estudo CL mostra que os zircõesnão constituem uma população morfologicamentehomogênea, apresentando estruturas internas muitovariadas. Entretanto, as formas externas são em ge-ral arredondadas por efeito de abrasão mecânica. Alémdisso, nenhum cristal com morfologia vulcânica foiidentificado sendo a população caracterizada comodetrítica (Figs. 9.1b-c).

Foram datados spots em 20cristais. Os re-sultados são mostrados na concórdia das Figuras9.1d-e, e resumidos na Tabela III.1, e são caracteriza-dos por forte espalhamento ao longo da concórdia,com uma grande diversidade de idades no intervalo ~3250 a 580 Ma (Fig. 9.1d). Os resultados concordan-tes mostram idades aparentes de ~ 3200 Ma; 3100Ma; 2700 Ma e ~ 580 Ma, indicando fontesdiversificadas para o arenito. O cristal da figura 9.1bfoi derivado da fonte deposicional mais antiga (~3250Ma) (1σ), e o da figura 9.1c de uma fonte mais nova,fornecndo a idade máxima para o preenchimento dabacia (~580 Ma) (1σ) (Fig. 9.1d).

Rocha de idade paleoarqueana (~3250 Ma)era até então desconhecida no Ceará e a dataçãodesse zircão detrítico permitiu levantar-se a hipóteseda existência de fonte paleoarqeuana na região (Silvaet al. 1997c). A datação a posteriori de um ortognais-ses tonalítico, situado em outro domínio tectônico(Ceará Central) com idade de cristalização de 3270 ±5Ma para o protólito - como detalhado no Item 8.7 –permitiu a comprovação da hipótese da existência decrosta cronocorrelata à fonte paleoarqueana dometarenito.


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Figuras 9.1b,c Imagens CL de zircões do tonalito gnáissico

Fig. 9.1d Concórdia Wetherill expandida do metarenito Fig. 9.1e Detalhe da Concórdia Wetherill do metarenito


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REFERÊNCIAS

Abdelsalam, M.G., Liégeois, J.P. and Stern, R.J. 2002, The Saharan Metacraton Journal of African Earth Sciences 34: 119-136.Arcanjo, J. B. A. (org.) 1997. Itabuna, Folha SD.24-Y-B-V. Estado da Bahia. Salvador : CPRM, 276 p. il., 2

mapas. Escala 1:100.000. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil-PLGB. ConvênioDNPM/CPRM.

Armstrong,R. L., 1991. A Brief History of Geocrhonometry and Radiogenic Isotopic Studies, Applications ofRadiogenic Isotope Systems to Problems in Geology. In: L. Heaman & J.N.Ludden (Eds.) Short courseHandbooh. Mineralogical Association of Canada. V.19, Capítulo I, pp.1-27.

Babinski, M., Chemale Jr. F., Hartmann, L.A., Van Schmus, W.R., Silva, L.C. da, 1996. Juvenile accretion at750-700 Ma in southern Brazil. Geology, 24(5), 439-442.

Babinski, M., Chemale Jr., F., Van Schmus, W.R., Hartmann, L.A. Silva, L.C. da., 1997. U-Pb and Sm-Ndgeochronology of the Neoproterozoic granitic-gneissic Dom Feliciano Belt, southern Brazil. Journal of SothAmerican Earth Sciences. 10, 263-274.

Barbosa, J. S. F. 1986. Constitution lithologique et métamorphique de larégion granulitique du sud de Bahia,Brésil. Universidade de Paris VI, Paris, Tese de Doutorado, 401 p. Memoir Science de la Terre, 86-34.

Barbosa, J. S. F. 1990. The granulites of the Jequié complex and Atlantic mobile belt, southern Bahia, Brazil– Na expression of Archean-Proterozoic plate convergence. In: Vielzeuf, D., Vidal, Ph. (ed.). Granulitesand crustal evolution. Dorbrecht, Kluwer, 195-221.

Barbosa, J. S. F., Sabaté, P. 2002. Geological features and the Paleoproterozoic collision of four Archeancrustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A synthesis. Anais da Academia Brasileirade Ciências, 74(2):343-359.

Barbosa, J. S. F., Dominguez, J. M. L. (Coords.) 1996. Geologia da Bahia: texto explicativo. Salvador, SGM,Convênio SICT/UFBA/SGM/FAPEX. Anexo 1 Mapa Geológico do Estado da Bahia, escala 1:1.000.000,382 p.

Basei, M.A.S., 2000. Geologia e Modelagem geotectônica dos terrenos pré-cambrianos das regiões sul-oriental brasileira e uruguaia: possíveis correlações com províncias similares do sudoeste africano.(LivreDocência Thesis). IGC/USP, São Paulo, 123 pp. (Unpublished).

Boyer, S.E. e Elliot, D. 1982. Thrust Systems. American Association of Petroleum Geology, Bulletim 66,p.1196-1230.

Brito-Neves, B.B., Campos Neto., M.C., Fuck, R.A., 1999. From Rodinia to Western Gondwana: an approachto the Brasiliano-Pan African Cycle and orogenic collage. Episodes 22, 155-166.

Brooks, C., Wendt,I., Harre,W., 1972. Realistic use of two-error regression treatment and its application toRubidium-Strontium data. Review of Geophysics and Space Physics. 10:551-571.

Bowring, S.A. & Williams, I.S., 1999. Priscoan (4.00-4.03) orthogneisses from northwest Canada. Contributionto Mineralogy and Petrology, 134, 3-16.

Butler, R.W.H. 1982. The terminology of structures in thrust belts. Journal of Structural Geology. 4, p. 239-245.

Campos, C. Medeiros, S.R., Mendes, J.C., Ludka, I.P. 2004. Discussão e Réplica. Reavaliação da evoluçãogeológica em terrenos pré-cambrianos brasileiros com base em novos dados U-Pb Shrimp, PARTE II:Orógeno Araçuaí, Cinturão Mineiro e Cráton São Francisco meridional de Luiz Carlos da Silva et al..Revista Brasileira de Geociência 34: 593-594.

Campos Neto, M.C., 2000. Orogenic systems from southwestern Gondwana. In: Cordani, U., Thomaz Filho,A., Campos, D.A. (eds.) Tectonic Evolution of South America. pp. 355-365.

Campos Neto, M.C., Figueiredo, M.C.H. 1995. The Rio Doce Orogeny, south-eastern Brazil. J. S. Am. EarthSci., 8:143-162.

Carneiro, C.D.R., Mizusaki, A.M.P., Almeida, F.F.M. de., 2005. A determinação da idade das rochas. Terra eDidática, (ICI): 6-35. <http://www.ige.unicamp.br/terraedidatica/>.

Celino, J.J., Botelho, N.F., Pimentel, M.M. 2000. Genesis of Neoproterozoic graniotoid magmatism in theeastern Araçuaí fold belt, eastern Brazil: field, geochemical and Sr-Nd isotopic evidences. Rev. Bras.Geoc., 30(1):135-139.

Chemale Jr., F., Hartmann, L. A., and Silva, L. C. da. 1995, Stratigraphy and tectonism of the Precambrianto Early Paleozoic units in southern Brazil and Uruguay.-Excursion. Acta Geologica Leopoldensia, v.42,p.5-117.

Claué-Long, J.C., Compston, W., Roberts, J., Fanning, C.M., 1995. Two carboniferous ages: a comparision ofSHRIMP zircon dating with conventional zircon ages and 40Ar/39Ar analysis. In: Time Scales and Globalstratigraphy. SEPM Special Publication 64.pp. 3-21.


129

Cocherie, A., Guerrot, C., Rossi, P.H., 2001. Single-zircon dating by step-wise Pb-evaporation: comparisonwith other geochronological techniques applied to the Hercynian granites of Corsica, France. ChemicalGeology 101, 131– 141.

Cocherie, A., Rossi, T.Ph., Fanning, C.M., Guerrot, C., 2005. Comparative use of TIMS and SHRIMP for U–Pb zircon dating of A-type granites and mafic tholeiitic layered complexes and dykes from the CorsicanBatholith (France). Lithos (in press).

Conceição, H., Rosa, M.L.S., Macambira, M.J.B., Scheller, T., Marinho, M.M, Rios, D.C., 2003. 2.09 Ga,Idade mínima para a cristalização do Batólito Sienítico de Itiúba: um problema para o posicionamento doclímax do metamorfismo granulítico (2,05-2,08) no Cinturão Móvel Salvador-Curaçá, Bahia. Revista Brasileirade Geociências 33 (4), 395-398.

Cordani, U.G., 2004. Isótopos de Nd como traçadores da evolução crustal e metalogenética: o caso especialde arcos magmáticos intraoceânicos. Boletim de Resumos do Simpósio 40 anos de geocronologia noBrasil. São Paulo, USP.

Cordani, H.G., Sato, K., Teixeira, W., Tassinari, C.C.G., Basi, M.A. S., 2000. Crustal evolution of the SouthAmerica Platform. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., and Campos, D. A. (eds.). TectonicEvolution of South America, p. 19-40.

Cordani, U.G., Coutinho, J.M.V., Nutman, A., 2002. Geochronological constraints for the age of the EmbuComplex. São Paulo, Brazil. J. S. Am. Earth Sci. 14, 903-910.

D’Agrella-Filho, M.S., Feybesse, J.L., Prian, J.P., Dupuis, D., N’Dong, J.E., 1996. Paleomagnetism ofPrecambrian rocks from Gabon, Congo Craton, Africa. Journal of African Earth Sciences, 22, p. 65-80.

D’Agrella-Filho, M.S., Pacca, I.G., Trindade, R., Teixeira, W., Raposo, M., Onstott, T., 2004. Paleomagnetismand 40Ar39Ar ages of mafic dykes from Salvador (Brazil): new constraints on the São Francisco CratonAPW path between 1080 and 1010 Ma. Precambrian Research, 132, p. 55-77.

Dantas, E.L., Van Schmus, W.R., Hackspacher, P.C., Fetter, A.H., Brito Neves, B.B. de, Cordani. U., Nutman,A.P., Eilliams, I.S., 2004. The 3.4–3.5 Ga São José do Campestre massif, NE Brazil: remnants of theoldest crust in South America. Precambrian Research, 130:113-137.

Delgado, I.M., Souza, J. D., Silva, L. C., Silveira Filho, N.C., Santos, R.A., Pedreira, A.J., Guimarães, J.T.,Angelim, L.A.A., Vasconcelos, A.M., Gomes, I.P., Lacerda Filho, J. V, Valente, C. R., Perrotta, M.M.,Heineck, C.A., 2003. Escudo Atlântico, In: Bizzi, L.A., Schobbenhaus, C., Vidotti, M., Gonçalves, J.H.(eds.) Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. Brasília: Editora Universidade de Brasília/CPRM., 673 p. p 227-334, 1 DVD.

Delgado, I.M., Silva, L.C. da. 2004. Novas evidências de acresção neo-arqueana na borda oriental do Crátondo São Francisco. In: Congresso Brasileiro de Geologia 42º., Araxá. Anais. 1 CD-ROM.

De Paolo, D.J. 1988. Neodymium Isotope Geochemistry. Berlin, Springer-Verlag, 187p.Dickin, A.P. 1995. Radiogenic Isotope Geology. Cambridge University Press, Cambrige, 452p.Duarte, 1998. Evolução geotectônica dos complexos Juiz de Fora e Mnatiqueira na região de Juiz de Fora,

MG: geologia, petrologia e geoquímica. (Dr. Thesis), IGC/USP, São Paulo, 280 pp. (Unpublished).Eby, G.N. 1992. Chemical subdivision of A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20 641-644.Fetter, A. H. 1999. U/Pb and Sm/Nd geochronological constraints on the crustal framework and geologic

history of Ceará State, NW Borborema Province, NE Brazil: Implications for the assembly of Gondwana.Department of Geology of the Graduate School of the University of Kansas, Kansas, Ph.D. Thesis, 164 p.

Figueiredo, M.C.H., Campos Neto, M.C. 1993. Geochemistry of the Rio Doce magmatic arc, southeasternBrazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências. 65, 63-82.

Friend, C.r.L. & Nutman, A.P. 1992. Response of zircon U-Pb isotopes and whole rock geochemistry of CO2fluids-induced granulite- facies metamoerphisn, Kabbaldurga, Karnatacka, southern India. Contribution toMineralalogy Petrology, 111: 299-310.

Friend, C.R.L. & Kinny, P.D., 1995. New evidence for protolith ages of Lewisian granulites, northwest Scotland.Geology, 11: 1027-1030.

Gaal, G., Teixeira, J.B.G., Del Rey Silva, L.J.H., Silva, M.G., 1987. Early Proterozoic crustal evolution andmetallogenesis, Northwest Bahia, Brazil. International symposium on Granites and AssocietedMineralizations-I SGAM, Salvador.

Gaudette, H.E.; Lafon, J.M.; Macambira, M.J.B.; Moura, C.A.V. & Scheller, T. 1998. Comparison of a singlefilament Pb evaporation/ionization zircon ages with conventional U-Pb results: examples from Precambrianof Brazil. Journal of South America Earth Sciences, 11: 351-363.

Gresse, P.G. and Scheepers, R. 1993. Neoproterozoic to Cambrian (Namibian) rocks of South Africa: ageochronological and geotectonic review. Journal of African Earth Sciences 16, 375-393.

Gresse, P.G., Chemale Jr., F., Silva, L.C.da, Walraven, F. and Hartmann, L.A. 1996. Late- to post-orogenicbasins of the Pan-African/Brasiliano collision orogen in southern Africa and southern Brazil. Basin Research,8: 157-171.


130

Gebauer, D., Schertl, H.-P., Brix, M., and Schreyer, W., 1997. 35 Ma old ultrahigh-pressure metamorphismand evidence for very rapid exhumation in the Dora Maira Massif, Western Alps. Lithos, 41, 5-24.

Halliday, A.N., 2001. In the beginning. Nature, 409: 144-145.Hanchar, J.M. and Miller, C.F., 1993. Zircon zonation patterns as revealed by cathodoluminescence and

backscattered electron images: Implications for interpretation of complex crustal histories. Chem. Geol.110, 1-13.

Hartmann, L.A., Leite, J.A.D., Silva, L.C. da, Remus, M.V.D., McNaughton, N.J., Groves, I.D., Fletcher, I.,Santos, O. S., Vasconcellos, M.A.Z., 2000a. Advances in SHRIMP geochronology and their impact onunderstading the tectonic and metallogenic evolution of southern Brazil. Australian Journal of Earth Science47, 829-844.

Heilbron, M., Machado, N. 2003. Timing of terrane accretion in the Neoproterozoic-Eopaleozoic Ribeira Orogen(SE Brazil). Precambrian Research.,125, 87-112.

Heilbron, M., Mohriak, W., Valeriano, C. M., Milani, E.J., Almeida, J.C., Tupinambá, M., 2000.From collisionto extension: the roots of the southeastern continental margin of Brazil. In: W. Mohriak, M. Talvani (eds.):Atlantic rifts and continental margins. American Geophysical Union, Geophysical Monograph, 115:1-31.

Heilbron, M., Pedrosa-soares, A.C., Campos Neto, M.C., Silva, L.C.da, Trouw, R.A.J., Janasi, V.A., 2004.Província Mantiqueira. In: Mantesso Neto, V., Bartorelli, A., Dal Ré Carneiro, C., Brito-Neves, B.B. (Orgs.)Geologia do Continente Sul-Americano: Evolução da Obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. 673p.p.203-234.1CD.

Kinny, P.d. & Nutman, A.P.1996. Zirconology of the Meeberrie gneiss, Yilgarn Craton, Western Australia: anearly Archaen migmatite. Precambrian Research 78:165-178.

Kober B. 1986. Whole grain evaporation for 207Pb/206Pb age investigations on single zircons using a doublefilament source. Contribution to Mineralogy and Petrology. 93, p.482-490.

Kober B. 1987. Single grain evaporation combined with Pb+ emitter bedding for 207Pb//206Pb investigationsusing thermal ion mass spectrometry, and implications for zirconology. Cont. Min. Petrol. 96, p. 63-71.

Krogh, T.E.. 1982: Improved accuracy of U-Pb zircon ages by the creation of more concordant systems usingan air abrasion technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 46, p. 637-649.

Kröner, A., Jaeckel, P., Williams, I.S. 1994. Pb-loss patterns in zircons from high-grade metamorphic terrainas revealed by difference dating methods: U-Pb and Pb-Pb ages for igneous and metamorphic zirconsfrom northern Sri Lanka. Precambrian Research, 66: 151-181.

Leite C.M.M. 2002. A evolução geodinâmica da orogênese paleoproterozóica nas regiões de Capim Grosso- Jacobina e Pintadas - Mundo Novo (Bahia-Brasil): Metamorfismo, anatexia e tectônica. Salvador, IG-UFBA, Tese Dout., 411 p.

Lima, E., Porcher, C.A., and Wildner W. 1998, Granulitos da região de Várzea do Capivarita Bloco Encruzilhadado Sul,RS. Pesquisas, v.25, p.27-34.

Ledru, P., Cocherie, A., Barbosa, J. S. F., Johann, V., and Osttot, T., 1993. Âge du métamorphismegranulitique dans le craton du São Francisco (Brésil): implications sur la nature de l’orogènetransamazonien. Comptes Rendus del’Académie des Sciences, Paris, n. 211, p. 120-125.

Ludwig, K.L., 2000. User manual for Isoplot/Ex v.2.3. A geochronological toolkit for Microsoft Excell. BekerlyGeochronology Center, Special Publication Nº 1a.

Macambira, M.J.B. & Scheller, T. 1994. Estudo comparativo entre métodos geocronológicos aplicados emzircões: o caso do Granodiorito Rio Maria. In: Simp. Geol. Amaz., 4, Belém, 1994. Bol. Res. Exp....,Belém/SBG. p.343-346.

Machado, N. & Carneiro, M.A, 1992. A major Archean tectonothermal event in the São Francisco Shield.Brazil: U-Pb evidence from the Quadrilátero ferrífero, Minas Gerais. Canadian Journal of Earth Sciences,29: 2341-2346.

Machado, N., Valladares, C., Heilbron, M., Valeriano, C., 1996. U-Pb geochronology of the central RibeiraBelt (Brazil) and implications for the evolution of the Brazilian Orogeny. Precam. Res. 79, 347-361.

Machado, N., & Simonetti, 2001. U-Pb dating and Hf isotopic composition of zircon by Laser ablation-MC-ICO-MS In: Laser-Ablation ICPMS in the Earth Sciences/principles and applications (Paul Sylvester,Ed.) Mineralogical Association of Canada, Short Course Series, Volume 29, Chapter 9. p. 121-146.

Machado, R., Demange, M., 1992. Granitogênese brasiliana no estado do Rio de Janeiro: caracterizaçãogeoquímica, modelo geotectônico e considerações geológicas sobre o embasamento e cobertura doCinturão Ribeira na região. In: 37º Congresso Brasileiro de Geologia, São Paulo, SBG. Boletim de ResumosExpandidos., v. 1, pp. 379-380.

Medeiros, V. C., Torres, H. H. F. 1999 Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Sumé. FolhaSB.24-Z-D-V. Estados da Paraíba e Pernambuco.- Escala 1:100.000 – Brasília: CPRM. 88p.

McNaughton,N.J.; Rassmussen, B.; Fletcher, I., 1999. SHRIMP Uranium-lead dating of diagenetic xenotimein siliciclastic sedimentary rocks, Science, 285, 78-80.


131

Mojzsis, S. J., Harrison, T. M. & Pidgeon, R. T., 2001. Oxigen-isotope evidence from ancient zircons for liquidwater at the Earth´s surface 4,300 Myr ago. Nature 409, 178-181.

Noce, C.M., Machado, N., Teixeira, W., 1998. U-Pb geochronology of gneisses and granitoids in the QuadriláteroFerífero (southern São Francisco Craton): age constraints for Archean and Paleoproterozoic magmatismand metamorphism. Revista Brasileira de Geociências 28(1), 95-102.

Oliveira, E.P. & Lafon, J.M., 1995. Idade dos complexos máfico-ultramáficos mineralizados de Caraíba eMedrado, Bahia, por evaporação de Pb em zircão. In: V Congresso Brasileiro de Geoquímica e IIICongresso de Geoquímica dos países de Língua Portuguesa, Niterói/RJ, 1995.

Oliveira Jr., T. R. 1990. Geologia do extremo nordeste do Cráton São Francisco, Bahia. Instituto de Geociências,Universidade Federal da Bahia, Salvador, Dissertação de Mestrado, 126 p.

Paces, J.B. e Miller, J.D., 1993. Precise U-Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusion, northeasternMinessotta: Geochonological insights to physical, petrogenética, paleomagnetic, and tectonomagmaticprocesses associated with the 1.1 Ga midcontinental rift system. Journal of geophysics Researrch, 98:13997-14013.

Pedrosa-Soares, A.C., Vidal, F., Leonardos, O.H., Brito-Neves, B.B., 1998. Neoproterozoic oceanic remnantsin eastern Brazil: further evidence and refutation of an exclusively ensialic evolution for the Araçuaí-WestCongo Orogen. Geology. 26, 519-522.

Pedrosa-Soares A.C., Noce C.M., Wiedemann C., Pinto C.P. 2001. The Araçuaí-West-Congo Orogen inBrazil: An overview of a confined orogen formed duringGondwanaland assembly. Precambrian Reserach,110(1-4):307-323.

Pedrosa-Soares A.C., Vidal P., Leonardos O.H., Brito Neves B.B.de 1998. Neoproterozoic oceanic remnantsin eastern Brazil: Further evidence and refutation of an exclusively ensialic evolution for the Araçuaí-WestCongo orogen. Geology, 26:519-522.

Pedrosa-Soares A.C., Wiedemann-Leonardos C. 2000. Evolution of the Araçuaí Belt and its connection to theRibeira Belt, eastern Brazil. In: U.G. Cordani, E.J. Milani, A.Thomaz Filho, D.A. Campos (eds). TectonicEvolution of South America. 31st Int. Geol. Congr., Rio de Janeiro, p. 265-285.

Pimentel, M.M., 1992. Reajuste do sistema isotópico Sm-Nd durante o neoproeterozóico em gnaiossses dooeste de Goiás. Revista Brasileira de Geociências, 22: 262-268

Pimentel, M.M., Fuck, R.A., Jost, H., Ferreira Filho, C.F., Araújo, S.M., 2000. The basement of the BrasíliaFold Belt and the Goiás Magmatic Arc. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., and Campos, D.A. (eds.). Tectonic Evolution of South America p. 195-229.

Pinho, I.C.A., Barbosa, J.S.F., Leite, C.M.M., 2003. Petrografia e Litogeoquímica dos metatonalitos e seusenclaves de granulitos básicos da parte sul do cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá, Bahia. Revista Brasileirade Geociências 33(2), 189-200.

Porada, H. 1979. The Damara-Ribeira Orogen of Pan-African-Brasilian Cycle in Namibia (Southwest Africa)and Brasil, interpreted in terms of continental collision. Tectonophysics, 57: 237-268.

Porada, H. 1989. Pan-African rifting and orogenesis in Southern the equatorial Africa and Eastern Brazil.Precambrian Research, 44: 103-136.

Rubatto, D., Gebauer, D., and Fanning, M., 1998. Jurassic formation and Eocene subduction of the

Zermatt-Saas-Fee ophiolites: implications for the geodynamic evolution of the Central and estern

Alps. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132, 269-287.

Sabaté, P., Peucat, J.J., Melo, R.C., Pereira, L.H.M. 1994. Datação por Pb-evaporação de monozircão emortognaisse do Complexo Caraíba: expresso do acrescimento crustal transamazônico do Cinturão Salvador-Curaça (Cráton São Francisco, Bahia, Brasi) In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Camboriú, ResumosExpandidos, 1:219-220.

Santos, E. J. 1995 O complexo granítico Lagoa das Pedras: acresção e colisão na região de Floresta(Pernambuco), Província Borborema. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo,Tese (Doutorado), 219 p. (Inédito).

Santos, C. A., Silva Filho, M. A. 1990. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil; carta geológica,carta metalogenética/previsional. Escala 1:100.000 folha SC.24-V-A-VI Riacho do Caboclo. Estado dePernambuco. Brasília: DNPM/CPRM, 113p. 2 mapas.

Santos, J.O.S dos., 2004. Geotectônica dos Escudos das Guianas e Brasil-Central. In: Bizzi, L.A.,Schobbenhauss, C., Vidotti, R.M., Gonçalves, J.H. (eds.). Geologia, Tectônica e Recursos Minerais doBrasil. CPRM-Editora UnB. p. 169-266.

Schaltegger, U., Fanning, C.M., Günther,D., Maurin, J.C., Schulmann, K., Gebauer, D., 1999. Growth,annealing and recrystallization of zircon and preservation of monazite in high-grade metamorphism:


132

conventional and in-situ U-Pb isotope, cathodoluminescence and microchemical evidence. Contributionto Mineralogy and Petrology.134: 186-101.

Sengör, A.M.C., 1990. Plate tectonics and orogenic research after 25 years: synopsis of a Thetyan perspective.Earth Science Review. 27, 1-201.

Shirey, S.B., 1991. The Rb-Sr, Sm-Nd and Re-Os isotopic systems: a summary and comparision of their applicationsto the cosmochronology and geochronology of igneous rocks. In: L.Heaman e J.N. Lundden, eds.) Applicationsof Radiogenic Isotopic Systems to Problems In Geology. Sort Course Handbook, Mineralogical Association ofCanada, v.19, Chapter 4, pp..102-166.

Silva, L.C. da -1991. Geoquímica, petrologia e evolução dos granulitos depletados e não depletados daBahia. Dissertação (Mestrado). Universidade de Brasília-UnB. Brasília, 143 p.

Silva, L.C.da, McNaughton,N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I.R., Gresse, P., Scheepers, R. 1997a. U-Pb (SHRIMP)isotopic constraints for the evolution of southern Brazilian granitic province, and some correlated South African,Pan-African plutons. In: 2th. International Simposyum on Granites and Associated Mineralizations, 1997. Salvador,Extended Abstracts, pp.276-277.

Silva, L.C.da, McNaughton, N.J., Melo, R.C.,, Fletcher, I.R., 1997b. U-Pb SHRIMP ages in the Itabuna-CaraíbaTTG high-grade complex: the first window beyond the Paleoproterozoic overprinting of the eastern jequié Craton,NE Brazil. In: 2th. International Simposyum on Granites and Associated Mineralizations, 1997. Salvador, ExtendedAbstracts, pp.282-283.

Silva, L.C.da, McNaughton, N.J., Vasconcelos, A. M. Gomes, J.R.C., Fletcher, I.R. 1997c., U-Pb SHRIMP agesin southern state of Ceará, Borborema Province, Brazil: Archean TTG accretion and Proterozoic crustal reworking.In: 2th. International Simposyum on Granites and Associated Mineralizations, 1997. Salvador, Extended Abstracts,pp.280-281.

Silva, L. C. da, Hartmann, L.A., McNaughton, N.J. and Fletcher, I.R., 1999. SHRIMP U-Pb dating ofNeoproterozoic granitic magmatism and collision in the Pelotas Batholith, southernmost Brazil. InternationalGeological Review, 41, 531-551.

Silva, L.C. da, Gresse, P., Scheepers, R., P McNaughton, N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I.R., 2000a. U-PbSHRIMP and Sm-Nd age constraints on the timing and sources of the Pan-African Cape Granite Suite,South Africa. Journal of African Earth Sciences, 30, 795-815.

Silva, L. C. da, Hartmann, L.A. McNaughton, N.J., Fletcher, I., Vasconcelos, M., 2000b. Zircon U/Pb SHRIMPdates Neoproterozoic overprinting in Paleoproterozoic granitic-gneissic terranes, southern Brazil. AmericanMineralogist 85, 649-667.

Silva, L.C. da, Santos, R.A, Delgado, I.M. Cunha e Silva, H.C., 2000. Mapa Geológico Estado do Rio deJaneiro, Escala 1: 400.000. CPRM-Serviço Geológico do Brasil/ DRM Departamento de Recursos Mineraisdo Rio de Janeiro, Rio de Janeiro.

Silva, L.C. da, Armstrong, R., Pimentel, M.M, Scandolara, J., Ramgrab, G.,Wildner, W., Angelim,L.A.A.,Vasconcelos, A.M., Rizzoto, G.,Quadros, M.L.E.S., Sander, A., Rosa, A.L.Z. 2002a. Reavaliaçãoda evolução geológica em terrenos pré-cambrianos brasileiros com base me novos dados U-Pb SHRIMP,Parte III: Províncias Borborema, Mantiqueira Meridional e Rio Negro-Juruena. Revista Brasileira deGeociências 32(4), 529-544.

Silva, L. C. da, McNaughton, Santos, J.O., 2002b. Datações U-Pb SHRIMP do vulcanismo félsico nabacia Brusque, Orógeno Pelotas, Santa Catarina. In: Congresso Brasileiro de Geologia, Belo Horizonte.Anais, p. 510.

Silva, L.C. da, Armstrong, R., Noce, C.M., Carneiro, M.A, Pimentel, M.M., Pedrosa-Soares, A.C., Leite,C.A., Vieira,V.S., Silva, M.A, Paes, V.J.C., Cardoso Filho. J.M. 2002c. Reavaliação da evolução geológicaem terrenos pré-cambrianos brasileiros, com base em novos dados U-Pb SHRIMP, Parte II: OrógenoAraçuaí, Cinturão Mineiro e Cráton São Francisco Meridional. Revista Brasileira de Geociências 32(4),513-528.

Silva, L.C.da, Armstrong, R., Delgado, I.M., Pimentel, M.M, Arcanjo, J.B, Melo, R.C., Teixeira, L.R., Jost, H.,Pereira, L.H.M., Cardoso Filho. J.M., 2002d. Reavaliação da evolução geológica em terrenos pré-cambrianosbrasileiros, com base em novos dados U-Pb SHRIMP, Parte I: Limite centro-oriental do Cráton SãoFrancisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências 32 (4), 501-512.

Silva, L. C. da, McNaughton, N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I., 2003a. Contrasting zircon growthpatterns in neoproterozoic granites of southern Brazil revealed by SHRIMP U–Pb analyses and semimaging: consequences for the discrimination of emplacement and inheritance ages. IV South AmericaSymposium on Isotope Geology, 2003. Salvador, Short Papers, pp.687-690.


133

Silva, L. C. da, McNaughton, N.J., Hartmann, L.A., Fletcher, I., 2003b. Zircon U-Pb SHRIMP datingof the Serra dos Órgãos and Rio de Janeiro granitic suites: implications for the (560 Ma)Brasiliano/Pan-African collage. Revista Brasileira de Geociências 33(2):237-244.

Silva, L.C. da, Armstrong, R., Noce, C.M., Carneiro, M.A, Pimentel, M.M., Pedrosa-Soares, A.C., Leite,C.A., Vieira,V.S., Silva, M.A, Paes, V.J.C., Cardoso Filho. J.M. 2004a. Reply to Frank Sölnner. RevistaBrasileira de Geociências 597-601.

Silva, L.C. da, Noce, C.M., Pedrosa-Soares, A.C., Rodriguez, J,B. 2004. Is the Southern tip of the Pre-Neoproterozoic São Francisco Plate a Brazilian analogue to the “ Saharan metacraton”? In: GeoscienceAfrica 2004, Johannesburg, Abstracts: 149-150.

Silva, L.C. da, MacNaughton, N.J., Fletcher, I., 2005a. Reassesment on complex zircon populations fromNeoproterozoic granites in Brazil, through SEM imaging and SHRIMP analyses: consequences fordiscrimination of emplacement and inherited ages. Lithos Vol 82/3-4: 503-525

Silva, L.C. da, McNaughton, N.J., Armstrong, R. Hartmann, L.A. I., 2005b. The Neoproterozoic MantiqueiraProvince and its African connections: a zircon-based U–Pb geochronologic subdivision for the Basiliano/Pan-African systems of orogens. Precambrian Research 136:203-240.

Silva, L.C. da, Noce, C.M., Pedrosa Soares, A.C, Rodriguez, J., 2005c. Da cratonização riaciana àmetacratonização ediacariana no paleocontinente São Francisco-Congo. Parte I: Minas Gerais. In: IIISimpósio do Cráton do São Francisco. SBG. Savador, 2005, Short Papers, p. 251-254. CD Rom.

Silva, L.C. da, Delgado, I.M., Souza, J.D., Rodriguez, J., 2005d. Da cratonização riaciana à metacratonizaçãoediacariana no paleocontinente São Francisco-Congo. Parte II: Bahia. In: III Simpósio do Cráton do SãoFrancisco. SBG. Savador, 2005. Short Papers, p. 255-258.CD Rom.

Streckeisen, A. 1974. How should charnockitic rocks be named? In: Geologie des Domaines Cristallines. Liége:Societé Geologique de Belgique, p.349-360.

Söllner, F., Lammerer, B., Weber-Diffenback, K.,1991. Die krustenentwiclkung nordlich von Rio de Janeiro/Brasilien. Munchner Geologische Heft 4, Munchen, 100 pp.

Sölnner, F. 2004. Discussão: Reassessment of the geologic evolution of selected Precambrian terrains inBrazil, based on new shrimp U-Pb data, Part II: Mineiro and Araçuaí Orogens and southern São FranciscoCraton - Da Silva, L.C. et al. 2002. Revista Brasileira de Geociências 34: 595-597.

Stern, R.A., 1997. The GSC Sensitive High Resolution Ion Microprobe (SHIRIMP): analytical techniques ofzircon U-Th-Pb age determination and performance evaluation. In: Radiogenic age and isotopic studies;Report 10; Geological Survey of Canada, Current Research 1997-F, p. 1-31.

Tack, L.Wingate, M.T.D., Liégeos, J.P., Fernandes Alonso,M., Deblond, A. 2001. Early Neoproterozoic magmatism(100-900 Ma) of the Zadinian and Mayumbian goups (Bas Congo): onset of the Rodinia rifting at the west edgeof Congo Craton, Precambrian Research. 110, 277-306.

Tassinari, C.G., Bettencourt, J.S. Geraldes, M.C. Macambira, M.J.B., Lafon, J.M. O cráton Amazônico.,2000. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A., and Campos, D. A. (eds.). Tectonic Evolution ofSouth America p. 41-95.

Teixeira, L. R. 1997. O complexo Caraíba e a suíte São José do Jacuípe no Cinturão Salvador– Curaçá.(Bahia, Brasil): petrologia, geoquímica e potencial metatogenético. Instituto de Geociências, UniversidadeFederal da Bahia, Salvador, Tese de Doutorado, 202 p.

Teixeira, W. 1985. A evolução geotectônica da porção meridional do Cráton do São Francisco, com base eminterpretações geocronológicas. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo,Tese deDoutorado, 207 p.

Teixeira, W. e Figueiredo, M.C.H. 1991. An outline of Early Proterozoic crustal evolution in the São FranciscoCraton, Brazil: a review. Precambrian Research, 53(1/2):1022.1040.

Teixeira, W., Sabaté, J.P., Barbosa, J., Noce, C.M., Carneiro, A.M. 2000. Archean and Paleoproterozoitectonic evolution of the São Francisco Craton. In: Cordani, U., Thomaz Filho, A., Campos, D.A. (eds.)Tectonic Evolution of South America, 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro p. 101-138.

Tera, F & Wasserburg, G.J., 1972. U-Th-Pb systematics in three Apollo 14 basalts and the problem of theinitial Pb in lunar rocks. Earth and Planetary Science Letters, 14: 281-284.

Tupinambá, M. 1999. Evolução tectônica e magmática da faixa Ribeira na região serrana do estado do Rio deJaneiro. São Paulo. Inst. Geoc. USP. (Dr. Thesis) São Paulo, 221pp. (Unpublished).

Wetherill, G.W., 1956. Discordant Uranim-Lead ages I: Transaction of the American Geophysics Union, v. 37,p. 320-326.

Wilde, S. A., Valley, J. W., Peck, W. H. & Graham, C. M., 2001. Evidence from detrital zircons for existenceof continental crust and oceans on the Earth at 4.4 Gyr ago. Nature, 409, 175–178 .

Williams, I.S. 1998. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: McKibben,M.A., Shanks III,W.C., Ridley,W.I.(eds.). Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Reviews inEconomic Geology, Society of Economic Geology 7: 1.35.


134

Williams, I.S., Hergt, G.T., 2000. U–Pb dating of Tasmanian dolerites: a cautionary tale of SHRIMP analysisof high-Uzircon. In: Woodhead, J.D., Hergt, J.M., Noble, W.P. (Eds.), Beyond 2000: New Frontiers inIsotope Geoscience, Lorne,2000. Abstracts and Proceedings, pp. 185–188.

Van Schmus, W.R., Brito Neves, B.B., Hackspacher, P.C., Babinski, M., 1995. U-Pb and Sm-Nd geochonologicstudies of the Eastern Borborema Province, Northeast Brazil: initial conclusions, Journal of South AmericanEarth Sciences, 8 (3/4):267-288.

Vavra, G., Gebauer, D., Schmid, R., and Compston, W., 1996. Multiple zircon growth and recrystallizationduring polyphase Late Carboniferous to Triassic metamorphism in granulites of the Ivrea Zone (SouthernAlps): an ion microprobe (SHRIMP) study. Contributions to Mineralogy and Petrology, 122, 337-358.

Vavra, G., Schmid, R., Gebauer, D., 1999. Internal morphology, habit, and U-Th-Pb microanalyses ofamphibolite- to granulite-facies zircons: geochronology of the Ivrea Zone (Southern Alps). Contributions toMineralogy and Petrology, 134: 380-404.

Winter, J. 2000. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. New York, 567 p.

Geocronologia aplicada ao mapeamento regional cprm

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