O LINEAMENTO JECEABA-BOM SUCESSO COMO LIMITE DOS TERRENOS ARQUEANOS E PALEOPROTEROZÓICOS DO CRÁTON SÃO FRANCISCO MERIDIONAL: EVIDÊNCIAS GEOLÓGICAS, GEOQUÍMICAS (ROCHA TOTAL) E GEOCRONOLÓGICAS (U-Pb)
i ii FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO Reitor Dirceu do Nascimento Vice-Reitor Marco Antônio Tourinho Furtado Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação Newton Souza Gomes
ESCOLA DE MINAS Diretor Antônio Gomes de Araújo Vice-Diretor Antenor Barbosa
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Chefe César Augusto Chicarino Varajão
iii EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS
iv CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 08
TESE DE DOUTORAMENTO Nº 16
O LINEAMENTO JECEABA-BOM SUCESSO COMO LIMITE DOS
TERRENOS ARQUEANOS E PALEOPROTEROZÓICOS DO CRÁTON
SÃO FRANCISCO MERIDIONAL: EVIDÊNCIAS GEOLÓGICAS,
GEOQUÍMICAS (ROCHA TOTAL) E GEOCRONOLÓGICAS (U-Pb)
José Carlos Sales Campos
Orientador Maurício Antônio Carneiro Co-orientador Issamu Endo
Tese apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Doutor Ciências Naturais, Área de Concentração: Geologia Estrutural/Tectônica
OURO PRETO 2004 v Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita 35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: [email protected]
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ISSN 85-230-0108-6 Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
Campos, José Carlos Sales. C198l O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e paleoproterozóicos do Cráton São Francisco Meridional: evidências geológicas, geoquímicas (rocha total) e geocronológicas (U-Pb) / José Carlos Sales Campos – Ouro Preto: UFOP: 2004. xxii, 191p.: il. color. (Contribuições às Ciências da Terra, vol. 08)
Tese (Doutoramento) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais.
ISSN 85-230-0108-6
1. Geoquímica - Rochas. 2. Geocronologia. 3.Geotectônica. 4. Evolução Crustal. 5. Cráton São Francisco Meridional. I. Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. II. Título CDU: 550.4:504
http://www.sisbin.ufop.br vi Agradecimentos
Ao final desta tese de doutoramento, faz-se necessário externar sinceros agradecimentos às instituições, aos órgãos financiadores de pesquisa e aos profissionais ligados aos laboratórios, onde grande parte da pesquisa foi realizada, além de outras pessoas que, de algum modo, contribuíram para que este trabalho fosse realizado. Ao Conselho Nacional de Pesquisa (CNPq), pela concessão da bolsa de doutorado; À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de Minas Gerais (FAPEMIG), pelo suporte financeiro, através dos Projetos CRA 2697/98 e CRA 225/02; Ao professor Dr. Maurício Antônio Carneiro, que sempre fez muito além do que era inerente ao compromisso de orientar; Aos professores Dr. Wilson Teixeira e Dr. Miguel Ângelo Stipp Basei, do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo, que garantiram o suporte necessário à realização das análises isotópicas, nessa instituição; Aos colaboradores do professor Dr. Miguel Ângelo Stipp Basei, do laboratório de Geocronologia U-Pb do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo, em especial, a Walter Maurício Sproesser; Aos professores Dr. Carlos Maurício Noce, do Instituto de Geociências da Universidade de Minas Gerais e Allen P. Nutman, pela obtenção, na Austrália, dos resultados SHRIMP apresentados nesta tese, (duas amostras e uma amostra, respectivamente); Aos professores Dr. André Danderfer, Dr. Issamu Endo e Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior, do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/EM/UFOP), pela ajuda nos trabalhos de campo e pelas estimulantes discussões; À professora Dra. Maria Sílvia de Carvalho Barbosa, do DEGEO/EM/UFOP, pelo tratamento dos dados geofísicos e contribuição na interpretação dos mesmos; Ao professor Dr. José Aurélio Medeiros da Luz, do Departamento de Engenharia de Minas/EM/UFOP, pelas palavras de incentivo, em conversas informais; Aos colegas José Alves Rodrigues e Arildo Henrique de Oliveira, aos ex-bolsistas do LOPAG, Ângela Nair Avelar, Samuel Ricardo Carvalho Carneiro, Eduardo Luís Carneiro de Oliveira, Rafael Russo Spósito, Éder Fonseca Silva e Fabiana Andresa Reis da Cruz e, ao aluno de Engenharia de Minas, Sidener Luís Pena, pela contribuição nos trabalhos de campo, descrição de lâminas, preparação de amostras, utilização de softwares etc;
vii Aos funcionários da Coordenadoria de Imprensa e Editoração (CIED) da Universidade Federal de Ouro Preto; Aos funcionários Paulo Gonzaga Vieira, José Cirilo Pereira e José Izidoro do Carmo, dos laboratórios de laminação (LAMIN) e de preparação de amostras para geoquímica e geocronologia (LOPAG), do DEGEO/EM/UFOP; Ao Centro Federal de Educação Tecnológica, CEFET - Ouro Preto, pela oportunidade de ali lecionar Geologia, Mineralogia etc; Aos colegas de pesquisa, no Instituto de Geociências da USP, Mauro, Kaú, Alexandre, Neivaldo A. Castro e Paulo Correa da Costa, pela colaboração e pela hospitalidade; Aos meus familiares, pelo apoio incondicional em todos os momentos.
viii Sumário
AGRADECIMENTOS...... vii
LISTA DE FIGURAS ...... xiii
LISTA DE TABELAS...... xvii
LISTA DE PRANCHAS ...... xviii
RESUMO ...... xix
ABSTRACT...... xxi
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO...... 1
1.1. Localização e Generalidades...... 1
1.2. Objetivo e Justificativas ...... 5
1.3. Métodos e Materiais de Trabalho...... 5
1.3.1. Trabalhos de campo ...... 8
1.3.2. Litogeoquímica ...... 8
1.3.3. Geocronologia U-Pb em zircão...... 10
Metodologia SHRIMP...... 11
Metodologia U-Pb convencional ...... 12
CAPÍTULO 2. GEOLOGIA REGIONAL...... 15
2.1. Cráton São Francisco ...... 15
2.2. A Crosta Siálica do Cráton São Francisco Meridional...... 19
2.3. As Seqüências Supracrustais do Cráton São Francisco Meridional...... 25
CAPÍTULO 3. UNIDADES LITODÊMICAS ...... 29
3.1. Introdução ...... 29
3.2. Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso...... 29
3.3. Suíte Metamórfica Desterro ...... 34
3.4. Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia ...... 39
ix 3.5. Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões ...... 41
3.6. Suíte Ígnea Ritápolis...... 43
3.7. Suíte Ígnea São Tiago...... 46
3.8. Metaultramafitos...... 49
3.9. Mafitos...... 52
3.10. Anfibolitos...... 55
3.11. Meta-vulcanossedimentares...... 55
CAPÍTULO 4. LITOGEOQUÍMICA...... 61
4.1. Escolha das Amostras...... 61
4.2. Geoquímica em Rocha Total ...... 62
4.2.1. Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso ...... 62
Trondhjemito Aureliano Mourão ...... 62
Granito Bom Sucesso ...... 70
Granito Morro do Ferro ...... 72
Discussão ...... 73
4.2.2. Suíte Metamórfica Desterro ...... 74
Gnaisse I...... 74
Gnaisse II...... 81
Migmatito ...... 81
Discussão...... 84
4.2.3. Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia ...... 85
Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo ...... 85
Granito São Pedro das Carapuças ...... 90
Discussão ...... 92
4.2.4. Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões ...... 93
Tondhjemito Pau da Bandeira...... 93 x Granodiorito Cassiterita...... 100
Discussão ...... 100
4.2.5. Suíte Ígnea Suíte Ígnea Ritápolis...... 101
Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis ...... 101
Granito Nazareno...... 108
Discussão ...... 109
4.2.6. Suíte Ígnea São Tiago ...... 110
Tonalito Rio do Peixe ...... 110
Trondhjemito/Granodiorito São Tiago ...... 116
Granodiorito Rezende Costa ...... 118
Discussão ...... 119
4.3. Sumário dos Estudos Litogeoquímicos ...... 119
CAPÍTULO 5. GEOCRONOLOGIA...... 123
5.1. Localização dos Afloramentos estudados ...... 123
5.2. Idades U-Pb em Zircão...... 124
5.2.1. Litotipos Neoarqueanos ...... 124
Trondhjemito Aureliano Mourão...... 124
Granito Bom Sucesso...... 127
Granito Morro do Ferro...... 128
Granito São Pedro das Carapuças...... 130
Migmatito (Mesossoma)...... 131
Migmatito (Leucossoma)...... 133
5.2.2. Litotipos Paleoproterozóicos ...... 135
Trondhjemito Pau da Bandeira ...... 135
Granito Nazareno...... 137
Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis...... 139
xi Tonalito Rio do Peixe...... 140
Trondhjemito/Granodiorito São Tiago ...... 141
5.2.3. Metassedimentares...... 142
Quartzito Bom Sucesso ...... 143
5.4. Sumário dos Estudos Geocronológicos ...... 143
CAPÍTULO 6. EVOLUÇÃO TECTÔNICA...... 147
6.1. Introdução...... 147
6.2. Evento Tectonotermal Rio das Velhas ...... 151
6.2.1. Evidências Litogeoquímicas ...... 151
6.2.2. Evidências Geocronológicas ...... 155
6.3. Evento Tectonotermal do Neoarqueano Tardio...... 155
6.3.1. Evidências Litogeoquímicas ...... 156
6.3.2. Evidências Geocronológicas ...... 162
6.4. Evento Tectonotermal do Paleoproterozóico ...... 163
6.4.1. Evidências Litogeoquímicas ...... 163
6.4.2. Evidências Geocronológicas ...... 172
6.5. Considerações Finais...... 173
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 183
ANEXOS ...... 190
BANCA EXAMINADORA (Ficha de Aprovação)...... 191
xii Lista de Figuras
Figura 1.1- Localização da área estudada ...... 2
Figura 1.2- Localização dos pontos amostrados para litogeoquímica e geocronologia...... 6
Figura 1.3- Domínios geológicos separados pelo Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso ...... 7
Figura 2.1- Cráton São Francisco...... 16
Figura 2.2- Mapa geológico do Cráton São Francisco Meridional ...... 18
Figura 2.3- Mapa geológico da região de Passa Tempo ...... 22
Figura 2.4- Mapa geológico da região de Campo Belo-Oliveira-Itapecerica ...... 24
Figura 3.1- Localização dos pontos amostrados para estudos petrográficos ...... 30
Figura 3.2- Diagrama QAP (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) ...... 32
Figura 3.3- Afloramento de migmatito (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 35
Figura 3.4- Diagrama QAP (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 38
Figura 3.5- Diagrama QAP (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia)...... 40
Figura 3.6- Diagrama QAP (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 43
Figura 3.7- Diagrama QAP (Suíte Ígnea Ritápolis) ...... 45
Figura 3.8- Diagrama QAP (Suíte Ígnea São Tiago) ...... 48
Figura 3.9- Classificação modal (litotipos metaultramáficos) ...... 51
Figura 3.10- Classificação modal (litotipos máficos) ...... 54
Figura 3.11- Afloramento do Quartzito Bom Sucesso...... 56
Figura 4.1- Localização dos pontos amostrados para litogeoquímica ...... 61
Figura 4.2- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso)...... 63
xiii Figura 4.3- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso)..... 64
Figura 4.4- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso)... 66
Figura 4.5- Diagramas multi-elementares (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso)...... 67
Figura 4.6- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) .. 69
Figura 4.7- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) ...... 70
Figura 4.8- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 75
Figura 4.9- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Metamórfica Desterro)...... 76
Figura 4.10- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 77
Figura 4.11- Diagramas multi-elementares (Suíte Metamórfica Desterro)...... 78
Figura 4.12- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Metamórfica Desterro)...... 80
Figura 4.13- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 83
Figura 4.14- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia)...... 86
Figura 4.15- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia).. 87
Figura 4.16- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia).88
Figura 4.17- Diagramas multi-elementares (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia)...... 89
Figura 4.18- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Salto Paraopeba-Babilônia) ...... 90
Figura 4.19- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia) .... 92
Figura 4.20- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 94
Figura 4.21- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 95
Figura 4.22- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 96
Figura 4.23- Diagramas multi-elementares (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 97
xiv Figura 4.24- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões) ...... 98
Figura 4.25- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 99
Figura 4.26- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Ígnea Ritápolis)...... 102
Figura 4.27- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Ígnea Ritápolis)...... 103
Figura 4.28- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Ígnea Ritápolis)...... 104
Figura 4.29- Diagramas multi-elementares (Suíte Ígnea Ritápolis)...... 105
Figura 4.30- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Ígnea Ritápolis) ...... 106
Figura 4.31- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Ígnea Ritápolis) ...... 107
Figura 4.32- Diagramas R1 x R2 e Ab-An-Or (Suíte Ígnea São Tiago)...... 110
Figura 4.33- Diagramas SiO2 x elementos diversos (Suíte Ígnea São Tiago)...... 111
Figura 4.34- Diagramas Rb/Sr x elementos diversos (Suíte Ígnea São Tiago)...... 112
Figura 4.35- Diagramas multi-elementares (Suíte Ígnea São Tiago)...... 113
Figura 4.36- Diagramas de elementos incompatíveis (Suíte Ígnea São Tiago) ...... 114
Figura 4.37- Diagramas de elementos terras raras (Suíte Ígnea São Tiago) ...... 115
Figura 5.1- Localização dos pontos amostrados para geocronologia...... 123
Figura 5.2- Diagrama Concórdia U-Pb (Trondhjemito Aureliano Mourão) ...... 127
Figura 5.3- Diagrama Concórdia U-Pb (Granito Bom Sucesso)...... 128
Figura 5.4- Diagrama Concórdia U-Pb, SHRIMP (Granito Morro do Ferro)...... 130
Figura 5.5- Diagrama Concórdia U-Pb (Granito São Pedro das Carapuças) ...... 131
Figura 5.6- Diagrama Concórdia U-Pb do Migmatito Desterro (mesossoma)...... 133
Figura 5.7- Diagrama Concórdia U-Pb do Migmatito Desterro (leucossoma) ...... 134
xv Figura 5.8- Diagrama Concórdia U-Pb (Trondhjemito Pau da Bandeira)...... 136
Figura 5.9- Diagrama Concórdia U-Pb, SHRIMP (Granito Nazareno)...... 138
Figura 5.10- Diagrama Concórdia U-Pb (Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis)...... 139
Figura 5.11- Diagrama Concórdia U-Pb (Tonalito Rio do Peixe)...... 141
Figura 5.12- Diagrama Concórdia U-Pb (Trondhjemito/Granodiorito São Tiago)...... 142
Figura 5.13- Histograma das idades Pb-Pb, em zircões detrítico (Quartzito Bom Sucesso).... 143
Figura 5.14- Síntese das idades U-Pb em zircão, obtidas nesta tese ...... 144
Figura 6.1- Mapa do Cráton São Francisco Meridional (idades Rb-Sr) ...... 148
Figura 6.2- Domínios geológicos separados pelo Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso ...... 150
Figura 6.3- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) ...... 153
Figura 6.4- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Metamórfica Desterro)...... 158
Figura 6.5- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia)...... 161
Figura 6.6- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões)...... 165
Figura 6.7- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Ígnea Ritápolis)...... 168
Figura 6.8- Diagramas de ambiente tectônico (Suíte Ígnea São Tiago)...... 170
Figura 6.9- Esboço geológico da área estudada ...... 174
Figura 6.10- Evolução tectônica (formação do arco paleoproterozóico) ...... 177
Figura 6.11- Evolução tectônica (colisão arco-continente arqueano) ...... 178
Figura 6.12- Evolução tectônica (arranjo final dos blocos envolvidos) ...... 179
xvi Lista de Tabelas
Tabela 1.1- Relação das amostras escolhidas para análises químicas ...... 9
Tabela 1.2- Relação das amostras escolhidas para determinações geocronológicas...... 11
Tabela 4.1- Classificação genético-tectônica dos litotipos estudados ...... 65
Tabela 4.2- Caracterização geoquímica (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) ...... 68
Tabela 4.3- Caracterização geoquímica (Suíte Metamórfica Desterro) ...... 79
Tabela 4.4- Caracterização geoquímica (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia) ...... 86
Tabela 4.5- Caracterização geoquímica (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões) ...... 99
Tabela 4.6- Caracterização geoquímica (Suíte Ígnea Ritápolis) ...... 108
Tabela 4.7- Caracterização geoquímica (Suíte Ígnea São Tiago) ...... 116
Tabela 5.1- Dados isotópicos U-Pb, método convencional (suítes arqueanas) ...... 126
Tabela 5.2- Dados isotópicos U-Pb, método SHRIMP (Granito Morro do Ferro) ...... 129
Tabela 5.3- Dados isotópicos U-Pb, método convencional (suítes paleoproterozóicas)...... 137
Tabela 5.4- Dados isotópicos U-Pb, método SHRIMP (Trondhjemito Pau da Bandeira) ...... 138
Tabela 6.1- Dados geocronológicos relevantes do Cráton São Francisco Meridional ...... 149
Tabela 6.2- Enquadramento tectônico da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso...... 152
Tabela 6.3- Enquadramento tectônico da Suíte Metamórfica Desterro...... 157
Tabela 6.4- Enquadramento tectônico da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia ...... 160
Tabela 6.5- Enquadramento tectônico da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões ...... 163
Tabela 6.6- Enquadramento tectônico da Suíte Ígnea Ritápolis...... 167
Tabela 6.7- Enquadramento tectônico da Suíte Ígnea São Tiago...... 171
xvii Lista de Pranchas
Prancha 3.1- Feições petrográficas (suítes Samambaia-Bom Sucesso e Desterro) ...... 31
Prancha 3.2- Afloramento do Granito Morro do Ferro...... 34
Prancha 3.3- Feições petrográficas (demais suítes descritas nesta tese)...... 36
Prancha 3.4- Afloramento da Pedreira de Nazareno ...... 42
Prancha 3.5- Feições petrográficas (litotipos metaultramáficos)...... 50
Prancha 3.6- Afloramento de ortopiroxênio gabro ...... 52
Prancha 3.7- Feições petrográficas (litotipos meta-vulcanossedimentares)...... 58
Prancha 5.1- Fotomicrografias de zircões (litotipos neoarqueanos) ...... 125
Prancha 5.2- Fotomicrografias de zircões (litotipos paleoproterozóicos)...... 135
xviii Resumo
O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (LJBS) é uma descontinuidade crustal, evidenciada por forte anomalia magnética. Esse lineamento se estende desde a região sul do Quadrilátero Ferrífero até as imediações das cidades de Bom Sucesso e Ibituruna. O fragmento crustal arqueano, situado a NW do LJBS teve uma evolução complexa, de caráter policíclico, contrapondo-se ao segmento SE, essencialmente paleoproterozóico. O terreno situado a NW do LJBS foi afetado por eventos tectonotermais do Mesoarqueano ao Paleoproterozóico. Nessa porção do Cráton São Francisco Meridional, foram caracterizadas a Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, neoarqueana, formada pelo Trondhjemito Aureliano Mourão e pelos granitos Bom Sucesso e Morro do Ferro e a Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, do Neoarqueano tardio, constituída pelo Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo e pelo Granito São Pedro das Carapuças. O Trondhjemito Aureliano Mourão, de assinatura TTG e o Granito Bom Sucesso apresentaram as idades U-Pb (método convencional) de 2809 ± 250 Ma e 2753 +11/-9 Ma, respectivamente, enquanto o Granito Morro do Ferro teve sua idade, de cristalização ígnea, estabelecida em 2720 ± 18 Ma pelo método U-Pb SHRIMP. Ainda nesse domínio, foi caracterizada a Suíte Metamórfica Desterro que compreende gnaisses e, subordinadamente, migmatitos e granitos, gerados por retrabalhamento crustal, no Neoarqueano tardio. A idade U-Pb de cerca de 2622 ± 18 Ma (método convencional) para o evento de migmatização, nos domínios do Complexo Metamórfico Passa Tempo, foi obtida a partir de zircões do mesossoma e do leucossoma. O posicionamento sincrônico de granitos (e.g. granitos Bom Sucesso e Morro do Ferro) de características petroquímicas similares, numa crosta mesoarqueana, sugere uma extensão maior para o Evento Tectonotermal Rio das Velhas, caracterizado na região do Quadrilátero Ferrífero. No terreno situado a SE do LJBS, essencialmente paleoproterozóico, os granitóides, cuja composição varia desde tonalito-trondhjemítica até sienogranítica, foram agrupados em três suítes ígneas. Essas suítes englobam litotipos de assinatura TTG e crustal (pré- e sin- a pós-colisionais). O Trondhjemito Pau da Bandeira e o Granodiorito Cassiterita pertencem à Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões. A Suíte Ígnea Ritápolis é formada pelo Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e pelo Granito Nazareno, enquanto a Suíte Ígnea São Tiago compreende o Tonalito Rio do Peixe, o Trondhjemito/Granodiorito São Tiago e o Granodiorito Rezende Costa. A idade U-Pb em zircão de 2127 ± 7 Ma, obtida pelo método convencional, foi interpretada como de cristalização ígnea do Trondhjemito Pau da Bandeira. A idade U-Pb SHRIMP concordante de 2118 ± 7,4 Ma, corresponde à idade de cristalização do Granito Nazareno, que é intrusivo no Trondhjemito Pau da Bandeira. Por sua vez, o Tonalito Rio do Peixe e o Trondhjemito São Tiago
xix forneceram, pelo método U-Pb convencional, as idades de 1937 ± 22 Ma e 1887 ± 19 Ma, respectivamente. Acredita-se que a evolução tectônica desse segmento crustal compreende uma dupla subducção. Um arco islândico se formou em função da subducção vergente para SW que, em sua fase inicial, deu origem aos granitóides paleoproterozóicos mais antigos. A outra, vergente para NE, em direção ao continente arqueano, foi responsável pelo posicionamento de granitóides na crosta arqueana, na região a oeste de Bom Sucesso. A colisão arco-continente, vergente para NE, deu-se, possivelmente, antes de 2061 Ma. O LJBS teria funcionado como uma falha de transferência, durante essa colisão. As características geoquímicas do Tonalito Rio do Peixe e do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago indicam que o posicionamento desses litotipos há 1937 ± 22 Ma e 1887 ± 19 Ma, respectivamente, se deu em ambiente de subducção de placas. Isto sugere que outra colisão, possivelmente entre segmentos diferentes do arco islândico, ocorreu, na região, durante o Paleoproterozóico.
xx Abstract
The Jeceaba-Bom Sucesso Lineament (JBSL) is a crustal discontinuity, evidenciated by strong magnetic anomaly. This lineament extends from south of Quadrilátero Ferrífero region to vicinities of Bom Sucesso and Ibituruna cities. The archean crustal fragment at northwest of JBSL had a complex and polycyclical evolution, in opposition to mainly paleoproterozoic SE segment. The terrain at northwest of JBSL was affected by thermal and tectonic events from Mesoarchean to Paleoproterozoic. The igneous neoarchean Samambaia-Bom Sucesso Suit, that consist of Aureliano Mourão Trondhjemite, Bom Sucesso and Morro do Ferro granites, and igneous Salto Paraopeba-Babilônia Suit (Santo Antônio do Amparo Hyperstene-Biotite Granodiorite and São Pedro das Carapuças Granite), was characterized on this craton segment. The TTG signature Aureliano Mourão Trondhjemite and Bom Sucesso Granite provided the conventional U-Pb ages of 2,809 ± 250 Ma and 2,753 +11/-9 Ma, respectively, whereas Morro do Ferro Granite supplied the 2,720 ± 18 Ma U-Pb SHRIMP igneous crystallization age. On this domain, yet, the metamorphic Desterro Suit that comprises gneisses and, subordinately Late Neoarchean migmatites and crustal signature granites was characterized. The nearly 2,622 ± 18 Ma conventional U-Pb age for migmatization event on the Passa Tempo Metamorphic Complex was obtained from mesosome and leucosome zircons isotopic data. The synchronic emplacement of granites (e.g. Bom Sucesso and Morro do Ferro granites) with similar petrochemical features, at a Mesoarchean crust (granites), suggests major extension to Tectonotermal Rio das Velhas Event that was well characterized in the Quadrilátero Ferrífero region. On the SE JBSL domain, essentially paleoproterozoic, the granitoids whose compositions vary from tonalitic/trondhjemitic to syenogranitic, were grouped in three igneous suites. Those suites encompass TTG and crustal signature granitoids (pre- and syn- to post-collisionals. The Pau da Bandeira Trondhjemite and Cassiterita Granodiorite belong to Cassiterita-Tabuões Suit. The igneous Ritápolis Suit assembles the Ritápolis Trondhjemite/Granodiorite and Nazareno Granite whereas the São Tiago Igneous Suit encompasses the Rio do Peixe Tonalite, São Tiago Trondhjemite/Granodiorite and Rezende Costa Granodiorite. The conventional U-Pb age of 2,127 ± 7 Ma was interpreted as igneous crystallization of Pau da Bandeira Trondhjemite. The 2,118 ± 7.4 Ma concordant U-Pb SHRIMP age corresponds to igneous crystallization of the Nazareno Granite that is intrusive within Pau da Bandeira Trondhjemite. The Rio do Peixe Tonalite and São Tiago Trondhjemite supplied the conventional U-Pb ages of 1,937 ± 22 Ma and 1,887 ± 19 Ma, respectively. It believed that the tectonic evolution of the crustal segment comprises double subduction. An island arc took form due to SW-verging subduction that, in their initial phase, generated the oldest
xxi paleoproterozoic granitoids. The NE-verging subduction, towards archean continent, originated the emplacement of granitoids within archean crust, in the west region of Bom Sucesso City. The NE-verging island arc-continent collision possibly occurred before 2,061 Ma. The Jeceaba-Bom Sucesso Lineament would actuate like as transferent fault, during that collision. A subduction environment for Rio do Peixe Tonalite and São Tiago Trondhjemite/Granodiorite emplacement, at respectively 1,937 ± 22 Ma and 1,887 ± 19 Ma, is suggested for geochemical signature of those lithotypes. This suggests that other collision, possibly between different segments of the island arc, tooks place, in the region, during Paleoproterozoic times.
xxii INTRODUÇÃO
1.1 - LOCALIZAÇÃO E GENERALIDADES
Em termos geológicos, a área estudada nesta tese está localizada no Cráton São Francisco Meridional (CSFM). Seus limites geográficos formam o polígono, destacado na Figura 1.1, onde afloram rochas de complexos metamórficos (Bonfim e Campo Belo, principalmente) e dos supergrupos Rio das Velhas e Minas. As unidades destes dois supergrupos formam os contrafortes do conjunto de serras do Quadrilátero Ferrífero, que se justapõem segundo uma série de falhas entre elas a Falha do Engenho, que tem orientação E-W entre o leste do Pico do Itacolomi e a região de Jeceaba.
O prolongamento da Falha do Engenho até a Serra de Bom Sucesso, segundo a direção NE-SW (Romano et al. 1992), corresponde ao Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, ao longo do qual destaca-se a própria Serra de Bom Sucesso, que apresenta rochas ultramáficas, metassedimentares e cataclásticas (Ebert 1958, Silva et al. 1978, Barbosa et al. 1996). Este lineamento constitui proeminente feição estrutural, perfeitamente delineada em mapas geofísicos, conforme se observa no mapa magnetométrico (Anexo 1.1), gerado pela derivada primeira em z, a partir dos dados do Levantamento Aeromagnetométrico-Área 2/COMIG-SEME 2002).
O lineamento em questão marca o limite entre os litotipos do setor NE do Cinturão Mineiro, de idade Paleoproterozóica (Teixeira 1985) e a região cratônica do Neoarqueano. Esse cinturão descreve um arco que conforma a borda sul do Cráton São Francisco (orientação NE) e pode continuar a leste do Quadrilátero Ferrífero, assumindo orientação NS (Figura 1.1). Entretanto, os corpos graníticos descritos nesse setor NS carecem de datações (Brandalise 1991, Baltazar & Raposo 1993).
No contexto do setor NE do Cinturão Mineiro, Barbosa (1954) introduziu o termo “Série Barbacena” para designar um conjunto de rochas xistosas, básicas e ultrabásicas, extremamente granitizadas, que afloram entre Conselheiro Lafaiete e Lavras (SSW do Quadrilátero Ferrífero, Figura 1.1), mais antigas que a “Série Minas” (Supergrupo Minas). Posteriormente, a “Série Barbacena” foi dividida em Formação Barbacena e Formação Lafaiete, unidades supracrustais com contribuições variáveis de metassedimentares e metavulcânicas (Ebert 1956). As litologias dessas duas formações foram incluídas no “Grupo Barbacena” (Pires 1977). Mais tarde, as rochas atribuídas à “Formação Lafaiete” foram denominadas de Grupo Lafaiete (Machado Filho et al. 1983). O conjunto de metatexitos com
1 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... paleossomas xistosos básicos, referíveis ao Grupo Nova Lima e neossomas granodioríticos e graníticos, de idade arqueana, mais ou menos retrabalhados no Paleoproterozóico foram chamadas de Complexo Barbacena (Machado Filho et al. 1983).
Figura 1.1 - Localização da área estudada nesta tese (polígono em destaque), no contexto do Cráton São Francisco Meridional, cujos limites estão assinalados por linha tracejada grossa. [mapa geológico simplificado a partir de Teixeira et al. (2000) e Campos et al. (2003)]. Legenda: 1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiferenciados; 2 = seqüências tipo greenstone [Supergrupo Rio das Velhas (Neoarqueano) e outras]; 3 = Suítes máfico-ultramáficas [Ribeirão dos Motas (RM; Neoarqueano) e Morro das Almas (MA)]; 4 = Rochas gabróicas e dioríticas (Paleoproterozóico); 5 = Supergrupo Minas (Paleoproterozóico); 6 = Grupo Dom Silvério (Mesoproterozoico?); 7 = Grupos São João Del Rei (Paleoproterozóico)/Andrelândia (Neoproterozóico); 8 = Supergrupo Espinhaço (Mesoproterozóico); 9 = Complexo Juiz de Fora; 10 = Cobertura cratônica indivisa (Neoproterozóico); 11 = Falhas e fraturas: LCg = Lineamento Congonhas; 12 = Eixos de dobras; 13 = Traço da foliação (A), Contatos litológicos (B); 14 = Cidades: B = Barbacena, BH = Belo Horizonte, Bf = Bonfim, BS = Bom Sucesso, CB = Campo Belo, C = Cláudio, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, D = Divinópolis, DS = Dom Silvério, I = Itabirito, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, It = Itaúna, Itb = Itabira, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, PN = Ponte Nova, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei.
?? 2 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004
O Cinturão Mineiro (Teixeira 1985) abrange em parte os litotipos desse complexo, conforme mapeado por Machado Filho et al. (1983). Até recentemente, as idades, tanto das seqüências atribuídas ao Grupo Lafaiete quanto da crosta siálica dessa região, eram mal definidas. Trabalhos mais atuais (e.g. Noce 1995, Ávila et al. 1998, Ávila 2000, Valença et al. 2000, Silva et al. 2002b) têm contribuído para melhorar o conhecimento geológico dessa área. Entretanto, o posicionamento cronoestratigráfico das unidades supracrustais atribuídas ao Grupo Lafaiete (Machado Filho et al. 1983), bem como das outras seqüências tipo greenstone da região entre Lavras e São João del Rei ainda permanece em aberto. Na região de São João del Rei (Figura 1.1), rochas vulcânicas metamáficas, metaultramáficas e metassedimentares associadas, foram agrupadas em duas sucessões greenstone belts, provavelmente formadas entre 2,80 Ga e 2,16 Ga (Ávila 2000). De modo geral, seqüências desse tipo, no sul do Cráton São Francisco são correlacionadas ao Supergrupo Rio das Velhas, mas sem argumentos geocronológicos seguros para tais afirmações. Duas seqüências metassedimentares, denominadas Grupo Andrelândia e Grupo São João Del Rei, bordejam a sul e sudeste o Cráton São Francisco (Figura 1.1). Considerando a hipótese de que a deposição dessas duas seqüências ocorrera no Paleoproterozóico (Machado et al. 1983, Padilha 1993), a inversão destas paleo-bacias poderia corresponder ao evento compressional com vetor SSE-NNW, compatível com o segundo mega-evento paleoproterozóico (Endo 1997). Porém, apenas a inversão da paleo-bacia São João Del Rei pode ter ocorrido no Paleoproterozóico (Valladares et al. 2001), já que a paleo-bacia Andrelândia parece ter invertida no Neoproterozóico (Paciullo et al. 2000). As idades
Sm-Nd (TDM) de 1054 Ma e 1184 Ma, obtidas em anfibolitos do Grupo Andrelândia, são consideradas idades mínimas de abertura dessa paleo-bacia (Ribeiro et al. 1995).
Nesse setor NE do Cinturão Mineiro, duas suítes ígneas foram caracterizadas por Quéméneur (1996). A primeira é constituída pelo Tonalito Alto Maranhão, pelos trondhjemitos Tabuões e Penedo e pelos granodioritos Paiol e Congo Fino, pré-colisionais. Essa suíte foi considerada insular ou de borda de placa (Quéméneur 1996). A outra suíte engloba os granitos Porto dos Mendes, Perdões, Itutinga, Tabuões, tendo sido considerada sin-colisional a anorogênica (Quéméneur 1996). Os maciços de Ritápolis, Porto dos Mendes e os granitos de fácies fina de Tabuões foram considerados do tipo intraplaca/tardi-orogênicos a anorogênicos (Quéméneur 1996). No entanto, o volume de dados U-Pb não é suficiente para caracterizar o padrão geocronológico desse conjunto de rochas, restringindo-se às idades do Tonalito Alto Maranhão (Noce 1995, Noce et al. 1998), do Trondhjemito/Granodiorito Congonhas (Rosa Seixas et al. 2002). O maior volume de dados geocronológicos consiste de idades Pb-Pb determinadas por Ávila (2000), para granitóides da região de São João del Rei e por Jordt-Evangelista et al. (2000), para rochas cálcio- alcalinas/alcalinas da região de Piranga, situada imediatamente a sul do Quadrilátero Ferrífero.
3 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
O Cinturão Mineiro teria evoluído, segundo Noce (1995), como um arco magmático, num contexto de margem continental ativa, com subducção de NW para SE. De acordo com este modelo, a região do Quadrilátero Ferrífero não teria sido afetada diretamente pela convergência do arco magmático, pois o Lineamento Congonhas (Figura 1.1) teria funcionado como uma falha de transferência (Noce 1995). Esta colisão, envolvendo a conjugação de movimentos frontais e laterais, teria ocorrido entre 2065 e 2035 Ma, conforme sugerem as idades U-Pb em titanitas, no Quadrilátero Ferrífero, que definem o pico metamórfico deste evento (Noce 1995).
Por outro lado, segundo Endo (1997), a região do Quadrilátero Ferrífero e adjacências (Figura 1.1) teria sido submetida a dois mega-eventos no Paleoproterozóico. O primeiro, teria atuado em regime transpressivo destral, com vetor compressivo de NE para SW, seguido por regime transtrativo também destral. Granitóides sin-tectônicos teriam sido posicionados em sítios extensionais ao longo das descontinuidades NE-SW e E-W (Endo 1997). Durante a inversão da bacia Minas, nessa fase, o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso teria se comportado como uma zona de transferência. Na segunda fase desse mega-evento, teriam sido formados os domos gnáissicos e calhas sinclinoriais, com preenchimento simultâneo de fossas tectônicas e bacias do tipo pull-apart, a sul do Quadrilátero Ferrífero (Grupo Itacolomi e cronocorrelatos), em conseqüência da reativação de descontinuidades paralelas ao Lineamento Jeceaba-Bonsucesso (Endo 1997). O segundo mega-evento, que afetou a região em questão, compreenderia uma fase transpressional, sinistral, com vetor tectônico regional de SE para NW, seguida de colapso pós-orogênico, segundo Endo (1997).
Outro modelo de evolução paleoproterozóica, com duas fases (a primeira contracional e a segunda extensional) foi proposto por Alkmim & Marshak (1998). Nesse modelo, após a deposição das unidades do Supergrupo Minas, possivelmente numa bacia de margem passiva, a região do Quadrilátero Ferrífero teria evoluído num contexto de foreland fold-thrust belt, com vergência para NW, por volta de 2,1 Ga. Como conseqüência, dobras em escala regional e zonas de cisalhamento relacionadas aos empurrões teriam sido desenvolvidas. Essa fase contracional teria ocorrido logo após a deposição dos metassedimentos Sabará (uma seqüência flysch), que pode representar turbiditos derivados das elevações vulcânicas, situadas a SW. Com base nos dados observados no Quadrilátero Ferrífero não foi possível relacionar essa fase contracional à colisão com um arco de ilha ou com o desenvolvimento de uma margem convergente do tipo Andina (Alkmim & Marshak 1998). A deposição do Grupo Itacolomi foi correlacionada, nesse modelo, a uma fase extensional regional da Orogênese Paleoproterozóica (colapso), que culminou com a formação de um novo terreno em domos e quilhas (Alkmim & Marshak 1998).
?? 4 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004
1.2 - OBJETIVO E JUSTIFICATIVAS
O objetivo desta tese é o estudo da evolução tectônica do segmento crustal compreendido entre a Serra de Bom Sucesso (SBS; Figura 1.2) e a Serra de Jeceaba (SJ; Figura 1.2), que é secionado em duas porções pelo Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso. Buscou-se, em especial, verificar se esse lineamento, de fato, separa domínios geotectônicos distintos, dos pontos de vista geoquímico e geocronológico. Para isso, procurou-se caracterizar as unidades crustais envolvidas por essa estrutura linear, determinar as idades de algumas delas e definir o papel desse lineamento na evolução tectônica da porção meridional do Cráton São Francisco. Adicionalmente, procurou-se estabelecer a sucessão dos eventos tectônicos, identificados nos segmentos crustais a NW e SE desse lineamento, desde o Neoarqueano até o Proterozóico. Assim, procurou-se caracterizar, do ponto de vista petrográfico, litogeoquímico e geocronológico, as diversas unidades geradas e/ou retrabalhadas, no contexto das atividades ígneas, e metamórficas inerentes a estes eventos. Os novos dados foram confrontados com a acervo do conhecimento geológico, geocronológico e geoquímico disponível.
Os resultados petrográficos, geocronológicos e litogeoquímicos alcançados tentam esclarecer algumas dessas questões tectônicas regionais, com importantes desdobramentos para a região do Quadrilátero Ferrífero, província mineral de destaque nos cenários nacional e mundial. Esses estudos, que apesar de focados em uma área relativamente pequena do Cráton São Francisco Meridional, vêm, de algum modo, contribuir para melhorar o conhecimento geológico dessa porção cratônica.
1.3 - MÉTODOS E MATERIAIS DE TRABALHO
No desenvolvimento dos estudos desta tese foram utilizadas diversas técnicas tradicionalmente empregadas no estudo geológico, observando-se os conceitos litoestratigráficos, tectônicos e petroquímicos.
Dentre as atividades desenvolvidas, destacam-se pesquisa bibliográfica, interpretação de fotografias aéreas, imagens de satélite, mapas geofísicos, mapeamento geológico, integração dos dados de mapeamentos anteriores, estudos petrográficos, litogeoquímicos, cinemáticos, determinações geocronológicas, análise tectônica e elaboração do volume de tese.
Inicialmente, foram utilizadas fotografias aéreas na escala 1:60.000, para a obtenção de um esboço geológico da área, procurando identificar e delimitar os litotipos principais e as estruturas regionais mais
5 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... importantes. A integração dos dados geológicos, levantados anteriormente por outros autores, foi realizada concomitantemente a uma ampla pesquisa bibliográfica.
Figura 1.2 - Domínios geológicos, separados pelo Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, no contexto do segmento crustal estudado nesta tese. Legenda: 1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiferenciados; 2 = seqüências tipo greenstone [Supergrupo Rio das Velhas (Neoarqueano) e outras]; 3 = Suítes máfico-ultramáficas [Ribeirão dos Motas (Neoarqueano) e Morro das Almas]; 4 = Rochas gabróicas e dioríticas (Paleoproterozóico?); 5 = Supergrupo Minas (Paleoproterozóico); 6 = Grupos São João Del Rei (Paleoproterozóico)/Andrelândia (Neoproterozóico); 7 = Supergrupo Espinhaço (Mesoproterozóico); 8 = Cobertura cratônica indivisa (Neoproterozóico); 9 = Falhas e fraturas; 10 = Eixos de dobras; 11 = Traço da foliação (A), Contatos litológicos (B); 12 = Cidades: B = Barbacena, BH = Belo Horizonte, Bf = Bonfim, BS = Bom Sucesso, CB = Campo Belo, C = Cláudio, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, D = Divinópolis, I = Itabirito, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, It = Itaúna, Itb = Itabira, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, OP = Ouro Preto, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei.
Os litotipos-chave (Figura 1.3) de toda a área foram caracterizados petrograficamente, geoquimicamente e datados pelo método U-Pb em zircão (diluição isotópica e SHRIMP). Isto foi feito no sentido de correlacioná-los com rochas similares melhor estudadas do âmbito do CSFM (complexos
?? 6 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004 metamórficos Campo Belo e Bonfim) e relacioná-los no contexto da evolução tectônica desse fragmento crustal.
Figura 1.3 - Localização dos pontos amostrados para estudos geoquímicos em rocha total (círculo preenchido) e geocronológicos (quadrados preenchidos): 1 = JC 1497, 2 = JC 1354, 3 = JC 1554, 4 = JC 1353, 5 = JC 1482, 6 = JC 1407, 7 = JC 1592, 8 = JC 1450, 9 = JC 1451, 10 = JC 1405B, 11 = JC 1379A, 12 = JC 1379, 13 = JC 1380C, 14 = JC 1312, 15 = JC 1589, 16 = JC 1337B, 17 = JC 1337D, 18 = JC 1337C, 19 = JC 1546A, 20 = JC 1546B, 21 = JC 1437, 22 = JC 1438, 23 = JC 1340A, 24 = JC 1346A; as geotransversais (retas com traço pontilhado), levantadas durante os trabalhos de campo, também estão indicadas [mapa geológico simplificado a partir de Teixeira et al. (2000) e Campos et al. (2003)]. Legenda: idem Figura 1.1.
Na fase final da pesquisa, todos os dados obtidos (foliações, indicadores cinemáticos, zonas de cisalhamento, petrografia, geoquímica, geocronologia etc) foram utilizados, de forma integrada, na compilação do mapa geológico do Cráton São Francisco Meridional aqui apresentado (Figura 2.2).
A hierarquização de todas as estruturas observadas e a integração com os dados geoquímicos e isotópicos, permitiram estabelecer um modelo de evolução tectônica para a área em questão, que será apresentado no capítulo 6 desta tese.
7 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
1.3.1 - Trabalhos de campo
O levantamento geológico sistemático da área estudada e amostragem foram feitos ao longo de três geotransversais, ortogonais ao Lineamento Jeceaba Bom Sucesso e em diversos outros pontos, situados entre essas geotransversais, especialmente ao longo do referido lineamento, conforme indicado na Figura 1.3 e no mapa de pontos, em anexo. Essa etapa consistiu do levantamento do acervo estrutural da área investigada, bem como da coleta de amostras para litogeoquímica e geocronologia. Para tais levantamentos, oito jornadas de campo foram empreendidas. A primeira foi realizada entre os dias 03 e 07 de julho de 2000 e representou um primeiro contato com a geologia da região estudada. Em seguida, entre 18 e 21 de julho de 2000, foi dado prosseguimento a esses levantamentos. A terceira jornada de campo foi realizada entre os dias 12 e 20 de setembro de 2000. A quarta e quinta jornadas para os levantamentos de campo foram realizadas entre os dias 06 e 10 e entre 13 e 17 de junho de 2001. Posteriormente, foram realizadas mais duas etapas de campo, nos dias 15 de junho de 2002 e entre os dias 7 e 8 de agosto desse mesmo ano. A última etapa de campo ocorreu entre 27 de março e 01 de abril de 2003.
Em resumo, ao longo dos quatro anos em que se desenvolveu a pesquisa, foram cumpridos, nessas oito etapas de levantamentos geológicos de campo, um total de 37 dias de trabalho.
1.3.2 - Litogeoquímica
As etapas iniciais de preparação das amostras para litogeoquímica (78 amostras analisadas; Tabela 1.1) foram realizadas no Laboratório de Preparação de Amostras para Geocronologia (LOPAG) do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto, seguindo procedimentos padronizados por esse laboratório, que serão descritos a seguir. Nessa etapa, as amostras com cerca de 20kg sofreram redução granulométrica em um britador de mandíbulas. A seguir, foram recolhidas seis frações, por quarteamento, de cada amostra para realização das análises químicas. Apenas o restante da amostra, de onde foram extraídos os concentrados de zircão, passou pelo moinho de disco de aço-manganês. As frações separadas para análises químicas foram então reduzidas a fino pó em um pulverizador da marca Fritsch, tipo pulverisette 9, em panelas de carbeto de tungstênio.
Posteriormente, alíquotas das amostras escolhidas para análises litogeoquímicas foram encaminhadas para o laboratório da LAKEFIELD GEOSOL Ltda em Belo Horizonte, onde os resultados geoquímicos em rocha total foram obtidos.
?? 8 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004
Os elementos maiores (TiO2, Fe2O3, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, SiO2, Al2O3 e MgO) foram analisados por Fluorescência de Raios X (fusão com tetraborato de lítio). Nesse caso, uma alíquota de 0,2g de cada uma das amostras pulverizadas foi levada à estufa a 110oC durante pelo menos uma hora e, em seguida, esfriada em um dessecador. Igual quantidade de tetraborato de lítio e a alíquota de cada amostra foram então completamente misturadas e transferidas para um cadinho de grafita. Essa mistura foi fundida em mufla a 1000oC por um período de 30 a 40 minutos. Após a remoção do excesso de grafita, o vidro fundido foi então quebrado e, após a adição de ácido bórico, a mistura foi reduzida a pó em um pulverizador de Carbeto de Tungstênio, que, depois de prensada a uma pressão de 250 kN, foi levada para análise.
Tabela 1.1 - Relação das amostras analisadas (as indicadas com asterisco incluem análises de Elementos Terras Raras).
Suíte Litotipo N° de N° análises campo Trondhjemito Aureliano Mourão JC 1353 06 Granito Bom Sucesso I JC 1354 03 Granito Bom Sucesso II JC 1554 06 * Granodiorito/Granito Morro do Ferro JC 1312B 03 JC 1380C 01 Suíte Ígnea Salto Paraopeba- Hiperstênio-biotita Granodiorito Santo JC 1379 01 Babilônia Antônio do Amparo JC 1379A 01 Granito São Pedro das Carapuças JC 1589 07* Suíte Metamórfica Gnaisse I JC 1482 02 Desterro JC 1497 02 JC 1592 02 Gnaisse II JC 1450 01 JC 1451 01 Migmatito (Mesossoma) JC 1407 06* Migmatito (Leucossoma) JC 1475 04* Suíte Ígnea Cassiterita- Trondhjemito Pau da Bandeira JC 1337D 06* Tabuões Granodiorito Cassiterita JC 1340A 01 Suíte Ígnea Ritápolis Granito Nazareno JC 1337B 02 Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis JC 1337C 07* Trondhjemito/Granodiorito São Tiago JC 1437 06* Suíte Ígnea São Tiago Tonalito Rio do Peixe JC 1438 06* Granodiorito Rezende Costa JC 1546A 02 JC 1546B 02
9 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Todos os lotes de amostras foram preparados com uma duplicata a cada conjunto de vinte amostras, um branco e um material de referência interno. Após a leitura, as pastilhas foram embaladas em sacos plásticos e guardadas em dessecadores.
Os elementos traços (Hf, Nb, Rb, Ta, Th, U, S) foram analisados por Fluorescência de Raios X (pó prensado). Após secagem em estufa e resfriamento em dessecador, a uma alíquota de 0,9g de cada amostra foi adicionado 0,1 g de ácido bórico, que foram misturados em um graal de ágata. Essa mistura, em seguida, foi prensada a uma pressão de 250 kN e as pastilhas resultantes foram, então, levadas para análise.
Também nesse caso, todas as amostras foram preparadas com uma duplicata a cada vinte amostras e um material de referência interno. Após a leitura as pastilhas foram embaladas em sacos plásticos e guardadas em dessecadores.
As análises por Fluorescência de Raios X foram realizadas em vácuo, com o uso de um espectrômetro de marca Philips, modelo PW 1480. Os dados obtidos foram transferidos instantaneamente para um Sistema de Informações e Gerenciamento do Laboratório para verificação e formatação.
As análises químicas obtidas, via Espectrometria de Plasma por Indução (ICP), contemplaram uma ampla gama de elementos: Ag, Al, B, Ba, Be, Bi, Ca, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, K, La, Li, Mg, Mn, Mo, Na, Ni, P, Pb, Sc, Sn, Sr, Ti, V, W, Y, Zn e Zr. Uma alíquota de 0,5g de cada uma das amostras foi pesada em cadinhos de teflon, digerida em uma combinação de ácidos (clorídrico, nítrico, perclórico e fluorídrico) e levada a seco. Cada uma dessas amostras foi atacada com água régia, esfriada e avolumada em tubos de ensaio ou frascos plásticos aferidos e, após a homogeneização, enviada para leitura no ICP/OES, em lotes de cinqüenta e oito amostras. Todos os lotes foram preparados com duplicatas, um material de referência interna e um branco. Os resultados obtidos foram transferidos instantaneamente para um sistema de gerenciamento do laboratório para verificação e formatação. No caso das análises dos Elementos Terras Raras (Ce, Dy, Er, Eu, Gd, Ho, La, Lu, Nd, Sm, Yb), cada amostra com 1,5 a 3,0g, após a digestão multiácida, foi levada a seco e retomada com ácido clorídrico para dissolução total dos sais. Os ETR foram então concentrados, por um processo de troca iônica. As análises foram obtidas, por Espectrometria de Plasma, usando um espectrômetro marca ARL, modelo 35000.
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1.3.3 - Geocronologia U-Pb em zircão
Os concentrados de minerais pesados foram obtidos, com o emprego de uma bateia, após redução granulométrica das amostras em um britador de mandíbulas e um moinho de discos. Os minerais mais magnéticos foram separados com o auxílio de um ímã de mão. Essa etapa inicial de preparação foi realizada no Laboratório de Preparação de Amostras Para Geocronologia (LOPAG) do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/EM/UFOP).
As análises isotópicas (Tabela 1.2) foram obtidas pelo método U-Pb convencional em 10 amostras e pelo método SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe) em 3 amostras.
Tabela 1.2 - Relação das amostras utilizadas nas determinações geocronológicas U-Pb em zircão.
Suíte Litotipo N° de campo Método U-Pb em zircão Suíte Ígnea Samambaia- Trondhjemito Aureliano Mourão JC 1353A Convencional Bom Sucesso JC 1353B Granito Morro do Ferro JC 1312B SHRIMP Granito Bom Sucesso I JC 1554 Convencional Suíte Ígnea Salto Paraopeba- Granito São Pedro das Carapuças JC 1589 Convencional Babilônia Suíte Metamórfica Migmatito (Mesossoma) JC 1407 Convencional Desterro Migmatito (Leucosoma) JC 1405 Convencional Suíte Ígnea Cassiterita- Trondhjemito Pau da Bandeira JC 1337D Convencional Tabuões Suíte Ígnea Ritápolis Trondhjemito Ritápolis JC 1337C Convencional Granito Nazareno JC 1337H SHRIMP Suíte Ígnea São Tiago Trondhjemito São Tiago JC 1437 Convencional Tonalito Rio do Peixe JC 1438 Convencional Meta-vulcanossedimentares Quartzito Bom Sucesso JC 1346A SHRIMP
Metodologia SHRIMP
Os cristais de zircão foram escolhidos, a partir das frações menos magnéticas e, em seguida, montados e polidos em um recipiente de epoxy. Esta pastilha recebeu, então, uma cobertura de carbono para estudos, via imageamento por elétrons retro-espalhados (BSE) e por catodoluminescência (CL), com um microscópio eletrônico de varredura (SEM), JEOL 6200, da University of Western Australia. Todos os cristais foram submetidos a imageamento por BSE e CL, antes das análises SHRIMP; os imageamentos por BSE foram obtidos sob as seguintes condições experimentais: tensão de 15kV, correntes de 10nA e
11 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... foco de 15µm. A pastilha foi, em seguida, novamente polida e, então, recoberta com uma película de ouro, para as determinações isotópicas micro-analíticas, via SHRIMP. As análises isotópicas U-Pb foram obtidas em um equipamento SHRIMP II da University of Technology, em Perth, oeste da Austrália. As condições de operação do equipamento, bem como a aquisição de dados, foram as descritas por Compston et al. (1984, 1992). A operação do aparelho e os procedimentos detalhados seguiram a rotina usual, descrita por Vavra et al. (1996). O trabalho analítico, para duas das três amostras, foi efetuado, em 3 sessões de 24 horas cada uma, por Carlos Maurício Noce (Universidade Federal de Minas Gerais). Para a outra amostra (zircões detríticos), os resultados foram obtidos em 10 dias de trabalho por Allan P. Nutman. As concentrações de Pb, U e Th foram calibradas, tendo como padrão o zircão do Sri Lanka. Para cada três análises, em um dado cristal de zircão, foi feita uma determinação, no padrão. O diâmetro do spot é de 30µm, atingindo 3µm em profundidade. A imprecisão das idades está no nível de 95% de confiança, para populações concordantes; a precisão interna de cada análise é expressa como 1σ.
Metodologia U-Pb convencional
Todas as etapas, envolvendo desde a escolha dos cristais de zircão para análises isotópicas até o cálculo das idades, foram realizadas no Laboratório de Geocronologia U-Pb do Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo/IGc/USP).
Inicialmente, os concentrados de zircão foram submetidos ao iodeto de metileno (densidade = 3,33 g/cm3), para extração das frações minerais menos densas. Em seguida, os concentrados foram submetidos a várias seções de separação magnética, utilizando o separador FRANTZ, operado a uma corrente de 1,5A. As frações não magnéticas, obtidas nas seções anteriores foram sucessivamente submetidas ao aparelho, de modo a obter os concentrados menos magnéticos possíveis. A seguir, as populações de zircão selecionadas passaram por seções de lavagem com HNO3 (1N) em recipientes apropriados. As frações de zircões menos magnéticas, obtidas a partir das sessões do FRANTZ, foram escolhidas para abrasão mecânica, que foi realizada numa cápsula de aço juntamente com cristais de pirita com tempo de abrasão de 15 minutos.
Após esse tempo de abrasão o material foi retirado e levado à chapa quente, em recipiente próprio contendo HNO3, por cerca de duas horas e meia. Em seguida, o material foi lavado com água e levado ao ultra-som durante 24 minutos. Essa operação de lavagem e limpeza no ultra-som foi então repetida. Ao final, foi realizada a etapa final de seleção das populações de zircão a serem analisadas.
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Cada população de zircão encaminhada para a diluição isotópica, após a pesagem, foi colocada, 205 235 junto com HNO3 e HF concentrado e spike misto Pb- U, em bombas de teflon, que foram então mantidas em jaquetas de aço por um período de 8 dias a uma temperatura de 180˚C. Após dissolução completa dos zircões, fez-se a evaporação do HF e adicionou-se 0,5 ml de HCl (6N) sobre o resíduo no interior da bomba, que foi então fechada e mantida a 180˚C por mais cerca de 12 horas.
Após abertura das bombas, uma alíquota de 0,2 ml da solução clorídrica foi retirada para as análises por diluição isotópica, a partir das quais são obtidas as quantidades de U e Pb; outra alíquota de 0,3 ml da solução foi retirada para a medição da composição isotópica do Pb, com a obtenção das razões isotópicas entre as massas 204, 206, 207 e 208. Antes da deposição nos filamentos de Re do espectrômetro de massa, o U e o Pb foram separados entre si e das impurezas, em colunas com resina de trocas aniônicas, utilizando-se o HCl (6N, 3N, 1N) como reagente, coletando-se o Pb com HCl (6N) e o U com H2O. Seguiu-se assim, com poucas modificações (Basei et al. 1995), os procedimentos sugeridos por Krogh (1973).
Ao concentrado final, com a amostra e uma gota de H3PO4 foram acrescentados 2 µl de sílica gel, constituindo assim, a solução depositada nos filamentos do espectrômetro. O CPGeo utiliza o espectrômetro de massa termiônico VG 354, com 5 coletores (taças de Faraday) e um detetor Daly. Esse equipamento permite as análises de até 16 amostras por vez. Os resultados das análises espectrométricas foram calculados usando-se o programa ISOPLOT (Ludwig 1998).
13 14 CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 - CRÁTON SÃO FRANCISCO
O Cráton São Francisco é uma extensa plataforma consolidada em tempos pré-cambrianos, que abrange consideráveis áreas dos estados da Bahia e Minas Gerais (Figura 2.1). Durante o Evento Tectonotermal Brasiliano, essa plataforma atuou como antepaís para as faixas de dobramentos Brasília, Araçuaí, Riacho do Pontal, Alto Rio Grande etc (Almeida 1977, Alkmim et al. 1993).
A exemplo de outros crátons mundiais [e.g. Cráton Ylgarn, (Myers 1997)], o Cráton São Francisco é o resultado de sucessivos eventos de acresção/diferenciação associados com processos de retrabalhamento crustal (Noce 1995, Noce et al. 1997a, Carneiro et al. 1996a, Teixeira et al. 1996a, Teixeira et al. 1996b, Pinese 1997, Carneiro et al. 1997a, Carneiro et al. 1998a, Carneiro et al. 1998b, Teixeira et al. 1998, Teixeira et al. 1999, Teixeira et al. 2000, Oliveira 2004).
Dois domínios informais distintos de crosta siálica do Cráton São Francisco afloram, respectivamente, nas suas porções setentrional (estado da Bahia) e meridional (estado de Minas Gerais). A área estudada, nesta tese, situa-se no Cráton São Francisco Meridional.
Os registros geológicos mais antigos do Cráton São Francisco Meridional apontam para formação/retrabalhamento de crosta siálica já no Mesoarqueano. Dessa época, dois eventos tectônicos em 3,2 e 2,9 Ga, estão assinalados no Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992, Carneiro et al. 1998a) e no Complexo Metamórfico Campo Belo (Teixeira et al. 1996a, Teixeira et al. 1998). Um terceiro evento de migmatização ocorreu, quase simultaneamente, no Complexo Campo Belo (2,83 Ga; Teixeira et al. 1998) e no Complexo Belo Horizonte (2,86 Ga; Noce 1995). Durante um evento Pré-Rio das Velhas (Endo 1997), uma deformação dúctil transcorrente sinistral N-S teria gerado uma foliação gnáissica e milonítica no Gnaisse Alberto Flores, Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992).
Durante o Neoarqueano, destaca-se a ocorrência do Evento Tectonotermal Rio das Velhas, muito bem caracterizado no Complexo Metamórfico Bonfim, no qual o protólito do Gnaisse Alberto Flores teria sido metamorfizado, ao mesmo tempo em que teria ocorrido a cristalização do Tonalito Samambaia (2,78 Ga). A intrusão do Granodiorito Mamona em 2,73 Ga e do Granito Brumadinho em 2,7 Ga marcam o final
15 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... desse evento tectonotermal, na região do Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992, Machado & Carneiro 1992).
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Figura 2.1 - O Cráton São Francisco e suas principais províncias tectônicas (modificado de Cordani et al. 2000). Legenda: BA = Bloco Gavião e terrenos relacionados, MG = Complexos Metamórficos de Minas Gerais, M = Cinturão Mineiro, SC = Cinturão Salvador-Curaçá, IT = Cinturão Itabuna-Costa Atlântica, J = Bloco Jequié.
Uma foliação gnáissica N-S, vertical, teria sido gerada, concomitantemente aos fraturamentos de direção NE-SW, no substrato siálico do Quadrilátero Ferrífero e adjacências, segundo Endo (1997).
Ainda no âmbito do Complexo Metamórfico Bonfim, Quadrilátero Ferrífero e adjacências de Bom Sucesso, dois outros eventos, que teriam ocorrido ao final do Neoarqueano, foram caracterizados por Endo (1997). Esses dois eventos comporiam um mega-evento, que teria sido responsável pela deformação crustal dessa região, durante o Neoarqueano. O primeiro estaria situado entre 2,658 e 2,612 Ga e, o outro, no intervalo compreendido entre 2612 e 2555 Ma. Durante o primeiro evento, teria ocorrido a deposição das unidades que compõem o Grupo Maquiné (unidade superior do Supergrupo Rio das Velhas) e, talvez, a formação de rochas charno-enderbíticas da região de Babilônia (NNW de Bom Sucesso). Nesse local, situado cerca de 10 km a oeste de Bom Sucesso (Figura 2.2) foi obtida uma idade isocrônica Rb-Sr de 2661 ± 35 Ma (razão inicial = 0,7015), interpretada como a idade do evento metamórfico de fácies granulito regional (Quéméneur 1996). Esse evento teria sido, ainda, coetâneo à colocação de diques gabronoríticos orientados NW-SE, na região de Lavras (Pinese et al. 1997). Diques dessa natureza, de composição gabronorítica e gabróica e com a mesma orientação, na região de Oliveira-Cláudio- Itapecerica, foram datados, pelo método 40Ar-39Ar (Oliveira 2004); as idades encontradas, 1752 ± 15 Ma e 1080 ± 40 Ma, foram interpretadas como correspondentes à época de cristalização dessas duas famílias de diques máficos. Já os registros tectônicos do segundo evento estariam relacionados à deformação do Grupo Maquiné e à colocação de granitos nos complexos metamórficos Bonfim (Noce 1995), Bação (Endo 1997), Passa Tempo (Campos et al. 2003) e Campo Belo (nesta tese).
Na concepção de Endo (1997), após a sedimentação Minas, dois mega-eventos proterozóicos teriam afetado a região, em regime transpressional, segundo a direção de fluxo N-S. Durante o evento compressional NE-SW, teria ocorrido a colocação sin-tectônica de granitóides em sítios extensionais ao longo de descontinuidades N-S e NE-SW. Reativação de descontinuidades paralelas ao Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, com deposição em fossas tectônicas e bacias pull-apart a sul do Quadrilátero Ferrífero, teria tido lugar durante o evento distensivo NW-SE. Ao mesmo tempo, teriam sido desenvolvidos os mega-sinclinais interconectados e domos gnáissicos. O segundo mega-evento corresponderia à Orogênese Itacolomi, compreendendo o cisalhamento de componente sinistral no Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso e a inversão da bacia Itacolomi (evento compressivo, com vetor NNW
17 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... a NW); a instalação de veios de quartzo mineralizados em Au; a reativação de descontinuidades e a provável formação do Anticlinal Lenheiro (evento extensional com vetor tectônico direcionado para SE).
De acordo com Alkmim & Marshak (1998), durante a Orogênese Paleoproterozóica, a região do Quadrilátero Ferrífero teria sido afetada, primeiramente (logo após a deposição do Grupo Sabará), por um evento compressional, vergente para NW, seguido de colapso orogênico, durante o qual teriam sido depositados os metassedimentos do Grupo Itacolomi (há cerca de 2,09 Ga).
Figura 2.2 - Mapa geológico da porção sul do Cráton São Francisco, destacando a região do Quadrilátero Ferrífero e o Complexo Metamórfico Passa Tempo (área assinalada pelo retângulo), mostrado em detalhe na Figura 2.3 (Modificado de Campos et al. 2003). Legenda: 1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóico indiscriminados; 2 = Supergrupo Rio das Velhas (Neoarqueano); 3 = Suíte máfico-ultramáficas [Ribeirão dos Motas (Neoarqueano) e Morro das Almas]; 4 = Rochas gabróicas e dioríticas (diques e sills) do Neoarqueano, Paleoproterozóico e do Mesoproterozóico; 5 = Granitóides neoarqueanos; 6 = Supergrupo Minas (Paleoproterozóico); 7 = Seqüências do tipo greenstone paleoproterozóicas indiscriminadas; 8 = Granitóides paleoproterozóicos; 9 = Grupos São João del Rei e Andrelândia (Mesoproterozóico?); 10 = Supergrupo Espinhaço (Mesoproterozóico); 11 = Cobertura cratônica indivisa (Neoproterozóico); 12 = Falhas e fraturas (ZCC = Zona de Cisalhamento Cláudio; ZCJB = Zona de
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Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso; LCg = Lineamento Congonhas); 13 = Eixo de dobras; 14 = Contatos geológicos; 15 = Principais Cidades: B = Barbacena; BH = Belo Horizonte; Bf = Bonfim; BS = Bom Sucesso; CB = Campo Belo; CL = Conselheiro Lafaiete; DER = Desterro de Entre Rios; D = Divinópolis; J = Jeceaba; L = Lavras; Ol = Oliveira; P = Piracema; PT = Passa Tempo; SAA = Santo Antônio do Amparo; SJR = São João del Rei.
2.2 - A CROSTA SIÁLICA DO CRÁTON SÃO FRANCISCO MERIDIONAL
Gnaisses TTG de fácies anfibolito perfazem a maior parte da crosta siálica arqueana do Cráton São Francisco Meridional, e são intrudidos por plútons tonalíticos a graníticos, ultramafitos e mafitos variados; essa associação constitui um complexo metamórfico típico. Os complexos metamórficos melhor estudados são os que ocorrem no Quadrilátero Ferrífero e adjacências e na região de São João del Rei (e.g. Ávila 2000). Ali, esses complexos têm forma grosseiramente circular e têm sido denominados, geograficamente, de complexos metamórficos Bonfim, Belo Horizonte, Bação, Caeté etc (Carneiro 1992). Esses complexos estão circundados, em parte, por unidades dos supergrupos Rio das Velhas e Minas (Alkmin & Marshak 1998). Relíctos dessas supracrustais estão presentes também a W e SW do Quadrilátero Ferrífero [Campo Belo-Itapecerica-Cláudio (Oliveira 1999) e Bom Sucesso-Jacarandira- Jeceaba].
Tanto esses complexos, quanto os demais, situados externamente ao domínio geológico do Quadrilátero Ferrífero, foram englobados por Machado Filho et al. (1983) em dois complexos regionais denominados de Barbacena e Divinópolis. Como a diferença entre eles era uma sutileza na nomenclatura de migmatitos, essa proposição mostrou-se inadequada e, na região de Campo Belo, as rochas atribuídas a esses dois complexos foram agrupadas no Complexo Metamórfico Campo Belo (Teixeira et al. 1996b). Até o momento, não existe nenhuma proposição formal acerca da melhor denominação para a crosta siálica do Cráton São Francisco Meridional. Mesmo porque, muito ainda tem de ser feito, em termos de pesquisa geológica, para o entendimento de sua evolução tectônica. Assim, nos próximos parágrafos, serão mantidas denominações mais usuais.
No âmbito do Quadrilátero Ferrífero, o Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992) corresponde a um terreno granito-greenstone (2,78 - 2,70 Ga), formado, predominantemente, durante a Orogênese Rio das Velhas, cujo arcabouço geológico inclui os gnaisses Alberto Flores e Souza Noschese, unidades anfibolíticas Paraopeba e Candeias, o Tonalito Samambaia e o Granito Brumadinho (Carneiro 1992, Carneiro et al. 1998b).
Os gnaisses desse complexo têm composição geoquímica comparável com as suítes
Tonalito/Trondhjemito/Granodiorito (TTG) e padrão ETR compatível com aqueles de alto Al2O3, típicos
19 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... da maioria das suítes tonalito/trondhjemíticas neoarqueanas conhecidas (Teixeira et al. 2000). Os dados químicos dos anfibolitos Paraopeba e Candeias demonstram afinidade tholeiítica, com padrões ETR similares e mesma razão LaN/YbN = 2 (Teixeira et al. 2000). No geral, as assinaturas geoquímicas e isotópicas das rochas félsicas e máficas do Complexo Metamórfico Bonfim são compatíveis com um cenário tectônico de margem convergente, no que se refere à evolução neoarqueana (Carneiro et al. 1998a).
A norte do Quadrilátero Ferrífero, no Complexo Metamórfico Belo Horizonte, há evidências de dois pulsos principais de geração de granitos. As intrusões mais antigas (2,78 Ga), com assinaturas químicas e isotópicas mantélicas e crustais para seus magmas, são concomitantes com o vulcanismo do greenstone Rio das Velhas (Carneiro et al. 1998b). Os granitóides pós 2,78 Ga, em contraste com os plútons do Complexo Bonfim, são principalmente de derivação crustal, mostrando foliação N a NW bem desenvolvida. Um terceiro pulso granítico arqueano (2,61-2,55 Ga), cuja colocação provavelmente se associa à reativação de descontinuidades antigas, tais como as das margens do Greenstone Belt Rio das Velhas (Endo & Machado 1998), fornece um marcador cronológico para a evolução paleoproterozóica na porção sul do Craton São Francisco (Noce 1995, Teixeira et al. 2000).
O Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (CSAP) abrange pequena extensão a sul do Quadrilátero Ferrífero e encerra variados tipos litológicos, tais como talco-clorita xistos, metabasaltos, gnaisses de composição tonalítico-trondhjemítica e, subordinadamente, rochas calciossilicáticas e formações ferríferas e manganesíferas, além de clorita-tremolita xistos e anfibolitos (Raposo 1991). O CSAP é limitado pelo Lineamento Congonhas, a sudoeste e pela Falha do Engenho, a norte. Essa falha, estrutura regional de alto ângulo, justapõe rochas gnáissicas desse complexo a quartzitos do Grupo Itacolomi. O bloco CSAP sofreu deslocamento lateral destral, ao longo da Falha do Engenho (Dorr II 1969, Romano et al. 1992, Chemale et al. 1994); essa fase foi superposta, paralelamente, por uma cinemática direcional sinistral (Endo 1997). No entanto, um deslocamento com cinemática normal, nessa zona de falha, precedeu os deslocamentos laterais, ora mencionados, segundo Endo (1997). Dados geocronológicos, no âmbito do Complexo Santo Antônio do Pirapetinga, são escassos; uma idade do Neoarqueano tardio foi obtida, pelo método Rb-Sr, para o Tonalito/Trondhjemito Serra do Carmo (Raposo 1991). Zircões, provenientes de outras rochas, intrusivas nesse complexo metamórfico, forneceram idades Pb-Pb por evaporação de zircão de 2058 ± 10Ma (Trondhjemito Ribeirão Pinheirinho), além de 2036 ± 4Ma e 2012 ± 8Ma, respectivamente, para o Sienito Piranga e aplitos nele encaixados (Jordt-Evangelista et al. 2000).
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O segmento crustal das imediações de Passa Tempo foi, inicialmente, denominado Complexo Granulítico Passa Tempo (Fiumari et al. 1985). Posteriormente, foi redefinido como Complexo Metamórfico Passa Tempo (Figura 2.3), que compreende gnaisses de composição desde tonalítica até granítica, migmatitos e granitóides, além de rochas máficas e ultramáficas (Campos et al. 2003). Seus limites, embora não muito claramente definidos, são os complexos metamórficos Campo Belo, a sudoeste, Bonfim, a nordeste e, ao sul o Cinturão Mineiro.
Os gnaisses desse complexo apresentam bandamentos, cujas atitudes têm duas tendências proeminentes: NNE e NNW; a superimposição de um cisalhamento de direção ENE é característica desses gnaisses. Rochas gnáissicas, observadas nas pedreiras de Piracema e Serra dos Caetanos (Figura 2.3), mostram budinagens e pequenas bandas de cisalhamento, que sugerem deslocamentos sinistrais, normais a oblíquos, paralelos/sub-paralelos a N30°E, 30°NW, possivelmente relacionados à Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso.
Os litotipos félsicos, produtos gerados por processos relacionados com a migmatização (Campos et al. 2003) ocorrem, largamente espalhados por todos os domínios do complexo em questão, como corpos graníticos (l.s.), mobilizados félsicos (senso Ashworth 1985), diatexitos resultantes de avançados estágios de fusão parcial (senso Ashworth 1985) e leucossomas (de acordo com definição de Mehnert 1968). Em termos de composição modal, esses litotipos variam de quartzo-monzonitos/granodioritos a álcali- granitos.
A ocorrência de litotipos ultramáficos, nessa região, é restrita (Figura 2.3). As rochas ultramáficas são constituídas de olivina, variavelmente serpentinizada, hiperstênio, Fe-Mg cloritas, Mg-cloritas, opacos (espinélio e outros) e talco. Apesar do metassomatismo superimposto a essas rochas, gerando serpentina, talco e clorita, as características texturais foram preservadas, qual seja a alternância de bandas ricas em olivina e outras ricas em piroxênio. Os minerais opacos concentram-se nas bandas ricas em olivina, onde olivina + espinélio constituem a textura poiquilítica. A textura heteradcumulática (olivina + clinopiroxênio) é também observada nessas rochas, ao lado de olivinas envolvidas por coronas de ortopiroxênio. Em função do contexto geológico e das características composicionais e texturais, esses litotipos ultramáficos são comparáveis (Avelar et al. 2002) aos da Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas (Figura 2.2), no Complexo Metamórfico Campo Belo (Carneiro et al. 1996b, Carneiro et al. 1997b). Essa seqüência apresentou uma idade Sm-Nd de 2755 ± 124 Ma, tendo sido correlacionada ao vulcanismo komatiítico do Supergrupo Rio das Velhas (Carneiro et al. 1996a, Carneiro et al. 1997a, Carneiro et al. 1997b, Carvalho Júnior et al. 1998). Nas rochas ultramáficas do Complexo Metamórfico
21 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Passa Tempo, estruturas s/c de direção E-W indicam deslocamentos destrais; os planos c mergulham 40/50° para S, ou são sub-verticais. Os diques e sills de rochas máficas, que ocorrem segundo a direção NW-SE, predominantemente e, segundo E-W (Figura 2.3), correspondem a gabronorito com olivina, gabro e piroxênio-hornblenda gabro, com texturas ígneas preservadas. Esses corpos máficos mostram uma foliação N-S, com mergulho de 20° para W.
Figura 2.3 - Mapa geológico da região de Passa Tempo, a noroeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (Modificado de Campos et al. 2003). Legenda: 1- Complexo Metamórfico Bonfim; 2- Complexo Metamórfico Passa Tempo [2a- gnaisses tonalítico/trondhjemíticos a graníticos de fácies granulito, 2b- ortognaisses tonalítico (Gt) e granítico (Gg), 2c- ortognaisses migmatizados com mesossoma granodiorítico (Ggd) ou granítico (Ggr), 2d- granitos anatéticos (Ga) e granitos róseos (Gr)]; 3- Supergrupo Rio das Velhas; 4- Granitos Paleoproterozóicos; 5- Litotipos
?? 22 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191p.,2004 de idades incertas [5a- rochas metaultrabásicas (Mu) e metassedimentares (Ms = quartzitos, quartzitos ferruginosos, itabiritos, quartzo-moscovita xistos, xistos roxos alterados), 5b- gabros (Ga) e anfibolitos (Af), 5c- granodioritos cinza claros pouco deformados (A) e granitos cinza claros porfiróides, variavelmente deformados (B), 5d- pegmatitos]; 6- Zonas de cisalhamento, pontilhadas quando menos proeminentes; 7- Localização de pedreiras (P = Piracema, SC = Serra dos Caetanos).
É possível que a colocação desses litotipos esteja relacionada à dos diques e sills da região de Lavras (Pinese 1997) e de Oliveira-Itapecerica-Cláudio (Figura 2.2), de orientação NW-SE; esses últimos foram datados, pelo método 40Ar-39Ar (Oliveira 2004), tendo sido encontradas as idades de 1752 ± 15 Ma para a cristalização e 1530 ± 9 Ma para o resfriamento final dos gabronoritos e de 1080 ± 40 Ma e 864 ± 14 Ma, respectivamente, para cristalização e resfriamento dos gabros.
Os dados geocronológicos mais recentes, obtidos no âmbito do Complexo Metamórfico Passa Tempo, apontam para um pico de metamorfismo regional de fácies granulito há pelo menos 2622 Ma. O resultado U-Pb de 2622 ± 18Ma, obtido a partir de zircões de um mesossoma, foi interpretado como idade mínima para o metamorfismo de fácies granulito nessa região (Campos et al. 2003). Amostra proveniente de um leucossoma, dessa mesma área, forneceu a idade U-Pb de 2599 ± 45Ma, assinalando um episódio de migmatização; este último resultado é idêntico ao anterior, considerada a faixa de erro (Campos et al. 2003).
Na região de Campo Belo, mapeamentos e estudos geoquímicos levaram à identificação de várias unidades litodêmicas (Figura 2.4), que são os gnaisses Fernão Dias, Candeias, Itapecerica e Cláudio, uma seqüência máfico-ultramáfica acamadada denominada Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas, suítes intrusivas félsicas e enxames de diques máficos (Carneiro et al. 1996a, Carneiro et al. 1996b, Carneiro et al. 1996c, Carvalho Júnior et al. 1998, Correa da Costa et al. 1998, Correa da Costa 1999, Fernandes & Carneiro 2000, Oliveira 1999, Oliveira et al. 1999, Oliveira & Carneiro 2001).
Nos domínios do Gnaisse Candeias, região de Oliveira, charno-enderbitos, estudados por Oliveira (2004), apresentaram idades de cristalização, U-Pb em zircão, de 2066 + 24/ -18 Ma, demonstrando a ocorrência de um episódio de espessamento crustal, nesta área, durante o Paleoproterozóico. A discórdia obtida para estas rochas aponta, no intercepto inferior, para um distúrbio isotópico por volta de 531 Ma (Oliveira 2004).
Zircões provenientes de um migmatito (domínio do Gnaisse Fernão Dias; Figura 2.4) forneceram uma idade U-Pb (SHRIMP) de 2839 ± 17 Ma (Teixeira et al. 1998), interpretada como de cristalização do neossoma. Essa idade é comparável à dos gnaisses migmatíticos do Complexo Metamórfico Belo
23 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Horizonte (2860 +14 / -17 Ma; Noce 1995), implicando em escala regional para esse evento de migmatização, na porção sul do Craton São Francisco (Teixeira et al. 2000).
Figura 2.4 - Mapa geológico da região de Campo Belo-Santo Antônio do Amparo e Oliveira- Itapecerica (Modificado de Fernandes & Carneiro 2000, Oliveira & Carneiro 2001, Campos et al. 2003). Legenda: 1 = Domínio do Gnaisse Fernão Dias; 2 = Domínio do Gnaisse Cláudio; 3 = Domínio do Gnaisse Candeias; 4 = Domínio do
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Gnaisse Itapecerica; 5 = Seqüências tipo greenstone; 6 = Seqüência Máfico-Ultramáfica Ribeirão dos Motas (Neoarqueano); 7 = Diques máficos; 8 = Granitos (Neoarqueano); 9 = Cobertura cratônica indiscriminada (Neoproterozóico); 10 = Falhas e fraturas; 11 = Contatos geológicos; 12 = Cidades (CB = Campo Belo, Itp = Itapecerica, Ol = Oliveira, SAA = Santo Antônio do Amparo).
A Seqüência Acamadada Ribeirão dos Motas (Figuras 2.2 e 2.3) é cortada por diques gabronoríticos, predominantemente, andesi-basálticos e, subordinadamente, tholeiíticos, que cortam também as rochas regionais. O posicionamento dessa seqüência, possivelmente, resulta dos episódios extensionais regionais, contemporâneos à colocação pós-tectônica de granitos/cratonização (Teixeira et al. 1996b, Teixeira et al. 1998, Carneiro et al. 1998b). A atividade ígnea félsica deste episódio está representada, na região do Quadrilátero Ferrífero, por plútons e veios de idades entre 2,60 e 2,55 Ga (U-Pb e Pb-Pb em zircão), comum em outros crátons arqueanos (Teixeira et al. 2000).
2.3 - AS SEQÜÊNCIAS SUPRACRUSTAIS DO CRÁTON SÃO FRANCISCO MERIDIONAL
Seqüências do tipo greenstone arqueanas aparecem permeando os complexos metamórficos da porção meridional do Cráton São Francisco (e.g. Supergrupo Rio das Velhas; Figura 2.2). As seqüências metassedimentares do Paleo- e Mesoproterozóico constituem os supergrupos Minas e Espinhaço, respectivamente. A deposição dessas unidades ocorreu após 2,6 Ga, uma vez que os zircões detríticos mais novos encontrados na Formação Moeda (unidade inferior do Supergrupo Minas) têm idade Pb-Pb (LA-ICPMS) de 2606 Ma (Machado et al. 1996a) e U-Pb (SHRIMP) 2610 Ma (Endo et al. 2002).
Originalmente, o Supergrupo Rio das Velhas foi definido como “Série Rio das Velhas” (Dorr II et al. 1957) para englobar uma seqüência xistosa mais antiga que a “Série Minas” que ocorre no Quadrilátero Ferrífero e adjacências. Atualmente, o Supergrupo Rio das Velhas compreende os grupos Quebra Ossos, Nova Lima e Maquiné.
As rochas vulcânicas, que constituem o Grupo Quebra Ossos, são komatiítos com textura spinifex (Schorscher et al. 1982). O Grupo Nova Lima é constituído de uma seqüência vulcanossedimentar portadora dos principais depósitos de Au do Quadrilátero Ferrífero. Essa seqüência inclui basaltos tholeiíticos, rochas vulcanoclásticas e vulcânicas intermediárias a félsicas. As suas rochas metassedimentares clásticas e químicas incluem pelitos e rochas carbonáticas/pelíticas, formação ferrífera tipo Algoma, metarenitos, metaconglomerados e metagrauvacas. Um vulcanismo félsico corresponde aos estágios finais da seqüência vulcânica inferior (predominantemente máfica a ultramáfica) do Grupo Nova Lima. A idade U-Pb em zircão de 2772 ± 6 Ma, obtida nessas rochas félsicas vulcânicas, é a melhor
25 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... estimativa para a idade deste greenstone. Zircões detríticos de rochas metassedimentares do Grupo Nova Lima forneceram idades 207Pb/206Pb entre 3539 ± 34Ma e 2996 ± 38Ma (moda no intervalo 3,1 – 3,2 Ga), enquanto os de um quartzito do Grupo Maquiné produziram idades concordantes de 3261 ± 2 Ma, 2898 ± 3Ma e 2877 ± 3Ma (Machado et al. 1996a). Estes dados sugerem contribuição de crosta continental ainda mais antiga no suprimento de sedimentos para esta bacia greenstone. A presença de zircões detríticos com idades entre 2777-2771 Ma sugere que materiais de origem vulcânica, empilhados nas porções basais da seqüência Nova Lima, forneceram detritos para a sedimentação de estratos superpostos da mesma seqüência (Teixeira et al. 2000).
O Grupo Maquiné, cujo local-tipo é o lado leste do vale do Rio das Velhas, foi mapeado nas quadrículas de Capanema, Santa Rita Durão e Catas Altas (Maxwell 1972), Caeté (Alves 1961), Conceição do Rio Acima (Moore 1969), Nova Lima e Rio Acima (Gair 1962), Gandarela e Rio das Pedras (O´Rourke, in Dorr II 1969). Esse grupo é composto, da base para o topo, pelas formações Palmital (O´Rourke 1958, in Dorr II 1969) e Casa Forte (Gair 1962). Dificilmente essas duas unidades podem ser individualizadas em mapas geológicos, na região do Quadrilátero Ferrífero, a não ser no sinclinal Vargem do Lima, vale do Rio das Velhas (Figura 2.2), onde elas podem ser seguidas por uma distância de cerca de 20km (Dorr II 1969). A Formação Palmital consiste dominantemente de quartzito sericítico, filito quartzoso e lentes de metaconglomerados. Gair (1962) marcou o contato entre essa formação e a Formação Casa Forte na lente conglomerática inferior, atribuindo, portanto, todas as lentes conglomeráticas, exceto as da base da Formação Palmital, à Formação Casa Forte. Essa última formação é constituída essencialmente de quartzito maciço a sericítico e clorítico, metaconglomerado e, subordinadamente, xistos e filitos cloríticos e sericíticos (Dorr II 1969). O contato entre o Grupo Maquiné e Grupo Nova Lima, sotoposto, é de natureza discordante angular, por dobras falhadas e, localmente concordante ou gradacional; às vezes ocorre, na base, um nível metaconglomerático (e.g. Barbosa 1949; Alves 1961, Gair 1962, Moore 1969, O´Rourke 1956, in Dorr II 1969).
Outras seqüências supracrustais do tipo greenstone, não arqueanas, também estão caracterizadas na porção meridional do Cráton São Francisco. São as rochas vulcânicas metamáficas, metaultramáficas e metassedimentares associadas, da região de São João Del Rei, que foram agrupadas em duas sucessões greenstone belts formadas, provavelmente, após 2,8 Ga e, com certeza, antes de 2218 ± 4 Ma (idade 207Pb- 206Pb, por evaporação de zircão do Granodiorito Brumado de Baixo; Ávila 2000).
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A Sucessão Greenstone Belt I, situada a leste de Ritápolis (entre Ibitutinga e Coronel Xavier Chaves) estende-se para NW em direção a Conselheiro Lafaiete. A Sucessão Greenstone Belt II, estreita faixa situada imediatamente a W de São João Del Rei, estende-se para SW até as imediações de Itutinga- Nazareno. As duas são separadas pela Zona de Cisalhamento do Lenheiro (Ávila 2000), de direção paralela à da Zona de Cisalhamento Três Corações (Trouw 1983) e uma faixa alongada de rochas que compreende gnaisses e migmatitos do Complexo Mantiqueira e corpos intrusivos [Gnaisse Granítico Fé e o Trondhjemito Cassiterita (idade 207Pb-206Pb, por evaporação de zircão, de 2162 ± 10 Ma; Ávila 2000)].
O Supergrupo Minas (antiga “Série Minas”) compreendia, na concepção de Dorr II (1969) os grupos Tamanduá, Caraça, Itabira, Piracicaba e Sabará. O Grupo Tamanduá, após o trabalho de Machado et al. (1996a) passou a ocupar uma posição incerta, uma vez que zircões detríticos de um ortoquartzito, proveniente do local - tipo desse grupo, na Serra dos Cambotas, forneceram como idade mais jovem 2258 ± 71 Ma. Além disso, zircões detríticos de uma seqüência de quartzito que ocorre nas imediações da Serra do Caraça, leste do Quadrilátero Ferrífero, atribuída a esse grupo por Dorr II (1969) apresentou o mesmo padrão de idades da unidade basal do Grupo Caraça. As seqüências inferiores do Supergrupo Minas (grupos Caraça e Itabira) constituem-se, da base para o topo, de metaconglomerados aluviais e meta- arenitos, passando a metapelitos de ambiente marinho raso, formação ferrífera e carbonatos, associados com uma bacia de margem passiva (Teixeira & Figueiredo 1991, Renger et al. 1994, Alkmim & Marshak 1998, Noce et al. 1998). Unidades carbonáticas do topo do Grupo Itabira foram depositados há 2,4 Ga (Babinski et al. 1995).
O gradual desaparecimento de metarenitos e o aumento de metapelitos, cobertos pela seqüência tipo flysch da Formação Sabará, indicam que as unidades basais do Grupo Piracicaba, que repousa sobre o Grupo Itabira em discordância erosiva, foram depositados numa bacia em subsidência (Teixeira et al. 2000).
O Grupo Piracicaba, constituído de uma fina pilha de metassedimentos, cuja deposição se deu em ambiente de água rasa/deltáico (Alkmin & Marshak 1998), contém, em sua unidade basal (Formação Cercadinho), zircões detríticos da mesma faixa de idades (máxima de 3353 ± 276 Ma, mínima de 2775 ± 9Ma e uma moda bem definida entre 2,8 - 2,9 Ga) daqueles encontrados no Grupo Caraça (máximas na faixa 3,25 - 2,81 Ga, mínimas de 2780 ± 59Ma, 2681 ± 21Ma, 2651 ± 33Ma e 2606 ± 47 Ma, com duas classes modais, ou seja, entre 2,8 - 2,9Ga e 2,6 - 2,7 Ga) [Machado et al. 1996a].
27 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Entretanto, zircões detríticos de grauvacas do Grupo Sabará, derivados de magmatismo paleoproterozóico, forneceram idades tão jovens quanto 2125 Ma (Machado et al. 1992, Machado et al. 1996a), coincidentes com a idade U-Pb de 2124 ± 10 Ma obtida no batólito Alto Maranhão (Noce 1995). Isto suporta a idéia de que o Supergrupo Minas compreende duas bacias distintas, separadas por um grande lapso de tempo (Teixeira et al. 2000).
Neste contexto, cabe ressaltar que o Grupo Itacolomi, composto essencialmente por quartzito impuro e metaconglomerado, é separado do Supergrupo Minas por uma discordância angular (Guimarães 1951). Zircões detríticos do Grupo Itacolomi, provenientes de seu local-tipo na Serra do Itacolomi, forneceram 2059 ± 58 Ma como idade mais nova, pelo método LA-ICPMS (Machado et al. 1996a). Registros de metamorfismo regional nos complexos Bação e Belo Horizonte foram assinalados por idades U-Pb, em titanitas, entre 2059 ± 6 Ma e 2041 ± 5 Ma (Noce 1995, Machado et al. 1992). Machado et al. (1996a) propuseram que as unidades que compõem os grupos Sabará e Itacolomi foram depositadas em bacias do tipo foreland, em contexto orogênico. De acordo com Endo (1997) a deposição do Grupo Itacolomi se deu durante o primeiro mega-evento paleoproterozóico, na sua fase extensional, em regime transtracional destral (Orogênese Minas) com plano de fluxo N-S. Na concepção de Alkmim & Marshak (1998), a deposição do Grupo Itacolomi se deu durante a fase de colapso extensional da Orogênese Paleoproterozóica, há cerca de 2095 Ma, em associação ao desenvolvimento de um descolamento crustal, em estilo Cordilleran Metamorphic Core Complex.
?? 28 CAPÍTULO 3 UNIDADES LITODÊMICAS
3.1 - INTRODUÇÃO
Tendo como base a distribuição dos diversos litotipos na área estudada, os estudos petrográficos, litogeoquímicos e geocronológicos, foram definidas as unidades litodêmicas descritas a seguir. Do ponto de vista da nomenclatura das unidades, procurou-se, sempre que possível, manter a denominação mais antiga utilizada por outros autores, mesmo que, às vezes, nomeassem apenas corpos geológicos, ou mesmo, fácies de uma mesma unidade.
3.2 - SUÍTE ÍGNEA SAMAMBAIA-BOM SUCESSO
Essa suíte, ora caracterizada, compreende além dos litotipos descritos, a seguir, nesta tese, o Tonalito Samambaia e o Granito Brumadinho (Carneiro 1992); o Trondhjemito Babilônia [que, na realidade, não preenche todos os critérios estabelecidos por Barker (1979) na definição dos trondhjemitos, conforme será discutido no capítulo 4 desta tese] e os granitos Bom Sucesso das fácies I e II, descritos por Quéméneur (1996).
Um dos novos litotipos, caracterizado nesta tese, é o Trondhjemito Aureliano Mourão, que aflora a leste de Bom Sucesso (Figura 3.1). O local-tipo é o afloramento situado no cruzamento da estrada que liga Bom Sucesso a Ibituruna, com a estrada para o distrito de Aureliano Mourão. Trata-se de uma rocha de cor cinza clara, às vezes injetada por veios quartzo-feldspáticos, afetada por uma foliação de cisalhamento segundo direção N2oW, 75oNE ou N8oW, 80oSE.
A composição modal do Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353, JC 1350, JC 1550, JC 1614, JC 1617, JC 1618, JC 1680 e JC 1684; Figura 3.2) é 50 a 60% de plagioclásio, 30 a 35% de quartzo, 05 a 10% de microclina (± mesopertita) e 03% a 08% de biotita (± hornblenda); os minerais acessórios são epídoto, sericita, opacos e zircão; cristais de quartzo, com contatos poligonais e de feldspato, de granulação fina, contornam porfiroclastos de cristalização primária, constituindo característica textura mortar, conforme se pode observar na fotomicrografia a (Prancha 3.1). Essa feição, observada nesse litotipo, indica recristalização em condições de metamorfismo dinâmico, relacionado à Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso.
29 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 3.1 - Localização dos pontos amostrados para estudos petrográficos. Legenda: [1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiscriminados; 2 = seqüências tipo greenstone; 3 = Suítes máfico-ultramáficas (Ribeirão dos Motas e Morro das Almas); 4 = Rochas gabróicas e dioríticas; 5 = Supergrupo Minas; 6 = Grupos São João Del Rei /Andrelândia; 7 = Falhas e fraturas; 8 = Cidades: (BS = Bom Sucesso, C = Cláudio, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei); 9 = pontos amostrados: Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso (Granito Bom Sucesso I, Granito Bom Sucesso II, Granodiorito/Granito Morro do Ferro), Suíte Metamórfic4a Desterro (Gnaisse I, Gnaisse II, Migmatito), Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia (Granito São Pedro das Carapuças, Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo, hornblenda-biotita granitos da região de Lavras-Bom Sucesso), Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões (Trondhjemito Pau da Bandeira, Granodiorito Cassiterita), Suíte Ígnea Ritápolis (Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis, Granito Nazareno, Granito Ritápolis, Granito Itutinga), Suíte Ígnea São Tiago (Granodiorito Rezende Costa, Tonalito Rio do Peixe, Trondhjemito/Granodiorito São Tiago), Metaultramafitos, Metamáficas, Mafitos, Meta-vulcanossedimentares].
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Prancha 3.1 - Feições petrográficas dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso [Trondhjemito Aureliano Mourão, amostrado no ponto JC 1353 (fotomicrografia a), Granito Morro do Ferro, amostrado no ponto JC 1312 (fotomicrografia b), Granito Bom Sucesso, amostrado no ponto JC 1554 (fotomicrografias c, d)]. Legenda: Pl = plagioclásio, Mc = microclina, Qz = quartzo, Hb = hornblenda, Pt = micropertita, Bt = biotita.
O Granito Bom Sucesso (Quéméneur 1996), que aflora a nordeste e a sul de Bom Sucesso, corresponde ao plúton de maior expressão areal, nessa região (Figura 3.1). Essa unidade compreende dois litotipos, um cinza claro, de granulação média (pontos JC 1354, JC 1367, JC 1668, JC 1670 e JC 1676) e outro, também cinza claro, às vezes cinza azulado, de granulação mais grossa (pontos JC 1364, JC 1365, JC 1554, JC 1667, JC 1669, JC 1681, JC 1688, JC 1689 e JC 1690); ambos os litotipos exibem foliação milonítica.
O primeiro, de composição monzo-granítica a sieno-granítica (JC 1354, JC 1367); Figura 3.2), contém 40 a 45% de álcali-feldspato, 15% de plagioclásio, 30% de quartzo e 5% de biotita e, como acessórios, allanita, zircão, apatita e opacos.
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Figura 3.2 - Classificação modal dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, de acordo com o diagrama QAP [Streckeisen (1976); 3a = sieno-granito, 3b = monzo-granito, 4 = granodiorito, 5 = tonalito/trondhjemito, 7* = quartzo-sienito]. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353, JC 1350, JC 1550); Granito Bom Sucesso I (JC 1354, JC 1367); Granito Bom Sucesso II (JC 1554, JC 1364); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380A, JC 1380B, JC 1380C, JC 1444, JC 1583, JC 1587).
Pequenos cristais de plagioclásio, euédricos a subédricos e de quartzo inclusos em álcali-feldspato de granulação grossa são observados com freqüência nessa rocha, evidenciando sua origem ígnea (Prancha 3.1, fotomicrografia c). Cristais euédricos de plagioclásio, encontrados junto de grãos de quartzo anédricos, que constitui uma feição típica de granitos, são encontrados nesse litotipo (Prancha 3.1, fotomicrografia d).
O segundo, de composição monzo-granítica (JC 1364 e JC 1554; Figura 3.2), tem cerca de 35% de plagioclásio, 25% de álcali-feldspato (microclina + mesopertita), 25 a 30% de quartzo e 5% de biotita; os minerais acessórios são apatita, opacos e zircão. Essas características descritas permitem correlacionar os dois litotipos, respectivamente, às fácies 1 e 2 do Granito Bom Sucesso, descritas por Quéméneur (1996).
O Granito/Granodiorito Morro do Ferro constitui a última unidade dessa suíte, para a qual foram definidas duas fácies.
A primeira delas, granítica (pontos JC 1312B, JC 1380A, JC 1380B, JC 1444; Figura 3.1; Figura
?? 32 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
3.2), possui 20 a 30% de plagioclásio, entre 45 e 55% de feldspato alcalino [incluindo mesopertitas e microclina (Prancha 3.1, fotomicrografia b)], 18 a 25% de quartzo e 5 a 10% de minerais máficos.
Os cristais de plagioclásio, em parte sericitizados, têm granulação fina a média, são anédricos a subédricos, apresentam-se maclados (maclas tortuosas e cruzadas, segundo as leis da albita e da periclina) e contêm inclusões de quartzo; quando inclusos em cristais de microclina, apresentam-se euédricos.
Os grãos de microclina são de granulação média, subédricos, com maclas tortuosas, em parte pertíticos a micropertíticos e portam inclusões de plagioclásio e quartzo.
O quartzo, por sua vez, tem granulação média a pequena, freqüente extinção ondulante e, muitas vezes, sub-granulação dos grãos; com certa freqüência, ocorrem cristais de granulação fina desse mineral, constituindo textura mortar em torno de feldspatos e, ainda, em agregados com contatos poligonizados junto a biotita.
Os minerais máficos mais freqüentes são biotita, hornblenda; totalizando menos de 1% em volume, foram observados opacos, carbonato e zircão. Mirmequita também está presente nesse litotipo.
No ponto JC 1312B, o Granito Morro do Ferro, afetado por cisalhamento, exibe característica textura milonítica (Prancha 3.1, fotomicrografia b). Neste local (Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso), a foliação milonítica assume direção N88°E, com caimento de 77° para SE; a lineação mineral tem direção aproximadamente E-W, praticamente strike-sleep (rake em torno de 10°). Como os indicadores cinemáticos (steps) sugerem movimentação sinistral, trata-se de uma falha direcional, de caráter sinistral, com uma discreta componente normal (Prancha 3.2, fotografias a, b, c, d).
A segunda fácies, de composição granodiorítica (pontos JC 1380C, JC 1583, JC 1587; Figura 3.1; Figura 3.2), possui 45 a 55% de plagioclásio, 10 a 15% de feldspato alcalino, 20 a 30% de quartzo e entre 5 e 10% de minerais máficos (biotita ± hornblenda e ortopiroxênio). Os cristais de plagioclásio têm granulação média a fina, mas às vezes, grossa; em geral são antipertíticos e maclados, na maioria das vezes com maclas cruzadas; a macla de Carlsbad ocorre em combinação com a polissintética, em alguns cristais.
A microclina tem granulação fina a média, é subédrica, fraturada e, freqüentemente, pertítica; esse mineral, geralmente, ocorre nos interstícios de plagioclásio e quartzo de granulação média a grossa.
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A granulação do quartzo é média a grossa e, mais raramente, fina e seus cristais são anédricos, com extinção ondulante, mostrando contatos reentrantes entre grãos. Como minerais máficos foram observados biotita, hornblenda e, raramente ortopiroxênio.
A biotita ocorre na forma de palhetas médias a pequenas, com orientação incipiente. Os outros minerais presentes, em quantidades mínimas, são mica branca, opacos e zircão. Observa-se nesse litotipo, com bastante freqüência, a ocorrência de mirmequita. A textura granofírica (intercrescimento de quartzo + álcali-feldspato) também foi observada nessa rocha.
Prancha 3.2 - Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso, fotografada no ponto JC 1312, mostrando seu aspecto anastomosado, em escala de afloramento (a, b) e a direção da lineação mineral E-W (b); feições do protomilonito, nas imediações da zona ultra-milonitizada (c, d) e veio quartzo-feldspático concordante com a foliação de cisalhamento N88°E, 77°SE, em detalhe da fotografia d).
3.3 - SUÍTE METAMÓRFICA DESTERRO
Essa suíte, caracterizada nesta tese, ocorre nos domínios do Complexo Metamórfico Passa Tempo (Campos et al. 2003, ex- Complexo Granulítico Passa Tempo; Fiumari et al. 1985), e compreende um
?? 34 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 conjunto de rochas predominantemente metamórficas, associadas a corpos ígneos graníticos (l.s.), de dimensões decamétricas a quilométricas (Figura 3.3). A partir dos estudos petrológicos, apresentados neste capítulo e no Capítulo 5 desta tese, foram agrupados nessa suíte dois litotipos gnáissicos e um migmatítico, descrito em termos de seus mesossomas e leucossomas.
O litotipo, denominado Gnaisse I, tem, em termos modais, composição quartzo-monzonítica (pontos JC 1479, JC 1482, JC 1507) a granodiorítica/trondhjemítica (pontos JC 1409, JC 1497, JC 1491,
JC 1499, JC 1502 e JC 1505) [Figura 3.1; Figura 3.4]; esse litotipo contém 40 a 45% de plagioclásio, 30% de feldspato alcalino, 10 a 15% de quartzo, 10 a 20% de hornblenda ± ortopiroxênio (quartzo- monzonito) ou 45 a 55% de plagioclásio, 15 a 25% de álcali-feldspato (excepcionalmente 8%), 20 a 30% de quartzo, cerca de 10% de biotita e até 5% de ortopiroxênio (granodiorito/trondhjemito).
Figura 3.3 – Aspecto geral do migmatito de Desterro de O plagioclásio ocorre, em geral, como Entre Rios (ponto JC 1475), mostrando venulações quartzo-feldspáticas dobradas; observar, na porção cristais de granulação média a grossa, anédricos, central, o padrão em “S” dessas dobras, às vezes rompidas, com um padrão em “M” . muitas vezes com macla polissintética; de maneira subordinada, esse mineral porta inclusões de quartzo e biotita e, algumas vezes, aparece incluso em grandes cristais de microclina.
Antipertitas ocorrem com relativa freqüência nesse litotipo, o que, aliado à presença de ortopiroxênio, na maioria das amostras, denotam o metamorfismo de alto grau a que esse tipo gnáissico foi submetido. Por outro lado, a presença da microclina e hornblenda indica que essa mesma rocha foi, após o pico metamórfico de fácies granulito, levada a condições de metamorfismo mais brandas (Prancha 3.3, fotomicrografia c).
A microclina ocorre sempre em cristais anédricos, de granulação predominantemente média e, às vezes, fina; quando muito fina, os grãos são observados nas bordas de plagioclásios.
O quartzo, nesse gnaisse é de granulação média a fina, suas formas são amebóides, em geral; esse mineral, muitas vezes, ocorre como inclusões nos feldspatos. O minerais máficos mais comuns são
35 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... ortopiroxênio (relíctos do metamorfismo de fácies granulito) e hornblenda, seguidos de biotita, que, às vezes, mostra cor avermelhada, indicando enriquecimento em Ti; ocorrem ainda zircão, minerais opacos e apatita. É notável também nesse gnaisse a presença de mirmequita.
Prancha 3.3 - Feições petrográficas dos litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia [Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo, amostrado no ponto JC 1379 (fotomicrografia a), Granito São Pedro das Carapuças, ponto JC 1589 (fotomicrografia b)], da Suíte Metamórfica Desterro [Gnaisse I, ponto JC 1482 (fotomicrografia c), da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões [Trondhjemito Pau da Bandeira, ponto JC 1337D (fotomicrografia d) e da Suíte Ígnea Ritápolis [Granito Nazareno, JC 1337B (fotomicrografia e), Granito Itutinga, JC 1566 (fotomicrografia f)]. Legenda: Pl = plagioclásio, Mc = microclina, Qz = quartzo, Cp = clinopiroxênio, Hb = hornblenda, Af = álcali-feldspato, Mp = mesopertita.
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O Gnaisse II tem composição quartzo-sienítica (pontos JC 1453 e JC 1510; Figura 3.4) a granítica (JC 1410, JC 1450, JC 1451, JC1496, JC 1500 e JC 1592) [Figura 3.1; Figura 3.4]; esse gnaisse contém 20 a 25% de plagioclásio, 60 a 62% de álcali-feldspato, 10% de quartzo e cerca de 5 a 10% de biotita ± hornblenda (composição quartzo-sienítica) ou 20 a 30% de plagioclásio (excepcionalmente 15%), 45 a 55% de feldspato alcalino (excepcionalmente 40%), 17 a 25% de quartzo e 3 a 10% de biotita ± hornblenda (composição granítica).
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A granulação do plagioclásio é fina a média, seus grãos são subédricos a anédricos, parcialmente sericitizados e contêm, às vezes, inclusões de quartzo e biotita; freqüentemente, o plagioclásio aparece incluso em microclina e pertitas.
Ocorrem ainda, microclina, com inclusões de quartzo, pertitas, ambas de granulação média a grossa, em sua maioria e, subordinadamente, fina; quanto à forma, seus grãos são subédricos a anédricos. A microclina comumente envolve grãos de plagioclásio. Na amostra JC 1592 a microclina mostra inclusões de pertitas, plagioclásio e quartzo.
Os cristais de quartzo têm granulação fina a média e são, muito freqüentemente, amebóides e, subordinadamente, arredondados, quando inclusos em cristais de pertitas.
Ocorrem também, nesse gnaisse, em ordem decrescente de freqüência, granada, opacos, titanita, carbonatos e zircão. Na amostra JC 1450, pode-se observar claramente a substituição de granada por biotita; mirmequita ocorre, com freqüência, em quase todas as amostras descritas.
No caso do migmatito, o mesossoma tem composição granítica (pontos JC 1457, JC 1480, JC 1494) a quartzo-monzonítica/quartzo-sienítica (pontos JC 1407 e JC 1455) [Figura 3.1; Figura 3.4]. O mesossoma é constituído por plagioclásio (30 a 35%, excepcionalmente 20%), álcali-feldspato (40 a 45%, excepcionalmente 30%), quartzo(20 a 25%) e hornblenda ± biotita (3 a 10%) [composição granítica] ou 32 a 35% de plagioclásio, 45 a 50% de feldspato alcalino, 10 a 12% de quartzo, 3 a 10% de biotita, 2% de ortopiroxênio e até 5% de hornblenda (composição quartzo-monzonítica a quartzo-sienítica).
O plagioclásio ocorre na forma de grãos médios, em sua maioria, mas exibe também granulação grossa ou fina, subédricos a anédricos, exibindo geminação segundo a lei da albita; alguns cristais desse mineral são micro-antipertíticos, um pouco sericitizados e, muitas vezes, aparecem inclusos em microclina de granulação grossa.
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Figura 3.4. Classificação dos litotipos da Suíte Metamórfica Desterro, de acordo com a composição modal, segundo diagrama Q-A-P [Streckeisen (1976); 3a = sieno-granito, 3b = monzo-granito, 4 = granodiorito, 7* = quartzo-sienito, 8* = quartzo-monzonito]. Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1479, JC 1507, JC 1409, JC 1491, JC 1497, JC 1499, JC 1502 e JC 1505); Gnaisse II (JC 1450, JC 1451, JC 1453, JC 1510, JC 1496, JC 1410, JC 1592 e JC 1500); Mesossoma (JC 1407, JC 1455, JC 1494, JC 1480 e JC 1457); Leucossoma (JC 1405, JC 1475 e JC 1486) .
A microclina é de granulação grossa a média, mais raramente fina, anédrica e, muitas vezes apresenta extinção ondulante. O quartzo se apresenta como cristais de granulação média, às vezes fina, principalmente quando ocupam as bordas de plagioclásio; apresentam extinção ondulante e são amebóides ou arredondados, quando inclusos em feldspatos. Os minerais máficos, em ordem decrescente de freqüência, são biotita, hornblenda, ortopiroxênio; como minerais acessórios a rocha possui zircão, granada, opacos, apatita e titanita. Na maior parte das amostras foi observada mirmequita.
A porção leucossomática do migmatito (pontos JC 1405 e JC 1486; Figura 3.1), é de composição granítica (Figura 3.4), em termos modais, sendo constituída de 25 a 35% de plagioclásio, 30 a 45% de álcali-feldspato, 20 a 25% de quartzo, 5 a 10% de biotita e até 5% de hornblenda.
Os cristais de plagioclásio são de granulação média, com formas anédricas; exibem macla polissintética, estão parcialmente sericitizados, às vezes ocorrem inclusos em microclina de granulação grossa e são, em parte, antipertíticos; foram observados cristais com inclusões de opacos.
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A microclina ocorre em granulação média a grossa, com formas anédricas; em algumas amostras analisadas, foi observada micropertita. Os cristais de quartzo apresentam granulação média a grossa ou, raramente fina, são anédricos e mostram extinção ondulante. Ocorrem ainda, em quantidades inferiores a 1%, zircão, mica branca, opacos e apatita. Outra feição muito comum é a presença de mirmequita nas proximidades dos contatos de plagioclásio e feldspato alcalino.
3.4 - SUÍTE ÍGNEA SALTO PARAOPEBA-BABILÔNIA
Essa suíte, caracterizada nesta tese, é definida como um conjunto de pequenos corpos ígneos graníticos, cálcio-alcalinos de alto potássio, que ocorrem nas imediações de Jeceaba [Granito Salto Paraopeba (Noce 1995)], a sul de Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A e JC 1674), a oeste de Bom Sucesso e de São Francisco de Paula (pontos JC 1372, JC 1373, JC 1376, JC 1377, JC 1673 e JC 1675) e, ainda, a nordeste de Bom Sucesso (JC 1589). Compreende também o Granito Lavras, o Granito Mãe Maria, o Granodiorito Machados e o Granodiorito Babilônia (Quéméneur 1996), além do Granito Candeias G5 e do Granito Candeias G6 (Fernandes 2000).
Além do Granito São Pedro das Carapuças, dois outros litotipos foram caracterizados, nesta tese, a partir dos estudos petrológicos, o Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (pontos JC 1372, JC 1376, JC 1673, JC 1675, JC 1379, JC 1379A e JC 1674; Figura 3.1) e o Hornblenda-Biotita Granito Babilônia (pontos JC 1373 e JC 1377; Figura 3.1).
O Hornblenda-Biotita Granito Babilônia (pontos JC 1373 e JC 1377; Figura 3.5) é constituído de cerca de 15% de plagioclásio, 45 a 50% de feldspato alcalino, 20 a 30% de quartzo e 10 a 15% de minerais máficos.
O plagioclásio, nesse litotipo, apresenta-se em cristais de granulação média a fina, muito raramente grossa, anédricos, maclados; na amostra JC 1373, apresenta-se fraturado, estirado e com os planos de macla orientados segundo à foliação magmática. A microclina é de granulação média a grossa, subédrica, com inclusões de quartzo e plagioclásio anédricos; na amostra JC 1373, os grãos desse mineral ocorrem, às vezes, envoltos por outros de feldspato e quartzo, de granulação bem mais fina.
Os cristais de quartzo, neste litotipo, têm granulação média a grossa e extinção ondulante; em alguns domínios da amostra JC 1377, os cristais de quartzo são de granulação muito fina; na amostra JC
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1373, os grãos de quartzo observados são discóides ou, às vezes amebóides, orientados segundo a foliação.
Os minerais máficos são biotita, hornblenda, diopsídio (?) e opacos. Também foi observada, nesse litotipo, a presença de epídoto, allanita, zircão e mica branca. Na amostra JC 1373, os opacos ocorrem orientados, junto ao anfibólio e à biotita.
Figura 3.5 - Unidades pertencentes à Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, classificadas petrograficamente, com o uso de diagrama Q-A-P [Streckeisen (1976); 3 = granito, 4 = granodiorito]. Legenda: Hornblenda-Biotita Granito Babilônia (JC 1373 e JC 1377); Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1372 e JC 1376); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589).
O Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (pontos JC 1372, JC 1376 e JC 1379; Figura 3.5) tem 50 a 60% de plagioclásio, 10 a 20% de feldspato alcalino, 20 a 30% de quartzo, e cerca de 10% de máficos (Figura 3.5). Os cristais de plagioclásio têm granulação pequena a média, são subédricos a anédricos e apresentam, às vezes, geminação polissintética; na amostra JC 1379, grande parte dos cristais de plagioclásio são antipertíticos, além de apresentar extinção ondulante.
Ainda, nessa amostra, foram observadas feições de recristalização dinâmica de quartzo e feldspatos e zonamento ígneo em alguns cristais de plagioclásio (Prancha 3.3, fotomicrografia a).
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A microclina é de granulação média a fina e tem formas anédricas a subédricas; observam-se, ainda, com relativa freqüência, pertitas. Na amostra JC 1372 ocorre feldspato alcalino, pertítico, freqüentemente com macla de Carlsbad. O quartzo é, na maioria das vezes, de granulação fina a média, seus grãos são anédricos, às vezes subgranulados e mostram extinção ondulante; na amostra JC 1376 ocorre, às vezes, em agregados de pequenos cristais constituindo finos veios. Os minerais máficos mais comumente encontrados são biotita, hornblenda, ortopiroxênio e opacos. Ocorrem, ainda, zircão, titanita, carbonatos e epídoto e, freqüentemente, mirmequita.
O último litotipo dessa suíte é o Granito São Pedro das Carapuças (ponto JC 1589), de granulação grossa, constituído de cerca de 40% de plagioclásio subédrico, 30% de feldspato alcalino também subédrico, 20% de quartzo, às vezes com extinção ondulante, anédrico e 10% de máficos (biotita, hornblenda e, raramente, ortopiroxênio), com predomínio de biotita (Figura 3.5).
Além desses minerais, foram observados traços de mica branca, clorita, carbonato e zircão. A presença de mirmequita é muito freqüente nesse litotipo. A rocha apresenta foliação de fluxo magmático, podendo-se notar leitos mais ricos em máficos contrastando com outros, essencialmente quartzo- feldspáticos.
3. 5 - SUÍTE ÍGNEA CASSITERITA-TABUÕES
Esta suíte, caracterizada nesta tese, engloba os corpos ígneos, de composição tonalítica/trondhjemítica a granítica, localmente denominados por Ávila (2000) de Trondhjemito Cassiterita, Granodiorito Cassiterita, Trondhjemito Caburu e por Quéméneur (1996) de Trondhjemito Tabuões, Granodiorito Tabuões e Trondhjemito Pau da Bandeira.
Dentre as amostras, estudadas nesse trabalho, há dois grupos de rochas (Figura 3.6), sendo um de composição granodiorítica (Granodiorito Cassiterita) e outro de composição trondhjemítica (Trondhjemito Pau da Bandeira; Prancha 3.3, fotomicrografia d).
O Trondhjemito Pau da Bandeira (pontos JC 1337A e JC 1337D; Figura 3.1; Figura 3.6; Prancha 3.4) e possui 55 a 65% de plagioclásio, cerca de 7% de feldspato alcalino, 25 a 30% de quartzo e entre 5 e 10% de minerais máficos.
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Nesse litotipo, o plagioclásio tem granulação fina a média, apresentando grãos anédricos a subédricos, maclados, com bordas arredondadas devido à recristalização dinâmica; muitas vezes, os cristais desse mineral formam faixas ou bolsões amendoados, contornados por faixas delgadas constituídas apenas de quartzo, definindo uma foliação protomilonítica, conforme se vê na Prancha 3.3, (fotomicrografia d).
Os cristais de microclina têm granulação média a fina, são anédricos, pertíticos e, às vezes, mostram extinção ondulante. O quartzo é de granulação média a fina, apresenta uma sub-granulação incipiente e extinção ondulante; esse mineral forma, freqüentemente, finas faixas ou uma matriz constituída também de mica branca e biotita, de granulação fina. Ocorrem ainda biotita e opacos e, com menos de 1% em volume, epídoto, apatita e mica branca. A presença de mirmequita é de comum ocorrência nesse litotipo.
Prancha 3.4 - Pedreira de Nazareno, aspecto geral (fotografia a); Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D) e Granito Nazareno (JC 1337B) [fotografias b, c, d].
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No litotipo denominado Granodiorito Cassiterita foram englobadas as rochas dos pontos JC 1340A, JC 1340B, JC 1548A e JC 1570 (Figura 3.1; Figura 3.6). Esse litotipo contém 45 a 50% de plagioclásio, 10 a 25% de álcali-feldspato, 20 a 30% de quartzo e 5 a 10% de máficos.
O plagioclásio tem granulação média a fina, mais raramente grossa; os grãos são subédricos a anédricos, maclados, em parte sericitizados; na amostra JC 1570, esse mineral tem granulação muito fina, constituindo juntamente com quartzo e mica branca uma matriz, em que os grãos de microclina figuram como porfiroclastos.
Os cristais de microclina têm granulação grossa ou fina, raramente média, são anédricos a subédricos e, comumente, fraturados.
Figura 3.6 - Litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, classificados de acordo com o diagrama Q-A-P [Streckeisen (1976); 4 = granodiorito, 5 = tonalito]. Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337A, JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A, JC 1340B, JC 1548A, JC 1570).
O quartzo apresenta granulação fina a média, em grãos anédricos, formando, na maioria das vezes, aglomerados amendoados junto a plagioclásio e feldspato alcalino, manteados por mica; foram observados ainda cristais inclusos em plagioclásio; na amostra JC 1570 a maior parte do quartzo está concentrada na matriz quartzo-micácea
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Os máficos observados são biotita, um anfibólio incolor (tremolita ?) e opacos. Como minerais acessórios há epídoto, allanita, e carbonatos. É freqüente a ocorrência de mirmequita junto a cristais grandes de álcali-feldspato e plagioclásio.
3.6 - SUÍTE ÍGNEA RITÁPOLIS
Essa suíte, caracterizada nesta tese, engloba litotipos de composição tonalítico-trondhjemítica a granítica, anteriormente nomeados de Tonalito Alto Maranhão (Noce 1995) e aqueles, chamados por Quéméneur (1996) de Trondhjemito Ritápolis, de Granodiorito Ritápolis (E e W do plúton de Ritápolis), de Granito Itutinga, de Granito Perdões, além do Granodiorito Congo Fino e do Granito Congo Fino; o Granito Porto dos Mendes (Pires & Barbosa 1993), de composição sieno-granítica foi também incluído nessa suíte.
Três novos litotipos foram incorporados a essa suíte, denominados Granito Nazareno (ponto JC 1337B; Prancha 3.3, fotomicrografia e; Prancha 3.4), Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (pontos JC 1310B, JC 1311B, JC 1337C e JC 1441) e o Granito Ritápolis (JC 1440A, JC 1440B, JC 1440C, JC 1433, JC 1548B e JC 1580).
O Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (Figura 3.1; Figura 3.7) é constituído de cerca de 45 a 50% de plagioclásio (excepcionalmente 60%), de 10 a 25% de feldspato alcalino (excepcionalmente 5 a 10%), de 20 a 25% de quartzo (excepcionalmente 30%) e de 5 a 15% de minerais máficos.
Os cristais de plagioclásio têm granulação média a fina ou, mais raramente, grossa, são subédricos, maclados, parcialmente sericitizados; alguns portam macla segundo as leis da albita e da periclina.
A microclina é de granulação média a fina, em formas subédricas, é pertítica ou micropertítica e, muitas vezes, possuem inclusões de biotita e quartzo.
Os cristais de quartzo têm granulação média a fina ou, raramente, grossa, são anédricos e apresentam extinção ondulante; às vezes, ocorrem inclusos em feldspato ou constituindo filetes entre grãos deste mineral. A amostra B do ponto JC 1311 exibe, freqüentemente, textura granofírica (intercrescimento de quartzo e álcali-feldspato). Os máficos observados são biotita, hornblenda, carbonatos, mica branca, apatita, epídoto, titanita e opacos.
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O segundo litotipo, de composição granítica, foi amostrado nos pontos JC 1433, JC 1440A, JC 1440B, JC 1440C, 1548B, JC 1580, JC 1566 e JC 1569 (Figura 3.1; Figura 3.7).
As seis primeiras amostras correspondem ao anteriormente denominado Granito Ritápolis (Quéméneur 1996) e as duas últimas correspondem ao antes chamado Granito Itutinga (Quéméneur 1996).
As primeiras têm em torno de 30% de plagioclásio, cerca de 50% de feldspato alcalino, 15 a 20% de quartzo e de, no máximo, 5% de minerais máficos, ocupando os campos 3a e 3b do diagrama Q-A-P (Figura 3.7).
Os cristais de plagioclásio no Granito Ritápolis, acima citado, têm granulação média a fina e, raramente, grossa; seus grãos são subédricos a anédricos, maclados (às vezes, geminação de Carlsbad combinada com polissintética) e fraturados.
Figura 3.7 - Litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, classificados de acordo com o diagrama Q-A-P [Streckeisen (1976); 3a = sieno-granito, 3b = monzo-granito, 4 = granodiorito, 7* = quartzo-sienito, 8* = quartzo-monzonito]. Legenda: Granito Nazareno (JC 1337B); Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1310B, JC 1311B, JC 1337C, JC 1570, JC 1441, JC 1579); Granito Ritápolis (JC 1433, JC 1548B, JC 1440A, JC 1440B, JC 1440C, JC 1580); Granito Itutinga (JC 1566, JC 1569).
A microclina é de granulação grossa a média, com grãos subédricos, pertíticos ou micropertíticos, fraturados e, algumas vezes, portando inclusões de plagioclásio. ?? 46 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
O quartzo é de granulação média a fina; seus grãos são anédricos e ocorrem em aglomerados, posicionados entre cristais de feldspato ou como inclusões neste mineral.
O mineral máfico, nesse litotipo, é a biotita, cujos cristais não mostram orientação preferencial. Mica branca, opacos e zircão não passam de 1% em volume nessa rocha.
As amostras do Granito Itutinga (JC 1566 e JC 1569), segundo denominação de Quéméneur (1996), contêm 10 a 15% de plagioclásio, 35 a 45% de álcali-feldspato, cerca de 30% de quartzo e de 15 % de máficos (Figura 3.7).
O plagioclásio é de granulação fina a média e seus cristais são anédricos; em geral, está associado a quartzo e biotita e, quando incluso em microclina, os cristais são euédricos.
A microclina ocorre em granulação fina ou grossa, seus grãos, às vezes, mostram bordas arredondadas e são manteados por quartzo e biotita (Prancha 3.3, fotomicrografia f).
Os grãos de quartzo têm granulação fina a média, são anédricos e, comumente, estão associados a plagioclásio e biotita, formando aglomerados, em leitos que contornam a microclina; localmente, a granulação é muito fina.
A biotita tem granulação média a fina e ocorre orientada, contornando, ao lado de quartzo e mica branca (granulação muito fina), porfiroclastos de plagioclásio e feldspato alcalino, definindo, assim uma textura anastomosada. Os minerais acessórios são mica branca, carbonatos, minerais opacos e zircão.
Finalmente, o Granito Nazareno (ponto JC 1337B; Figura 3.1) possui cerca de 40% de plagioclásio, 20 % de álcali-feldspato, 30% de quartzo e cerca de 10% de minerais máficos (Figura 3.7).
Os cristais de plagioclásio mostram granulação fina a média, são euédricos a subédricos e, às vezes, estão cominuídos e manteados discretamente por pequenos cristais de quartzo e de feldspato alcalino (Prancha 3.3, fotomicrografia e); esse mineral, às vezes, aparece como inclusão em feldspato alcalino.
A microclina tem formas anédricas a subédricas, é de granulação fina e apresenta, com freqüência, extinção ondulante.
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Os grãos de quartzo têm granulação média a fina, formas anédricas e, em geral, estão sub- granulados, constituindo aglomerados ou manteando grãos de feldspato.
Os máficos observados são biotita, um anfibólio incolor (tremolita ?) e opacos; foram observados ainda traços de titanita, mica branca, epídoto e zircão.
3.7 - SUÍTE ÍGNEA SÃO TIAGO
Essa suíte, caracterizada a partir dos estudos realizados nesta tese, compreende um litotipo de composição tonalítica, outro de composição trondhjemítica/granodiorítica e um terceiro, de composição granodiorítica.
O primeiro deles, nomeado de Tonalito Rio do Peixe (ponto JC 1438; Figura 3.1; Figura 3.8) possui 60% de plagioclásio, 5% de feldspato alcalino, 25% de quartzo e cerca de 10% de minerais máficos.
Os cristais de plagioclásio têm granulação média a fina; os grãos são anédricos e, em sua maioria, mostram macla polissintética e estão sericitizados.
O feldspato alcalino é de granulação média, com formas anédricas, pertítico e, às vezes, exibe macla de Carlsbad.
O quartzo ocorre, nesse litotipo, em forma de cristais de granulação média a fina, anédricos, que formam aglomerados, concentrados entre grãos de feldspato. O mineral máfico é a biotita. Como acessórios ocorrem mica branca, carbonato, allanita e opacos.
Um dos litotipos de composição granodiorítica, é agora nomeado Granodiorito Rezende Costa (pontos JC 1546A e JC 1546B; Figura 3.1; Figura 3.8). Este litotipo tem cerca de 45% de plagioclásio, 15% de feldspato alcalino, 30% de quartzo e de 10% de minerais máficos.
Os cristais de plagioclásio têm granulação média e, mais raramente, fina, são maclados e mostram inclusões múltiplas de biotita e quartzo; são fraturados e, em parte, com bordas arredondadas, são manteadas por quartzo e biotita.
O feldspato alcalino tem granulação média, formas anédricas e porta inúmeras inclusões de quartzo, biotita e mica branca. ?? 48 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Os cristais de quartzo têm granulação fina a média, são anédricos e, muitas vezes, mostram feições de estiramento e, subordinadamente, de sub-granulação; freqüentemente ocorrem em aglomerados amendoados, mostrando contatos poligonizados, manteados por pequenos cristais de biotita. Quando em granulação muito fina, os grãos estão orientados, definindo os planos de foliação s/c.
Os máficos são biotita e diopsídio; os demais minerais observados, em quantidades menores que 1%, são o epídoto, titanita, mica branca, opacos e clorita.
O Granodiorito/Trondhjemito São Tiago (pontos JC 1437 e JC 1579; Figura 3.1; Figura 3.8) contém 40 a 50% de plagioclásio, 12 a 20% de feldspato alcalino, 25 a 35% de quartzo e 5 a 10% de minerais máficos.
Figura 3.8 - Classificação litológica das amostras da Suíte Ígnea São Tiago, de acordo com o diagrama Q-A-P [Streckeisen (1976); 3a = sieno-granito, 3b = monzo-granito, 4 = granodiorito, 7* = quartzo-sienito]. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (JC 1437, JC 1579); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B); Tonalito Rio do Peixe (JC 1438).
O plagioclásio tem granulação média a fina, seus grãos são subédricos a anédricos e, em sua maioria, mostra macla da periclina, quando a granulação é um pouco mais grossa ou da albita, quando a granulação é fina.
49 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Os grãos de feldspato alcalino são de granulação média/fina, suas formas são subédricas e, em grande parte, mostra geminação em grade; alguns cristais, de granulação muito fina, ocorrem inclusos em plagioclásio.
O quartzo, nessa rocha, é de granulação fina a média, mostra formas anédricas; quando de granulação muito fina, pode ocorrer como inclusão em plagioclásio ou álcali-feldspato.
Os cristais de biotita, de granulação média a fina, encontram-se orientados em torno de cristais de plagioclásio e feldspato alcalino (granulação grossa), definindo, ao lado de agregados de quartzo (granulação muito fina), a foliação protomilonítica dessa rocha.
O minerais acessórios são mica branca, opacos, zircão, titanita, apatita e epídoto.
Na amostra JC 1579, nota-se a alternância de finas bandas félsicas, onde se concentram feldspato e quartzo (de granulação mais grossa que a do padrão geral da rocha) e outras mais máficas, em que predomina biotita.
3.8 - METAULTRAMAFITOS
Os litotipos metaultramáficos ocorrem, na área estudada, na forma de pequenos corpos esparsos (Figura 3.1). Rochas dessa natureza, que afloram na região de Bom Sucesso (Figura 3.1), foram descritas por Quéméneur & Baraud (1983) e, mais tarde, foram estudadas em maior detalhe, tendo sido, então, denominadas Complexo Ultramáfico de Morro das Almas (Barbosa et al. 1996).
Outra ocorrência de metaultramafitos está localizada a norte-nordeste da cidade de Desterro de Entre Rios (Figura 3.1).
Há ainda dois corpos de rocha metaultramáfica, um situado nas proximidades da ponte sobre o Rio das Mortes, na estrada que liga São João Del Rei a Ritápolis e outro, de menor expressão areal, localizado mais a sul. O primeiro litotipo corresponde a serpentinitos, serpentina tremolititos e xistos metaultramáficos, enquanto o segundo é composto por olivina tremolititos (Ávila 2000).
As amostras de rochas metaultramáficas, localizadas nos domínios do Complexo Ultramáfico de Morro das Almas (Barbosa et al. 1996), descritas nesta tese (pontos JC 1331, JC 1335, JC 1356, JC 1599, JC 1613A, JC 1613B, JC 1613C e JC 1620; Figura 3.1), correspondem, em parte, a litotipos
?? 50 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 transformados, devido a processos metassomáticos, para talco-serpentina xistos e tremolita xistos com ortopiroxênio (Prancha 3.5, fotomicrografia a). O que se observou, em toda a extensão da área de ocorrência das metaultramáficas, é que nos domínios das serras de Bom Sucesso e Ibituruna, em função do cisalhamento intenso a que esse litotipo foi submetido (Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso), o metassomatismo atuou de forma mais intensa.
Nos domínios da Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso, nessa área, contatou-se também que a deformação imprimiu, tanto nos litotipos metaultramáficos quanto nas rochas metassedimentares, planos de foliação de direção N20-30°E, 60°NW. Os sigmóides de foliação, observados nos litotipos metaultramáficos ao longo da Serra de Ibituruna sugerem deslocamentos destrais. A sudoeste de Ibituruna, parece haver uma deflexão dessa foliação, impressa nas metaultramáficas, para direções em torno de N10°W, 34°SW.
Prancha 3.5 - Feições petrográficas dos litotipos metaultramáficos, amostrados nos pontos JC 1331 (fotomicrografia a) e JC 1470A (fotomicrografia b) e dos mafitos, amostrados nos pontos JC 1323 (fotomicrografia c) JC 1514 (fotomicrografia d), JC 1492 (fotomicrografia e) e JC 1476C (fotomicrografia f).
51 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
O talco-serpentina xisto contém, em volume, 60 a 65% de talco, até 25% de serpentina, 2 a 15% de actinolita-tremolita, 2 a 5% de opacos e, mais raramente, traços de epídoto; a substituição de olivina
?? 52 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 por talco + serpentina, produziu fantasmas daquele mineral, evidenciadas pelos opacos; esses opacos são muito pequenos e encontram-se dispersos em toda a extensão das lâminas.
O tremolita xisto com ortopiroxênio é constituído de cerca de 80% de actinolita-tremolita, 10% de ortopiroxênio, além de cerca de 5% de opacos; os anfibólios são porfiroblásticos, de cor clara a incolores, enquanto os cristais de ortopiroxênio são subidioblásticos, incolores e muito fraturados.
As amostras das metaultramáficas, provenientes da região vizinha à pedreira Passa Sete, a norte- nordeste da cidade de Desterro de Entre Rios (pontos JC 1470A, JC 1470B, JC 1487A, JC 1487B, JC 1488 e JC 1598; Figura 2.3; Figura 3.1), mostram texturas e estruturas ígneas preservadas (Prancha 3.5) e correspondem a lherzolitos (Figura 3.9). O cisalhamento impresso nessas rochas é marcado pelas estruturas s/c de direção E-W, que indicam deslocamentos destrais; os planos c mergulham 40/50° para S, ou são sub-verticais.
Figura 3.9 - Classificação dos litotipos metaultramáficos, descritos nesta tese, de acordo com diagramas ternários de Philpotts (1990).
Essas rochas contêm, em geral, 55 a 70% de olivina (± pseudomorfos de olivina), parcialmente ou totalmente substituída por serpentina, cerca de 5% de ortopiroxênio (provavelmente hiperstênio), 10 a 20% de clinopiroxênio (provavelmente augita), 5 a 15% de minerais opacos, até 1% de espinélio, 3 a 10% de talco e, em algumas amostras, 3 a 10% de clorita magnesiana (Prancha 3.5, fotomicrografia b).
53 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
A estrutura mais marcante, exibida por essas rochas, é um bandamento composicional caracterizado pela alternância de faixas com predominância de olivina (peridotíticas), constituindo textura adcumulática e outras com piroxênio predominante, ou seja, piroxeníticas (Prancha 3.5). Outras texturas comuns nessas rochas são a heteradcumulática (olivina + clinopiroxênio) e a poiquilítica (olivina com espinélio incluso, ou piroxênio com espinélio). É notável, ainda, a presença de coronas de piroxênio em cristais preservados de olivina.
3.9. MAFITOS
Os mafitos, comuns em toda a área investigada, correspondem aos diversos diques, que são mais numerosos a noroeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (Figura 3.1). Nesse domínio, os diques têm direção predominante NW-SE e, secundariamente, NNW-SSE, mas há também os de direção E-W. Pouco a leste de Campo Belo (Fernandes 2000) e nas imediações dessa cidade (Correia da Costa 1999), os diques máficos foram mapeados em detalhe (Figura 3.1).
Na região de Passa Tempo, os diques e sills de rochas máficas ocorrem segundo a direção NW- SE, predominantemente e, segundo E-W e exibem texturas ígneas (Prancha 3.6). Diques máficos dessa natureza, situados pouco a oeste dessa região, foram datados pelo método 40Ar-39Ar; enquanto os gabronoritos foram cristalizados no início do Mesoproterozóico, os gabros são do final do Mesoproterozóico (Oliveira 2004).
Prancha 3.6 - Afloramento de ortopiroxênio gabro, localizado a leste de Passa Tempo (ponto JC 1492); a rocha foi afetada por cisalhamento segundo planos N85°E, 72°SE.
Na região entre Oliveira, Cláudio e Itapecerica (Figura 3.1), litotipos semelhantes foram mapeados por Oliveira (1999).
?? 54 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Nas imediações de Lavras (Figura 3.1), Pinese (1997) e Pinese et al. (1997) estudaram um enxame de diques de natureza máfica, encontrando litotipos de variadas composições e feições texturais, tais como gabros, gabronoritos e anfibolitos. Os diques gabronoríticos forneceram a idade Sm-Nd (concentrados minerais e rocha total) de 2658 ± 44Ma (Pinese 1997).
Os litotipos máficos, estudados nesta tese, podem ser classificados como olivina gabro (pontos JC 1323A; JC 1514; Figura 3.10a), ortopiroxênio gabro, muito próximo do campo dos gabros (ponto JC 1492; Figura 3.10.b), hornblenda gabro (pontos JC 1319 e JC 1469A; Figura 3.10.c), piroxênio- hornblenda gabro (pontos JC 1476B e JC 1553; Figura 3.10.c) e gabronorito, muito próximo do campo dos ortopiroxênio-hornblenda gabros (ponto JC 1476C; Figura 3.10.c).
As amostras de olivina gabro contêm 35 a 45% de olivina subédrica/anédrica, muito fraturada e parcialmente substituída por serpentina e clorita, 35 a 45% de plagioclásio, subédrico e maclado, 10% de clinopiroxênio [augita ? (Prancha 3.5, fotomicrografia c)], subédrico, cerca de traços a 5% de hornblenda, com pleocroísmo verde/verde amarelado e 3 a 5% de opacos. Esse litotipo apresenta, às vezes, textura grano-nematoblástica [amostra JC 1514 (Prancha 3.5, fotomicrografia d)].
O ortopiroxênio gabro mostra textura fanerítica fina (Prancha 3.6) e é constituído de 50% de plagioclásio, euédrico, maclado, cujos cristais ocorrem de modo interpenetrante com os de piroxênio; 30% de clinopiroxênio, muito provavelmente augita (Prancha 3.5, fotomicrografia e), em grandes cristais de cores pálidas; cerca de 10% de ortopiroxênio incolor, parcialmente substituído por hornblenda e cerca de 5% de opacos, anédricos a subédricos (aparentemente bipiramidais). Raros cristais de olivina aparecem, sub-arredondados, envolvidos por piroxênios.
O hornblenda gabro é formado por 55% de plagioclásio, euédrico a subédrico, cristais maclados, 25% de um ortoanfibólio, cerca de 15% de biotita, menos de 5% de opacos e traços de epídoto (Figura 3.10).
O piroxênio-hornblenda gabro é constituído de cerca de 40% de cristais subédricos e parcialmente uralitizados de clinopiroxênio; 30% de plagioclásio, em formas anédricas a subédricas, com macla polissintética, além de 10% de hornblenda, em cristais anédricos, com pleocroísmo verde/verde amarelado; cerca de 7% de biotita, subédrica e em torno de 5% de minerais opacos completam a composição mineralógica desse litotipo (Figura 3.10).
55 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 3.10 - Classificação dos litotipos máficos (gabróicos), descritos nesta tese, de acordo com os diagramas ternários propostos por Philpotts (1990). Legenda: [(A). Olivina gabro (JC 1323A, JC 1514); (B). Ortopiroxênio gabro (JC 1492); (C). Hornblenda gabro (JC 1319, JC 1469A), Piroxênio-hornblenda gabro (JC 1476B, JC 1553), Gabronorito (JC 1476C)].
O litotipo de composição gabronorítica (Figura 3.10), amostrado no ponto JC 1476C, é constituído, predominantemente, por ripas de plagioclásio euédrico, de granulação média (55%), intercrescidas com cristais de clinopiroxênio (35%; augita e titanaugita), definindo característica textura ígnea; os minerais acessórios e traços são, respectivamente, opacos (5 a 8%) e hornblenda, com teor abaixo de 1% (Prancha 3.5, fotomicrografia f).
?? 56 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
3.10. ANFIBOLITOS
Rochas desse tipo não são muitos comuns, na área estudada, mas na região de Bom Sucesso foram amostradas e descritas em alguns pontos (JC 1314, JC 1328, JC 1349, JC 1351, JC 1357, JC 1361B e JC 1382; Figura 3.1). Elas são constituídas de 75 a 80% de hornblenda (45% no ponto JC 1351), 10 a 20% de plagioclásio, 5% de epídoto, no máximo, 5 a 10% de quartzo e menos de 1% de opacos. A hornblenda apresenta pleocroísmo característico em tons verde/verde azulado/marrom claro, tem granulação grande a média e, mais raramente, pequena, em palhetas alongadas.
Os cristais de epídoto são muito pequenos e, em geral, são resultantes da substituição de plagioclásio.
Os grãos de quartzo são muito pequenos, raramente médios, anédricos e ocorrem, comumente, associados a epídoto ou isolados em finíssimos veios, que, muitas vezes, estão dobrados. Os cristais de plagioclásio são médios a pequenos, maclados, anédricos, ripiformes e, muito raramente, curtos; pseudomorfos desse mineral, quase totalmente substituídos por epídoto, não são raros. Os minerais opacos são de granulação muito fina, com cristais anédricos.
Diques anfibolíticos da região de Lavras, pouco a SW de Bom Sucesso, foram datados por Pinese (1997), fornecendo as idades K-Ar (anfibólios) de 2163 ± 43 Ma e a idade integrada Ar-Ar (anfibólio) de 1910 ± 7Ma. A interpretação é de que essas idades paleoproterozóicas representam a época da cristalização da paragênese anfibolítica (Pinese 1997).
3.11. META-VULCANOSSEDIMENTARES
Seqüências de natureza meta-vulcanossedimentar, ocorrem, com maiores expressões areais e de espessura nas serras de Bom Sucesso e Ibituruna e, na forma de afloramentos descontínuos e esparsos, ao longo de outros setores da Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso (Campos et al. 2003). Essas rochas consistem de quartzitos, filitos, clorita xistos, talco xistos, formação ferrífera bandada fácies óxido, magnetititos, quartzo-sericita xistos e metavulcânica intermediária/ácida.
O Quartzito (pontos JC 1305, JC 1341, JC 1346A, JC 1346B, JC 1413, JC 1415, JC 1530, JC 1532, JC 1539, JC 1575, JC 1576, JC 1577, JC 1584, JC 1585, JC 1600, JC 1601, JC 1602, JC 1603, JC 1605, JC 1612, JC 1629, JC 1633 e JC 1648) ocorre, freqüentemente, em toda a extensão da Zona de
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Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso (Figura 3.11). Trata-se de rochas de granulação grossa a média, composta de 98 a 100% de quartzo, na maioria das vezes apresentando sub-granulação; nas amostras JC
1346A e, em proporções menores, na amostra JC 1346B, ocorrem aglomerados de forma amendoada de quartzo, de granulação pequena a muito pequena, mostrando, entre grãos, contatos poligonizados; às vezes têm granulação média, constituindo finos leitos, separados por delgadas palhetas de moscovita.
A moscovita ocorre em quantidades inferiores a 2%, é anédrica e define a foliação milonítica (l.s.), observada nessas rochas (Prancha 3.7, fotomicrografia a). Figura 3.11 - Aspecto geral do Quartzito Bom Sucesso, amostrado no ponto JC 1346, mostrando forte foliação, na A amostra JC 1601 apresentou grandes direção N30°E, 60°SE. quantidades de opacos e sillimanita; a presença deste último mineral indica que o Quartzito Bom Sucesso foi submetido a metamorfismo de alto grau, indicado pela presença de sillimanita (Prancha 3.7, fotomicrografias b, c e d).
O talco-clorita xisto (pontos JC 1329 e JC 1330, JC 1331, JC 1335, JC 1344, JC 1348, JC 1349, JC 1352, JC 1356, JC 1394, JC 1599, JC 1600, JC 1656, JC 1657, JC 1687, JC 1305, JC 1384, JC 1401, JC 1484, JC 1604, JC 1640, JC 1649, JC 1651, JC 1685 e JC 1687) é constituído de 80 a 85% de talco + serpentina; 15 a 20% de quartzo, de granulação muito pequena, constituindo aglomerados porfiroblásticos ou estirados e dispostos segundo a foliação, além de cerca de 10% de clorita, 5% de opacos e traços de tremolita. Os minerais opacos ocorrem junto ao quartzo ou em finíssimas lâminas, definindo os planos de foliação; por vezes, ao lado de talco e serpentina, parecem pseudomorfizar olivina.
A formação ferrífera bandada, fácies óxido, ocorre com relativa freqüência na faixa afetada pela Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso [pontos JC 1304, JC 1305 (imediações de Jeceaba), JC 1346, JC 1356, JC 1606, JC 1610, JC 1621, JC 1622, JC 1627, JC 1638, JC 1647 (serras de Ibituruna e Bom Sucesso), JC 1525A, JC 1526, JC 1531, JC 1532 (imediações de Morro do Ferro, município de São
?? 58 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Tiago)] e também no domínio noroeste da referida zona de cisalhamento ( ponto JC 1545, a norte-noroeste de Desterro de Entre Rios).
Esse litotipo é constituído de faixas contendo quartzo de granulação média, mostrando contatos serrilhados, com extinção ondulante, ao lado de raros opacos, alternadas a faixas mais ricas em opacos.
Os opacos, nessas faixas, predominam largamente e ocorrem de variados tamanhos e formas, a maioria, todavia, mostrando seções hexagonais ou quadráticas. Na amostra JC 1531 ocorrem grãos euédricos de um mineral de coloração clara (levemente azulada), cor de polarização amarela (cianita?).
O magnetitito foi amostrado nos pontos JC 1420 (imediações de Morro do Ferro) e JC 1545 (a norte-noroeste de Desterro de Entre Rios). São corpos de porte relativamente grande. A análise das amostras, ao microscópio petrográfico, evidencia que a magnetita foi quase totalmente transformada em martita e hematita. Trata-se de rochas muito deformadas, especialmente as que afloram no ponto JC 1420. A ocorrência de ambas se dá no domínio essencialmente Neoarqueano da área estudada.
O quartzo-sericita xisto (pontos JC 1412A, JC 1412C, JC 1412D, JC 1415, JC 1605, JC 1608, JC 1611, JC 1639, JC 1650, JC 1652 e JC 1655) constitui uma litotipo muito comum nos domínios da Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso. Nesse litotipo, a sericita alcança 65 a 70% da composição modal, seguida de quartzo (de 25 a 30%), opacos, cuja freqüência vai até 10% no máximo e raros cristais de biotita. Em geral, a sericita ocorre com um pouco de quartzo anédrico, disperso numa matriz fina; mais raramente, a sericita ocorre contornando porfiroclastos de quartzo (Prancha 3.7, fotomicrografia e). Os grãos de quartzo são de granulação média, encontram-se sub-granulados, com extinção ondulante ou ocorrem em finíssimas lâminas descontínuas, isoladas da matriz. Os opacos, às vezes estão inclusos em quartzo. Na mostra JC 1412C, ocorrem faixas compostas essencialmente de sericita, opacos e pouco quartzo alternadas a outras, ricas em quartzo sub-granulado, com extinção ondulante e sericita, sem opacos.
No ponto JC 1611 ocorrem vários níveis delgados de metavulcânica (Prancha 3.7, fotomicrografia f), afetados por alteração intempérica, de composição aparentemente intermediária a ácida, alternados a leitos de formação ferrífera, quartzitos finos e ferruginosos e filitos ferruginosos. O elevado estágio de alteração (hidrotermal e/ou intempérica) dificulta enormemente a descrição do litotipo metavulcânico, em lâminas delgadas e impossibilitou sua caracterização geoquímica. Foi possível, apenas, identificar a
59 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... presença de quartzo, como mineral mais abundante, que, a exemplo dos demais minerais, ocorre em forma de cristais muito pequenos.
Prancha 3.7 - Feições petrográficas dos litotipos meta-vulcanossedimentares; quartzitos, amostrados nos pontos JC 1346 (fotomicrografia a) e JC 1601 (fotomicrografias b, c, d); quartzo-sericita xisto, amostrado no ponto JC 1415 (fotomicrografia e); metavulcânica, ponto JC 1611 (fotomicrografia f).
?? 60 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Há uma pequena quantidade de cristais de um anfibólio (menos que 5%) e de opacos (Prancha 3.7, fotomicrografia f). Feições típicas desse tipo de vulcânicas, tais como textura felsítica ou esferulítica, nem mesmo fenocristais de feldspato ou de quartzo com a característica corrosão em forma de baía não foram observadas.
61 62 CAPÍTULO 4 LITOGEOQUÍMICA
4.1 - ESCOLHA DAS AMOSTRAS
A escolha das amostras para os estudos litogeoquímicos, conforme localização indicada na Figura 4.1, foi feita a partir da caracterização petrográfica, realizada na etapa de descrição das seções delgadas.
Figura 4.1 - Localização dos pontos amostrados para análises químicas em rocha total [mapa geológico simplificado a partir de Teixeira et al. (2000) e Campos et al. (2003)]. Legenda: [1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiscriminados; 2 = seqüências tipo greenstone; 3 = Suítes máfico-ultramáficas (Ribeirão dos Motas e Morro das Almas); 4 = Rochas gabróicas e dioríticas; 5 = Supergrupo Minas; 6 = Grupos São João Del Rei /Andrelândia; 7 = Falhas e fraturas; 8 = Cidades: (BS = Bom Sucesso, C = Cláudio, CB = Campo Belo, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei); 9 = pontos amostrados: Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso (1, 2, 3, 4, 5), Suíte Metamórfica Desterro (6, 7, 8, 9, 10, 11, 12), Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia (13, 14, 15), Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões (16, 17), Suíte Ígnea Ritápolis (18, 19), Suíte Ígnea São Tiago (20, 21, 22, 23)].
61 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Inicialmente, buscou-se contemplar todos os diferentes litotipos de interesse; nas etapas seguintes, após tratamento preliminar dos resultados geoquímicos e, levando em consideração a distribuição das amostras na área estudada, foram selecionadas amostras complementares, de modo que cada suíte litogeoquímica ficasse suficientemente caracterizada. Deste modo, foram obtidas análises químicas em rocha total (pontos indicados na Figura 4.1), para a Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso (1 = JC 1554, 2 = JC 1353, 3 = JC 1354, 4 = JC 1312, 5 = JC 1380C), para a Suíte Metamórfica Desterro (6 = JC 1497, 7 = JC 1451, 8 = JC 1482, 9 = JC 1407, 10 = JC 1592, 11 = JC 1475, 12 = JC 1450), para a Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia (13 = JC 1589, 14 = JC 1379, 15 = JC 1379A), para a Suíte Ígnea Cassiterita- Tabuões ( 16 = JC 1340, 17 = JC 1337D), para a Suíte Ígnea Ritápolis (18 = JC 1337B, 19 = JC 1337C) e para a Suíte Ígnea São Tiago ( 20 = JC 1546A, 21 = JC 1546B, 22 = JC 1437, 23 = JC 1438).
4.2 - GEOQUÍMICA EM ROCHA TOTAL
Os dados obtidos foram, nesta tese, tratados em conjunto com os dados disponíveis na literatura geológica (e.g. Carneiro 1992, Quéméneur 1996, Fernandes 2000, Ávila 2000), levando em conta os estudos petrográficos, apresentados no capítulo 3 e os dados geocronológicos, que serão apresentados no capítulo 5. Os resultados encontrados permitiram caracterizar seis suítes, descritas a seguir, que são a Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, a Suíte Metamórfica Desterro, a Suíte Ígnea Salto Paraopeba- Babilônia, a Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, a Suíte Ígnea Ritápolis e a Suíte Ígnea São Tiago.
4.2.1 - Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso
Trondhjemito Aureliano Mourão
Observa-se, na Figura 4.2, a classificação geoquímica, em termos de Ab-An-Or, das amostras do Trondhjemito Aureliano Mourão (ponto JC 1353), de acordo com a proposta de O’Connor (1965). Nesse diagrama, as amostras distribuem-se, em sua maioria, no campo dos trondhjemitos com alguns pontos analíticos situados na interface desse campo com o dos granodioritos. Por outro lado, de acordo com o diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), todos os dados estão posicionados no campo dos granodioritos.
Os critérios propostos por Barker (1979), para definição dos trondhjemitos, foram testados nestas amostras. Estes parâmetros são: SiO2 entre 68 e 75%, Al2O3 > 15% (para SiO2 = 70%) e < 14% (para SiO2
= 75%), (FeOt + MgO) < 3,4%, (FeOt/MgO) entre 2 e 3%, CaO entre 1,5 e 3% ou entre 4,4 e 4,5% (para
?? 62 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 os tipos cálcicos), Na2O variando de 4,0 a 5,5% e teores de K2O abaixo de 2,5%, mais caracteristicamente abaixo de 2,0%. Todas as frações desse litotipo (Anexo 4.1), analisadas, satisfazem os referidos parâmetros, para caracterização de um trondhjemito, menos a fração F (Anexo 4.1), no que diz respeito aos teores de Al2O3 e Na2O, e a fração A, com relação ao teor de FeOt + MgO, que está um pouco acima de 3,4%; entretanto, trabalhando-se com a média das análises, todas as condições são atendidas.
Figura 4.2 - Classificação dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, com base nos dados geoquímicos em rocha total. (A) - De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno-granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B) - O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo-monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)].
Em diagramas do tipo Harker, com SiO2 na abcissa, observam-se correlações negativas com TiO2,
MgO, CaO, P2O5, Zn, Zr e V, para todos os litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso; apenas, no diagrama com Y na ordenada, ocorre uma dispersão maior dos pontos analíticos (Figura 4.3), não definindo, muito claramente, uma tendência. Esses diagramas deixam claro que o litotipo menos evoluído geoquimicamente é o Tonalito Samambaia, contrastando com os resultados do Granito Bom Sucesso, que é o mais evoluído. De modo geral, os dados do Trondhjemito Babilônia (Quéméneur 1996) e do
63 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Trondhjemito Aureliano Mourão ocupam posições situadas entre os campos definidos pelos dados do Tonalito Samambaia e do Granito Bom Sucesso, nesses diagramas.
Figura 4.3 - Diagramas tipo Harker selecionados, mostrando o comportamento dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, em função de alguns elementos maiores e traços. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)].
Rochas ígneas geoquimicamente mais diferenciadas tendem a apresentar teores de Rb mais elevados, uma vez que, durante o fracionamento de um magma, o Sr tende a se concentrar nos plagioclásios, enquanto o Rb permanece na fase líquida; assim, as razões Rb/Sr de um magma residual tende a aumentar no decorrer da cristalização fracionada. O uso de diagramas com razão Rb/Sr na
?? 64 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 abscissa, mostra que os dados do Trondhjemito Aureliano Mourão apresentam razões Rb/Sr mais altas apenas que as do Tonalito Samambaia (Tabela 4.1) e ocupam sempre campos distintos daqueles ocupados pelas amostras JC 1354 e JC 1554 (Figura 4.4).
65 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Tabela 4.1 - Características principais e classificação genético-tectônica dos litotipos estudados no CSFM. Legenda: (1) Classificação segundo Chaoqun (1985): CR = Refusão Crosta Continental; MS = Fusão Manto Superior predominante (+ sedimentos); MD = Diferenciação Magma Básico; MM = Fusão Crosta Continental predominante (+ contribuição mantélica). (2) Classificação segundo Pitcher (1983): M = Arco de Ilha Oceânico; I-Cordilheriano = Arco Continental Andino (alguns Arcos de Ilha); I-Caledoniano = Up-lift pós-fechamento; S = Colisão Continental Oblíqua Hercyniana; A = Pós-Orogênico ou Anorogênico. Dados litoquímicos de Quéméneur (1996) (1), Carneiro (2) (3) (4) (5) (1992) , Noce (1995) , Fernandes (2000) e Ávila (2000) . * 1 = K2O/Na2O; *2 = K2O/(K2O+Na2O); *3 = Al2O3+CaO+(Na2O+K2O)/Al2O3+CaO-(Na2O+K2O); *4 = [(Na2O + K2O)/(Al2O3)] molar; *5 = [(Al2O3)/(CaO + Na2O + K2O)]molar ; n = número de análises.
Suítes Litotipos * 1 * 2 * 3 K/Na Na/Ca K/Rb Rb/Sr Zn/Pb * 4 Rb/Zr * 5 n Tipo (1) Tipo(2) JC 1353 0.58 0.47 2.63 0.65 2.59 403 0.09 0.83 0.73 0.81 1.37 6 MM S JC 1354 1.72 0.63 2.86 1.93 1.79 219 1.06 0.76 0.81 1.19 1.13 3 MS S JC 1554 0.96 0.49 3.21 1.07 15.38 323 0.91 0.38 0.80 1.33 1.23 6 MS S JC 1312 1.89 0.65 2.83 2.11 1.76 179 1.7 0.87 0.8 2.81 1.06 3 MS S JC 1380C 1.13 0.53 2.28 1.26 1.34 141 1.44 1.72 0.68 1.45 1.14 1 MM S Granito Bom Sucesso I (1) 1.56 0.61 3.51 1.74 2.25 255 1.14 ? 1.05 0.43 0.99 8 MD M (I-Caledoniano?)
Samambaia- (1) Bom SucessoBom Granito Bom Sucesso II 1.20 0.55 2.85 1.35 1.86 247 0.47 ? 0.82 0.88 1.10 5 MS S (2) Suíte Metamórfica Suíte Granito Brumadinho 1.50 0.6 5.64 1.68 0.02 194 1.02 ? 1.13 0.9 0.88 7 MD A (M ?) Trondhjemito Babilônia (1) 0.25 0.20 2.25 0.28 2.11 298 0.07 ? 0.65 0.27 1.30 7 MM S Tonalito Samambaia (2) 0.50 0.33 1.95 0.56 1.02 237 0.21 4.67 0.60 0.15 1.26 9 MM S JC 1379 + JC 1379A 0.79 0.56 2.35 1.41 1.02 294 0.58 1.54 0.74 1.87 1.13 2 MM S JC 1589 1.5 0.6 2.95 1.68 1.59 352 0.67 1.05 0.85 1.88 0.95 7 MS M Granito Salto Paraopeba (3) 1.24 0.55 3.45 0.40 3.38 143 1.51 1.03 0.89 0.87 1.06 2 CR S Granito Mãe Maria (1) 1.12 0.53 3.32 1.25 2.85 154 2.06 ? 0.88 1.24 1.05 4 CR S Granito Lavras (1) 0.98 0.49 3.18 1.39 2.30 271 0.80 ? 0.87 0.40 1.04 2 CR I-Cordilheriano Granito Machados (1) 1.35 0.57 3.42 1.51 1.88 342 0.65 ? 0.94 0.32 0.96 3 CR I-Caledoniano Babilônia Suíte Ígnea Suíte Granito alto K Babilônia (1) 1.17 0.54 2.90 1.31 1.46 383 0.45 ? 0.86 0.27 1.01 7 CR S Salto Paraopeba- Granito Candeias-G5 (4) 1.15 0.54 3.32 1.29 2.72 272 1.08 2.09 0.53 0.58 1.05 6 MM S Granito Candeias-G6 (4) 1.37 0.58 3.91 1.53 3.61 213 2.04 0.95 0.96 1.40 0.99 11 CR I-Caledoniano JC 1407 0.7 0.59 2.69 1.59 1.26 359 0.64 1.08 0.81 0.89 0.95 6 M S M (A?) JC 1497 0.48 0.33 2.00 0.54 1.68 415 0.08 0.94 0.56 0.74 1.48 2 MM S Suíte JC 1482 2.11 0.68 3.26 2.36 1.76 209 1.42 0.96 0.89 1.74 1.03 2 CR I-Cordilheriano Metamórfica JC 1450 + JC 1451 2.04 0.67 3.33 2.28 2.52 154 3.16 0.51 0.88 2.17 1.02 2 CR I-Cordilheriano Desterro JC 1592 2.54 0.72 3.78 2.85 2.38 202 2.90 0.80 0.95 1.21 0.99 2 MD I-Caledoniano JC 1405 2.14 0.68 5.16 2.40 3.45 193 52.9 1.19 1.09 18.91 0.84 4 MD A Suíte Gnaisse Fernão Dias (4) 0.43 0.3 1.88 0.48 1.11 247 0.23 5.62 0.55 0.3 1.39 6 MM S Metamórfica Fernão Dias- Gnaisse Alberto Flores (2) 0.69 0.41 2.97 0.75 3.10 190 0.34 2.58 0.81 0.75 1.13 6 MS S Alberto Flores Suíte Gnaisse Candeias-G2 (4) 0.90 0.47 2.57 1.01 1.54 344 0.26 2.83 0.77 0.33 1.11 3 MS S Metamórfica Candeias-Souza Gnaisse Candeias-G3/4 (4) 0.63 0.39 2.47 0.71 1.93 315 0.23 1.92 0.72 0.56 1.2 10 MM S Noschese Gnaisse Souza Noschese (2) 1.52 0.60 4.39 1.70 4.61 154 3.06 1.81 1.00 1.95 0.96 10 MD A (M ?) JC 1337D 0.49 0.33 2.3 0.55 2.34 223 0.16 0.92 0.65 1.37 1.21 6 MM S JC 1340A 0.39 0.28 1.8 0.44 1.29 258 0.15 0.81 0.49 0.85 1.31 1 MM S Td-Tabuões (1) 0.22 0.18 1.97 0.25 1.60 290 0.06 ? 0.57 ? 1.18 6 MM S Td/Gd-Cassiterita (5) 0.33 0.25 1.75 0.36 1.39 123 0.23 0.53 0.46 0.44 1.41 7 MM S Td-Caburu (5) 0.28 0.22 1.84 0.32 1.98 75 0.32 ? 0.49 ? 1.49 3 MM Td-P Bandeira (1) 0.39 0.28 2.28 0.44 1.95 189 0.23 ? 0.66 ? 1.11 2 MS
Suíte Ígnea Suíte Gr- Cassiterita (1) 0.36 0.27 1.35 2.46 1.70 177 0.23 ? 0.61 0.59 1.35 3 MM S Gd-Tabuões (1) 1.79 0.64 3.96 2.01 4.25 145 2.37 ? 0.95 1.69 0.98 2 CR I-Caledoniano Cassiterita-Tabuões Tn-Alto Maranhão (3) 0.45 0.31 2.07 1.99 1.20 329 0.06 1.27 0.64 0.15 1.22 2 MM S JC 1337B 0.92 0.48 2.55 1.03 2.44 183 0.52 0.81 0.36 1.73 1.16 2 MM S Suíte Ígnea JC 1337C 0.79 0.44 2.38 0.88 1.97 244 0.28 0.91 0.69 0.59 1.15 7 MM S Ritápolis Td/Gd-Ritáp (1) + Gd-CF (1) 0.56 0.36 2.55 0.63 2.36 155 0.30 ? 0.73 0.76 1.22 12 MM S Gr-Ritáp, It, Pd, PM, CF (1) 1.38 0.58 3.90 1.54 4.13 175 1.88 ? 0.95 1.57 1.01 31 CR I-Caledoniano JC 1437 0.51 0.34 2.14 0.57 1.83 246 0.19 0.89 0.61 0.76 1.21 6 MM S Suíte Ígnea São JC 1438 0.31 0.24 1.79 0.35 1.2 262 0.08 0.96 0.56 0.5 1.24 6 MM S Tiago JC 1546A 0.92 0.38 2.02 0.68 1.53 160 0.44 0.66 0.58 1.96 1.25 2 MM S JC 1546B 0.53 0.35 1.99 0.60 1.59 170 1.02 1.22 0.56 0.75 1.28 2 MM S Portanto, à exceção do Tonalito Samambaia, o Trondhjemito Aureliano Mourão representa a unidade menos evoluída dessa suíte.
?? 66 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 4.4 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, evidenciando a separação dos granitóides da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, em termos do conteúdo relativo de Rb e Sr. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)].
O teor de Rb, em granitos de alto Ca, é da ordem de 110ppm, enquanto nos granitos de baixo conteúdo de Ca, é de cerca de 170ppm, segundo Turekian & Wedepohl (1961). Por outro lado, os teores de Sr são 440ppm e 100ppm, nas rochas graníticas de alto e baixo conteúdo de Ca, respectivamente, de acordo com Turekian & Wedepohl (1961). Conseqüentemente, granitos (l.s.) mais ricos em plagioclásios tendem a ter razões Rb/Sr baixas, se comparados aos de menor conteúdo nesse mineral.
Os teores de Sr e Rb, no Trondhjemito Aureliano Mourão, variam entre 523ppm e 586ppme e 40ppm e 56ppm, respectivamente. Assim, o Trondhjemito Aureliano Mourão pode ser classificado como um granitóide de alto Ca, de acordo os parâmetros de Turekian & Wedepohl (1961).
67 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
O Trondhjemito Aureliano Mourão, com base nas análises químicas (Anexo 4.1), foi classificado como uma rocha cálcio-alcalina, de tendência trondhjemítica; trata-se de granito (l.s.) do tipo I/S normais (Figura 4.5; Tabela 4.2), enquadrando-se perfeitamente nas suítes do tipo TTG (Tonalito-Trondhjemito- Granodiorito), conforme será discutido adiante.
Figura 4.5 - Diagramas de Sylvester [1989; (A)], Whalen et al. [1987; (B) e (C)], Barker & Arth [1976; (D) e (E), mostrando as diversas possibilidades de enquadramento geoquímico dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)]. Os dados do Trondhjemito Aureliano Mourão estão plotados no campo cálcio-alcalino (Figura 4.5-d) e mostram tendência trondhjemítica (Figura 4.5-e), segundo diagramas de Barker & Arth (1976).
?? 68 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Tabela 4.2 - Caracterização geoquímica dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso.
Unidades Proposta Caracterização dos litotipos Figura
Sylvester (1989) Cálcio-alcalino normal 4.5.a
Trondhjemito Aureliano Mourão Whalen et al. (1987a) I/S normais 4.5.b; 4.5.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino;Ttrondhjemítica 4.5.d; 4.5e
Sylvester (1989) Cálcio-alcalino normal/Fortemente peraluminoso 4.5.a Granodiorito/Granito Morro do Ferro Whalen et al. (1987a) I/S normais; I/S normais 4.5.b; 4.5.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Cálcio-alcalina 4.5.d; 4.5.e
Sylvester (1989) Alcalino a cálcio-alcalino normal 4.5.a
Granito Bom Sucesso Whalen et al. (1987) I/S normais 4.5.b; 4.5.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Cálcio-alcalina 4.5.d
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.6), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG, Pearce et al. 1984), o Trondhjemito Aureliano Mourão assemelha-se aos granitos da Jamaica e Chile, que são granitos tipo VAG. A exceção do padrão é a anomalia positiva mais pronunciada de Ba e negativa de Y.
Os teores de Eu do Trondhjemito Aureliano Mourão variam de 0,74ppm a 1,15ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 148,44ppm a 168,99ppm, valores mais baixos que os encontrados para granitos de gênese metassomática, cerca de 177ppm (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985) e mais altos que de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov (1976); os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,23 - 0,27ppm e 44,82 - 45,09ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 2,30% e 2,70%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), classificam-no, tanto em diagrama
Eu versus CaO, quanto no diagrama Yb/La versus ETRt, como granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, que correspondem aos granitos I de Chappel & White (1974).
O padrão de distribuição dos elementos terras raras do Trondhjemito Aureliano Mourão (Figura 4.7), normalizados pelos valores do condrito de Masuda et al. (1973), é bastante homogêneo. O grau de fracionamento [(La/Yb)N] é da ordem de 100. É notável também uma depleção em elementos terras raras pesados, resultando em um padrão íngreme, além de notável depressão no intervalo Er-Lu (Figura 4.7). Nota-se, ainda, que esse litotipo não apresenta anomalia negativa de Eu. Esse tipo de anomalia pode constituir assinatura de granitóides formados por fusão parcial de fontes basálticas, sob baixas pressões, conforme discutido por Drummond & Defant (1990), ou mesmo significar refusão de crosta TTG pré- existente.
69 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 4.6 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras dessa suíte, analisadas nesta tese e o envelope dos dados dos demais litotipos agrupadas na mesma suíte, em termos de elementos incompatíveis normalizados pelos valores de Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984). Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)].
O comportamento dos elementos terras raras pesados, aliado ao padrão geral apresentado pelos terras raras e ao fato de que o litotipo em questão apresenta baixos teores de Rb (< 100ppm), além da
?? 70 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 idade (apresentada no capítulo 5 desta tese), permitem caracterizá-lo como parte integrante de um segmento crustal TTG arqueano.
Figura 4.7 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras dessa suíte, analisadas nesta tese e os envelopes dos dados do Tonalito Samambaia (faixa mais larga; Carneiro 1992) e do Granito Brumadinho (faixa mais estreita; Carneiro 1992), em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973). Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso II (JC 1554).
Granito Bom Sucesso
Os resultados geoquímicos obtidos, a partir do Granito Bom Sucesso (pontos JC 1354 e JC 1554; Anexo 4.1), quando plotados em diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965), apresentam-se espalhados no campo dos granitos (Figura 4.2.b).
Já no diagrama de De la Roche et al. (1980), os resultados da amostra JC 1354 caem no campo dos monzo-granitos, enquanto os da amostra JC 1554, no campo dos sieno-granitos (Figura 4.2.a).
Em diagramas do tipo Harker há correlações negativas com TiO2, MgO, CaO, P2O5, Zn e V. Com relação ao Zr e ao Y, os pontos analíticos apresentam-se relativamente dispersos, mas deixando claro que há uma correlação negativa com SiO2.
71 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Os teores de Rb do Granito Bom Sucesso, variam de 95ppm a 111ppm, na amostra do ponto JC 1554 e, na amostra do ponto JC 1354, de 177ppm a 180ppm; os teores de Sr estão compreendidos entre 100ppm a 119ppm, na primeira amostra e entre 167ppm e 171ppm, na outra; esses valores são compatíveis com os dos granitos de baixo Ca (Turekian & Wedepohl 1961). Em termos de razões Rb/Sr, os valores são 0,93 - 0,95 (JC 1554) e 1,06 - 1,05 (JC 1354).
Plotando-se os dados referentes ao Granito Bom Sucesso, em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, os resultados referentes a esse litotipo agrupam-se sempre em um campo distinto daquele da amostra JC 1353 (Figura 4.4). Na Tabela 4.2 podem-se observar diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Granito Bom Sucesso.
Os dados da amostra JC 1354 seguem a tendência cálcio-alcalina tanto no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), quanto no diagrama AFM (Barker & Arth 1976). Entretanto, os dados da amostra JC 1554 mostram tendência cálcio-alcalina clara apenas no primeiro diagrama, enquanto no segundo, não se observa uma definição clara de tendência (Figura 4.5).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.6), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984), o Granito Bom Sucesso assemelha-se ao Granito Yunnan (região SW da China) e ao Granito SW England, que são granitos do tipo sin-colisional (SCG), porém com uma depressão menos acentuada de Ba.
Os teores de Eu do Granito Bom Sucesso variam de 0,65ppm a 0,69ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 78,24ppm a 93,43ppm, valores mais baixos que os encontrados para granitos de gênese metassomática, cerca de 177ppm (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985) e compatíveis com aqueles de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov (1976); os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,25 - 0,35ppm e 20,19 – 25,0ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 0,27% e 0,29%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, tanto em diagrama Eu versus
CaO, quanto no diagrama Yb/La versus ETRt, no campo dos granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, ou seja, classificam-no como do tipo I, na nomenclatura de Chappel & White (1974).
O padrão de distribuição dos elementos terras raras do Granito Bom Sucesso (Figura 4.7), normalizados pelos valores do condrito de Masuda et al. (1973), é bastante homogêneo. O grau de fracionamento [(La/Yb)N] é da ordem de 70. É notável, também, uma depleção em elementos terras raras
?? 72 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 pesados, resultando em um padrão íngreme, com acentuada depressão no intervalo Er-Lu (Figura 4.7). Pode-se observar, ainda, a ausência da anomalia negativa de Eu, típica de granitos de assinatura crustal.
Granodiorito/Granito Morro do Ferro
Em termos de elementos maiores (Anexo 4.2), os resultados geoquímicos desse litotipo (JC 1312B, JC 1380C), plotados em diagramas Ab-An-Or (O’Connor 1965; Figura 4.2.b), espalham-se entre os campos dos granodioritos granitos. Do mesmo modo, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980; Figura 4.2.a), os dados se distribuem nos campos mencionados.
Em diagramas do tipo Harker, o comportamento desse litotipo é muito semelhante àquele apresentado pelo Granito Bom Sucesso (Figura 4.3).
Os teores de Rb desse litotipo variam de 206ppm 222ppm, enquanto os de Sr estão entre 117ppm e 143ppm, guardando razoável correlação com granitos do tipo baixo Ca (Turekian & Wedepohl 1961) e fornecendo relação Rb/Sr relativamente alta, como se observa na Tabela 4.1.
Plotando-se os dados referentes a esse granito, em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa (Figura 4.4), nota-se que eles se destacam, com os mais altos valores de Rb/Sr, mostrando afinidade com o Granito Bom Sucesso, em todos os diagramas apresentados.
De acordo com o diagrama de Sylvester (1989), esse litotipo é cálcio-alcalino normal. Os resultados, plotados nos diagramas de Whalen et al. (1987), caem no campo dos granitóides I e S normais (Figura 4.5a; Figura 4.5.b; Figura 4.5.c; Tabela 4.2).
Tanto no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976) quanto no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), vê-se que o litotipo em questão segue uma tendência cálcio-alcalina (Figura 4.5.d; Figura 4.5.e; Tabela 4.2).
É notável nesse litotipo um teor relativamente alto de K2O (entre 3,5 e 4,5 %) e também de Rb (197ppm a 222ppm), sugerindo tratar-se, portanto, de um litotipo relativamente evoluído, em termos de diferenciação magmática, ou denotando importante participação de materiais crustais na sua gênese. Nesse sentido também, ele se assemelha ao Granito Bom Sucesso.
Os teores de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), produzem um padrão semelhante aos da Jamaica e do Chile, que são do tipo VAG e aos dos granitos
73 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Skaergard (tipo WPG, granito de interior de placa), a menos da anomalia negativa de Zr mais acentuada, conforme se pode verificar na Figura 4.6.
Discussão
A classificação do Trondhjemito Aureliano Mourão (Tabela 4.1) nos tipos S (Pitcher 1983) e MM (Chaoqun 1985) é coerente, pois são equivalentes. Esses granitos (tipo MM) são derivados de fontes mistas, com predominância de material crustal e assemelham-se aos granitos originados de migmatização (ou granitização); eles são posicionados ao longo de falhas profundas e se relacionam a metamorfismo/metassomatismo dínamo-termal de ambientes geossinclinais, sob temperaturas da ordem de 290°C a 590°C (Chaoqun 1985). Por outro lado, outras características geoquímicas desse litotipo indicam uma origem em condições de temperatura e pressão superiores, conforme dados apresentados neste capítulo e discutidos no capítulo seguinte desta tese. Vale ressaltar que os dados desse litotipo posicionam-se numa faixa de transição entre os granitos MM e MS (Tabela 4.1).
À exceção do Tonalito Samambaia que, dentre todos, apresenta a maior concentração de elementos de terras raras (ETR), o padrão de distribuição desses elementos na Suíte Ígnea Samambaia- Bom Sucesso (Figura 4.7), normalizados pelos valores do condrito de Masuda et al. (1973), é bastante homogêneo. O grau de fracionamento [(La/Yb)N] dos vários litotipos varia de 20 (Tonalito Samambaia) a 100 (ponto JC 1554). Nenhum dos litotipos de toda a suíte apresenta anomalia negativa de Eu, com a exceção do Tonalito Samambaia, com uma pequena anomalia; todas as unidades apresentaram depleção em ETR pesados, resultando em um padrão íngreme, com notável depressão no intervalo Er-Lu (Figura 4.7).
O Trondhjemito Aureliano Mourão, o Trondhjemito Babilônia e o Tonalito Samambaia têm razões Rb/Sr muito baixas (0,09; 0,08; 0,07; 0,21). Estas características, aliadas ao padrão litogeoquímico geral apresentado por estes litotipos, permitem incluí-los na suíte do tipo TTG.
Pode-se deduzir, a partir dos dados apresentados, que a gênese do Granito Bom Sucesso está relacionada a um magmatismo cálcio-alcalino, gerado em contexto de convergência de placas, sin- orogênese. Conforme observado por Thiéblemont & Cabanis (1990), essa classe de granitos é definida como pós-colisional porque, apesar de estar temporalmente associada ao desenvolvimento da orogênese, ela só ocorre após as fases de deformação maiores. No caso das classificações pelos critérios de Pitcher (1983), tipo S e de Chaoqun (1985), tipo MS, para o Granito Bom Sucesso, não há coerência, uma vez que
?? 74 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 o equivalente deste último seria o tipo I-Caledoniano. Entretanto, a origem mantélica desse granito, sugerida pela razão Rb/Sr baixa, é confirmada pela assinatura MS, já que granitos dessa natureza são derivados de fonte mista, com predominância de crosta continental, mas com contribuição de materiais mantélicos (Chaoqun 1985). A assinatura tipo S pode ser explicada por essa contribuição crustal, na sua gênese. De acordo com Chaoqun (1985), esses granitos são cristalizados em ambientes de margem continental ativa, a partir da fusão de sedimentos e crosta oceânica, juntamente com materiais provenientes do manto superior, em zonas de Benniof.
Segundo os critérios de Pitcher (1983), o Granodiorito/Granito Morro do Ferro é do tipo S. Os elevados valores de Rb/Sr, 1,44 - 1,70) sugerem origem, a partir de refusão de materiais crustais, para esses granitóides. São rochas peraluminosas, de alto potássio, sin- a pós-cinemáticas. A classificação desse litotipo como do tipo MM (Chaoqun 1985) é perfeitamente coerente com a classe S (Pitcher 1983). Entretanto, o tipo MS corresponde ao I e, portanto, a classificação em tipo S, como mostraram os dados ora discutidos, é incoerente. De modo geral, parece tratar-se de granitóide de assinatura crustal, cristalizado a partir de fusão de materiais crustais com alguma contribuição de fluidos provenientes do manto superior, que atingem a crosta através de falhas transcrustais. Conforme observado em subducção de placas oceânicas recentes ou atuais, os granitos pós- colisionais são cristalizados após as grandes fases de cisalhamento e correspondem aos granitos definidos como cálcio-alcalinos, aluminosos ou alcalinos, em alguns casos (Lagarde et al. 1992).
4.2.2 - Suíte Metamórfica Desterro
Gnaisse I
Em termos de elementos maiores (Anexo 4.2), os resultados obtidos para o primeiro litotipo gnáissico (ponto JC 1482), quando plotados em diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965), ocupam o campo dos granitos, se tratado como rocha ígnea (Figura 4.8.b). Já no diagrama proposto por De la Roche (1980), esse litotipo é classificado como sieno-granito (Figura 4.8.a).
Em diagramas do tipo Harker, com SiO2 na abcissa versus TiO2, MgO, CaO, P2O5, Zn, Zr, Y e V, as correlações são negativas, levando-se em conta todos os litotipos dessa suíte; entretanto, no caso desses diagramas, com MgO, Zr e Y na ordenada, ocorre uma dispersão maior dos pontos analíticos (Figura 4.9).
75 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Os teores de Rb encontrados para o Gnaisse I foram bastante variáveis. Os valores são 179ppm e 191ppm, para amostra coletada no ponto JC 1482, ao passo que, para a amostra coletada no ponto JC 1497 o teor apresentado foi de 38ppm. Com relação aos teores de Sr, o dados da amostra JC 1482 são 83ppm e 177ppm, enquanto os resultados da amostra coletada no ponto JC 1497 foram 419ppm e 538ppm.
Figura 4.8 - Classificação dos litotipos da Suíte Metamórfica Desterro, com base nos dados geoquímicos em rocha total. (A). De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno-granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B). O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo- monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
Desse modo, os resultados sugerem a existência de duas variedades desse litotipo, uma com teores baixos de cálcio e sódio e altos de potássio (representada pela amostra JC 1482) e outra com mais altos teores de cálcio e sódio, em contraste com baixos teores de potássio (amostra JC 1497), o que é evidenciado pelas discrepantes razões Rb/Sr e K/Na, conforme mostra a Tabela 4.1.
Além disso, os resultados da amostra coletada no JC 1497 atendem perfeitamente as condições (Barker 1979) exigidas para a caracterização dos trondhjemitos, o que, aliado aos dados petrográficos, reforçam as marcantes diferenças entre essas duas amostras.
?? 76 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Assim, os resultados geoquímicos sugerem que o Gnaisse I engloba rochas de diferentes características petrográficas e assinaturas geoquímicas contrastantes, provavelmente herdadas de seus respectivos protólitos ígneos.
Figura 4.9 - Diagramas tipo Harker selecionados, evidenciando comportamento dos diversos litotipos da Suíte Metamórfica Desterro, levando-se em conta certos elementos maiores e traços. Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
Plotando-se os dados dessa suíte em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, vê-se que o Gnaisse I comporta-se de modo semelhante ao Gnaisse II, ocupando sempre um campo intermediário entre o dos mesossomas e o dos leucossomas (Figura 4.10).
77 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Porém, o Gnaisse I, se tratado como rocha ígnea, nestes mesmos diagramas, mostra, sistematicamente, um padrão menos evoluído que o do Gnaisse II.
Este padrão, aparentemente, deve estar refletindo uma assinatura geoquímica, herdada do protólito ígneo, do qual estes gnaisses se originaram.
Figura 4.10 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, evidenciando o comportamento dos litotipos da Suíte Metamórfica Desterro, em termos de conteúdos relativos de Rb e Sr. Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
Os dados relativos ao Gnaisse I, se tratado como rocha ígnea, ocupam, no diagrama de Sylvester (1989), o campo dos granitóides alcalinos. Por outro lado, nos diagramas de Whalen et al. (1987), comportam-se ora como granitos fracionados, ora como granitos dos tipos I/S normais (Figura 4.11; Tabela 4.3).
?? 78 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Em diagramas K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), o Gnaisse I mostra uma tendência bem próxima da cálcio-alcalina. Entretanto, no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), vê-se que alguns dados ocupam o campo tholeiítico, em contraste com outros, situados coerentemente no campo cálcio-alcalino (Figura 4.11; Tabela 4.3).
Figura 4.11 - Diagramas de Sylvester [1989; (A)], Whalen et al. [1987; (B) e (C)], Barker & Arth [1976; (D) e (E)], mostrando diversas possibilidades de enquadramento geoquímico dos litotipos da Suíte Metamórfica Desterro. Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
Em termos de elementos incompatíveis, o padrão geral do Gnaisse I não difere muito dos padrões do Gnaisse II e do mesossoma, a não ser pelo relativo empobrecimento em Ba, observado no Gnaisse I e
79 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... no Gnaisse II (Figura 4.12). Nota-se, ainda, que o Gnaisse G II e o leucossoma, especialmente, são mais enriquecidos em K2O e Rb; o leucossoma é acentuadamente empobrecido em Ba e Zr (Figura 4.12). Em termos de razão K/Na, os valores calculados para o leucossoma e para o Gnaisse II são semelhantes e, de modo geral, superiores aos do Gnaisse I (Tabela 4.1). A migmatização, então, teria afetado, possivelmente, litotipos de assinaturas diversas, produzido leucossomas muito mais evoluídos, em termos geoquímicos.
Os dados, ora apresentados, sugerem, em termos de evolução geológica, ter havido um processo de formação de gnaisses antes da migmatização caracterizada no Complexo Metamórfico Passa Tempo (Campos et al. 2003). A formação desses gnaisses envolveu, provavelmente, retrabalhamento de uma crosta continental menos evoluída, com participação de crosta oceânica. Adicionalmente, um evento metamórfico de fácies granulito foi caracterizado, nos domínios desse complexo metamórfico (Campos et al. 2003).
Na Tabela 4.3, podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Gnaisse I. É notável o caráter mais evoluído, em termos geoquímicos, do migmatito (leucossoma) em relação aos litotipos gnáissicos.
Tabela 4.3 – As diversas possibilidades de enquadramento geoquímico para o Gnaisse I, o Gnaisse II (se tratados como rochas ígneas), o mesossoma e o leucossoma do migmatito da Suíte Desterro.
Unidades Proposta Caracterização dos litotipos Figura
Gnáisse I Sylvester (1989) Alcalino/Cálcio-alcalino 4.11.a Whalen et al. (1987) Fracionado; I/S normais 4.11.b; 4.11.c Barker & Arth (1976) Tholeíitico; Cálcio-alcalina 4.11.d; 4.11.e
Gnáisse II Sylvester (1989) Alcalino/Cálcio-alcalino fracionado 4.11.a Whalen et al. (1987) I/S normais/Fracionado; Fracionado 411.b; 4.11.c Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Cálcio-alcalina 4.11.d; 4.11.e
Migmatito Desterro Sylvester (1989) Alcalino/Cálcio-alcalino 4.11.a (Mesossoma) Whalen et al. (1987a) Fracionado; I/S normais 4.11.b; 4.11.c Barker & Arth (1976) Tholeíitico; Cálcio-alcalina 4.11.d; 4.11.e
Migmatito Desterro Sylvester (1989) Alcalino 4.11.a (Leucossoma) Whalen et al. (1987) Fracionado; Fracionado 4.11.b; 4.11.c Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Cálcio-alcalina 4.11.d; 4.11.e
?? 80 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.12), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984), o Gnaisse I assemelha-se aos granito Chile e Jamaica, do tipo arco vulcânico e aos granitos de Skaergard e Mull, que são granitos do tipo WPG (granito de interior de placa), a menos da anomalia negativa de Zr e dos valores próximos de 1,0 para o Nb. O padrão de comportamento geoquímico, constatado nessas amostras, dificulta uma interpretação segura, em termos do ambiente tectônico, em que os protólitos do gnaisse em questão foram cristalizados, conforme será discutido no capítulo 6 desta tese.
81 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 4.12 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras da Suíte Metamórfica Desterro, em termos de elementos incompatíveis normalizados pelos valores de Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984). Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
Gnaisse II
A composição do segundo litotipo gnáissico (JC 1450, JC 1451 e JC 1592; Anexo 4.2) é granítica, se tratado como rocha ígnea (Figura 4.8.b), segundo o diagrama de O’Connor (1965) e sienogranítica, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980; Figura 4.8.a).
Na Tabela 4.3 podem ser observadas as diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Gnaisse II.
Os dados relativos a esse gnaisse (tratando-o como rocha ígnea) ocupam, no diagrama de Sylvester (1989), o campo dos granitóides alcalinos a cálcio-alcalinos fracionados. Por outro lado, nos diagramas de Whalen et al. (1987), comportam-se como granitóides dos tipos I/S normais, ocupando a interface deste campo com o campo dos fracionados (Figura 4.11; Tabela 4.3).
Os resultados relativos ao litotipo Gnaisse II mostram (Figura 4.11), em diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), uma tendência bem próxima da cálcio-alcalina, o mesmo ocorrendo no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), demonstrando um caráter mais evoluído, em termos geoquímicos, para este gnaisse, se comparado ao anteriormente descrito.
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.12), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984), o Gnaisse II assemelha-se aos granito Chile e Jamaica, do tipo VAG e aos granitos de Skaergard e Mull, , que são granitos do tipo WPG (granito de interior de placa), a menos da anomalia negativa de Zr.
Migmatito
As amostras do mesossoma do migmatito (ponto JC 1407; Anexo 4.3) espalham-se no campo dos quartzo-monzonitos (Figura 4.8), com alguns pontos próximos à interface com o campo dos granitos, no diagrama de O’Connor (1965). No diagrama de De la Roche et al. (1980), os resultados desse mesmo litotipo ocupam os campos do granodiorito e do monzo-granito (Figura 4.8).
?? 82 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Os teores de Rb e Sr do mesossoma variam, respectivamente, entre 87 - 109ppm e 132 - 159ppm, com razões Rb/Sr da ordem de 0,8.
Plotando-se os dados referentes a esse mesossoma em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, nota-se que eles ocupam um campo destacado, em todos os diagramas apresentados, com os mais baixos valores de Rb/Sr, em contraste com a amostra JC 1405, pertencente ao leucossoma (Figura 4.10).
Na Tabela 4.3 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para esse litotipo.
Os dados relativos ao migmatito ocupam, no diagrama de Sylvester (1989), o campo dos granitóides alcalinos (leucossoma) a cálcio-alcalinos normais/alcalinos (mesosssoma). Por outro lado, nos diagramas de Whalen et al. (1987), enquanto o mesossoma comporta-se como granitóides ora como fracionado, ora como I/S normal, o leucossoma tem um padrão mais consistente, com seus dados posicionados sempre no campo do granitos fracionados (Figura 4.11; Tabela 4.3).
Em diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), as amostras do mesossoma sugerem uma tendência cálcio-alcalina, mas no diagrama AFM (Barker & Arth 1976) não é possível constatar nenhuma tendência, apesar de se notar que os dados ocupam o campo tholeiítico (Figura 4.11).
Em termos litogeoquímicos, as duas amostras analisadas apresentam padrões paralelos de distribuição dos ETR, quando normalizados ao condrito (Masuda et al. 1973). Esse litotipo exibe suave anomalia negativa de Eu (Figura 4.13) e mostra um grau de fracionamento [(La/Yb)N] baixo, com um valor que é da ordem de 27. Os teores de Eu do Mesossoma variam de 1,68ppm a 1,85ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 236,75ppm a 251,23ppm; estes últimos valores são compatíveis com granitos intrusivos e com complexo vulcânico a hipoabissal; esses valores são mais baixos que aqueles encontrados em migmatitos e rochas metamórficas do Siniano - Cambriano, em Jiangxi (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), porém mais altos que os encontrados para granitos de gênese metassomática, cerca de 177ppm (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985) e de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov 1976). Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,25 - 0,35ppm e 20,19 - 25,0ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 2,20% e 2,50%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, em diagrama Eu versus CaO, no campo dos granitos gerados por fontes
83 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... provenientes da transição crosta/manto, classificado-o como do tipo I, na nomenclatura de Chappel &
White (1974), mas no diagrama Yb/La versus ETRt, ocupam o campo dos granitos crustais, que seria o mais coerente.
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.12), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984), as amostras do mesossoma se assemelham ao Granito Chile, do tipo VAG e aos granitos de Skaergard e Mull, que são granitos do tipo WPG (granito de interior de placa), a menos da anomalia negativa de Zr e dos valores próximos de 1,0 para o Nb.
Os resultados das amostras do leucossoma do migmatito (ponto JC 1405 = JC 1475; Anexo 4.2) espalham-se no campo dos granitos (Figura 4.8.b), segundo diagrama de O’Connor (1965), enquanto, segundo o diagrama proposto por De la Roche et al. (1980; Figura 4.8.a), classificam-nas como sieno- granito.
?? 84 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 4.13 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras do migmatito da Suíte Metamórfica Desterro, em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973). Legenda: Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475).
O conteúdo de Rb e de Sr, no leucossoma, está compreendido, respectivamente, entre 236 - 270ppm e 3,3 - 5,7ppm, fornecendo altíssimas razões Rb/Sr. Os teores estranhamente baixos de Sr, nessa amostra, são comparáveis aos de arenitos (Turekian & Wedepohl 1961). A razão é o baixo conteúdo de plagioclásio, nessa amostra, implicando em teores muito baixos de Ca.
Plotando-se os dados referentes a essa suíte em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, nota-se que eles ocupam um campo destacado, em todos os diagramas apresentados, com os mais altos valores de Rb/Sr, em contraste com a amostra JC 1407 (Figura 4.10). Na Tabela 4.3 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento tectônico para os leucossomas em questão.
A utilização do diagrama K-Na-Ca permite verificar a tendência trondhjemítica desse leucossoma; o mesmo se verifica no diagrama AFM (Figura 4.11; Barker & Arth 1976).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.12), normalizados para Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984), as amostras do leucossoma assemelham-se ao Granito SW England, que é do tipo SCG, a menos da anomalia negativa mais acentuada de Ba (JC 1405, em especial).
O padrão de distribuição dos elementos terras raras desse leucossoma (Figura 4.13), normalizados pelos valores do condrito de Masuda et al. (1973), é bastante homogêneo, com acentuada anomalia negativa de Eu. O grau de fracionamento [(La/Yb)N] é da ordem de 80. É notável também uma depleção em elementos terras raras pesados, resultando em um padrão com forte inclinação e com notável depressão no intervalo Er-Lu (Figura 4.13). Esta amostra apresenta pronunciada anomalia negativa de Eu, denunciando sua origem francamente crustal.
Os teores de Eu do Leucossoma variam de 0,58ppm a 0,64ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 218,45ppm a 259,88ppm; estes últimos valores são compatíveis com granitos intrusivos e complexo vulcânico/hipoabissal, mas são mais baixos que aqueles encontrados em migmatitos e rochas metamórficas do Siniano- Cambriano, em Jiangxi (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985); entretanto, são mais altos que os encontrados para granitos de gênese metassomática, cerca de 177ppm (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985) e de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov (1976). Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,64 - 0,70ppm e 56,5 - 74,69ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 0,80 e 0,83%. Estes dados, comparados aos de
85 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, coerentemente, tanto em diagrama Eu versus CaO, quanto no diagrama Yb/La versus ETRt no campo dos granitos crustais, correspondentes aos granitos S de Chappel & White (1974).
Discussão
Os litotipos metamórficos, se tratados como rochas ígneas, classificam-se como granitos tipo CR (ou MS?) e I-Cordilheriano (Gnaisse I e Gnaisse II, em parte) e CR (MS ou MD?) e I-Caledoniano (Tabela 4.1). Granitóides do tipo CR são gerados a partir de refusões de crosta continental, sob temperaturas da ordem de 890 e 950oC (Chaoqun 1985), sem vulcanismo associado e colocados em ambientes orogênicos tipo Hercyniano, bacias de retro-arco, ou seja, granitos tipo S (Pitcher 1983). Os dados, entretanto, não permitem uma classificação mais confiável, pois encontram-se numa faixa de transição entre os tipos CR e MS; esta última seria uma classificação mais coerente com o tipo I (Chappel & White 1974).
O migmatito (mesossoma e leucossoma) amostrado corresponde a granitos tipo MS e M (ou A?) e CR (MD?) e I-Cordilheriano, respectivamente (Tabela 4.1). Então, trata-se de rochas de origem mista tratadas como rochas ígneas), com contribuição, predominantemente, de materiais mantélicos (MS) ou exclusivamente produzidas por refusão de crosta continental (CR). Esses resultados, entretanto, não permitem discriminar, com clareza, ambientes de posicionamento nem fonte a partir das quais as fusões se formaram, uma vez que os granitos MS (senso Chaoqun 1983) corresponderiam melhor aos do tipo I- Caledoniano (senso Pitcher 1983), mas trata-se certamente de rochas de assinatura crustal com razões Rb/Sr médias (0,64), para o mesossoma e, extremamente altas (acima de 50), para o leucossoma. Usando os critérios de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), o mesossoma ora apresenta assinatura mantélica, ora crustal, o que pode significar, já que se trata de gnaisses, de uma herança do protólito. Considerando apenas os leucossomas, entretanto, eles podem ser classificados, coerentemente, como dos tipos MD e A, ou seja, produtos de fracionamento de materiais mantélicos, gerados em ambientes intraplaca. Os resultados apresentados, em diagramas de Sylvester (1989) e Whalen et al. (1987) confirmam o caráter fracionado destes granitóides (Figura 4.11). Pelos parâmetros de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), eles são do tipo crustal, correspondentes ao tipo S (Chappel & White 1974), portanto, produtos de retrabalhamento da crosta continental.
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4.2.3 - Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia
Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo
Em termos de elementos maiores (Anexo 4.3), os resultados geoquímicos desse litotipo (pontos JC 1379 e JC 1379A), quando plotados em diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965), ocupam o campo dos quartzo-monzonitos (Figura 4.14.b). Coerentemente, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980; Figura 4.14.a) o litotipo em questão classifica-se como granodiorito.
Figura 4.14 - Classificação dos litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, com base nos dados geoquímicos em rocha total (A). De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno-granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B). O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo-monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Na Tabela 4.4 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento tectônico para o Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo.
Tabela 4.4 – As diversas possibilidades de enquadramento geoquímico para o Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo e o Granito São Pedro das Carapuças.
87 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Unidade Proposta Caracterização do litotipo Figura
Hiperstênio- Sylvester (1989) Alcalino/Cálcio-alcalino fortemente peraluminoso 4.17.a Biotita Granodiorito Whalen et al. (1987) I/S normais; Fracionado 4.17.b; 4.17.c Santo Antônio do Amparo Barker & Arth (1976) Tholeítico; Cálcio-alcalina 4.17.d; 4.17.e
Granito São Sylvester (1989) Alcalino 4.17.a Pedro das Carapuças Whalen et al. (1987) Fracionado; I/S normais 4.17.b; 4.17.c Barker & Arth (1976) Tholeítico; Cálcio-alcalina 4.17.d; 4.17.e
Em diagramas do tipo Harker, com SiO2 na abcissa, os litotipos dessa suíte mostram correlações negativas com TiO2, MgO, CaO, P2O5, Zn e V; com relação ao Y e ao Zr, na ordenada, a dispersão dos pontos analíticos não permite uma avaliação segura do comportamento geoquímico dos litotipos estudados (Figura 4.15). O Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo mostra-se menos evoluído que o Granito São Pedro das Carapuças, o Granito Salto Paraopeba (Noce 1995) e os granitos Candeias (Fernandes 2000).
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Figura 4.15 – Comportamento dos litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, em diagramas tipo Harker selecionados, em função de alguns elementos maiores e traços. Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Os teores de Rb desse litotipo variam de 71ppm a 138ppm, enquanto o de Sr, está entre 154ppm e 205ppm, guardando razoável correlação com granitos do tipo baixo Ca (Turekian & Wedepohl 1961); os dados fornecem relações Rb/Sr da ordem de 0,46 - 0,75. Essas razões Rb/Sr relativamente altas sugerem derivação a partir de retrabalhamento crustal.
Plotando-se os dados referentes a esse litotipo, em diagramas com o logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa (Figura 4.16), nota-se que suas razões Rb/Sr são mais baixas, em comparação com os demais
89 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia e, de modo geral, que eles se comportam semelhantemente aos granitos Lavras e Candeias. Deste modo, por este critério, os litotipos dessa suíte parecem ser todos resultantes de retrabalhamento crustal.
Figura 4.16 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, mostrando o enquadramento dos litotipos caracterizados nesta tese, em termos de conteúdos relativos de Rb e Sr, aos demais da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia. Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Os resultados geoquímicos desse litotipo estão espalhados entre os campos alcalino e cálcio- alcalinos normais, no diagrama de Sylvester (1989), enquanto, nos diagramas de Whalen et al. (1987), posicionam-se ora no campo dos granitóides dos tipos I/S normais, ora no campo dos fracionados (Figura 4.17; Tabela 4.4).
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Figura 4.17 - Diagramas diversos, mostrando as possibilidades de enquadramento geoquímico de todos os litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia. Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Tanto no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976) quanto no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), vê-se que o litotipo em questão segue uma tendência cálcio-alcalina (Figura 4.17).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.18), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse litotipo assemelha-se aos granitos Skaergard e Mull, que são granitos tipo WPG (granito de interior de placa), a menos da anomalia negativa de Zr e dos valores próximos de 0,4 para o Y; guarda
91 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... semelhança também com os granitos Jamaica e Chile, do tipo VAG, a menos da anomalia negativa e mais pronunciada de Zr.
Figura 4.18 - Diagrama mostrando o padrão do Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo e do Granito São Pedro das Carapuças, junto ao envelope dos resultados dos demais litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, em termos de elementos incompatíveis normalizados ao Ocean Ridge Granite (Pearce et al. 1984). Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Granito São Pedro das Carapuças
Os resultados geoquímicos relativos a esse litotipo (JC 1589; Anexo 4.3) se apresentam, no diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965; Figura 4.14.b), espalhados no campo dos granitos. Analogamente, no diagrama proposto o por De la Roche et al. (1980), esse litotipo ocupa o campo dos monzo-granitos (Figura 4.14.a).
Em diagramas do tipo Harker há correlações negativas de SiO2 com Fe2O3, TiO2, MgO, CaO,
P2O5, Zr, Zn, Cr, Rb e La (Figura 4.15).
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Esse litotipo apresenta teores de Rb de 94ppm a 124ppm e de Sr, entre 144ppm e 176ppm, com razões Rb/Sr relativamente baixas, assemelhando-se a granitos de alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961). Plotando-se os dados referentes a esse granito em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa (Figura 4.16), nota-se que eles apresentam baixos valores de Rb/Sr. Na Tabela 4.4 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o litotipo em questão.
Tanto no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976) quanto no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), vê-se que o litotipo em questão segue uma tendência cálcio-alcalina (Figura 4.17).
Os teores de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), produzem um padrão semelhante aos dos granitos Skaergard e Mull (tipo WPG, granito de interior de placa). À exceção da anomalia negativa de Zr mais acentuada e da ausência da anomalia negativa de Ba, guarda semelhança, também, com granitos da Jamaica e do Chile, que são do tipo VAG (Figura 4.18), com as mesmas ressalvas.
Em termos litogeoquímicos, os resultados, referentes esse litotipo, apresentam padrões sub- paralelos de distribuição dos ETR, quando normalizados ao condrito pelos valores de Masuda et al. (1973). É notável a anomalia negativa de Eu em uma das amostras (Figura 4.19). O grau de fracionamento
[(La/Yb)N] é 74 e 8 para cada uma das duas amostras analisadas.
Os teores de Eu desse granito variam de 0,31ppm a 1,33ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 154,34ppm a 248,28ppm; estes resultados são discrepantes, pois indicam assinaturas, ora crustais, ora de granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, de acordo com os critérios de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985).
Os dados de uma das frações (ETRt= 154,34ppm) são compatíveis com os dos granitos metassomáticos (plagiogranito do Caledoniano precoce), enquanto os da outra amostra assemelham-se aos dos granitos intrusivos e complexo vulcânico/hipoabissal, ambos crustais. O valor de ETRt da última amostra é mais baixo que aqueles encontrados em migmatitos e rochas metamórficas do Siniano- Cambriano, em Jiangxi (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), entretanto, é mais alto que os encontrados para granitos de gênese metassomática, cerca de 177ppm (cordierita-biotita granodiorito; Shen Jili & Liu Jiayuan 1985) e de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov (1976). A primeira amostra tem um teor de Eu compatível com granitos crustais, mas a segunda, com granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto. Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos,
93 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... respectivamente, entre 0,59 - 3,03ppm e 38,44 - 64,66ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 1,80 e 2,30%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, em diagrama Eu versus CaO, no campo dos granitos crustais, enquanto, no diagrama Yb/La versus ETRt ora no campo dos granitos crustais, ora no dos granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto. Levando em conta a maioria dos parâmetros, pode-se considerar o litotipo em questão como crustal, correspondente aos granitos S de Chappel & White (1974).
Figura 4.19 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelos granitos e G5 e G6 (Fernandes 2000) e pelo Granito São Pedro das Carapuças, envelopados pelos dados do Granito Salto Paraopeba (Noce 1995), em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973). Legenda: Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [ (*) = Granitos Candeias G5 e G6 (Fernandes 2000)].
Discussão
Os granitos Salto Paraopeba, Mãe Maria, Lavras e o Granodiorito Babilônia podem ser classificados como dos tipos S (e I-Cordilheriano) e CR, na interface com MS, segundo os critérios de Pitcher (1983) e Chaoqun (1985), respectivamente, conforme se vê na Tabela 4.1. Por outro lado, o Granito Machados é do tipo I-Caledoniano e CR, enquanto os granitos Candeias G5 e G6 são, respectivamente, S, I-Caledoniano e MM, CR (ou MD?). Os dados do Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379 e JC 1379A) sugerem que eles correspondem a granitóides dos tipos
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MM e S (Tabela 4.1), que seriam formados, a partir da fusão de materiais crustais com contribuição mantélica, intimamente relacionados a metamorfismo, com metassomatismo, associados a falhas transcrustais de faixas móveis. O Granito São Pedro das Carapuças seria do tipo M, pelos critérios de Pitcher (1983), enquanto pelos critérios de Chaoqun (1985), seria do tipo M, ou seja, de arco de ilha (Tabela 4.1).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.18), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), os litotipos dessa suíte mostram padrões semelhantes aos descritos para as amostras JC 1379 e JC 1379A.
Uma das frações das amostras dessa suíte [Granito Salto Paraopeba (Noce 1995)] mostra notável anomalia negativa de Eu; apesar de não se observarem anomalias nas outras curvas, as demais unidades têm conteúdos de Eu semelhantes ao desta fração, não destoando do padrão geral de distribuição dos ETR, normalizados ao condrito (Masuda et al. 1973), conforme se vê na Figura 4.19. No tocante ao grau de fracionamento [(La/Yb)N], os valores estão entre 15 e 40, sendo o do Granito Salto do Paraopeba o mais elevado e, do Granito Candeias G6, o mais baixo. Essa mesma relação é observada em termos de concentração global de ETR (Figura 4.19).
Em termos de razões Rb/Sr (Tabela 4.1), todos os litotipos apresentam valores bastante altos, com exceção do Granodiorito Babilônia de alto K (Quéméneur 1996), cuja faixa de variação é 0,36-0,57 e do Granito São Pedro das Carapuças (Rb/Sr = 0,67). Em função dos parâmetros de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), esse granito, ora mostra comportamento de granitóide derivado de material mantélico, ora de granitóides de assinatura crustal. Todavia, no conjunto dos critérios usados, a tendência é para derivação a partir de fusão de materiais crustais. Isto, aliado ao padrão geral de baixos teores de Eu, denunciam uma origem a partir de materiais crustais para estas unidades da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia.
4.2.4 - Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões
Trondhjemito Pau da Bandeira
Em termos de elementos maiores, os resultados geoquímicos desse litotipo (ponto JC 1337D); Anexo 4.4), quando plotados em diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965), ocupam o campo dos trondhjemitos (Figura 4.20.b). Já, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), os resultados dessas amostras encontram-se espalhados dentro do campo dos granodioritos unicamente (Figura 4.20.a). O litotipo em questão satisfaz as condições necessárias à sua classificação como trondhjemito (Barker
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1979), com exceção do parâmetro FeOt/MgO e ainda o parâmetro K2O < 2,5%. (para a fração B). Em termos de valores médios das análises, todas as condições são atendidas.
Figura 4.20 - Classificação dos litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, com base nos dados geoquímicos em rocha total. (A). De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno- granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B). O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo-monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Noce (1995); (3*) = Quéméneur (1996)].
Em diagramas do tipo Harker, de maneira geral, são observadas correlações negativas entre SiO2 e os teores dos elementos maiores e traços, referentes aos litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões; no caso do CaO, Y, Sr e Zr, nota-se uma dispersão considerável dos pontos analíticos (Figura 4.21). O Trondhjemito Pau da Bandeira mostra, nesses diagramas, um padrão característico de granitóides mais evoluídos, em comparação com os demais membros da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões; os dados do Granodiorito Cassiterita têm comportamento similar ao do trondhjemito, ora mencionado, porém com características geoquímicas um pouco mais primitivas.
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Figura 4.21 - Comportamento dos litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, em diagramas tipo Harker selecionados, em função de alguns elementos maiores e traços. Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Noce (1995); (3*) = Quéméneur (1996)].
Os teores de Rb e Sr do Trondhjemito Pau da Bandeira, variam, respectivamente, entre 73ppm e 91ppm e 471ppm e 575ppm, compatíveis com o padrão de granitos de alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961).
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, observa-se que há uma aglutinação dos dados referentes a esse litotipo em um campo intermediário, comparando-se com os demais litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões (Figura 4.22).
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Figura 4.22 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, evidenciando o enquadramento dos litotipos caracterizados nesta tese ao demais da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, em termos de conteúdo relativo de Rb e Sr. Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Noce (1995); (3*) = Quéméneur (1996)].
De acordo com o diagrama de Sylvester (1989), esse litotipo é cálcio-alcalino normal. Os resultados, plotados nos diagramas de Whalen et al. (1987), caem, ora no campo dos granitóides fracionados [(Zr+Nb+Ce+Y) versus FeOt/MgO, com valores próximos de 10, na ordenada], ora no campo dos granitóides I/S normais, no diagrama (Zr+Nb+Ce+Y) versus [(K2O+Na2O)/CaO], conforme se pode observar na Figura 4.23 e na Tabela 4.5.
No diagrama AFM (Barker & Arth 1976), os dados do Trondhjemito Pau da Bandeira (amostra JC 1337D) ocupam o campo cálcio-alcalino (Figura 4.23.d). Por outro lado, no diagramas K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), todos os dados aproximam-se mais da tendência trondhjemítica, como se vê na Figura 4.23.e).
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Figura 4.23 - Diagramas diversos, mostrando as possibilidades de enquadramento geoquímico de todos os litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões. Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Noce (1995); (3*) = Quéméneur (1996)].
Em termos de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse trondhjemito assemelha-se muito aos granitóides sin-colisionais do Tibet e pós-colisionais de Vedrette di Ries (Pearce et al. 1984), a menos da ausência de anomalia negativa de Ba e positiva de Rb e Th (Figura 4.24). Há, ainda, alguma semelhança também com os granitos de arco vulcânico do Chile e da Jamaica.
Os teores de Eu desse granito variam de 0,45ppm a 0,52ppm, enquanto o somatório dos elementos
99 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... terras raras (ETRt) vai de 59,59ppm a 68,42ppm; estes resultados são coerentes, pois indicam assinaturas de granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, de acordo com os critérios de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), um deles se apresentando comparáveis aos de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov 1976). Ambos os resultados desse litotipo têm teores de Eu compatíveis com granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto. Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,25 - 0,26ppm e 16,48 - 18,07ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 1,90 e 2,30%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, em diagrama Eu versus CaO, no campo dos granitos crustais, enquanto, no diagrama Yb/La versus ETRt no campo dos granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, ou seja, tipo I de Chappel & White (1974).
Em termos de elementos terras raras, os resultados, referentes a esse litotipo, apresentam padrões paralelos de distribuição, quando normalizados ao condrito pelos valores de Masuda et al. (1973). O grau de fracionamento [(La/Yb)N] está entre 44 e 47 para ambas as amostras analisadas.
Figura 4.24 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, analisadas nesta tese e o envelope dos dados dos demais litotipos, agrupadas na mesma suíte, em termos de elementos incompatíveis normalizados pelos valores de Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984). Legenda:
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Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 1340A). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Noce (1995); (3*) = Quéméneur (1996)].
É notável a depleção em elementos terras raras pesados, o que resulta em um padrão íngreme, com acentuada depressão no intervalo Er-Lu (Figura 4.25). Nenhum dos resultados analíticos referentes às amostras desse litotipo, normalizados ao condrito (Masuda et al. 1973), apresentou anomalia negativa de Eu, caracterizando o litotipo como de origem mantélica.
Figura 4.25 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras dessa suíte, analisadas nesta tese, envelopadas pelos dados dos demais litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973). Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D). [Dados de outros autores: (1*) = Noce (1995); (2*) = Ávila (2000)].
Na Tabela 4.5 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Trondhjemito Pau da Bandeira e o Granodiorito Cassiterita.
Tabela 4.5 - As diversas possibilidades de enquadramento geoquímico para o Trondhjemito Pau da Bandeira e o Granodiorito Cassiterita.
101 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Unidades Proposta Caracterização dos litotipos Figura
Sylvester (1989) Cálcio-alcalino normal 4.23.a
Trondhjemito Pau da Bandeira Whalen et al. (1987) Fracionado; I/S normais 4.23.b; 4.23.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Trondhjemítica/cálcio-alcalina 4.23.d; 4.23.e
Sylvester (1989) Cálcio-alcalino normal 4.23.a
Granodiorito Cassiterita Whalen et al. (1987) Fracionado; I/S normais 4.23.b; 4.23.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Trondhjemítica 4.23.d; 4.23.e
Levando-se em conta a maioria dos parâmetros, portanto, pode-se considerar o Trondhjemito Pau da Bandeira como gerado por magmas provenientes do ambiente de transição crosta/manto, correspondente aos granitos I de Chappel & White (1974).
Granodiorito Cassiterita
Em termos de elementos maiores, esse litotipo (ponto JC 1340A); Anexo 4.4), no diagrama Ab- An-Or (O’Connor 1965), pode ser classificado como tonalito (Figura 4. 20.b). Já, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), sua classificação seria a de um granodiorito (Figura 4.20.a).
Em termos de teores de Rb e Sr, o Granodiorito Cassiterita apresentou, respectivamente, 45ppm e 295ppm, compatíveis com o padrão de granitos de alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961).
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, esse litotipo comporta-se de modo semelhante ao Trondhjemito Pau da Bandeira, mas apresentando valores um pouco mais elevados de MgO e Fe2O3 (Figura 4.22).
De acordo com o diagrama de Sylvester (1989), esse litotipo classifica-se como fortemente peraluminoso. Nos diagramas de Whalen et al. (1987), comporta-se como granitóides fracionados, no diagrama (Zr+Nb+Ce+Y) versus FeOt/MgO e como granitóides I/S normais, no diagrama (Zr+Nb+Ce+Y) versus [(K2O+Na2O)/CaO], de acordo com a Figura 4.23 e, como se vê na Tabela 4.5.
Em diagramas K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), nota-se clara tendência trondhjemítica do litotipo em questão (Figura 4.23.e) que, no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), ocupa o campo cálcio-alcalino (Figura 4.23.d).
?? 102 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Em termos de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse granodiorito assemelha-se muito aos granitóides sin-colisionais do Tibet e pós-colisionais de Vedrette di Ries, a menos da ausência de anomalia negativa de Ba e positiva de Rb e Th (Figura 4.24). Há, ainda, alguma semelhança também com os granitos de arco vulcânico do Chile e da Jamaica.
Discussão
Em termos de ambiente tectônico, de acordo com os dados da Tabela 4.1 os granitos (l.s.), segundo os critérios de Pitcher (1983) e (Chaoqun 1985), são respectivamente dos tipos S e MM, à exceção do Granodiorito Tabuões, que parece ser do tipo I-Caledoniano e CR (ou MD?). Assim, corresponderiam, em sua maioria, a rochas sin-colisionais, de derivação mista com contribuição crustal, predominantemente, apesar da razão Rb/Sr relativamente baixa (Rb/Sr = 0,15 a 0,23).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.24), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), os litotipos dessa suíte assemelham-se ao Granito Jamaica, que é do tipo VAG, com platô positivo de Rb, Ba e Th, valores de Zr e Nb próximos de 1,0 e anomalia negativa de Y.
Em termos litogeoquímicos, a distribuição dos conteúdos de ETR, normalizados pelos valores do condrito (Masuda et al. 1973), mostra um padrão bem definido, paralelo e envolvido pelo envelope dos dados dos demais litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, conforme se vê na Figura 4.25. O Trondhjemito Pau da Bandeira e o Granodiorito Cassiterita (Ávila 2000) têm os mais altos valores
[(La/Yb)N], entre 45 e 100. A anomalia de Eu, típica de granitos de assinatura crustal está ausente, considerando-se todos os litotipos da suíte.
O Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D), o Trondhjemito Tabuões, o Trondhjemito Cassiterita, o Granodiorito Cassiterita e o Trondhjemito Pau da Bandeira (Quéméneur 1996) têm baixas razões Rb/Sr (0,16; 0,05 - 0,07; 0,14 - 0,17; 0,16 - 0,36; 0,05 - 0,07, respectivamente), muito baixos conteúdos de Rb (<100 ou em torno deste valor) e um padrão de distribuição de ETR, características de crosta TTG. De acordo com os parâmetros de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), o Trondhjemito Pau da Bandeira é do tipo gerado a partir de materiais provenientes do ambiente de transição crosta/manto, ou seja, tipo I (Chappel & White 1974), reforçando a hipótese de sua gênese mantélica. Trata-se, portanto, de granitos de assinatura mantélica, subordinadamente crustal, formados em ambiente de convergência de placas, a julgar pela maioria dos indicadores litogeoquímicos, podendo ser incluídos em suíte TTG (Paleoproterozóico).
103 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Por outro lado, o Granodiorito Tabuões, têm razão Rb/Sr bem mais alta (2,37), além de teores elevados de Rb, sugerindo origem crustal, ou de retrabalhamento.
4.2.5 - Suíte Ígnea Ritápolis
Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis
Em termos de elementos maiores, esse litotipo (amostrado no ponto JC 1337C); Anexo 4.4), no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), sua classificação seria a de um granodiorito (Figura 4.26.a), o que ocorre também para a maioria dos pontos analíticos, no diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965); entretanto, alguns pontos, nesse último diagrama, estão no campo dos trondhjemitos (Figura 4.26.b).
Figura 4.26 - Classificação dos litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, com base nos dados geoquímicos em rocha total. (A) - De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno-granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B) - O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo- monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [(*) = Dados de Quéméneur (1996)].
?? 104 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Analisando os dados analíticos desse litotipo, frente aos parâmetros propostos por Barker (1979) para classificar os trondhjemitos, todos são satisfeitos, exceto para as frações B, C e D, que têm os teores de Na2O um pouco abaixo do mínimo necessário; porém, a média dos resultados estão dentro dos limites propostos.
Nos diagramas tipo Harker, apresentados na Figura 4.27, com SiO2 na abcissa, pode-se observar que, na maioria dos casos, há correlação negativa dos teores dos elementos maiores e traços com SiO2; apenas, no caso do Y, parece haver uma correlação negativa. Considerando-se os teores de Zr e Ba dos litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, nesses diagramas, a dispersão relativamente alta dos pontos não permite definir claramente o padrão dos litotipos em questão, apesar de grosseiramente haver a sugestão de uma correlação negativa.
105 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 4.27 - Comportamento dos litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, em diagramas tipo Harker selecionados, em função de alguns elementos maiores e traços. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [ (*) = Dados de Quéméneur (1996)].
Em termos de teores de Rb e Sr, o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis apresentou, respectivamente, 98ppm a 114ppm e 358ppm a 408ppm; esses dados são compatíveis com o padrão de granitos de alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961).
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, esse litotipo mostra, além de razões
Rb/Sr mais baixas, teores mais elevados de TiO2, MgO e Fe2O3 que o Granito Nazareno (Figura 4.28).
?? 106 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 4.28 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, mostrando o enquadramento do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e do Granito Nazareno aos demais litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [ (*) = Dados de Quéméneur (1996)].
De acordo com o diagrama de Sylvester (1989), esse litotipo classifica-se como cálcio-alcalino (Figura 4.29.a).
Nos diagramas de Whalen et al. (1987), comporta-se como granitóides dos tipos I/S normais, tanto no diagrama (Zr+Nb+Ce+Y) versus FeOt/MgO, quanto no diagrama (Zr+Nb+Ce+Y) versus
[(K2O+Na2O)/CaO], conforme se pode observar nas figuras 4.29.b, 4.29.c e na Tabela 4.6.
Em diagramas K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), nota-se clara tendência trondhjemítica do litotipo em questão (Figura 4.29.e) que, no diagrama AFM (Barker & Arth 1976), ocupa o campo cálcio-alcalino (Figura 4.29.d).
107 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 4.29 - Diagramas diversos, mostrando as possibilidades de enquadramento geoquímico de todos os litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [(*) = Dados de Quéméneur (1996)].
Os dois litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, caracterizados nesta tese, mostram comportamentos semelhantes, em todos os diagramas apresentados na Figura 4.29, conforme se vê também na Tabela 4.6. São todos eles granitóides cálcio-alcalinos, fortemente peraluminosos, que mostram tendência cálcio- alcalina, com baixo grau de fracionamento geoquímico, conforme fica evidenciado nos diagramas de
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Whalen et al. (1987). Trata-se de granitóides do tipo I/S normais, segundo nomenclatura de Chappel & White (1974).
Em termos de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse litotipo assemelha-se muito aos granitos de arco vulcânico do Chile e da Jamaica, bem como aos granitos sin-colisionais de Yunnan, no sudoeste da China (Figura 4.30).
Figura 4.30 - Diagramas mostrando os padrões dos litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis, cujos resultados estão apresentados em um envelope com os dados do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis + Granodiorito Congo Fino, em termos de elementos incompatíveis normalizados pelos valores de Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984); padrão dos granitos Itutinga e Perdões, em um envelope com os resultados dos granitos Ritápolis, Porto dos Mendes
109 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... e Congo Fino. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [Dados de outros autores: (1*) = Ávila (2000); (2*) = Quéméneur (1996)].
À exceção do teor de Ba, os dados referentes ao Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis estão perfeitamente enquadrados numa área delimitada pelos dados dos granitos do tipo arco vulcânico (Chile) e do tipo sin-colisional (Yunnan), como se observa na Figura 4.30.
Essa assinatura geoquímica é reafirmada nos diagramas apresentados no capítulo 6 dessa tese [Pearce et al. (1984) e Thiéblemont & Cabanis (1990)], onde os dados do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis se posicionam, respectivamente, no campo dos granitos de arco vulcânico e dos granitos sin- colisionais.
O Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis forneceu um padrão de distribuição de ETR, normalizados pelos valores de Masuda et al. (1973), muito semelhante ao dos diques cálcio-alcalinos paleoproterozóicos do Craton de la Plata (cerca de 2,0 Ga), estudados por Iacumin et al. (2001), na Argentina. A diferença está na depleção, relativamente pouco mais acentuada, apresentada pelos elementos terras raras pesados do litotipo ora discutido (Figura 4.31).
Figura 4.31 - Diagramas mostrando o padrão apresentado pelos dados geoquímicos do Trondhjemito Ritápolis (JC 1337C), em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973); o envelope apresentado corresponde aos dados dos diques cálcio-alcalinos paleoproterozóicos do Cráton de la Plata (Iacumin et al. 2001).
?? 110 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Na Tabela 4.6 estão indicadas as diversas possibilidades de enquadramento geoquímico dos dois litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis.
Tabela 4.6 - As diversas possibilidades de enquadramento geoquímico para o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e o Granito Nazareno.
Unidades Proposta Caracterização dos litotipos Figura
Sylvester (1989) Fortemente peraluminoso 4.29.a
Trondhjemito/Granodiorito Whalen et al. (1987) I/S normais; I/S normais 4.29.b; 4.29.c Ritápolis Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Tendência cálcio-alcalina 4.29.d; 4.29.e
Sylvester (1989) Fortemente peraluminoso 4.29.a Granito Nazareno Whalen et al. (1987) I/S normais; I/S normais 4.29.b; 4.29.c Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino/Tendência cálcio-alcalina 4.29.d; 4.29.e
Granito Nazareno
A amostra JC 1337B forneceu resultados geoquímicos (Anexo 4.4), que plotados no diagrama proposto por O’Connor (1965), posicionam-se no campo dos granitos (Figura 4.26.b). Do mesmo modo, no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), os resultados espalham-se no campo dos monzo- granitos (Figura 4.26.a).
Em diagramas do tipo Harker há correlações negativas de SiO2 com maioria dos elementos; no caso do Zr e do Ba, nesses diagramas, há uma dispersão relativamente alta dos dados (Figura 4.27).
Os teores de Rb vão de 173ppm a 175ppm e os de Sr variam de 192ppm a 482ppm, sugerindo tratar-se de granito de baixo Ca (Turekian & Wedepohl 1961); estes dados fornecem razões Rb/Sr médias (0,52).
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, observa-se que esse litotipo tem comportamento semelhante ao do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis, porém com teores mais elevados de MgO, TiO2 e Fe2O3 (Figura 4.28).
De acordo com o diagrama de Sylvester (1989), esse litotipo classifica-se como fortemente peraluminoso. Nos diagramas de Whalen et al. (1987), comporta-se como granitóides dos tipos I e S normais, conforme se pode observar na Figura 4.29 e na Tabela 4.6.
111 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Uma tendência dúbia (cálcio-alcalina/trondhjemítica) foi observada (Figura 4.29.e), no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), mas os dados desse granito ocupam o campo cálcio-alcalino (Figura 4.29.d), no diagrama AFM (Barker & Arth 1976). Na Tabela 4.6 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o litotipo em questão.
Em termos de elementos incompatíveis, normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse granito (Figura 4.30) assemelhando-se tanto aos granitos de arco vulcânico do Chile quanto aos granitos sin-colisionais de Yunnan (SW da China), dos quais difere apenas pela ausência da anomalia negativa de Ba e pela presença de depressão suave no valor de Th.
Discussão
Em termos de ambiência tectônica, de acordo com os dados da Tabela 4.1, os granitos (l.s), da Suíte Ígnea Ritápolis, segundo os critérios de Chaoqun (1985) e Pitcher (1983) são, respectivamente, dos tipos MM e S, à exceção do Trondhjemito Ritápolis, do Trondhjemito Congo Fino e do Granodiorito Ritápolis, que são do tipo CR e I-Caledoniano (Tabela 4.1).
O Trondhjemito Ritápolis e o Granodiorito Congo Fino apresentaram razões Rb/Sr baixas (0,35 - 0,36 e 0,15 - 0,17, respectivamente), além de baixos conteúdos de Rb (<100), que sugerem derivação mantélica para alguns destes granitos. Isto permite classificá-los como do tipo TTG (do Paleoproterozóico). Os outros litotipos integrantes da Suíte Ígnea Ritápolis, Granodiorito Ritápolis (Ávila 2000) e os granitos Itutinga, Perdões, Porto dos Mendes, Congo Fino e Ritápolis, têm características de granitos geoquimicamente mais evoluídos (crustais), tais como razões Rb/Sr mais elevadas e altos conteúdos de Rb. De acordo com os parâmetros de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), o primeiro grupo de rochas tem assinatura mantélica. Boa parte dos dados aponta para cristalização dos litotipos dessa suíte em fase pré-, sin- e pós-colisional da orogênese, incluindo granitos de assinatura mantélica, com alguma contribuição crustal e a ocorrência de granitos alcalinos e de outros formados essencialmente por refusão de crosta continental (granitos tipo CR).
Em suma, a maioria dos litotipos, com Rb/Sr = 0,28 a 0,30, corresponde aos granitos gerados em ambientes de colisão oblíqua (S), derivados de fonte mista, com predominância de materiais crustais (MM); há ainda granitos francamente crustais, com Rb/Sr = 1,88, gerados a partir de refusão de crosta continental (CR), ou seja, pós-fechamento de bacia oceânica (I-Cordilheriano).
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Os diques cálcio-alcalinos do Cráton de la Plata, na Argentina, aos quais se assemelha o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis, foram originados de uma fonte mantélica heterogênea e seu posicionamento está relacionado a um estágio transtensional da Orogênese Paleoproterozóica (Iacumin et al. 2001). Nesse sentido e, levando em consideração as idades U-Pb apresentadas no capítulo 5 dessa tese, pode-se correlacionar a gênese de tais diques à de alguns litotipos da suíte em questão.
4.2.6 - Suíte Ígnea São Tiago
Tonalito Rio do Peixe
Os dados geoquímicos da amostra do ponto JC 1438 (Anexo 4.5), se plotados no diagrama de O’Connor (1965), aparecem espalhados dentro do campo dos tonalitos, conforme se vê na Figura 4.32.b.
Figura 4.32 - Classificação dos litotipos da Suíte Ígnea São Tiago, com base nos dados geoquímicos em rocha total; (A). De la Roche et al. (1980): 1 = diorito, 2 = tonalito, 3 = granodiorito, 4 = monzo-granito, 5 = sieno-granito, 6 = álcali-granito, 7 = quartzo-monzonito); (B). O’Connor (1965): 1 = tonalito, 2 = granodiorito, 3 = quartzo-monzonito, 4 = trondhjemito, 5 = granito. Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B).
O mesmo comportamento dos dados desse litotipo é observado também no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980; Figura 4.32.a). Duas frações dessa amostra ocupam, no primeiro diagrama, o campo dos trondhjemitos (D e F); elas poderiam ser classificadas como trondhjemito do tipo cálcico, de
113 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... acordo com os critérios de Barker (1979). As demais frações analisadas apenas não atendem ao parâmetro
(FeOt + MgO) < 3,4%, mas, em termos de média das análises, o teor fica abaixo desse valor.
Nos diagramas tipo Harker, apresentados na Figura 4.33, com SiO2 na abcissa, pode-se observar que, na maioria dos casos, há correlação negativa dos teores dos elementos maiores e traços versus SiO2, considerando-se todos os litotipos da Suíte Ígnea São Tiago. No caso do Ba, entretanto, a correlação é positiva. Com relação aos teores de TiO2, Zn e Zr, os litotipos da Suíte Ígnea São Tiago mostram, nesses diagramas, uma forte dispersão. Pode-se observar que o Tonalito Rio do Peixe corresponde seguramente ao litotipo menos evoluído, em termos geoquímicos, da suite ora apresentada.
?? 114 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 4.33 - Diagramas tipo Harker versus elementos maiores e traços selecionados de todos os dados dos litotipos da Suíte Ígnea São Tiago. Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B).
Os teores de Rb e Sr desse litotipo variam, respectivamente, desde 34ppm até 50ppm e de 499ppm a 613ppm, característicos de granitos do tipo alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961); as razões Rb/Sr, extremamente baixas, são típicas da suíte TTG. Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, observa-se que há uma aglutinação dos dados referentes a esse litotipo, cujos valores de razão Rb/Sr são os mais baixos de toda a suíte, posicionados em domínios bem definidos (Figura 4.34).
Figura 4.34 - Diagramas discriminantes selecionados, com log(Rb/Sr) na abscissa, evidenciando o caráter menos fracionado do Tonalito Rio do Peixe, em detrimento dos demais litotipos da Suíte Ígnea São Tiago. Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B).
O Tonalito Rio do Peixe comporta-se como um granitóide cálcio alcalino, fortemente aluminoso, de acordo com o diagrama de Sylvester et al. (1989). Em um dos diagramas propostos por Whalen et al. (1987), seus dados ocupam o campo dos granitos fracionados, enquanto no outro diagrama, o campo do
115 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... tipo I/S normais (Figura 4.35; Tabela 4.7). Todos os litotipos dessa suíte apresentam o mesmo comportamento, refletindo o baixo conteúdo de MgO. Considerando-se o caráter peraluminoso desses litotipos, conforme evidenciado pelo parâmetro ACNK, sempre acima de 1,2 (Tabela 4.1) e pelo diagrama de Sylvester et al. (1989), pode-se afirmar que, apesar de ocuparem o campo Fracionado (Figura 4.35.b), eles não podem ser enquadrados nos tipos A ou altamente fracionados pós-colisionais de Whalen et al.
(1987); adicionalmente, o parâmetro [(K2O + Na2O)/CaO] comprova que a melhor classificação desses litotipos é I/S normais.
No diagrama AFM (Barker & Arth 1976), todos os dados ocupam o campo cálcio-alcalino (Figura 4.35.d), enquanto no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), eles indicam clara tendência trondhjemítica (Figura 4.35.e).
?? 116 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 4.35 - Diagramas diversos, mostrando as possibilidades de enquadramento geoquímico de todos os litotipos da Suíte Ígnea São Tiago. Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.36), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), o Tonalito Rio do Peixe assemelha-se muito aos granitos sin-colisionais de Yunnan (SW da
China) e SW England, a menos do valor de (Th)N e (Ta)N em torno de 10 e de (K2O)N, sensivelmente mais baixo, ou ainda aos granitos de arco vulcânico da Jamaica, exceto pelo valor mais elevado de (Ta)N e mais baixo de (K2O)N.
117 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 4.36 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras da Suíte Ígnea São Tiago, em termos de elementos incompatíveis normalizados pelos valores de Ocean Ridge Granite (ORG; Pearce et al. 1984). Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B).
Em termos litogeoquímicos, os resultados, referentes esse litotipo, apresentam padrões paralelos de distribuição dos ETR, quando normalizados ao condrito pelos valores de Masuda et al. (1973). O grau de fracionamento [(La/Yb)N] é aproximadamente 38 para uma das amostras e 59, para a outra (Figura 4.37). Observa-se uma fraca anomalia negativa de Eu em ambas as amostras; em uma das amostras ocorre uma depleção um pouco maior dos elementos terras raras pesados, resultando em um padrão em “V”, no
?? 118 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 intervalo Er-Lu (Figura 4.37). A anomalia de Eu, observada nessas amostras é pouco expressiva, não descaracterizando-as das suítes TTG´s.
Esse litotipo, em termos de elementos terras raras, mostra boa semelhança com o padrão dos diques cálcio-alcalinos do Cráton de la Plata (Iacumin et al. 2001), como se observa na Figura 4.37.
Figura 4.37 - Diagramas mostrando os padrões apresentados pelas amostras da Suíte Ígnea São Tiago, em termos de elementos de terras raras, normalizados pelos valores do Condrito (Masuda et al. (1973); o envelope apresentado corresponde aos dados dos diques cálcio-alcalinos paleoproterozóicos do Cráton de la Plata (Iacumin et al. 2001). Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito São Tiago (JC 1437).
Os teores de Eu desse tonalito variam de 0,64ppm a 0,84ppm, enquanto o somatório dos elementos terras raras (ETRt) vai de 116,70ppm a 136,95ppm. Estes resultados são coerentes com assinaturas de granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, embora proporcionem uma pequena anomalia de Eu [dados normalizados ao condrito (Masuda et al. 1973)] e estejam pouco abaixo dos valores de ETRt encontrados para os granitos chineses mencionados por Shen Jili & Liu Jiayuan (1985); entretanto, os valores, ora apresentados, estão bem abaixo daqueles correspondentes aos granitos crustais, de acordo com os critérios de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), mas acima do padrão de andesitos de arco de ilha, que é por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov (1976). Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,39 - 0,77ppm e 34,89 - 43,02ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 3,30 e 4,30%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China
119 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
(Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, tanto em diagrama Eu versus CaO, quanto no diagrama
Yb/La versus ETRt no campo dos granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, ou seja, tipo I de Chappel & White (1974).
Na tabela 4.7 pode-se observar o enquadramento geoquímico dos litotipos da Suíte Ígnea São Tiago, de acordo com os padrões geoquímicos apresentados. São rochas cálcio-alcalinas, fracionadas, fortemente peraluminosas, em sua maioria.
Tabela 4.7 - Classificação do Tonalito Rio do Peixe, o Trondhjemito/Granodiorito São Tiago e o Granodiorito Rezende Costa, em termos geoquímicos.
Unidades Proposta Caracterização dos litotipos Figura Sylvester (1989) Cálcio-alcalino normal 4.35.a Tonalito Rio do Peixe Whalen et al. (1987) Fracionados; I/S normais 4.35.b; 4.35.c Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Tendência trondhjemítica 4.35.d; 4.35.e Sylvester (1989) Fortemente peraluminoso 4.35.a Trondhjemito/Granodiorito Whalen et al. (1987) Fracionados; I/S normais 4.35.b; 4.35.c São Tiago Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Tendência trondhjemítica/cálcio-alcalina 4.35.d; 4.35.e Sylvester (1989) Fortemente peraluminoso 4.35.a Granodiorito Rezende Costa Whalen et al. (1987) Fracionado; I/S normais 4.35.b; 4.35.c
Barker & Arth (1976) Cálcio-alcalino; Tendência cálcio-alcalina 4.35.d; 4.35.e
Trondhjemito/Granodiorito São Tiago
O Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (JC 1437) forneceu resultados geoquímicos (Anexo 4.5), que plotados no diagrama proposto por O’Connor (1965), posicionaram-se no campo dos trondhjemitos (Figura 4.32.b). No diagrama proposto por De la Roche et al. (1980), os dados estão posicionados na interface dos campos dos granodioritos e dos monzo-granitos (Figura 4.32.a).
Em diagramas do tipo Harker, há correlações positivas de SiO2 com K2O e Ba e, negativas, com
MgO, CaO, Na2O, Fe2O3, P2O5, Cr, Zn, Rb, Zr, Y e La.
Os teores de Rb vão de 60ppm a 83ppm, enquanto os de Sr variam de 321ppm a 417ppm, caracterizando o litotipo em questão como de alto cálcio (Turekian & Wedepohl 1961). A razão Rb/Sr é relativamente baixa (0,19).
?? 120 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, observa-se que o Trondhjemito/Granodiorito São Tiago ocupa sempre domínios intermediários, entre o Tonalito Rio do Peixe e o Granodiorito Rezende Costa (Figura 4.34).
Na Tabela 4.7 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Trondhjemito/Granodiorito São Tiago.
No diagrama de Sylvester (1989), os resultados analíticos do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago ocupam um campo de transição entre os cálcio-alcalinos normais e os fortemente aluminosos. Já, de acordo com os diagramas de Whalen et al. (1987), os resultados estão posicionados, ora no campo dos granitóides fracionados (Figura 4.35.a), ora no campo dos granitos tipos I e S normais (Figura 4.35.b; Tabela 4.7).
No diagrama AFM (Barker & Arth 1976), os dados ocupam o campo cálcio-alcalino (Figura 4.35.a), enquanto, no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), estão colocadas em posição indefinida quanto às tendências cálcio-alcalina e trondhjemítica (Figura 4.35.b).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.36), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse litotipo assemelha-se muito aos granitos sin-colisionais de Yunnan (SW da China) e de
SW England, a menos do valor de (Th)N e (Ta)N em torno de 10 e da ausência da depressão de Ba, ou ainda aos granitos de arco vulcânico da Jamaica, com exceção do valor mais elevado de (Ta)N.
Os teores de Eu do litotipo, ora em discussão, variam de 0,45ppm a 0,55ppm, enquanto os somatórios dos elementos terras raras (ETRt) vão de 56,59ppm a 63,47ppm; estes resultados são coerentes com assinaturas de granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, de acordo com os critérios de Shen Jili & Liu Jiayuan (1985), apresentando-se comparáveis aos de andesitos de arco de ilha, por volta de 93ppm (Balashov & Tugarinov 1976). Os teores de Eu, entretanto, são um pouco baixos para granitos cuja gênese se associa a materiais provenientes da transição crosta/manto. Os conteúdos de Yb e de La estão compreendidos, respectivamente, entre 0,24 - 0,40ppm e 14,38 - 16,59ppm; os teores de CaO desse litotipo estão entre 2,20 e 2,50%. Estes dados, comparados aos de granitóides da Província Jianhxi China (Shen Jili & Liu Jiayuan 1985), posicionam-se, em diagrama Eu versus CaO, no campo dos granitos crustais, enquanto, no diagrama Yb/La versus ETRt no campo dos granitos provenientes de fontes da transição crosta/manto, ou seja, tipo I de Chappel & White (1974).
121 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Os resultados, referentes a esse litotipo, apresentam padrões paralelos de distribuição dos ETR, quando normalizados ao condrito pelos valores de Masuda et al. (1973). O grau de fracionamento
[(La/Yb)N] é aproximadamente 28, para uma amostra e 40, para a outra (Figura 4.37). Nota-se que ocorre uma depleção em elementos terras raras pesados, resultando em um padrão íngreme, com ligeira depressão em “U”, no intervalo Er-Lu (Figura 4.37). Não há anomalia significativa de Eu no padrão de ETR apresentado por esse litotipo, reforçando a hipótese de sua gênese mantélica.
Granodiorito Rezende Costa
Tanto no diagrama proposto por De la Roche et al. (1980) quanto no diagrama Ab-An-Or (O’Connor 1965), as duas amostras forneceram dados que ocuparam o campo dos granodioritos (Figura 4.32.a; Figura 4.32.b). Todos os parâmetros definidos por Barker (1979), para caracterizar os trondhjemitos, são satisfeitos pelas duas amostras, ora apresentadas, à exceção dos teores de Na2O, que estão entre 2,1 e 2,4% e, portanto muito abaixo do limite mínimo para os trondhjemitos, que é 4,0% (JC 1546A; 1546B; Anexo 4.5). Deste modo, preferiu-se classificar o litotipo em questão como granodiorito.
Em diagramas do tipo Harker, com SiO2, na abscissa, há correlações positivas com K2O, TiO2,
MgO, Rb e Y e, negativas, com Fe2O3, CaO, Na2O, P2O5, Ba, Cr, Zn, Zr e La.
Os teores de Rb vão de 111ppm a 114ppm, na amostra JC 1546A e é de 95ppm, na amostra JC 1546B; os de Sr variam de 221ppm a 284ppm, na primeira amostra e apresentam os discrepantes valores de 93ppm e 524ppm, na segunda. De qualquer modo, são granitos do tipo alto Ca (Turekian & Wedepohl 1961).
Em diagramas com logaritmo da razão Rb/Sr na abscissa, os dados referentes a esse litotipo ocupam os domínios mais à direita (menores razões Rb/Sr) em campos, que às vezes se superpõem parcialmente aos campos ocupados pelas amostras do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (JC 1337C; Figura 4.34). Um dos resultados da amostra JC 1546B ocupa posição errática nesses diagramas.
Na Tabela 4.7 podem ser observadas diferentes possibilidades de enquadramento geoquímico para o Granodiorito Rezende Costa.
Em diagrama AFM (Barker & Arth 1976), todos os dados ocupam o campo cálcio-alcalino (Figura 4.35.a), enquanto, no diagrama K-Na-Ca (Barker & Arth 1976), os dados da amostra JC 1546B
?? 122 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 aproximam-se mais da tendência trondhjemítica, enquanto os da amostra JC 1546A não mostram nenhuma tendência clara (Figura 4.35.b).
Em termos de elementos incompatíveis (Figura 4.36), normalizados pelos valores de ORG (Pearce et al. 1984), esse granodiorito assemelha-se muito aos granitos de arco vulcânico do Chile e da Jamaica e, um pouco, aos granitos sin-colisionais de Yunnan (SW da China), porém sem a anomalia negativa de Ba e com uma depressão suave no valor de Th.
Discussão
Em termos de ambiente tectônico, de acordo com os dados da Tabela 4.1, os granitos (l.s), da Suíte Ígnea São Tiago, segundo os critérios de Chaoqun (1985) e Pitcher (1983) são, respectivamente, dos tipos MM e S. Em suma, trata-se de granitóides de derivação a partir de fonte mista, com predominância de materiais crustais (MM).
Considerando as razões Rb/Sr, essa suíte é constituída de rochas de assinatura TTG (Rb/Sr da ordem de 0,08 e 0,19), pré-colisionais, possivelmente geradas em ambiente de subducção de placas e de rochas mais evoluídas (Rb/Sr entre 0,44 e 1,02), provavelmente sin- a pós-colisionais.
Todos os litotipos da Suíte Ígnea São Tiago, são semelhantes, em termos de elementos incompatíveis, ao granitos sin-colisionais de Yunnan (SW da China) e SW England e, no caso do Granodiorito Rezende Costa, em especial, há certa semelhança também com os granitos de arco vulcânico da Jamaica. e Chile
Nenhum dos litotipos dessa suíte mostra anomalia negativa de Eu, a não ser o Tonalito Rio do Peixe, com uma pouco expressiva depressão em “V”.
4.3 - SUMÁRIO DOS ESTUDOS LITOGEOQUÍMICOS
A interpretação dos dados litogeoquímicos, em conjunto com a pesquisa bibliográfica, permitiram caracterizar seis suítes, no âmbito da área estudada, sendo três delas pertencentes ao Arqueano Superior (dados apresentados no capítulo 5 desta tese) e três ao Paleoproterozóico (idem).
No domínio situado a NW do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, foi caracterizada uma suíte composta de rochas de assinatura TTG, pré-colisionais e de rochas graníticas, provavelmente sin- a pós- colisionais (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso). Nos domínios do Complexo Metamórfico Belo
123 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Horizonte, dados geoquímicos de granitóides neoarqueanos (e.g. Santa Luzia e General Carneiro), contemporâneos das rochas graníticas dessa suíte, sugerem também refusão de crosta continental e, até mesmo, contribuição de supracrustais, em sua gênese (Noce et al. 1997a). A rochas gnáissicas contemporâneas deste magmatismo, na área estudada nesta tese, são os gnaisses Fernão Dias (Fernandes & Carneiro 2000) e Alberto Flores, que têm assinaturas geoquímicas semelhantes (TTG´s) e os gnaisses Candeias G2 e G3/G4, aparentemente TTG´s (Fernandes 2000), além do Gnaisse Souza Noschese, de assinatura crustal.
Rochas de assinatura geoquímica crustal, ainda no domínio NW do referido lineamento, foram caracterizadas e agrupadas na Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia e na Suíte Metamórfica Desterro. Trata-se de litotipos formados por retrabalhamento crustal, conforme atestam os parâmetros litogeoquímicos utilizados. Apenas os dados do Granito São Pedro das Carapuças (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia) sugerem gênese a partir de fonte do manto superior, associada a fusão de sedimentos (tipo MS); o ambiente típico desse tipo de granitóide é o de subducção de crosta oceânica. Na Suíte Metamórfica Desterro, as amostras JC 1475 (JC 1405) e JC 1592 têm características de rochas muito diferenciadas, formadas a partir de magmas básicos [tipo MD, equivalente ao tipo A (Chappel & White 1974)]; uma crosta continental espessa é requerida para o posicionamento de granitos dessa natureza. As demais têm assinaturas genéticas de refusão crustal (crosta continental).
Três suítes magmáticas foram caracterizadas, no domínio situado a SE do Lineamento Jeceaba- Bom Sucesso, a partir do uso de critérios litogeoquímicos de discriminação. Tanto a Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, a Suíte Ígnea Ritápolis, quanto a Suíte Ígnea São Tiago compreendem granitóides de assinaturas TTG e crustal, ou seja, mais evoluídos. Na Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, o Granodiorito Tabuões parece ter sido formado por refusão crustal (tipo CR), enquanto os demais litotipos são do tipo MM (gerados por fusão de crosta continental, predominantemente). Nas duas outras suítes, apenas os dados do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e o Granodiorito Congo Fino sugerem gênese por refusão crustal pura (tipo CR); todos os demais litotipos são do tipo MM.
Na concepção de Quéméneur & Noce (2000), na região de Perdões-Lavras-São João Del Rei- Ritápolis, a suíte TTG (maciços Cassiterita e Pilões) e uma suíte gabro-diorítica (maciços Ibituruna, São Sebastião da Vitória, Ibitutinga, Martins e Rosário) teriam sido geradas em ambiente de margem de placa, a partir de magmas derivados do manto; a primeira suíte mostra algumas características geoquímicas associadas a contaminação crustal. Uma terceira suíte compreenderia granitos menos fracionados (Porto
?? 124 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 dos Mendes e Perdões) e mais fracionados (maciços de Ritápolis, Itutinga e Restinga), gerados a partir de fontes mistas, com variadas proporções de magmas paleoproterozóicos, derivados do manto e materiais crustais arqueanos (Noce et al. 2000). O Tonalito Alto Maranhão (Noce 1995, Noce et al. 2000) também faria parte da suíte TTG paleoproterozóica.
As três suítes do domínio situado a SE do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (incluindo os granitos Porto dos Mendes e Perdões, situados a NW), descritas nesta tese, entretanto, não são fruto de magmatismos contemporâneos, conforme será discutido nos capítulos 5 e 6 desta tese, mas devem corresponder a litotipos posicionados em fases pré-, sin- e pós colisionais de três ciclos diferentes, relacionados à orogênese paleoproterozóica, responsável pela geração e acresção de um arco de ilha ao proto-Cráton São Francisco (Cinturão Mineiro; Teixeira et al. 2000, Silva et al. 2002b).
125 126 CAPÍTULO 5 GEOCRONOLOGIA
5.1 - LOCALIZAÇÃO DOS AFLORAMENTOS AMOSTRADOS
Na Figura 5.1, estão indicados todos os pontos que foram amostrados para geocronologia U-Pb.
Figura 5.1 - Localização dos pontos amostrados para as determinações geocronológicas U-Pb em zircão [mapa geológico simplificado a partir de Teixeira et al. (2000) e Campos et al. (2003)]. Legenda: [1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiscriminados; 2 = seqüências tipo greenstone; 3 = Suítes máfico-ultramáficas (Ribeirão dos Motas e Morro das Almas); 4 = Rochas gabróicas e dioríticas; 5 = Supergrupo Minas; 6 = Grupos São João Del Rei /Andrelândia; 7 = Falhas e fraturas; 8 = Cidades: (Bf = Bonfim, BS = Bom Sucesso, C = Cláudio, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei); 9 = amostras datadas: Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso (1, 2, 3), Suíte Metamórfica Desterro (4, 5), Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia (6), Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões (7), Suíte Ígnea Ritápolis (8, 9), Suíte Ígnea São Tiago (10, 11), Meta-vulcanossedimentares (12)].
127 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Dez amostras, coletadas nos pontos indicados na Figura 5.1 (1 = JC 1554, 2 = JC 1353, 4 = JC 1407, 5 = JC 1405, 6 = JC 1589, 7 = JC 1337D, 8 = JC 1337C, 10 = JC 1437, 11 = JC 1438), foram escolhidas para determinações geocronológicas, pelo método U-Pb, por diluição isotópica, em populações selecionadas de zircões. Outras três amostras, coletadas nos pontos também indicados na Figura 5.1 (4 = JC 1312, 9 = JC 1337H, 12 = JC 1346), foram escolhidas para datação em zircão, pelo método SHRIMP.
5.2 - IDADES U-Pb EM ZIRCÃO
As idades obtidas serão apresentadas em dois blocos distintos, iniciando-se com as idades neoarqueanas e, ao final, as idades do Proterozóico.
5.2.1 - Litotipos Neoarqueanos
Esses litotipos estão todos situados no domínio a noroeste-oeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (Figura 1.3).
Trondhjemito Aureliano Mourão
A amostra desse litotipo da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, coletada no ponto JC 1353 (ponto 2, na Figura 5.1), apresentou zircões, predominantemente, de cor rósea, transparentes, prismáticos, euédricos, longos e pouco fraturados; a razão entre os eixos maior e menor dos prismas é da ordem de 4 para 1; foram observados também zircões translúcidos a opacos, de granulação média.
Quatro frações dos zircões transparentes foram selecionadas para serem analisadas, conforme procedimentos descritos no capítulo 1 da presente tese (Tabela 5.1; Prancha 5.1, fotomicrografia a).
A discórdia obtida apresentou intercepto superior com a Concórdia em 2809 ± 250 Ma e inferior em 351 ± 420 Ma (Figura 5.2). Os pontos analíticos divergem bastante da Concórdia, o que, conforme demonstrado por Krogh (1975a), deve-se principalmente a alteração dos cristais de zircão, o que parece facilitada pela presença de fraturas. As idades aparentes 235U-207Pb são 2103 Ma, 2067 Ma, 2022 Ma, 2103 Ma e 1808 Ma.
A idade, obtida através do intercepto superior com a Concórdia, representa a idade mínima de cristalização desta rocha. Como os resultados analíticos, porém, apresentam uma grande margem de erro
?? 128 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
(Tabela 5.1; Figura 5.2), a interpretação de seu significado geológico, em termos de evento tectônico a que o magmatismo está relacionado, fica sobremaneira difícil.
Prancha 5.1 - Fotomicrografias dos zircões provenientes dos litotipos neoarqueanos estudados, com suas respectivas escalas indicadas. Legenda: (a) - Trondhjemito Aureliano Mourão (ponto JC 1353); (b) - Granito Bom Sucesso (ponto JC 1554); (c) - Leucossoma do migmatito de Desterro de Entre Rios (ponto JC 1405); (d) e (e) - Mesossoma do mesmo migmatito; (f) - Granito São Pedro das Carapuças (ponto JC 1589).
É possível que a idade, ora apresentada, reafirme a existência, na região de Bom Sucesso, de crosta continental formada em tempos pré-Orogênese Rio das Velhas (2,78 a 2,70 Ga; Carneiro 1992, Machado & Carneiro 1992), mas a faixa de erro não permite assegurar isto. Entretanto, nessa região há registros de geração e de retrabalhamento de crosta continental ainda no Mesoarqueano (Teixeira et al. 1998).
Além disso, deve-se ressaltar que, conforme foi discutido no capítulo 4 desta tese, o Trondhjemito Aureliano Mourão, à exceção do Tonalito Samambaia, apresenta assinatura geoquímica que o caracteriza como rocha muito menos fracionada que os outros litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, cujas idades U-Pb serão apresentadas a seguir neste capítulo.
129 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Se considerarmos os demais membros dessa suíte como produtos mais fracionados de um mesmo episódio de magmatismo do Neoarqueano, o Trondhjemito Aureliano Mourão teria sido cristalizado nos estágios iniciais desse magmatismo.
Nesse sentido, é lícito compará-lo ao Tonalito Samambaia, que apresentou a idade de cristalização U-Pb em monocristal de zircão de 2780 +3/-2 Ma (Carneiro 1992) e apresenta assinatura geoquímica de rocha ainda mais primitiva.
Tabela 5.1 - Dados isotópicos das populações de zircões, selecionados para determinações geocronológicas, a partir das amostras das suítes arqueanas (pontos indicados na Figura 5.1). Legenda: SPU = número utilizado pelo CPGeo/USP; Frações magnéticas: números entre parênteses indicam a inclinação usada no separador magnético FRANTZ (a 1,5A de corrente); # = Pb radiogênico corrigido por branco e Pb inicial, U corrigido por branco; * = não corrigido por branco ou Pb não radiogênico; concentrações totais de U e Pb corrigidas por branco analítico; idades fornecidas em Ma, usando o programa ISOPLOT/Excel (Ludwig 1998); constantes de decaimento recomendadas por Steiger & Jager (1977).
?? 130 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
SPU Fração 207/235 Erro 206/238 Erro Coefic. 207/206 Erro 206/204 Pb U Peso Idade Idade Idade magnética # ( % ) # ( % ) ( % ) * (ppm) (ppm) (mg) 206/238 207/235 207/206 Trondhjemito Aureliano Mourão 1645 P 1 693.598 0.53 0.27433 0.52 0.992 0.18337 0.07 460.20 106.6 309.8 0.0385 1562.7 2103.3 2683.6 1646 P 2 632.871 0.55 0.25525 0.54 0.990 0.17982 0.08 436.33 99.5 310.9 0.0417 1465.5 2022.4 2651.2 1648 P 4 666.215 0.54 0.27076 0.53 0.990 0.17846 0.08 282.50 99.9 272.8 0.0433 1544.7 2067.6 2638.6 1647 P 3 493.679 0.61 0.20902 0.59 0.971 0.17130 0.15 135.25 126.2 366.6 0.0468 1223.6 1808.6 2570.4 Granito Bom Sucesso 1678 NM (2) 1 687.635 0.55 0.28553 0.55 0.992 0.17467 0.07 432.21 118.7 336.9 0.0518 1619.1 2095.6 2602.9 1679 NM (2) 2 60.733 0.52 0.25762 0.51 0.994 0.17098 0.06 833.95 112.0 371.8 0.0494 1477.6 1986.4 2567.3 1680 NM (2) 3 703.591 0.51 0.29082 0.51 0.994 0.17547 0.06 1311.51 122.4 369.2 0.0507 1645.6 2116.0 2610.5 1681 NM (2) 4 675.899 0.54 0.28098 0.53 0.993 0.17447 0.06 1105.44 102.9 322.2 0.0493 1596.3 2080.4 2601.0 Mesossoma adamelítico 1236 M (2) A 594.416 0.75 0.29401 0.73 0.980 0.14663 0.15 817.97 58.6 168.4 0.0686 1661.0 1967.0 2307.0 1275 M (3) E 721.172 0.59 0.33729 0.56 0.957 0.15507 0.17 1373.09 66.6 165.5 0.0766 1873.9 2138.0 2402.6 1276 M (3) B 581.542 0.58 0.28665 0.57 0.994 0.14714 0.06 3009.10 100.8 309.3 0.1480 1624.8 1948.7 2312.9 1277 M (4) D 657.987 0.58 0.31347 0.58 0.993 0.15224 0.07 875.56 76.0 199.8 0.1230 1757.8 2056.7 2371.2 1278 M (3) C 643.423 0.69 0.31112 0.69 0.995 0.14999 0.07 1300.26 53.2 145.6 0.0988 1746.2 2037.0 2345.8 1642 M (3) A 1 780.989 0.50 0.35372 0.50 0.992 0.16014 0.06 711.08 142.8 317.9 0.0533 1952.3 2209.3 2457.1 1644 M (3) A 3 110.488 0.52 0.46162 0.52 0.994 0.17359 0.06 2278.02 117.7 202.6 0.0675 2446.7 2527.3 2592.6 Leucossoma 1223 M (3) A 599.551 0.64 0.29445 0.63 0.977 0.14768 0.14 675.03 93.8 267.8 0.0482 1663.3 1975.2 2319.2 1224 M (3) B 548.765 1.28 0.27461 0.94 0.735 0.14494 0.87 748.82 148.2 456.9 0.0766 1564.1 1898.7 2287.0 1636 M (4) A 107.729 0.77 0.45706 0.76 0.992 0.17095 0.10 1128.90 53.3 96.9 0.0313 2426.6 2503.7 2566.9 1635 M (3) 625.601 0.60 0.30525 0.58 0.978 0.14864 0.13 840.56 79.0 222.3 0.0387 1717.3 2012.3 2330.3 Monzogranito São Pedro das Carapuças 1670 NM (4) 1 348.386 0.51 0.21513 0.50 0.992 0.11745 0.06 1138.73 160.6 678.2 0.0458 1256.1 1523.6 1917.8 1671 NM (4) 2 460.578 0.52 0.22655 0.52 0.993 0.14745 0.06 843.57 133.4 515.5 0.0589 1316.4 1750.3 2316.5 1672 NM (4) 3 476.341 0.57 0.23307 0.56 0.991 0.14823 0.08 684.28 152.4 563.2 0.0427 1350.6 1778.5 2325.6 1673 NM (4) A 501.338 0.52 0.24181 0.52 0.992 0.15037 0.07 1046.36 93.9 343.9 0.0496 1396.1 1821.6 2350.1 Monzogranito Morro do Ferro 1675 NM (1)A2 738.166 2.77 0.31168 2.48 0.914 0.17177 1.12 809.23 104.0 287.3 0.0507 1749.0 2158.8 2574.9 1676 NM (1)A3 889.932 2.18 0.36875 2.06 0.954 0.17504 0.66 1552.73 112.6 270.9 0.0519 2023.5 2327.7 2606.4 1677 NM (1)A4 89.776 0.58 0.37898 0.58 0.995 0.17181 0.06 2687.29 125.7 297.2 0.0521 2071.5 2335.7 2575.3
131 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 5.2 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Trondhjemito Aureliano Mourão (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso).
Granito Bom Sucesso
Os zircões provenientes dessa unidade da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, amostrada no ponto JC 1554, a sul de Bom Sucesso (ponto 1, na Figura 5.1), são prismáticos, euédricos, de cor clara e transparentes; a grande maioria dos cristais tem razão entre eixos maior e menor de cerca de 3 para 1, mas há outros mais longos, com razão de 4 para 1 (Prancha 5.1, fotomicrografia b).
Quatro pontos analíticos, obtidos a partir desses zircões, definiram uma discórdia U-Pb com intercepto superior em 2753 +11/-9,5 Ma e um intercepto inferior em 406 +21/-19 Ma (Tabela 5.1; Figura 5.3). As idades aparentes 235U-207Pb são 2095 Ma, 2080 Ma e 1986 Ma. ?? 132 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
A idade U-Pb, determinada pelo intercepto superior com a Concórdia, é interpretada como época de cristalização magmática dessa unidade.
Figura 5.3 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Granito Bom Sucesso (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso).
Granito Morro do Ferro
O Granito Morro do Ferro (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso) foi amostrado para geocronologia U-Pb em zircão, pelo método SHRIMP (ponto JC 1312 = 5, na Figura 5.1). Os resultados obtidos estão apresentados na Tabela 5.2 e na Figura 5.4. A idade do Granito Morro do Ferro é comparável à do Granodiorito Mamona [2721 ± 3Ma, U-Pb em monocristal de zircão (Carneiro 1992); 2700 ± 12 Ma, U-Pb SHRIMP (Endo et al. 2002)].
133 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Tabela 5.2 - Dados isotópicos das populações de zircões, selecionados para determinações geocronológicas, a partir da amostra do Granito Morro do Ferro (ponto indicado na Figura 5.1). Legenda: G. S. = número do cristal de zircão 204 + número do spot ; Pbc = Pb comum; Pb* = Pb radiogênico; (1) = Pb comum corrigido usando Pb medido; # = idade corrigida por 204Pb. O erro de calibração do padrão foi de 0,64% (não incluído nos erros acima).
G. U Th 206 206 232 (1) ± (1) ± coef. (1) ± (1) Idade Disc. (1) Idade # Idade Erro Pb* Pbc Th S. ppm ppm 238 207 * % 206 * % 207 * 207 206 207 ppm % / U Pb Pb Pb Pb Pb Pb 206 238 235 % 206 % 238 206 / Pb* / U / U / Pb / U / Pb (1σ) 1.1 91.3 67.1 41.9 0.05 0.76 0.18842 0.46 0.5346 1.3 0.9429 13.89 1.4 2728.4 ± 7.5 -1 2761 ±29 2728.4 7.5
2.1 176.0 113.7 66.6 1.03 0.67 0.1863 0.98 0.4356 1.3 0.78751 11.19 1.6 2710.0 ± 16 14 2331 ±24 2709.8 16.2
3.1 216.4 104.2 93.3 0.03 0.50 0.1887 0.62 0.5018 1.2 0.89153 13.06 1.4 2731.0 ± 10 4 2622 ±26 2730.7 10.1
4.1 834.6 442.4 161.0 5.89 0.55 0.1477 5.20 0.2111 1.3 0.23697 4.30 5.4 2320.0 ± 90 47 1235 ±14 2320.0 90.0
5.1 91.6 41.6 42.1 0.11 0.47 0.1910 0.65 0.5345 1.3 0.88927 14.08 1.4 2751.0 ± 11 0 2760 ±29 2750.9 10.8
6.1 228.8 101.3 98.4 0.16 0.46 0.18530 0.49 0.4995 1.3 0.9344 12.76 1.4 2700.9 ± 8.1 3 2612 ±28 2700.9 8.1
7.1 238.8 112.9 92.5 0.06 0.49 0.18739 0.36 0.4507 1.2 0.96102 11.65 1.3 2719.4 ± 5.9 12 2399 ±25 2719.4 5.9
8.1 70.4 30.1 23.7 0.51 0.44 0.1713 1.10 0.3905 1.5 0.78617 9.22 1.9 2570.0 ± 19 17 2125 ±26 2570.0 19.0 8.2 844.5 69.0 100.0 4.01 0.08 0.1099 4.80 0.1323 1.2 0.24179 2.01 4.9 1798.0 ± 87 55 801.1 ± 8.9 1798.0 87.0
9.1 100.2 61.0 44.8 0.02 0.63 0.18754 0.45 0.5206 1.3 0.94278 13.46 1.3 2720.7 ± 7.3 1 2702 ±28 2721.0 7.3
9.2 606.9 232.2 161.0 0.06 0.40 0.16511 0.33 0.3092 1.2 0.96105 7.039 1.2 2508.7 ± 5.6 31 1737 ±18 2509.0 6.0
10.1 373.4 183.0 111.0 1.35 0.51 0.1697 1.10 0.3424 1.2 0.74232 8.01 1.6 2555.0 ± 18 26 1898 ±19 2555.0 18.0 10.2 189.7 66.0 71.8 0.80 0.36 0.1826 0.93 0.4372 1.2 0.79073 11.01 1.5 2676 ± 15 13 2338 ±24 2676.0 15.0
11.1 346.4 129.4 143.0 0.57 0.39 0.18225 0.47 0.4785 1.2 0.92587 12.02 1.3 2673.5 ± 7.8 6 2521 ±24 2673.0 8.0
12.1 285.6 109.0 106.0 3.04 0.39 0.178 8.00 0.4177 1.6 0.19319 10.24 8.2 2633.0 ±130 15 2250 ±30 2633.0 133.0
13.1 154.8 89.6 70.4 5.19 0.60 0.1824 3.70 0.5018 1.3 0.32682 12.62 3.9 2675.0 ± 61 2 2622 ±28 2675.0 61.0
14.1 238.7 98.4 111.0 0.55 0.43 0.18691 0.49 0.5406 1.4 0.93965 13.93 1.4 2715.1 ± 8.1 -3 2786 ±31 2715.0 8.0
Os zircões desse litotipo são prismáticos, de cor rósea, euédricos, transparentes, contendo inclusões sólidas e, às vezes, mostram –se fraturados.
A discórdia determinada, a partir de 17 spots, interceptou a Concórdia em 2720 ± 18 Ma, idade que corresponde à época da cristalização desse litotipo; no intercepto inferior foi obtida a idade de 589 ± 91 Ma. Apesar do MSWD (5,2) relativamente elevado, o resultado encontrado por intermédio do intercepto superior com a curva Concórdia representa, sem dúvida, uma ótima estimativa para a idade de posicionamento, na crosta, do Granito Morro do Ferro.
Na região do Quadrilátero Ferrífero (Complexo Metamórfico Bonfim), o Granodiorito Mamona, apresentou a idade U-Pb em zircão de 2721 ± 3 Ma, que é considerada sua idade de cristalização. As duas idades, em discussão, são idênticas, considerada a pequena margem de erro, o que leva à sugestão de que o magmatismo que as gerou é, no mínimo, contemporâneo e, possivelmente, espacialmente relacionado.
?? 134 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 5.4 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades (SHRIMP), obtidas a partir dos zircões do Granito Morro do Ferro (Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso).
Granito São Pedro das Carapuças
Os zircões, obtidos a partir da amostra coletada no ponto JC 1589 (ponto 6, na Figura 5.1) são incolores, euédricos, transparentes e, às vezes, fraturados (Prancha 5.1, fotomicrografia f).
Três dados selecionados, referentes a esse litotipo da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, obtidos pelo método U-Pb convencional, foram plotados no diagrama Concórdia.
A idade U-Pb, encontrada no intercepto superior, foi de 2587 ± 51 Ma; para isso, o intercepto inferior foi forçado para zero (Figura 5.5). Dois dos pontos analíticos, obtidos a partir da análise de grupos de zircões abradados, ficaram posicionados bem próximo da Concórdia.
135 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
O resultado definido pelo intercepto superior é interpretado como a idade mínima de cristalização desse litotipo. As idades aparentes 235U-207Pb são 2335 Ma, 2160 Ma, 1820 Ma, 1780 Ma, 1750 Ma e 1524 Ma (Tabela 5.1).
Figura 5.5 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando a idade obtida a partir dos zircões do Granito São Pedro das Carapuças (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia).
Migmatito (Mesossoma)
Os zircões dessa unidade, pertencente ao Complexo Metamórfico Passa Tempo (Campos et al. 2003), concentrados a partir da amostra coletada no ponto JC 1407 (ponto 3, na Figura 5.1) são prismáticos, euédricos, incolores a castanho claros, límpidos e longos ou aproximadamente
?? 136 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 eqüidimensionais; a razão entre eixos maior e menor na população de cristais longos é da ordem de 4 para 1, enquanto na outra, varia entre 5 para 2 e de 2 para 1 (Prancha 5.1, fotomicrografias c, d).
Sete pontos analíticos, obtidos de populações de zircão em parte abradados, (Tabela 5.1) definiram uma discórdia U-Pb, com intercepto superior em 2622 ± 18 Ma e inferior em 831± 44Ma (Figura 5.6). Um dos pontos analíticos, definido por análise de zircões abradados, aproximou- se bastante da Concórdia, em detrimento dos demais, obtidos de zircões abradados ou não, que ficaram posicionados a meia-distância entre os dois interceptos. As idades aparentes 235U-207Pb são 2527 Ma, 2209 Ma, 2138 Ma, 2050 Ma, 1867 Ma e 1948 Ma, conforme se observa na Tabela 5.1.
A primeira idade (intercepto superior) foi interpretada como a idade mínima para o metamorfismo de fácies granulito que afetou o referido complexo metamórfico (Campos et al. 2003). Alternativamente, levando em consideração a idade obtida para o leucossoma deste migmatito, apresentada a seguir, é possível que ambas estejam definindo um evento de migmatização regional nesta época, ou seja, por volta de 2,6 Ga. É óbvio que pode ocorrer recristalização em torno de zircões herdados de gnaisses, parcialmente absorvidos pela fusão parcial. Além disso, conforme assinalou Pupin (1976), fluidos aquosos desempenham um importante papel na formação de sobrecrescimentos em zircões. Assim, os zircões analisados podem ter sido cristalizados durante o evento de migmatização proposto por Campos et al. (2003).
Comparando-se a idade do mesossoma com a idade do leucossoma, apresentada a seguir, conforme discutido por Campos et al. (2003), em função da margem de erro, elas podem ser consideradas idênticas, reforçando a hipótese de que registrem o evento de migmatização regional, ocorrido ao final do Neoarqueano, na região de Passa Tempo.
Idade U-Pb em zircão, semelhante (2612 ± 3 Ma; Noce 1995), foi encontrada para o Granito Salto do Paraopeba, que aflora nas imediações da Serra de Jeceaba. Além disso, zircões detríticos provenientes de metassedimentos do Grupo Caraça forneceram idades Pb-Pb de 2606 Ma (Machado et al. 1996a). Um evento de migmatização/granitogênese, nessa porção do Cráton São Francisco, no Neoarqueano tardio, parece estar, então, bem caracterizado.
A idade definida pelo intercepto inferior aponta para importante perda isotópica, possivelmente em um evento do Neoproterozóico.
137 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 5.6 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do mesossoma do Migmatito (Suíte Metamórfica Desterro).
Migmatito (Leucossoma)
Os zircões provenientes de uma amostra de leucossoma, coletada no ponto JC 1405 (ponto 4, na Figura 5.1), são róseos a incolores, prismáticos, euédricos e pouco fraturados e de granulação pequena; a razão entre as dimensões maior e menor dos cristais varia entre 5 para 3 e 4 para 3 (Prancha 5.1, fotomicrografia e).
Quatro frações selecionadas de zircões (Tabela 5.1), forneceram uma discórdia, que intercepta a Concórdia em 2599 ± 45 Ma e 805 ± 110 Ma (Figura 5.7). Apenas um dos pontos dessa reta se
?? 138 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 aproximou mais da Concórdia, após abrasão dos zircões que o definiram. Isto se deve ao caráter metamíctico de alguns dos zircões analisados. As idades aparentes 235U-207Pb são 2503 Ma, 2012 Ma, 1975 Ma e 1900 Ma, conforme se observa na Tabela 5.1.
O intercepto superior definiu um valor interpretado como a idade de cristalização dos leucossomas e granitos (l.s.) do Complexo Metamórfico Passa Tempo (Campos et al. 2003). Conforme mencionado anteriormente, a idade do mesossoma está compreendida na faixa do erro desse resultado, ora apresentado. Portanto, é lícito interpretar as duas idades, em conjunto, como a época de cristalização magmática dos zircões e, conseqüentemente, de formação do migmatito.
Figura 5.7 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do leucossoma do Migmatito da Suíte Metamórfica Desterro.
139 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
5.2.2 - Litotipos Paleoproterozóicos
As idades, apresentadas a seguir, foram obtidas a partir de amostras do domínio leste-nordeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso.
Trondhjemito Pau da Bandeira
A amostra desse litotipo (ponto JC 1337D = 7, na Figura 5.1), foliado, pertencente à Suíte Intrusiva Cassiterita-Tabuões, forneceu concentrados de zircão com duas tipologias diferentes, uma caracterizada por cristais meio achatados e outra, por prismas alongados. Os zircões são euédricos, transparentes, incolores e apresentam poucas fraturas (Prancha 5.2, fotomicrografia a); de modo subordinado, foram observados cristais quase eqüidimensionais, translúcidos a opacos e bastante fraturados. Os zircões prismáticos, que são a maioria, têm razão entre eixos maior e menor da ordem de 5 para 1 ou 4 para 1; alguns cristais assemelham-se a agulhas, dadas as suas reduzidas dimensões dos eixos médio e menor.
Prancha 5.2 - Fotomicrografias dos zircões provenientes dos litotipos neoarqueanos estudados, com suas respectivas escalas indicadas. Legenda: (A) - Trondhjemito Pau da Bandeira (ponto JC 1337D); (B) - Tonalito Rio do Peixe (ponto JC 1438); (C) – Trondhjemito São Tiago (ponto JC 1437).
Os 4 pontos analíticos obtidos (Tabela 5.3) se alinharam em uma discórdia com intercepto superior em 2127 ± 7 (± 9,3) Ma, forçada para zero (Figura 5.8). Os concentrados de zircão foram abradados antes da seleção das frações para análise; os pontos se posicionaram relativamente próximos da Concórdia.
O resultado, definido pela discórdia, corresponde à idade mais provável de cristalização dessa rocha. As idades aparentes 235U-207Pb são 1839 Ma, 1803 Ma, 1762 Ma, 1645 Ma e 1615 Ma (Tabela 5.3).
?? 140 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 5.8 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Trondhjemito Pau da Bandeira (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões).
Esse litotipo provavelmente se originou do magmatismo pré-colisional do Cinturão Mineiro (senso Teixeira et al. 2000), uma vez que apresenta assinatura geoquímica característica de crosta do tipo TTG, conforme discutido no capítulo 4 desta tese.
Na pedreira de Nazareno, onde foi amostrado, o Trondhjemito Pau da Bandeira se apresenta discretamente foliado, podendo ser observadas inequívocas relações de corte dessa rocha por diques de composição trondhjemítica a granítica, além de veios pegmatíticos de composição granítica. Dois desses diques, de composição granítica e trondhjemítica, foram amostrados para datação U-Pb, pelos métodos SHRIMP (Figura 5.9) e convencional (Figura 5.10), respectivamente e serão apresentadas a seguir.
141 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Tabela 5.3 - Dados isotópicos das populações de zircões, selecionados para determinações geocronológicas, a partir das amostras das suítes paleoproterozóicas (pontos indicados na Figura 5.1). Legenda: SPU = número utilizado pelo CPGeo/USP; Frações magnéticas: números entre parênteses indicam a inclinação usada no separador magnético FRANTZ (a 1,5A de corrente); # = Pb radiogênico corrigido por branco e Pb inicial, U corrigido por branco; * = não corrigido por branco ou Pb não radiogênico; concentrações totais de U e Pb corrigidas por branco analítico; idades fornecidas em Ma, usando o programa ISOPLOT/Excel (Ludwig 1998); constantes de decaimento recomendadas por Steiger & Jager (1977).
SPU Fração 207/235# Erro 206/238# Erro Coefic. 207/206 Erro 206/204* Pb U Peso Idade Idade Idade magnética ( % ) ( % ) ( % ) (ppm) (ppm) (mg) 206/238 207/235 207/206 Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D) - Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões
1649 M(10)-1 511.527 0.53 0.28064 0.52 0.989 0.13219 0.08 997.11 145.2 457.7 0.0343 1594.6 1838.6 2127.3
1650 M(10)-2 467.135 0.50 0.25684 0.50 0.993 0.13191 0.06 1732.23 125.9 456.8 0.0461 1473.7 1762.1 2123.6
1651 M(10)-3 490.322 0.49 0.26884 0.49 0.993 0.13228 0.06 1304.47 132.6 452.2 0.0511 1534.9 1802.8 2128.4
1652 M(10)-4 405.554 0.48 0.23053 0.48 0.993 0.12759 0.06 1666.29 158.7 639.0 0.0526 1337.3 1645.4 2065.1
1682 M(10)-5 390.833 0.64 0.22544 0.63 0.988 0.12574 0.10 275.77 230.2 810.6 0.0499 1310.5 1615.4 2039.2
Trondhjemito Ritápolis (JC 1337C) - Suíte Ígnea Ritápolis
1664 M(0.5)-1 284.684 0.50 0.18367 0.49 0.988 0.11241 0.08 428.99 149.7 691.6 0.0477 1087.0 1368.0 1838.8
1665 M(0.5)-2 177.111 0.48 0.13445 0.47 0.988 0.09554 0.07 612.18 222.0 1482.0 0.0438 813.2 1034.9 1538.7
1666 M(0.5)-3 215.939 0.53 0.15269 0.51 0.974 0.10257 0.12 212.20 264.9 1313.0 0.0538 916.0 1168.1 1671.2
1667 M(0.5)-4 399.374 0.55 0.24559 0.54 0.988 0.11794 0.09 812.00 92.3 353.3 0.0508 1415.7 1632.9 1925.3
Tonalito Rio do Peixe (JC 1438) - Suíte Ígnea São Tiago
1228 M(6) A 383.667 1.14 0.23513 1.13 0.995 0.11834 0.11 1403.91 269.5 1091.0 0.0734 1361.3 1600.5 1931.4
1229 M(6) B 384.181 1.09 0.23251 1.09 0.996 0.11984 0.97 1482.12 314.4 1294.0 0.0670 1347.6 1601.6 1953.8
1230 M(4) C 404.158 0.89 0.24562 0.88 0.994 0.11934 0.10 2805.06 130.9 519.3 0.1028 1415.8 1642.6 1946.4
1231 M(2+3) D 354.697 0.98 0.21840 0.89 0.907 0.11779 0.41 533.59 135.9 560.3 0.0090 1273.0 1538.0 1923.0
1279 M(4) E 38.388 0.71 0.23617 0.61 0.858 0.11789 0.36 2181.91 177.0 734.5 0.0546 1366.8 1600.9 1924.4
Trondhjemito São Tiago (JC 1437) - Suíte Ígnea São Tiago
1233 M(4) B 274.055 1.52 0.17028 1.51 0.996 0.11673 0.14 788.30 497.0 2588.0 0.0432 1014.0 1340.0 1907.0
1234 M(6) C 244.563 0.66 0.15233 0.65 0.975 0.11644 0.15 521.05 75.8 423.3 0.0550 914.0 1256.0 1902.0
1235 M(6) D 245.443 1.05 0.15092 1.04 0.993 0.11795 0.12 490.23 200.1 1121.0 0.0733 906.0 1258.0 1925.0
1280 M(6+4) E 24.935 0.53 0.15814 0.52 0.987 0.11436 0.08 528.61 283.7 1538.0 0.0294 946.4 1270.1 1869.8
1639 M(10)AA+M(6) 349.992 0.54 0.21961 0.53 0.989 0.11559 0.08 612.35 201.5 837.0 0.0503 1279.8 1527.2 1889.0
1640 M(10)AA+M(6) 35.026 0.55 0.22117 0.54 0.992 0.11486 0.07 947.11 246.1 1056.0 0.0593 1288.0 1527.8 1877.7
Granito Nazareno
Esse litotipo, amostrado no ponto JC 1337H, forneceu concentrados de zircão selecionados para datação, pelo método SHRIMP. Os resultados (Tabela 5.4) forneceram a idade concordante de 2118,3 ± 7,4 Ma, a partir de 6 spots selecionados (Figura 5.9), que corresponde, seguramente, à idade de cristalização dessa rocha. Os pontos analíticos são –1 a –2% discordantes, à exceção de dois, que apresentaram idades bastante discordantes de 1514,0 Ma e 1507,7 Ma (Tabela 5.4).
?? 142 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Tabela 5.4 - Dados isotópicos dos zircões, selecionados para determinações geocronológicas SHRIMP, a partir da amostra do Granito Nazareno (JC 1337 H; Figura 5.1). Legenda: G. S. = número do cristal de zircão + número do 204 spot ; Pbc = Pb comum; Pb* = Pb radiogênico; (1) = Pb comum corrigido usando Pb medido; # = idade corrigida por 204Pb. O erro de calibração do padrão foi de 0,64% (não incluído nos erros acima).
206 206 232 G. U Th Pb* Pbc T (1) ± (1) ± coef. (1) ± (1) Idade Disc (1) Idade # Idade Erro S. ppm ppm ppm % h 207Pb* % 206Pb* % 207Pb* % 207Pb % 206Pb 207Pb (1σ) /238U /206Pb* /238U /235U /206Pb /238U /206Pb 1.1 187.9 136.7 41.9 63.1 0.75 0.13086 0.49 0.3909 1.5 0.950 7.05 1.6 2109.5 ± 8.6 -1 2,127 ±27 2109.5 9 1.2 1135.1 73.5 66.6 153 0.07 0.09427 0.79 0.1562 1.5 0.886 2.03 1.7 1514.0 ± 15 38 936.0 ±13 1514.0 15.0 2.1 119.3 86.1 93.3 40.8 0.75 0.13188 0.59 0.3975 1.5 0.933 7.23 1.6 2123 ± 10 -2 2158.0 ±28 2123.2 10 3.1 191.6 149.3 161.0 63.8 0.80 0.13176 0.45 0.3874 1.5 0.957 7.04 1.6 2121.6 ± 7.9 0 2111.0 ±27 2121.6 8 4.1 146.9 106.8 42.1 49.6 0.75 0.13070 0.59 0.3923 1.5 0.932 7.07 1.6 1507.7 ± 10 -1 2134.0 ±27 2107.4 10 5.1 1634.7 147.2 98.4 229 0.09 0.09400 16.0 0.1464 2.1 0.134 1.90 16 1508.0 ±300 42 881.0 ±17 1507.7 296 5.2 254.2 193.5 92.5 87.2 0.79 0.13188 0.54 0.3989 1.5 0.938 7.25 1.6 2123.2 ± 9.5 -2 2164.0 ±27 2132.2 10 6.1 153.7 101.7 23.7 52.2 0.68 0.13070 0.77 0.3944 1.6 0.902 7.11 1.8 2108.0 ± 14 -2 2143.0 ±29 2107.6 14
Figura 5.9 – Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando a idade concordante (SHRIMP), obtida a partir dos zircões do Granito Nazareno (Suíte Ígnea Ritápolis).
143 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Trondhjemito Ritápolis
Os zircões provenientes desse litotipo, amostrado no ponto JC 1337C (ponto 8 na Figura 5.1), para determinações geocronológicas U-Pb pelo método convencional, são incolores, prismáticos (razões entre eixo maior e menor baixas), euédricos, transparentes, em sua maioria, mas alguns cristais translúcidos a opacos foram encontrados.
A análise dos zircões selecionados forneceu uma discórdia com interceptos com a Concórdia em 2061 ± 200 Ma e 460 ± 180 Ma (Figura 5.10).
Figura 5.10 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Trondhjemito Ritápolis (Suíte Ígnea Ritápolis). ?? 144 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
É digno de nota que os 4 pontos analíticos estão mais próximos do intercepto inferior da Concórdia, com margem de erro muito grande, tornado-se difícil correlacionar estas idades, em termos de evento geológico.
As idades aparentes 235U-207Pb são 1633 Ma, 1368 Ma, 1168 Ma e 1035 Ma, conforme se observa na Tabela 5.3.
Apesar da grande margem de erro da idade, ora apresentada (Tabela 5.3; Figura 5.10), as relações de campo e as características petroquímicas, discutidas no capítulo anterior dessa tese, mostram que esse litotipo pode corresponder a um pulso pouco mais jovem de um mesmo magmatismo pré- a sin-colisional de arco magmático. Esse magmatismo de arco teria ocorrido por volta de 2,2-2,1 Ga e os plutonitos resultantes teriam sido rapidamente reciclados durante acresção e colagem subseqüente (Silva et al. 2002b).
Tonalito Rio do Peixe
Os cristais de zarcão da amostra desse litotipo, coletada no ponto JC 1438 (10, na Figura 5.1), são incolores, transparentes a translúcidos, euédricos, em forma de prismas curtos; a relação entre eixos maior e menor é da ordem de 2 a 3 para 1, predominantemente e, mais raramente, 6 para 1 (Prancha 5.2, fotomicrografia b).
Os 5 pontos analíticos, obtidos a partir de agrupamentos de zircões selecionados, alinharam-se em uma discórdia com intercepto superior posicionado em 1937 ± 22 Ma e, inferior, forçado para zero. (Tabela 5.3; Figura 5.11). Estes pontos encontram-se relativamente próximos da Concórdia.
O resultado, definido pelo intercepto superior, corresponde à idade mínima da cristalização da rocha. As idades aparentes 235U-207Pb são 1643 Ma, 1601 Ma e 1538 Ma (Tabela 5.3).
A rocha em questão aflora em íntima associação com o litotipo, de composição trondhjemítica, cuja idade bastante similar a esta, ora discutida, será apresentada a seguir. Parece óbvio que os dois litotipos são fruto de um mesmo evento magmático do final do Paleoproterozóico, provavelmente relacionado às fases tardias da Orogênese Minas. Um dado importante, discutido no capítulo 4, é que esses dois litotipos possuem assinatura geoquímica TTG. Portanto, seria incoerente interpretar a gênese dessas rochas em termos de retrabalhamento crustal. Deste modo, essas idades podem estar registrando um dos episódios de acresção do Cinturão Mineiro (ver Silva et al. 2002b).
145 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 5.11 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Tonalito Rio do Peixe (Suíte Ígnea São Tiago).
Trondhjemito São Tiago
Os zircões desse litotipo, amostrado no ponto JC 1437 (9, na Figura 5.1), são róseos a castanho claros, euédricos, prismáticos, transparentes a translúcidos, fraturados. Os prismas são curtos, com razão entre eixos maior e menor da ordem de 3 para 1 ou 5 para 2 ou, excepcionalmente, 6 para 1. Em vários cristais desses zircões foram observados zonamento oscilatório, evidência da origem ígnea destes minerais (Prancha 5.2, fotomicrografia c).
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Os agrupamentos de zircões selecionados forneceram 6 pontos analíticos (Tabela 5.3), que definiram uma discórdia, cujo intercepto superior com a Concórdia apontou a idade U-Pb de 1887 ± 19 Ma (Figura 5.12 ); o intercepto inferior foi forçado para zero. Dois pontos analíticos foram obtidos a partir de zircões abradados e estão posicionados, no diagrama, mais próximos da Concórdia.
Figura 5.12 - Diagrama Concórdia U-Pb, mostrando as idades obtidas a partir dos zircões do Trondhjemito São Tiago (Suíte Ígnea São Tiago).
A idade fornecida deve corresponder à época de cristalização dessa rocha. As idades aparentes 235U-207Pb são de cerca de 1528 Ma, 1340 Ma, 1270 Ma e por volta de 1258 Ma.
5.2.3 - Metassedimentares
147 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Dentre as amostras de rochas metassedimentares coletadas, uma foi escolhida para análises isotópicas U-Pb em zircões detríticos.
Quartzito Bom Sucesso
Zircões detríticos, concentrados a partir de amostra coletada no ponto JC 1346 (ponto 11, na Figura 5.1), forneceram um elenco de idades U-Pb (Anexo 5.1), pelo método SHRIMP. As idades mais concordantes se agrupam em três modas, uma de maior freqüência em 2700 - 2650 Ma, três outras de menor ordem, à volta de 3500 Ma, de 2500 Ma e de 2450 Ma, além de 3200 Ma (Figura 5.13); as idades que definiram essa última moda foram obtidas em três fragmentos de grãos (Carneiro et al. 2002). As idades 207Pb-206Pb mais jovens são 2658 ± 11 Ma (0,3% discordante) e 2624 ± 12 Ma (0,3% discordante), indicando que a abertura da paleo-bacia, que recebeu esses sedimentos, deu-se após 2624 ± 12 Ma .
Figura 5.13 - Histograma mostrando a distribuição do elenco de idades 207Pb/206Pb, obtidos a partir dos zircões detríticos do Quartzito Bom Sucesso.
5.3 - SUMÁRIO DOS ESTUDOS GEOCRONOLÓGICOS
?? 148 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Os dados ora apresentados permitiram demonstrar que, na área estudada nesta tese, existem dois domínios geocronológicos distintos, separados pelo Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (Figura 5.14). O primeiro, situado a NW desse lineamento, é constituído por crosta gerada no Mesoarqueano tardio/Neoarqueano, retrabalhada principalmente no Neoarqueano tardio. O outro, a SE do referido lineamento, é parte de um segmento crustal formado e, parcialmente retrabalhado, no Paleoproterozóico. Quanto às suítes definidas no capítulo 4, dentre as neoarqueanas (a Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, a Suíte Metamórfica Desterro e a Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia), a primeira é um pouco mais antiga e as demais incluem litotipos retrabalhados e/ou posicionados no Neoarqueano tardio. As suítes do Paleoproterozóico são a Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, a Suíte Ígnea Ritápolis e a Suíte Ígnea São Tiago.
Figura 5.14 - Síntese dos dados geocronológicos, obtidos nesta tese, evidenciando dois padrões distintos de idades, um do Neoarqueano e outro do Paleoproterozóico [litotipos situados, respectivamente, a NW e SE do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (idades indicadas em milhões de anos)].
No domínio essencialmente arqueano, os resultados demonstram o retrabalhamento de crosta, gerada no final do Mesoarqueano e magmatismo juvenil, durante o Neoarqueano, na região de Bom Sucesso. Cenário geológico semelhante foi caracterizado por Carneiro (1992) e Machado & Carneiro (1992) nas imediações do Quadrilátero Ferrífero (Complexo Metamórfico Bonfim). Além disso, retrabalhamentos, durante o Neoarqueano tardio, de crosta gerada no Neoarqueano, ou anteriormente, foi
149 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... caraterizado na região de Passa Tempo-Desterro de Entre Rios (Complexo Metamórfico Passa Tempo; Campos et al. 2003) e a nordeste de Bom Sucesso, corroborando resultados prévios de Noce (1995), na região de Salto do Paraopeba e de Endo (1997), no Complexo Metamórfico Bação.
No domínio das suítes paleoproterozóicas (contexto do Cinturão Mineiro), foram encontrados padrões de idades da ordem de 2100 Ma, 2060 Ma, 1930 Ma e 1890 Ma. Estes resultados mostram que, mesmo litotipos foliados (e.g. Trondhjemito Pau da Bandeira), anteriormente descritos como gnaisses arqueanos, são na realidade resultantes de magmatismo do Paleoproterozóico, corroborando dados apresentados por Silva et al. (2002b). Dados semelhantes haviam sido relatados por Ávila (2000), que datou rochas félsicas pelo método Pb-Pb (evaporação de zircão). Rochas de composição intermediária da região de São João del Rei, provavelmente relacionadas a um magmatismo de ambiente de subducção de placas, foram datadas em cerca de 2200 Ma (Pb-Pb; Ávila 2000). Um hornblenda-granodiorito foliado, coletado nas margens da estrada que liga Ritápolis a São Tiago, nas proximidades do ponto JC 1437, foi datado pelo método U-Pb SHRIMP. As razões isotópicas obtidas forneceram uma discórdia com intercepto superior em 2050 ± 12 Ma, que foi interpretada como a idade de cristalização da rocha; a idade dada pelo intercepto inferior, de 565 ± 23 Ma (1σ), é atribuída ao metamorfismo do Evento Brasiliano (Silva et al. 2002b). Na área estudada nesta tese, idades U-Pb da ordem de 1900 Ma ainda não haviam sido encontradas.
O padrão de idades, encontrado em zircões detríticos da Formação Moeda (Machado et al. 1996a, Endo et al. 2002), é muito semelhante ao do Quartzito Bom Sucesso. Isto vem corroborar a idéia de que o referido litotipo se correlacione à unidade estratigráfica inferior do Grupo Caraça (Formação Moeda), Supergrupo Minas.
?? 150 151 CAPÍTULO 6 EVOLUÇÃO TECTÔNICA
6.1- INTRODUÇÃO
A partir do exame integrado de resultados isocrônicos Rb-Sr e Pb-Pb, Teixeira (1985) conseguiu caracterizar as épocas significativas da evolução crustal, em termos de processos de acresção/diferenciação e/ou retrabalhamento crustal da porção extremo sul/sudoeste do Cráton São Francisco. Sugeriu também que os setores nordeste e sudoeste seriam núcleos relativamente mais antigos desse espessamento crustal, que progrediriam para um setor central também arqueano (Itapecerica, Cláudio, Divinópolis). Determinados segmentos de supracrustais representariam os limites entre esses núcleos (Figura 6.1). Um elemento tectônico comum na região é o enxame de diques máficos da Suíte Gabro Norítica de Pinese (1997), de orientação NW-SE, que têm uma idade isocrônica Sm-Nd de 2.658 ± 44 Ma (Pinese et al. 1997). Diques com essa mesma composição e orientação, foram reconhecidos na região de Candeias, mais a NW da área estudada nesta tese, cortando restos de seqüências metassedimentares (Correia da Costa 1999; Figura 2.4). Entretanto, Oliveira (2004) datou pelo método 40Ar-39Ar, os diques gabronoríticos e gabróicos, da região de Oliveira-Cláudio-Itapecerica, em 1752 ± 15 Ma e 1080 ± 40 Ma, em contraste com aqueles datados por Pinese et al. (1997) e essas idades foram interpretadas como épocas de cristalização dessas duas famílias de diques máficos.
Os dados geológicos gerais disponíveis na literatura acerca do CSFM e aqueles obtidos no decorrer da realização desta tese, especialmente os geocronológicos U-Pb e litogeoquímicos, permitiram caracterizar, na área estudada, dois domínios distintos (Figura 6.2). A NW do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso predominam rochas arqueanas, que pertencem aos complexos Campo Belo, Passa Tempo e Bonfim Meridional. O domínio situado a SE do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso abrange essencialmente rochas granitóides e intermediárias a máficas, geradas no Paleoproterozóico, conforme atesta o acervo de idades U-Pb, Sm-Nd e Rb-Sr (Teixeira 1985, Quéméneur & Vidal 1989, Heilbron et al. 1989, Teixeira et al. 1998, Ávila et al. 1998, Noce et al. 1998, Teixeira et al. 2000, Ávila 2000, Silva et al. 2002b; Tabela 6.1).
De modo subordinado ocorrem supracrustais de idade mesoproterozóica (Söllner & Trouw 1997) e faixas parcialmente descontínuas de seqüências do tipo greenstone, cujas idades são remetidas ao
152 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Arqueano (e.g. Machado Filho et al. 1983, Pires 1977, Ávila 2000) ou admitidas mais jovens, porém anteriores a 2218 Ma para uma dessas seqüências e 2131-2121 Ma para a outra, na região de São João del Rei (Ávila 2000).
Figura 6.1 - Esboço geológico de uma porção do Cráton São Francisco Meridional, mostrando os domínios de diferentes padrões geocronológicos, determinados por idades isocrônicas Rb-Sr (valores envolvidos por elipses).
153 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Legenda: 1 = Complexos Metamórficos, 2 = Supergrupo Rio da Velhas, 3 = Supergrupo Minas, 4 = Supergrupo São Francisco (modificado de Teixeira 1985).
?? 154 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 6.2 - Mapa geológico simplificado do Cráton São Francisco [modificado a partir de Teixeira et al. (2000) e Campos et al. (2003)]. Legenda: 1 = Terrenos arqueanos e paleoproterozóicos indiscriminados; 2 = seqüências tipo greenstone [Supergrupo Rio das Velhas (Neoarqueano) e outras]; 3 = Suítes máfico-ultramáficas [Ribeirão dos Motas (Neoarqueano) e Morro das Almas]; 4 = Rochas gabróicas e dioríticas (Paleoproterozóico?); 5 = Supergrupo Minas (Paleoproterozóico); 6 = Grupos São João Del Rei (Paleoproterozóico)/Andrelândia (Neoproterozóico); 7 = Supergrupo Espinhaço (Mesoproterozóico); 8 = Cobertura cratônica indivisa (Neoproterozóico); 9 = Falhas e fraturas: LJBS = Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, LCg = Lineamento Congonhas; 10 = Eixos de dobras; 11 = Traço da foliação (A), Contatos litológicos (B); 12 = Cidades: B = Barbacena, BH = Belo Horizonte, Bf = Bonfim, BS = Bom Sucesso, CB = Campo Belo, C = Cláudio, CL = Conselheiro Lafaiete, DER = Desterro de Entre Rios, D = Divinópolis, I = Itabirito, Ib = Ibituruna, Ip = Itapecerica, It = Itaúna, Itb = Itabira, J = Jeceaba, L = Lavras, N = Nazareno, Ol = Oliveira, OP = Ouro Preto, PT = Passa Tempo, SAA = Santo Antônio do Amparo, ST = São Tiago, SJR = São João del Rei.
155 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
A idade mínima dessa primeira seqüência (Greenstone Belt II) é balizada pela presença de xenólitos destas rochas no Granodiorito Brumado de Baixo (idade Pb-Pb de 2218 ± 4Ma; Ávila 2000), enquanto a do Greenstone Belt I é balizada pelas idades de cristalização do Diorito Brumado e do Granito Ritápolis (resultados Pb-Pb de 2131 ± 4Ma e 2121 ± 7Ma, respectivamente).
6.2- EVENTO TECTONOTERMAL RIO DAS VELHAS
Esse evento, suficientemente caracterizado do ponto de vista litogeoquímico e geocronológico (Carneiro 1992, Machado & Carneiro 1992), abrange deformação, metamorfismo da seqüência greenstone Rio das Velhas e do substrato crustal associado (e.g. Gnaisse Alberto Flores) além da colocação sin- e pós-tectônica de rochas cálcio-alcalinas (e.g. Granodiorito Mamona, Tonalito Samambaia, Granito Brumadinho) e básicas (e.g. Anfibolito Paraopeba, Anfibolito Candeias), no período compreendido entre 2,8 e 2,7 Ga (Tabela 6.1). Entretanto, em outras porções do Cráton São Francisco Meridional, fora dos domínios do Complexo Metamórfico Bonfim (Carneiro 1992, Machado & Carneiro 1992), seqüências supracrustais [e.g. Greenstone Lafaiete (Pires 1977), sucessões Greenstone Belt I e II (Ávila 2000)] foram correlacionadas ao Supergrupo Rio das Velhas, sem argumentos geológicos muito convincentes. Nesta tese, fica demonstrada a geração de crosta continental, por volta de 2,7 Ga, na região de Bom Sucesso, no contexto do Complexo Metamórfico Campo Belo, definido por Teixeira et al. (1996a). Com base nas evidências, apresentadas a seguir, é proposta uma extensão maior para os eventos geológicos relacionados ao Evento Tectonotermal Rio das Velhas.
6.2.1- Evidências Litogeoquímicas
Se investigarmos o ambiente tectônico da colocação crustal do Trondhjemito Aureliano Mourão, os índices listados na Tabela 4.1 sugerem tratar-se de granito (l.s.) dos tipos S e MM, gerado a partir de fusão de crosta continental predominantemente, mas com importante contribuição mantélica (Rb/Sr = 0,09-0,08). Quanto ao Granito Bom Sucesso II (s.s.), os índices listados na Tabela 4.1 sugerem que ele seja dos tipos S e MS, segundo os critérios de Pitcher (1983) e Chaoqun (1985), respectivamente, de derivação mantélica, porém, possivelmente com contribuição de sedimentos (Rb/Sr = 0,91-1,06). Os resultados geoquímicos do Granodiorito/Granito Morro do Ferro (Rb/Sr = 1,44 a 1,7) sugerem assinatura crustal para a amostra JC 1380C (tipos MM e S); fusão de manto superior com alguma fusão subordinada de sedimentos é a assinatura sugerida pelos dados da amostra coletada no ponto JC 1312 (tipos MS e S). Os granitos Brumadinho (Carneiro 1992) e Bom Sucesso I (Quéméneur 1996), foram classificados como
?? 156 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 do tipo MD, granitos que, segundo Chaoqun (1985), têm como fonte materiais do manto superior, que são fracionados para formar granitóides do tipo alcalino. Esta assinatura é confirmada, nos diagramas de Sylvester (1989) e de Whalen et al. (1987), Figura 4.4, em que estes dois litotipos são, respectivamente, caracterizados como alcalinos e tipo A (Granito Bom Sucesso I) e fracionados (Granito Brumadinho).
Na Tabela 6.2, podem-se observar as diferentes possibilidades de enquadramento tectônico para os litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, descritos nesta tese.
Tabela 6.2 - As diversas possibilidades de enquadramento tectônico para o Trondhjemito Aureliano Mourão, o Granodiorito/Granito Morro do Ferro e o Granito Bom Sucesso (Suíte Samambaia-Bom Sucesso).
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico + sin-colisional; Arco vulcânico 6. 3. a Trondhjemito Aureliano Mourão Coleman & Donato (1979) Nenhum dos campos 6. 3. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional e sin-subducção 6. 3.c Drummond & Defant (1990) III / IV 6. 3.d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico + sin-colisional; Arco vulcânico 6. 3. a Granito Bom Sucesso Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 3. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional e sin-subducção 6. 3. c Drummond & Defant (1990) ADR / I 6. 3. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico/Intraplaca 6. 3. a Granodiorito/Granito Morro do Ferro Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 3. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + sin-subducção/ sin-colisional 6. 3. c Drummond & Defant (1990) ADR/I 6. 3. d
No diagrama de Pearce et al. (1984), Figura 6.3.a, a maioria dos litotipos ocupa o campo dos granitos de Arco Vulcânico, exceto o Tonalito Samambaia e a amostra JC 1380C, que ocupam o campo dos granitos de Interior de Placa e parte dos dados do Granito Brumadinho, que se espalham no campo dos granitos Sin-colisionais.
De acordo com o diagrama proposto por Coleman & Donato (1979), que distingue plagiogranitos oceânicos de trondhjemitos e granófiros continentais, apenas o Trondhjemito Babilônia ocupa o campo 2, dos trondhjemitos continentais (Figura 6.3.b), enquanto o Trondhjemito Aureliano Mourão está numa posição intermediária entre este campo e o campo 1, dos Granófiros Continentais (Figura 6.3.b); os demais litotipos se comportam como granófiros continentais (campo 1; Figura 6.3.b).
157 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
No diagrama de Thiéblemont & Cabanis (1990), grande parte dos dados dessa suíte ocupa o campo dos granitos sin-colisionais (Figura 6.3.c); os dados do Trondhjemito Aureliano Mourão e do
Figura 6.3 - Dados dos litotipos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso, em diagramas discriminantes de ambiente tectônico de colocação de granitos. (A) [Pearce et al. (1984): 1 = Sin-Colisional, 2 = Interior de Placa, 3 = Arco Vulcânico, 4 = Cordilheira Oceânica]; (B) [Coleman & Donato (1979): 1 = Granófiros Continentais, 2 = Trondhjemitos Continentais, 3 = Basaltos Tholeiíticos Continentais, 4 = Basaltos e Gabros Oceânicos, 5 = Plagiogranitos Oceânicos, 6 = Gabros Cumulados]; (C) [Thiéblemont & Cabanis (1990): 1 =
?? 158 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Alcalinos/Anorogênicos, 2 = Pós-Colisionais + Sin-Subducção, 3 = Sin-Colisionais, 4 = Hiperalcalinos]; (D) [Drummond & Defant (1990): área hachurada = ADR (Andesito-Dacito-Riolito), curvas de fusão parcial de basaltos fornecendo restitos eclogíticos ou 10% granada-anfibolito)]. Legenda: Trondhjemito Aureliano Mourão (JC 1353); Granito Bom Sucesso I (JC 1354); Granito Bom Sucesso II (JC 1554); Granodiorito/Granito Morro do Ferro (JC 1312, JC 1380C). [Dados de outros autores: (1*) = Quéméneur (1996); (2*) = Carneiro (1992)].
Granodiorito/Granito Morro do Ferro espalham-se no campo dos granitos pós-colisionais + sin-subducção, enquanto os do Tonalito Samambaia encontram-se posicionados, em parte, no campo dos granitos hiperalcalinos (Figura 6.3.c).
Drummond & Defant (1990) compararam dados de suítes TTD (Trondhjemito-Tonalito-Dacito) arqueanas e fanerozóicas e concluíram que os membros de alto Al dessa suíte têm muitas similaridades geoquímicas e são, primariamente formados, em função da fusão de crosta oceânica, deixando um resíduo eclogítico a anfibolítico. Segundo estes autores, as rochas dessa natureza, formadas no Cenozóico, são encontradas em ambientes onde crosta oceânica jovem (<30 Ma) e quente é subductada, recriando condições vigentes no Arqueano (alto fluxo de calor, rápida convecção e subducção de placas menores e mais quentes; Bickle 1978, Sleep & Windley 1982). Em arcos modernos, onde há subducção de crosta oceânica mais antiga (>30 Ma), magmas derivados do manto são formados, promovendo a ascensão de suítes ADR (Andesito-Dacito-Riolito). A suíte TTD de alto Al apresenta, entre outras características geoquímicas, depleção em elementos terras raras pesados, com um padrão em declive negativo acentuado, que implicam em uma zona crustal específica para sua gênese, ou seja, profundidades de 75-85 km (T = 700-775°C; P = 23-26 kbar), onde a fusão parcial na presença de água concorre com as reações de desidratação; além disso, implica no envolvimento de extração de granada e/ou hornblenda (Drummond & Defant 1990).
Os litotipos tonalítico/trondhjemíticos da Suíte Samambaia-Bom Sucesso preenchem todos os requisitos geoquímicos de uma suíte TTD de alto Al (baixas razões Rb/Sr e K/Rb, padrão em rampa negativa de ETR normalizados ao condrito, depleção de ETR pesados, ausência de anomalia negativa de Eu e teores de Nb e Sr, respectivamente, baixos e elevados). Entretanto, os dados plotados no diagrama de Drummond & Defant (1990) forneceram indicações não homogêneas para estes litotipos (Figura 6.3.d). Enquanto o Trondhjemito Babilônia e o Trondhjemito Aureliano Mourão se aproximam da curva III (fusão parcial, cerca de 50%, de fonte MORB, deixando restito eclogítico), o Tonalito Samambaia posiciona-se no campo ADR (suíte fracionada a partir de magma mantélico). Outras diferenças geoquímicas, encontradas no Tonalito Samambaia, foram apresentadas no capítulo 4 desta tese. Isto mostra a complexidade da evolução geológica da região em estudo, tendo em vista a gênese destes litotipos.
159 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
De todo modo, os resultados mostram que é difícil correlacionar todos os litotipos dessa suíte a um único evento tectono-metamórfico.
A idade do Granito Bom Sucesso, bem como as assinaturas geoquímicas semelhantes às do Granito Brumadinho, permitem correlacioná-lo, juntamente com o Granodiorito Mamona, à fase final de um evento cronocorrelato ao Evento Tectonotermal Rio das Velhas.
O Granodiorito/Granito Morro do Ferro apresenta padrão geoquímico semelhante ao dos granitos Bom Sucesso I e Bom Sucesso II e ao do Granito Brumadinho e, portanto correlaciona-se aos litotipos mais evoluídos da Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso.
6.2.2- Evidências Geocronológicas.
Se de fato, a idade do Trondhjemito Aureliano Mourão é cerca de 2809 Ma (esta é interpretada como idade mínima para sua cristalização), sua gênese deve estar relacionada a um evento tectono- metamórfico anterior ao Evento Rio das Velhas, do qual se originou também o Trondhjemito Babilônia; a imprecisão da idade, apresentada no capítulo 5, não permite maiores inferências quanto à sua gênese. Quanto ao Tonalito Samambaia, sua idade de 2780 +3/-2 Ma sugere, no contexto do Evento Tectonotermal Rio das Velhas, colocação precoce na crosta. Além disso, sua assinatura geoquímica indica um caráter bastante primitivo, em termos de diferenciação magmática. Deste modo, sua formação diretamente a partir de material mantélico é coerente.
Os resultados obtidos, a partir dos litotipos escolhidos para datação U-Pb, indicam, portanto, a existência de crosta Mesoarqueana na região de Bom Sucesso e apontam para episódio magmático, nessa região, correlacionável ao do Evento Tectonotermal Rio das Velhas, na região do Quadrilátero Ferrífero.
Um vulcanismo félsico, cronocorrelato a este magmatismo (2772 ± 6 Ma, 2776 +23/-1 Ma; Machado et al. 1992) gerou rochas, que correspondem aos estágios finais do magmatismo predominantemente ultramáfico a máfico da seqüência greenstone Rio das Velhas (Teixeira et al. 2000).
Além disso, os dados demonstram que não houve perdas isotópicas, após a cristalização magmática, a não ser durante o Neoarqueano tardio e, talvez, no Neoproterozóico tardio. Isto significa que esta porção crustal foi preservada dos eventos tectonotermais do Paleoproterozóico.
6.3- EVENTO TECTONOTERMAL DO NEOARQUEANO TARDIO
?? 160 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Um evento magmático por volta de 2,62 Ga (Noce 1995) e de 2,66 Ga (Teixeira et al. 1996a, Teixeira et al. 1996b, Teixeira et al. 1998) havia sido proposto anteriormente; esse evento foi, então, correlacionado às manifestações tardias do Evento Tectonotermal Rio das Velhas (Carneiro 1992), correspondentes à estabilização da porção crustal envolvida nessa orogênese. Endo (1997) propôs dois eventos tectônicos, ocorridos, no contexto do Evento Tectonotermal Rio das Velhas, que são o Evento Tectônico Rio das Velhas II (ERV 2) e o Evento Tectônico Rio das Velhas III (ERV 3).
O magmatismo máfico fissural da região de Lavras (Pinese et al. 1997) e a deposição na paleo- bacia Maquiné foram correlacionados ao ERV 2 por Endo (1997). A orogênese Maquiné configura o ERV 3, ao qual está relacionada a colocação do Granito Salto Paraopeba (Noce 1995) e do Granito Itabirito (Endo 1997).
Nesta tese, foram caracterizados, a partir do estudo de rochas provenientes da região de Desterro de Entre Rios, um evento metamórfico de alto grau, com uma migmatização/granitogênese e cisalhamento, em regime dúctil/rúptil (NNE e NNW) associados, do final do Neoarqueano; registros da superimposição de um cisalhamento, segundo a direção ENE, de caráter rúptil/dúctil, foram encontrados, no âmbito do Complexo Metamórfico Passa Tempo (Campos et al. 2003).
6.3.1- Evidências Litogeoquímicas
A caracterização das suítes do Neoarqueano tardio, a partir da análise dos dados obtidos nesta tese, em conjunto com aqueles anteriormente divulgados por outros autores, mostra que uma atividade tectono-metamórfica teve lugar no Cráton São Francisco Meridional, nessa época. As evidências que permitem tal afirmação são a caracterização de duas suítes ígneas, que compreendem litotipos de assinatura crustal e de uma suíte, essencialmente metamórfica, mas englobando litotipos félsicos de natureza ígnea. A seguir serão apresentados alguns resultados litogeoquímicos, obtidos para as suítes metamórfica e ígnea posicionadas no Neoarqueano tardio. Todos os dados apontam para retrabalhamento de crosta pré-existente, com formação de migmatitos e granitos de assinaturas crustais.
Quanto à Suíte Metamórfica Desterro, podem-se observar na Tabela 4.1, diversos índices de discriminação de granitos (l.s.). Em termos de ambiente tectônico, os critérios de Pitcher (1983) e (Chaoqun 1985) indicam que o Gnaisse I apresenta características de granitóides dos tipos I-Cordilheriano e CR, respectivamente; os dados da amostra JC 1497 classificam-se como S e MM. Esse gnaisse corresponde a rochas pós-colisionais, de derivação crustal (tipo CR; Rb/Sr = 1,42; Tabela 4.1), mas com
161 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... alguma contribuição de material proveniente do manto (tipo MM; Rb/Sr = 0,08; JC 1497; Tabela 4.1). O Gnaisse II seria, respectivamente, dos tipos I-Cordilheriano e CR. Esse litotipo corresponde a rochas pós- colisionais, de derivação crustal (Rb/Sr = 2,90; Tabela 4.1). O mesossoma seria do tipos I-Caledoniano e CR; esse litotipo corresponderia, então, a rochas pós-colisionais, de derivação crustal, como atesta a razão Rb/Sr = 0,64 (Tabela 4.1), enquanto o leucossoma se enquadra nos tipos S e MS, que correspondem a rochas pós-colisionais, de derivação crustal (Rb/Sr = 0,51 ou muito elevado, de cerca de 53, para a amostra JC 1405; Tabela 4.1).
Nos diagramas de Pearce et al. (1984), como se observa na Figura 6.4.a, a maioria dos litotipos ocupa o campo dos granitos de Arco Vulcânico, exceto o Gnaisse II e parte dos dados do mesossoma, que ocupam o campo dos granitos de Interior de Placa e de Arco vulcânico; o leucossoma ocupa sempre o campo dos Granitos sin-colisionais (Figura 6.4.a; Tabela 6.3).
Tabela 6.3 – As diversas possibilidades de enquadramento tectônico para o Gnaisse I, o Gnaisse II, o mesossoma e o leucossoma do migmatito da Suíte Desterro.
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico/Intraplaca 6. 4. a Gnáisse I Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 4. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Sin-colisional 6. 4. c Drummond & Defant (1990) ADR 6. 4. d
Pearce et al. (1984) Sin-colisional/Intraplaca 6. 4. a Gnáisse II Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 4. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Alcalino/Sin-colisional 6. 4. c Drummond & Defant (1990) ADR 6. 4. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico/Intraplaca 6. 4. a Migmatito Desterro (Mesossoma) Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 4. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + sin-subducção/Alcalino 6. 4. c Drummond & Defant (1990) ADR 6. 4. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 4. a Migmatito Desterro (Leucossoma) Coleman & Donato (1979) ADR/Nenhum dos campos 6. 4. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + sin-subducção/Alcalino 6. 4. c Drummond & Defant (1990) ADR / I 6. 4. d
No diagrama de Coleman & Donato (1979), os resultados referentes aos litotipos da suíte em questão se distribuem em três domínios distintos, a maioria no campo dos Granófiros Continentais, o
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Gnaisse I no campo dos Trondhjemitos Continentais e o leucossoma, que não se enquadra em nenhum campo (Figura 6.4.b; Tabela 6.3).
No diagrama de Thiéblemont & Cabanis (1990), os dados dos litotipos da Suíte Metamórfica
163 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
?? 164 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Figura 6.4 - Resultados litogeoquímicos referentes à Suíte Metamórfica Desterro, apresentados em diagramas, que permitem discriminar diferentes ambientes tectônicos (campos conforme Figura 6.3). Legenda: Gnaisse I (JC 1482, JC 1497); Gnaisse II (JC 1592, JC 1450, JC 1451); Mesossoma (JC 1407); Leucossoma (JC 1405 = JC 1475). Desterro espalham-se em três campos distintos; os do migmatito estão, parte no campo dos granitos pós- colisionais + sin-subducção, parte no campo dos alcalinos/anorogênicos, enquanto no campo dos granitos sin-colisionais estão os dados do Gnaisse I e parte dos dados do Gnaisse II; os outros dados do Gnaisse II posicionam-se no campo dos granitos alcalinos/anorogênicos (Tabela 6.3; Figura 6.4.c). Os dados do Gnaisse I estão plotados sobre a curva I (fonte basáltica/komatiítica do Arqueano, fusão parcial entre 10 e 50%, fornecendo restito eclogítico, de acordo com o diagrama de Drummond & Defant (1990). Parte dos dados do Gnaisse II têm comportamento semelhante, nesse mesmo diagrama, enquanto os demais litotipos estão no campo ADR (Figura 6.3.d).
Em relação à Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia, considerando-se os dados apresentados na Tabela 4.1, o Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo pertence aos tipos S e MM, respectivamente, em função dos critérios de Pitcher (1983) e Chaoqun (1985). Trata-se de rocha do tipo pós-colisionais, de derivação crustal (Rb/Sr = 0,58 e K/Na = 1,41; Tabela 4.1), possivelmente gerada por refusão de crosta TTG pré-existente.
O Granito São Pedro das Carapuças, apesar das razões Rb/Sr e K/Na relativamente altas (Rb/Sr = 0,67 e K/Na = 1,68; Tabela 4.1), seria dos tipos M e MS, correspondendo a granitos originados da fusão do manto superior, com alguma contribuição de fusão de sedimentos (MS) e posicionado em ambiente de arco de ilha oceânico (M).
Do mesmo modo, todos os demais litotipos dessa suíte apresentam razões Rb/Sr acima de 0,5 e K/Na acima de 1,25 (exceto o Granito Salto Paraopeba, com razão K/Na = 0,4).
Nos diagramas de Pearce et al. (1984), conforme Tabela 6.4 e Figura 6.5.a, a maioria dos litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia ocupa o campo dos granitos de Arco Vulcânico, exceto parte dos dados do Granito Mãe Maria, do Granodiorito Machados (Quéméneur 1996) e do Granito Salto Paraopeba (Noce 1995), que ocupam o campo dos granitos de Interior de Placa.
Nos diagramas de Coleman & Donato (1979), os resultados referentes a todos os litotipos da Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia caem no campo dos Granófiros Continentais (Figura 6.5.b; Tabela 6.4).
No diagrama de Thiéblemont & Cabanis (1990), os dados dos litotipos da Suíte Ígnea Salto do Paraopeba-Babilônia espalham-se no campo dos granitos pós-colisionais + sin-subducção e,
165 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... subordinadamente, alcalinos + anorogênicos (caso do Granito Salto Paraopeba e do Granito São Pedro das Carapuças), conforme se vê na Tabela 6.4 e na Figura 6.5.c). O diagrama de Thiéblemont & Cabanis (1990) não separa granitos pós-colisionais daqueles sin-subducção. Entretanto, considerando os resultados apresentados no capítulo 4 desta tese (e.g. altas razões Rb/Sr e K/Na superiores a 1,0; Tabela 4.1), pode-se admitir que esses litotipos são pós-colisionais.
Tabela 6.4 - As diversas possibilidades de enquadramento tectônico para o Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo e o Granito São Pedro das Carapuças (Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia).
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura
Pearce et al. (1984) Sin-colisionais 6. 5. a
Hiperstênio-Biotita Granodiorito Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 5. b
Santo Antônio do Amparo Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + sin-subducção 6. 5. c
Drummond & Defant (1990) ADR 6. 5. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico/Intraplaca 6. 5. a
Granito São Pedro das Carapuças Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais 6. 5. b
Thiéblemont & Cabanis (1990) Alcalino/Anorogênico 6. 5. c Drummond & Defant (1990) ADR 6. 5. d
Apesar da inexistência de litotipos, que pudessem ser enquadrados na suíte TTD (Drummond & Defant 1990), os dados da Suíte Ígnea Salto do Paraopeba-Babilônia foram plotados no diagrama Sr/Y versus Y, enquadrando-se no campo ADR (Figura 6.5.d), com exceção do litotipo Granito Candeias G5 (Fernandes 2000), que segue a curva I do referido diagrama (rochas formadas a partir de fusão de uma fonte máfica arqueana, produzindo restito eclogítico).
O posicionamento de granitos em orógenos colisionais, de acordo com Lagarde et al. (1992), ocorre em três estágios: 1 - sin-espessamento (granitos com assinaturas petrográficas e geoquímicas crustais); 2 - pós- espessamento crustal (granitos com assinaturas petrográficas e geoquímicas muito diferentes, em função do variável envolvimento de materiais mantélicos e crustais, provenientes de fontes magmáticas em atividade; 3 - tardi-orogênico (granitos cálcio-alcalinos a cálcio-alcalinos potássicos. As características geoquímicas dos litotipos ígneos das suítes Desterro e Salto Paropeba- Babilônia, ora apresentados, são compatíveis, em parte, com aquelas dos granitos tardi-orogênicos.
Assim, a despeito da diversidade de possibilidades, apresentadas na Tabela 6.4, prevalece a hipótese da gênese por retrabalhamento crustal para os litotipos da Suíte Metamórfica Desterro e da Suíte
?? 166 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Ígnea Salto do Paraopeba-Babilônia. Além disso, outros indicadores litogeoquímicos, que levam em conta os elementos traços, especialmente os elementos terras raras (capítulo 5), forneceram subsídios seguros para esta interpretação.
167 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 6.5 – Dados obtidos para a Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia (do Neoarqueano tardio), apresentados em diagramas discriminantes de ambiente tectônico de colocação de granitos (campos conforme Figura 6.3). Legenda: Hiperstênio-Biotita Granodiorito Santo Antônio do Amparo (JC 1379, JC 1379A); Granito São Pedro das Carapuças (JC 1589). [Dados de outros autores: (*1) = Quéméneur (1996), (*2) = Fernandes (2000), (*3) = Noce (1995)].
Em resumo, os resultados referentes a todas as suítes do Neoarqueano tardio, ora discutidos, apontam para um episódio de retrabalhamento crustal, entre 2622 Ma e 2550 Ma, envolvendo metamorfismo, migmatização associada a geração de granitos e um cisalhamento, segundo planos de fluxo NNE e NNW.
6.3.2 - Evidências Geocronológicas.
Os litotipos datados apresentaram um padrão coerente de idades, por volta de 2622 - 2587 Ma. Idades compreendidas neste intervalo, ou de no mínimo 2550 Ma, têm sido registradas em outras porções do Cráton São Francisco Meridional [e.g. no Complexo Metamórfico Bação (Pb-Pb; Endo 1997; Tabela 6.1), no Complexo Metamórfico Bonfim Meridional (U-Pb; Noce 1995), na região de Bom Sucesso- Lavras-Perdões (Rb-Sr; Quéméneur 1996), na região de Passa Tempo (Rb-Sr; Fiumari et al. 1985) e Campo Belo (Rb-Sr; Teixeira 1985)].
O Evento Tectonomagmático Maquiné (2612-2550 Ma), proposto por Endo (1997) teria ocorrido sob regime transpressional destral, em condições dúctil-rúpteis. As idades, obtidas no âmbito do Complexo Metamórfico Passa Tempo, sugerem correlação entre a migmatização/granitogênese, ocorrida neste período e o referido evento (Campos et al. 2003). Tal evento provavelmente encerrou um grande ciclo orogênico do Neoarqueano (Ciclo Rio das Velhas?), cujo magmatismo, metamorfismo e processos deformacionais estão bem registrados no Cráton São Francisco e em toda a América do Sul (Almeida 1981).
Esse ciclo está temporalmente em acordo com o modelo de super-aglutinações continentais episódicas, proposto por Yale & Carpenter (1998), estabelecendo que uma grande massa continental, também imaginada por Condie (1998), foi formada, gradativamente, entre 2850 e 2500 Ma. Neste modelo, a duração dos supercontinentes é marcada pela ocorrência episódica de grandes suítes ígneas juvenis (início do ciclo) e de grandes suítes de diques máficos, ao final. O magmatismo máfico é produto de plumas mantélicas, formadas devido ao tamponamento do manto pelos supercontinentes, modificando sua atividade de convecção.
?? 168 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Os dados isotópicos apontam para distúrbios do sistema U-Pb, pós-cristalização magmática, principalmente no Paleoproterozóico, por volta de 2500 Ma e no intervalo compreendido entre cerca de 2300 Ma e 1900 Ma. Isto implica que a porção crustal situada no domínio arqueano da área estudada, foi afetada por eventos de natureza tectonotermal, em diferentes épocas do Proterozóico Inferior sem que esta atividade, entretanto, tenha sido suficientemente intensa para zerar o sistema U-Pb dos zircões analisados.
6.4 - EVENTO TECTONOTERMAL DO PALEOPROTEROZÓICO
6.4.1 - Evidências Litogeoquímicas
Três suítes, uma constituída de litotipos posicionados na crosta antes de 2124 Ma (idade do Tonalito Alto Maranhão), outra com granitóides de idades entre aproximadamente 2118 Ma e 2065 Ma e a terceira com idades de cristalização por volta de 1937 Ma e 1887 Ma, foram caracterizadas, nesta tese. As três compreendem litotipos de assinatura TTG e granitos mais evoluídos geoquimicamente, sin- a pós- cinemáticos.
Quanto aos litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões, os índices de Pitcher (1983) e Chaoqun (1985), indicados na Tabela 4.1, sugerem que o Trondhjemito Pau da Bandeira é dos tipos S e MM, respectivamente, correspondendo a rochas derivadas da fusão de crosta continental, com alguma contribuição de materiais provenientes do manto (MM; Rb/Sr = 0,16; Tabela 4.1], possivelmente num ambiente de colisão oblíqua tipo Hercyniana (S). O Granodiorito Cassiterita também apresenta a mesma assinatura geoquímica, ora descrita para o Trondhjemito Pau da Bandeira (Tabela 4.1).
Na Tabela 6.5 pode-se observar que o enquadramento tectônico é similar para os litotipos dessa suíte, caracterizados nesta tese.
Tabela 6.5 - As diversas possibilidades de enquadramento tectônico para o Trondhjemito Pau da Bandeira e o Granodiorito Cassiterita (Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões).
169 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 6. a Trondhjemito Pau da Bandeira Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos continentais/Nenhum dos campos 6. 6. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Sin-colisional/pós-colisional 6. 6. c Drummond & Defant (1990) II / III 6. 6. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 6. a
Granodiorito Cassiterita Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos continentais 6. 6. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Sin-colisional 6. 6. c
Drummond & Defant (1990) I 6. 6. d
Nos diagramas de Pearce et al. (1984), conforme Figura 6.6.a, observa-se que todos os litotipos ocupam o campo dos granitos de Arco Vulcânico.
Nos diagramas de Coleman & Donato (1979), os resultados referentes aos litotipos da Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões (Figura 6.6.b) se dividem entre os campos dos Granófiros Continentais (Granodiorito Tabuões, Granito Nazareno e o Trondhjemito Pau da Bandeira) e dos Trondhjemitos Continentais (Granodiorito Cassiterita, Trondhjemito Caburu e Granodiorito Caburu).
O Trondhjemito Pau da Bandeira [JC 1337D e os dados de Quéméneur (1996)], o Trondhjemito Caburu, o Trondhjemito Cassiterita, o Granodiorito Cassiterita (Ávila 2000) e o Trondhjemito Tabuões (Quéméneur 1996) satisfazem os critérios propostos por Drummond & Defant (1990) para caracterizar as suítes TTD. No diagrama Sr/Y versus Y, os dados do Trondhjemito Pau da Bandeira estão plotados sobre a curva III (maioria dos pontos analíticos) e IV; os dados do Trondhjemito Caburu aparecem sobre a curva III; os pontos analíticos referentes ao Granodiorito Cassiterita estão sobre a curva IV. No campo ADR (granitos fracionados de arcos islândicos) enquadram-se o Trondhjemito Tabuões e o Granodiorito Tabuões.
Os dados do Tonalito Alto Maranhão (2124 ± 2 Ma; Noce 1995) estão posicionados nas vizinhanças do campo ADR (Figura 6.8). Esse litotipo tem um teor de Al2O3 menor que 15%, critério que o excluiria do elenco de rochas estudadas por Drummond & Defant (1990) e o caracteriza como integrante de uma suíte TTD de baixo Al; entretanto, seu padrão de ETR, a ausência de anomalia negativa de Eu, pelo menos em uma das amostras, além de todos os demais critérios são compatíveis com membros de alto Al da suíte TTD. Considerando como do tipo ADR, sua gênese seria relacionada a uma fonte do manto, que tipifica ambientes onde crostas oceânicas mais frias são subductadas. Uma das hipóteses para
?? 170 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 sua origem seria a fusão parcial de basaltos, produzindo um resíduo rico em plagioclásio (40-60%), tal como os trondhjemitos proterozóicos do nordeste do Novo México e sudoeste do Colorado (Barker et al. 1976, Condie 1978). Magmas, provenientes de fusões originadas diretamente do manto, são formados em função da sua hidratação, após continuados processos de subducção (Condie 1998).
Esse litotipo foi correlacionado a granitóides de derivação mantélica, posicionados em zonas ativas de margem de placa (Noce 1995), num modelo em que a subducção teria se processado de NW para SE.
A análise do comportamento destes litotipos, nesse diagrama (Drummond & Defant 1990), leva a importantes considerações sobre a evolução tectônica da área em questão.
171 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 6.6 - Diagramas discriminantes de ambiente tectônico, mostrando os dados obtidos para Suíte Cassiterita- Tabuões (campos conforme Figura 6.3). Legenda: Trondhjemito Pau da Bandeira (JC 1337D); Granodiorito Cassiterita (JC 13340A). Dados de outros autores: [(1*) = Ávila (2000); (2*) Noce (1995); (3*) Quéméneur (1996)].
?? 172 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004
Em primeiro lugar, é clara a existência de granitóides semelhantes tanto aos provenientes de fontes basálticas do tipo MORB, quanto aos gerados a partir de fontes do tipo basaltos arqueanos + komatiítos (Drummond & Defant 1990), além dos granitóides fracionados a partir de fontes mantélicas. De acordo com os dados geocronológicos disponíveis, o Trondhjemito/Granodiorito Cassiterita, litotipos que acompanham as curvas III e IV, são possivelmente as rochas mais antigas dessa suíte (idade Pb-Pb de 2162 ± 10Ma; Ávila 2000). É plausível imaginar que elas tenham sido formadas num contexto de subducção de placa oceânica jovem e quente, talvez sob placa oceânica. Quanto aos litotipos do plúton Tabuões, compatível com a suíte ADR (Drummond & Defant 1990), é possível que tenham sido cristalizados a partir do fracionamento de um magma originado diretamente do manto, num ambiente de arco de ilha, em que uma crosta oceânica mais fria foi consumida. No diagrama de Coleman & Donato (1979), o comportamento do Trondhjemito/Granodiorito Tabuões é contraditório; um desses litotipos, por exemplo, o Granodiorito Tabuões, forneceu dados, parte no campo dos Trondhjemitos Continentais, parte no campo dos Granófiros Continentais, sugerindo ser fruto de fracionamento, num contexto de posicionamento em crosta relativamente espessa (arco continental ?).
A Suíte Ígnea Ritápolis, do mesmo modo, apresenta litotipos com dois padrões de assinatura geoquímica. Segundo os índices de Pitcher (1983) e Chaoqun (1985), indicados na Tabela 4.1, tanto o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C) quanto o Granito Nazareno (JC 1337B) seriam dos tipos S e MM, que corresponderiam a rochas derivadas da fusão de crosta continental, com alguma contribuição mantélica [tipo MM; Rb/Sr = 0,28 a 0,52; Tabela 4.1], talvez em ambiente de colisão oblíqua (tipo S). Os dados dos granitos Ritápolis, Itutinga, Perdões, Porto dos Mendes e Congo Fino (Quéméneur 1996) também têm essa mesma assinatura geoquímica (Rb/Sr = 0,30; tipos MM e S; Tabela 4.1). Por outro lado, o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e o Granodiorito Congo Fino (Quéméneur 1996) mostraram assinatura distinta, ou seja, derivação a partir de refusão crustal (Rb/Sr = 1,88; tipo CR; Tabela 4.1), provavelmente posicionados na crosta após o fechamento de bacia oceânica (tipo I-Caledoniano; Tabela 4.1).
Na Tabela 6.6, pode-se observar que os litotipos dessa suíte, em termos de enquadramento tectônico, têm um comportamento de certa forma similar.
No diagrama de Pearce et al. (1984; Figura 6.7.a), quase todos os litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis ocupam o campo dos granitos de Arco Vulcânico (Tabela 6.6). No campo dos granitos Intraplaca estão os dados do Granito Congo Fino e parte dos resultados dos granitos Ritápolis e Itutinga, enquanto no campo
173 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ... dos granitos sin-colisionais estão posicionados parte dos dados dos granitos Ritápolis e Porto dos Mendes e parte dos dados do Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (Figura 6.7.a).
Tabela 6.6 - As diversas possibilidades de enquadramento tectônico para o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e o Granito Nazareno.
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 7. a Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos e quartzo-dioritos continentais 6. 7. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Sin-colisional 6. 7. c Drummond & Defant (1990) I 6. 7. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 7. a Granito Nazareno Coleman & Donato (1979) Granófiros continentais e riolitos da Islândia 6. 7. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Sin-colisional 6. 7. c Drummond & Defant (1990) I 6. 7. d
Os resultados referentes a todos os litotipos agrupados na Suíte Ígnea Ritápolis, quando plotados nos diagramas de Coleman & Donato (1979), mostram comportamentos diversos (Figura 6.7.b). No campo dos Granófiros Continentais/Riolitos da Islândia se agrupam os granitos Congo Fino e Porto dos Mendes e o Granodiorito Ritápolis (Quéméneur 1996), além do Granito Nazareno (JC 1337B). O Granito Perdões (Quéméneur 1996) fica posicionado no campo dos Granófiros do Mar Vermelho, enquanto o Trondhjemito Ritápolis, o Granodiorito Congo Fino (Quéméneur 1996) e Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C) caem no campo dos Trondhjemitos e Quartzo-dioritos Continentais (Figura 6.7.b). Os granitos Ritápolis e Itutinga (Quéméneur 1996) mostram comportamentos dúbios ou não ocupam nenhum dos campos, nesse diagrama (Coleman & Donato 1979). No diagrama proposto por Thiéblemont & Cabanis (1990), a maioria dos litotipos da Suíte Ígnea Ritápolis classifica-se como granitos do tipo sin-colisionais (Figura 6.7.c); as exceções são o Granito Itutinga e parte dos dados dos granitos Perdões e Porto dos Mendes (Quéméneur 1996), que ocupam o campo dos granitos Alcalinos/Anorogênicos. O Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C), o Trondhjemito Ritápolis e o Granodiorito Congo Fino (Quéméneur 1996) satisfazem as condições propostas por Drummond & Defant (1990) para caracterizar as suítes TTD´s de alto Al. Esses parâmetros são: baixas razões Rb/Sr e K/Rb, padrão de ETR normalizados ao condrito com inclinação forte e negativa, depleção de ETR pesados, ausência de anomalia negativa de Eu e teores de Nb e Sr, respectivamente, baixos e elevados.
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Figura 6.7 - Diagramas discriminantes de ambiente tectônico, mostrando os dados obtidos para a Suíte Ígnea Ritápolis [campos conforme Figura 6.3, exceto para Coleman & Donato (1979), onde 1 = Granófiros Continentais + Riolitos da Islândia, 2 = Granófiros do Mar Vermelho, 3 = Trondhjemitos e Quartzo-dioritos Continentais, 4 =
175 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Plagiogranitos Oceânicos]. Legenda: Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C); Granito Nazareno (JC 1337B). [(*) = Dados de Quéméneur (1996)].
Os dados da Suíte Ígnea Ritápolis, quando plotados no diagrama de Drummond & Defant (1990) forneceram indicações não homogêneas para estes litotipos (Figura 6.7.d).
O Trondhjemito Ritápolis e o Granodiorito Congo Fino (Quéméneur 1996) acompanham a curva IV. A maior parte dos pontos do Granodiorito Ritápolis (Quéméneur 1996) se aproxima da curva II, com alguns pontos analíticos sobre as curvas I (fonte basáltica/komatiítica do Arqueano, fusão parcial entre 30 e 50%, produzindo restito eclogítico) e III (fusão parcial, entre 30 e 50%, de fonte MORB, também deixando restito eclogítico).
Com relação à Suíte Ígnea São Tiago, em função dos parâmetros de Chaoqun (1985) e Pitcher (1983), todos o litotipos são, respectivamente, dos tipos MM e S. As razões Rb/Sr e K/Na, entretanto, são variáveis e sugerem graus diferentes de diferenciação geoquímica para as rochas em questão [Rb/Sr = 0,44; K/Na = 0,60 (JC 1546A), Rb/Sr = 1,02; K/Na = 0,68 (JC 1546B), Rb/Sr = 0,19; K/Na = 0,57 (JC 1437) e Rb/Sr = 0,08; K/Na = 0,35 (JC 1438); Tabela 4.1]. No caso Tonalito Rio do Peixe, essas razões são típicas de rochas da suíte TTG. Os dados dos demais litotipos não se enquadram bem no padrão de rochas TTG, mas não podem ser consideradas produto de pura refusão de crosta continental.
Todos os litotipos dessa suíte, caracterizada nesta tese, são classificados, no diagrama de Pearce et al. (1984), como granitos de Arco vulcânico (Figura 6.8.a; Tabela 6.7).
Quanto ao diagrama proposto por Coleman & Donato (1979), todos os dados encontram-se posicionados no campo dos Trondhjemitos e Quartzo-dioritos Continentais (Figura 6.8.b)
No diagrama de Thiéblemont & Cabanis (1990), os dados dessa suíte espalham-se nos campos dos granitos pós-colisionais + sin-subducção e dos granitos sin-colisionais (Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis) e sin-colisionais (Granodiorito Rezende Costa); uma parte dos dados do Tonalito Rio do Peixe posiciona-se no campo dos pós-colisionais + sin-subducção, em contraste com o restante, que se classifica como Alcalinos/Anorogênicos (Figura 6.8.c).
Enquanto o Tonalito Rio do Peixe apresenta pontos analíticos sobre as curvas II, III, IV e no campo ADR (Andesito-Dacito-Riolito), os dados do Granodiorito Rezende Costa estão sobre a curva I, com apenas um dos pontos analíticos da amostra JC 1546B posicionado no campo ADR (Figura 6.8.d).
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O Trondhjemito/Granodiorito São Tiago e o Granodiorito Rezende Costa, conforme o modelo proposto por Drummond & Defant (1990), têm características de granitóides formados a partir de fusão
177 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 6.8 - Diagramas discriminantes de ambiente tectônico, mostrando os dados obtidos para a Suíte Ígnea São Tiago [campos conforme Figura 6.3, exceto para Coleman & Donato (1979), onde 1 = Granófiros Continentais + Riolitos da Islândia, 2 = Granófiros do Mar Vermelho, 3 = Trondhjemitos e Quartzo-dioritos Continentais, 4 = Plagiogranitos Oceânicos]. Legenda: Tonalito Rio do Peixe (JC 1438); Trondhjemito São Tiago (JC 1437); Granodiorito Rezende Costa (JC 1546A, JC 1546B). parcial de crosta oceânica, em condições similares às vigentes no Arqueano (assoalho oceânico mais jovem que 30 Ma), produzindo como restito um eclogito. Os dados do Tonalito Rio do Peixe não permitem nenhuma dedução nesse sentido. Considerando-se o comportamento desse litotipo no diagrama de Coleman & Donato (1979), a classificação é a mesma do restante da suíte em questão, sugerindo que o posicionamento de todos os litotipos se deu em crosta continental.
Entretanto, a origem do magma que gerou tais rochas não parece suficientemente esclarecida, tendo em vista os dados apresentados e discutidos nessa tese.
Tabela 6.7 - As possibilidades diversas de enquadramento tectônico do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago, do Tonalito Rio do Peixe e do Granodiorito Rezende Costa.
Unidade Proposta Classificação do Ambiente Tectônico Figura
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 8. a Tonalito Rio do Peixe Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos continentais 6. 8. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + Sin-subducção/Alcalino 6. 8. c Drummond & Defant (1990) II / III/IV/ADR 6. 8. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 8. a Trondhjemito/Granodiorito São Tiago Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos continentais 6. 8. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + Sin-subducção/Sin-colisional 6. 8. c Drummond & Defant (1990) I/II 6. 8. d
Pearce et al. (1984) Arco vulcânico 6. 8. a Granodiorito Rezende Costa Coleman & Donato (1979) Trondhjemitos continentais 6. 8. b Thiéblemont & Cabanis (1990) Pós-colisional + Sin-subducção 6. 8. c Drummond & Defant (1990) I 6. 8. d
Na região de São João del Rei, foi caracterizada uma suíte vulcânica/sub-vulcânica, a Suíte Serrinha (2192 ± 4 Ma; Ávila 2000), que apresenta semelhanças com as suítes ADR, com baixo Al. As principais semelhanças são o baixo teor de Sr (172ppm), o leve enriquecimento em ETR leves, anomalia negativa de Eu, padrão de distribuição de ETR, normalizados ao Condrito, pouco inclinado, ou seja, com suave depleção de ETR pesados. Esta assinatura geoquímica indica origem por fracionamento ou fusão parcial, sob baixa pressão (< 5kbar), processo em que a diferenciação de piroxênio + plagioclásio é
?? 178 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 importante (Drummond & Defant 1990). A gênese da Suíte Serrinha foi correlacionada a um magmatismo tipo A (Ávila 2000), mas os teores de K2O não são assim tão elevados (2,5% para os granodioritos e 3,65% para os riolitos).Vale ressaltar, também, a presença de rochas, de composição máfico-ultramáfica (e.g. Morro das Almas, Macuco de Minas, Nazareno (Quéméneur & Baraud 1983) e intermediária [Gabro São Sebastião da Vitória (idade Pb-Pb de 2220 ± 3Ma; Ávila 2000), Diorito Brumado (idade Pb-Pb de 2131 ± 4Ma; Ávila et al. 1998), Diorito Ibituruna, Diorito de Rosário (Quéméneur 1996), Gabro Martins (Quéméneur 1996, Quéméneur & Noce 2000)]. As primeiras fazem parte de seqüências greenstone, até o momento correlacionadas ao Supergrupo Rio das Velhas. Alternativamente, tendo em vista a gênese das suítes félsicas, estudadas nesta tese e os resultados publicados recentemente (e.g. Silva et al. 2002b), é lícito propor que a gênese das seqüências greenstone do domínio a SE do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso esteja intimamente relacionada à evolução tectônica durante o Paleoproterozóico.
De maneira geral, os granitóides dessa região, na porção situada a SE do Lineamento Jeceaba- Bom Sucesso, estão permeados por essas seqüências supracrustais. Deste modo, essas sucessões greenstone, metavulcânicas máfico-ultramáficas aliadas a metassedimentares detríticas e químicas, seriam produto do Evento Tectonometamórfico do Paleoproterozóico. Alternativamente, elas poderiam corresponder a lascas de seqüências greenstone mais antigas (Supergrupo Rio das Velhas?).
A coexistência de granitos de idades próximas, gerados a partir de fontes máfico-ultramáficas de assinaturas distintas (placas oceânicas quentes e jovens e outras mais frias) sugere a concorrência de ambientes de subducção de placas, atuando para geração de crosta continental, com ambientes de espalhamento/geração de crosta oceânica, possivelmente no intervalo 2220 Ma (idade Pb-Pb do Gabro São Sebastião da Vitória e Quartzo-dioritos do Brito; Ávila 2000) e 1887 Ma (idade do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago).
Os resultados, obtidos nesta tese, com algumas inferências e os dados disponíveis, ora discutidos, mostram que a evolução do Cinturão Mineiro (Teixeira et al. 2000) é complexa, envolvendo talvez três eventos de subducção/colisão entre fragmentos crustais recém-formados. Entretanto, o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso é balizador destas colisões de encontro ao terreno já amalgamado no decorrer do Arqueano.
6.4.2 - Evidências Geocronológicas.
179 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
A idade do Trondhjemito Pau da Bandeira (2127 ± 7Ma) é comparável à encontrada para o Tonalito Alto Maranhão (2124 ± 2Ma; Noce 1995), ambas consideradas idades de cristalização para os dois litotipos em questão, agrupados na Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões. O Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis e o Granito Nazareno, da Suíte Ígnea Ritápolis, forneceram, respectivamente, as idades 2061± 200Ma e 2118 ± 7,4Ma; a segunda idade corresponde, seguramente, à época de cristalização do referido granito, mas a outra, em função da margem elevada de erro não define a idade daquele litotipo. No entanto, o Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis (JC 1337C) não pode ser mais jovem que 2118 Ma, uma vez que, conforme observado na pedreira de Nazareno (ponto JC 1337B; Figura 5.1; fotografia b, Prancha 3.4), ele intercepta os diques do Granito Nazareno (JC 1337B). Por outro lado, sua idade máxima é balizada pela idade do Trondhjemito Pau da Bandeira (2127 ± 7Ma; JC 1337D; fotografias b e c, Prancha 3.4). A outra suíte do Paleoproterozóico (Suíte Ígnea São Tiago) foi, geocronologicamente, balizada pelas idades do Tonalito Rio do Peixe (1937 ± 22Ma) e do Trondhjemito/Granodiorito São Tiago (1887 ± 19Ma). O litotipo mais antigo dessa suíte tem, coerentemente, características geoquímicas de rochas mais primitivas que o mais jovem. Ambas as idades foram interpretadas como de cristalização magmática, uma vez que seus zircões têm morfologias tipicamente magmáticas, como, por exemplo, formas perfeitamente euédricas e zonamento de fluxo oscilatório.
6.5 - CONSIDERAÇÕES FINAIS
A primeira dedução que emerge da análise dos dados apresentados nesta tese é que o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso limita dois fragmentos crustais, de idade e evolução distintas, que foram colados ao final do Paleoproterozóico, ou posteriormente. A partir dessa constatação, tentar-se-á, nos próximos parágrafos, modelar os principais passos dessa colagem.
Como se sabe, o fragmento crustal mais antigo, situado a NW desse lineamento (Figura 6.9), tem uma evolução complexa, de caráter policíclico e foi edificado no decorrer de eventos tectonotermais que vão do Mesoarqueano ao Paleoproterozóico. Nesse sentido, guarda semelhança com a evolução tectônica do substrato siálico da porção setentrional do Cráton São Francisco, nos domínios do cinturão Itabuna- Salvador-Curaçá (2870-2630 Ma) e do Complexo Jequié (2500 Ma; Silva et al. 2002a). Porém, a evolução tectônica da margem noroeste do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, no domínio cratônico arqueano, em setores a leste da cidade de Bom Sucesso (Figura 6.9), tem uma particularidade singular que está relacionada à ausência de granitóides paleoproterozóicos. Nesse setor os
?? 180 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 granitóides mais jovens, com assinaturas pós-colisionais/pós-orogênicas, têm idades em torno de 2,65 - 2,6 Ga (Campos et al. 2003, Noce 1995). Essa não é a situação do extremo oeste, para além da cidade de Bom Sucesso, que tem granitóides relacionados ao Paleoproterozóico como é o caso, por exemplo, do Granito Porto dos Mendes (Figura 2.2), que corresponde a um batólito intrusivo ao qual se associam corpos-satélite de menores dimensões. Os dados Pb-Pb em rocha total desse granitóide forneceram uma idade de 1855 +176/-200 Ma (Teixeira et al. 1987) que, recalculada, posteriormente, com adição de novos dados desceu para cerca de
181 Campos J.C.S. O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como limite dos terrenos arqueanos e ...
Figura 6.9 - Esboço geológico da área adjacente ao Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, mostrando a distribuição dos granitóides arqueanos e, em especial, dos paleoproterozóicos, discriminados em pré-, sin- e pós-orogênicos. As idades U-Pb e Pb-Pb estão também apresentadas. Simbologia: 1= Complexos Metamórficos do Arqueano; 2= Greenstones do Arqueano; 3= Granitóides do Neoarqueano; 4= Complexos Máfico/Ultramáficos (Neoarqueano?); 5= Greenstones (Paleoproterozóico); 6= Granitóides pré-orogênicos (Paleoproterozóico); 7= Metassedimentares (Paleoproterozóico); 8= Granitóides sin-orogênicos (Paleoproterozóico); 9= Granitóides pós-orogênicos (Paleoproterozóico); 10= Suíte Charnockítica (Paleoproterozóico?); 11= Gabros/Dioritos (Paleo- e Mesoproterozóico); 12 = Grupos São João del Rei/Andrelândia (Paleo/Mesoproterozóico); 13 = Falhas e fraturas; 14 = Idades U-Pb; 15 = Cidades: BS = Bom Sucesso, DER = Desterro de Entre Rios, ER = Entre Rios, Ib = Ibituruna, Itg = Itutinga, J = Jeceaba, LD = Lagoa Dourada, N = Nazareno, PG = Piedade dos Gerais, PT = Passa Tempo, R = Ritápolis, RC = Rezende Costa, SJR = São João del Rei.
1,7 Ga (Noce et al. 2000). No entanto, a sua idade Rb-Sr em rocha total é 2061 ± 82 Ma, (Teixeira et al.
1987, Noce et al. 2000). A sua assinatura isotópica é típica de manto superior (µ1 = 8,103 ± 0,025; Noce et al. 2000), mas os seus valores negativos de εNd, sistematicamente encontrados, indicam uma fonte mista - manto superior e crosta superior arqueana – para a gênese desse granito (Teixeira et al. 1987, Noce et al. 2000).
Além desse granito, pode-se citar, ainda, o Granitóide Oliveira, de idade Pb-Pb 2297 +90/-96 Ma e µ1 = 8,99 (Teixeira et al. 1987), sugerindo uma afinidade com crosta continental superior. Além disso, os charnockitos - enderbitos amostrados nos domínios do Gnaisse Candeias, na região de Oliveira - Campo Belo, apresentaram idades de cristalização U-Pb em zircão de 2066 + 24 / -18 Ma (Oliveira 2004). A discórdia obtida para estas rochas aponta, no intercepto inferior, para um distúrbio isotópico por volta de 531 Ma (Oliveira 2004).
Esses litotipos, se tratados como rochas ígneas, apresentam (de acordo com os mesmos critérios discriminantes, usados nesta tese, para outros litotipos regionais) características mantélicas e/ou crustais e é provável que elas tenham sido formados a partir de fusões de uma crosta previamente desidratada (de fácies granulito).
Mas, independentemente da natureza de sua gênese (metamórfica ou ígnea), a sua idade de cristalização implica em um espessamento crustal nessa região, em sincronismo com o pico metamórfico de fácies granulito do Cinturão Bahia Oriental (2080 Ma a 2050 Ma; Silva et al. 2002a) e com a fase sin- a tardi-colisional do Cinturão Mineiro (2080 Ma a 2028 Ma; Silva et al. 2002b). Por outro lado, não existem registros de rochas dessa natureza, nem mesmo de metamorfismo de fácies granulito, no domínio paleoproterozóico da área estudada (ver Ávila 2000).
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Já o fragmento crustal mais novo, situado a SE do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, tem uma evolução tectônica ligada essencialmente ao Paleoproterozóico e se destaca pela abundante presença de corpos de granitóides pré-, sin- e pós-colisionais, em relação ao evento paleoproterozóico, em detrimento ao domínio NW. Todos esses litotipos são o produto da atividade ígnea relacionada a processos de subducção, ocorridos no Paleoproterozóico, mas com diferentes níveis de envolvimento crustal. Destacam-se, nesse contexto, os granitóides do tipo Ressaquinha, de composição granodiorítica a tonalítica e assinatura isotópica caracterizada por altas razões 87Sr/86Sr (0,708) e valores ligeiramente negativos de εNd (Noce et al. 2000), sugerindo derivação e/ou contaminação crustal. De modo geral, as idades desses granitóides, em relação ao Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, decrescem de SE para NW. Adicionalmente, alguns granitos (e.g. granitos Ritápolis e Itutinga), em detrimento dos granitóides mais antigos, posicionados mais a SE (ver Ávila 2000, Ávila et al. 2003), apresentam um caráter mais evoluído. Além disso, para leste de Bom Sucesso, não foram encontrados granitos paleoproterozóicos posicionados na porção arqueana do craton. Estes dados sugerem, em princípio, que o sentido da subducção se processou de NW para SE, considerada a posição geográfica atual. Por outro lado, um modelo de subducção única não é suficiente para explicar o panorama geológico sugerido pelo acervo de dados dessa região. Nesse sentido, propõe-se a evolução de um arco islândico, a SE, associado a uma subducção placa oceânica-placa continental, com subseqüente colisão arco-continente.
Porém, considerando as prováveis margens dos segmentos crustais paleoproterozóicos e arqueanos envolvidas nessa subducção, destacando a não linearidade do posicionamento de granitóides paleoproterozóicos nessa margem arqueana, o traçado atual do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso não corresponde ao locus original dessa colagem. Ele é o resultado de uma seqüência de processos tectônicos, apresentada, de forma esquemática, nas Figuras 6.10 a 6.12.
Esse modelo, compartimentado em três estágios principais (Figuras 6.10 a 6.12) necessita ainda, obviamente, de muitos aperfeiçoamentos / detalhamentos, para os quais a intensificação da pesquisa, com levantamento de novos dados e sua confrontação com o acervo disponível na literatura geológica regional, será indispensável. Mas, por ora, constitui uma alternativa para compreender a evolução tectônica dessa porção do Cráton São Francisco Meridional.
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Primeiro estágio
A Figura 6.10 ilustra o primeiro estágio dessa evolução tectônica. Nesse estágio, a dupla subducção de uma crosta oceânica, acunhada para leste, deu início à geração de um arco vulcânico marginal ao continente arqueano, representado pelo atual Cinturão Mineiro. No contexto do arco islândico, as rochas relacionadas ao início da subducção para SE (Figura 6.10) estão representadas pelo Quartzo Diorito do Brito, Tonalito/Trondhjemito Cassiterita e pelos gabros de São Sebastião da Vitória, Rio Grande e Rio dos Peixes (idades Pb-Pb entre 2,22 e 2,15 Ga). A ausência de paralelismo entre a margem do continente arqueano e a zona de subducção, que se afastava da costa em direção ao oriente (Figura 6.10), permitiu uma distribuição diferenciada dos granitóides sin-colisionais. No setor mais ocidental da margem continental arqueana, a atividade ígnea, relacionada à subducção para NE, gerou os granitóides do tipo Porto dos Mendes e Oliveira, posicionados em crosta arqueana (ver Teixeira et al. 1998, Oliveira 2004). No setor intermediário, em função do distanciamento entre a zona de subducção e a margem continental não ocorreu o posicionamento crustal de granitóides paleoproterozóicos no continente arqueano. Esse magmatismo, no entanto, teve lugar no setor mais oriental do cinturão. Ali, uma granitogênese precoce proporcionou o posicionamento, no bloco CSAP, do granitóide de Congonhas. Esse granitóide tem composição trondhjemítica/granodiorítica e o seu posicionamento na crosta está associado a ambientes de subducção, sob condições de forte tensão de cisalhamento (Rosa Seixas et al. 2002). A idade U-Pb em zircão desse granitóide é 2195 ± 18 Ma e a assinatura geoquímica indica derivação de fonte mista, com participação importante de basaltos/andesitos (Rosa Seixas et al. 2002).
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Figura 6.10 - Provável configuração do proto-Cráton São Francisco Meridional, em tempos pré- orogênese paleoproterozóica, mostrando a subducção dupla proposta. Legenda: 1 = Crosta continental; 2 = Crosta oceânica; 3 = Sedimentos do Supergrupo Minas; 4 = Supracrustais paleoproterozóicas; 5 = Traçados de subducção; 6 = Granitóides sin- e pós-colisionais; 7 = Cidades (BS = Bom Sucesso; Ol = Oliveira; PT = Passa Tempo).
O bloco CSAP, que correspondente ao atual Complexo Santo Antônio do Pirapetinga, se encontrava emparelhado ao Complexo Metamórfico Passa Tempo, com o qual guarda muitas semelhanças geológicas. Entre eles havia uma calha continental que recebeu o aporte de uma seqüência sedimentar representada hoje pelos metassedimentos da Serra de Bom Sucesso/Ibituruna. Com relação aos metassedimentos da Serra de Bom Sucesso/Ibituruna, as idades U-Pb SHRIMP praticamente concordantes dos zircões detríticos, extraídos de quartzito, revelaram valores da ordem de 2658 ± 11 Ma e 2625 ± 12 Ma. Então, essa paleo-bacia não foi abastecida por sedimentos provenientes de rochas paleoproterozóicas.
Por outro lado, é possível correlacionar esses metassedimentos com aqueles da Formação Moeda, Grupo Caraça, Supergrupo Minas. Isto implica, portanto, no não envolvimento do Supergrupo Minas nessa etapa da evolução tectônica do Cinturão Mineiro. Pelo menos, na região de Ibituruna/Bom Sucessso.
Adicionalmente, os indicadores cinemáticos, observados ao longo da Zona de Cisalhamento Jeceaba-Bom Sucesso, sugerem deslocamentos transcorrentes a levemente oblíquos, nessas rochas metassedimentares.
Segundo estágio
No segundo estágio (Figura 6.11), após o consumo total da crosta oceânica acunhada para leste, teve lugar um colisão frontal arco-continente, com vergência de SW para NE. Ao mesmo tempo, inicia-se a interação entre o bloco CSAP e o arco recém colado à margem continental arqueana.
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Figura 6.11 - Provável configuração pós-colisão frontal de SW para NE, mostrando a fuga do bloco CSAP ao longo da Falha de Transferência Jeceaba-Bom Sucesso. Legenda: 1 = Continente arqueano; 2 = Sedimentos do Supergrupo Minas; 3 = Complexo Ultramáfico Morro das Almas; 4 = Seqüências greenstone; 5 = Granitóides pré-colisionais; 6 = Granitóides sin- e pós-colisionais; 7 = Sentido dos deslocamento entre blocos; 8 = Cidades (BS = Bom Sucesso; Ol = Oliveira, PT = Passa Tempo).
À medida que o bloco CSAP é rotacionado e se desloca para sul, segundo uma transcorrência destral em relação ao arco, esse conjunto se desloca para leste em relação ao continente arqueano, ao longo da calha crustal preenchida pelos metassedimentos do Supergrupo Minas. Esse rasgamento crustal corresponde hoje ao Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso, que teria funcionado como uma grande zona de transferência. A natureza dos deslocamentos é essencialmente horizontal, com sentido sinistral. É provável ainda que, nessa interação arco – crosta continental, um fragmento da crosta oceânica paleoproterozóica tenha sido colado na extremidade ocidental da calha Minas, representada hoje pelo Complexo Ultramáfico de Morro das Almas (Barbosa et al. 1996). A interação arco-bloco CSAP prossegue, com o preenchimento do espaço deixado pelo bloco CSAP (Figura 6.11). Durante a colisão de SW para NE, é possível que tenha havido, ainda, consumo de crosta oceânica, a julgar pela assinatura geoquímica de alguns granitóides, conforme discutido neste capítulo e no capítulo 4 dessa tese.
Terceiro estágio
Com o prosseguimento da convergência lateral entre o arco e o segmento arqueano (Figura 6.12), dá-se, afinal, o arranjo dos blocos envolvidos, que é muito próximo da configuração atual dessa região. Durante essa etapa, os sedimentos do Supergrupo Minas foram deformados e metamorfizados, ?? 186 Contribuições às Ciências da Terra – Série D, vol. 08, 191.,2004 concomitantemente à deposição das unidades dos grupos Sabará e Itacolomi, de características sin- orogênicas. Com relação ao Grupo Sabará, sabe-se que sua deposição é posterior a 2125 Ma, que é a idade dos zircões detríticos mais jovens (Machado et al. 1996a), provenientes dessa unidade estratigráfica. Isto demonstra que os granitos sin-colisionais do arco forneceram sedimentos para a essa bacia, nesse estágio da evolução paleoproterozóica da região.
Figura 6.12 - Estágios finais da evolução paleoproterozóica, mostrando a configuração da região, que foi gerada por volta de 2,0-1,9 Ga. Legenda: 1 = Complexos metamórficos indiscriminados; 2 = Sedimentos do Supergrupo Minas; 3 = Complexo Ultramáfico Morro das Almas; 4 = Supracrustais paleoproterozóicas (meta-vulcanossedimentares); 5 = Granitóides pré-colisionais; 6 = Granitóides sin- e pós-colisionais; 7 = Sentido de deslocamento entre blocos (ZCC = Zona de Cisalhamento Cláudio); 8 = Cidades (BS = Bom Sucesso, J = Jeceaba, Ol = Oliveira, PT = Passa Tempo, SJR = São João del Rei).
A colocação dos granitóides mais jovens no arco, por volta de 2,05 Ga [Granodiorito Ritápolis; nesta tese e outros (ver Silva et al. 2002b)] e na porção arqueana [Trondhjemito Ribeirão Pinheirinho (2,06 Ga), Sienito Piranga (2,04 a 2,01 Ga); Jordt-Evangelista et al. 2000)], posicionados no Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (sul do Quadrilátero Ferrífero), é cronologicamente associada a essa fase. Uma etapa de relaxamento crustal é sugerida pela colocação de granitóides ao longo de descontinuidades NW-SE (Tonalito Rio do Peixe, idade U-Pb de 1937 ± 22Ma e Trondhjemito/Granodiorito São Tiago, idade U-Pb de 1887 ± 19Ma). Essa idade pode estar marcando a fase final da orogênese do Paleoproterozóico, num período posterior à deformação das unidades pertencentes ao Grupo Itacolomi, conforme já sugerido por Endo (1997).
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Conseqüências
A evolução tectônica proposta por Alkmim & Marshak (1998) compreende uma convergência frontal de SE para NW, por volta de 2100 Ma; essa convergência envolve um arco magmático, formado em tempos pré-orogênese paleoproterozóica, à margem de um bloco continental situado a sudeste, tendo sido ambos colados ao cráton, durante essa orogênese. As unidades do Grupo Sabará teriam sido depositadas durante a fase colisional da orogênese e as do Grupo Itacolomi, no colapso orogênico (por volta de 2095 Ma). Confrontando esse modelo com a hipótese apresentada nessa tese, há uma diferença fundamental no que diz respeito ao sentido da subducção. Cabe ressaltar aqui a inexistência dos granitos paleoproterozóicos no antepaís, se considerada a região do Quadrilátero Ferrífero como locus dessa colisão frontal. No modelo apresentado por Endo (1997), a colisão teria sido oblíqua, com vetor tectônico dirigido para SW e possível envolvimento de crosta oceânica, num primeiro evento (Orogênese Minas, entre 2250 Ma e 2100 Ma), em que o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso teria se comportado como uma falha de transferência, com deslocamentos destrais. A convergência de SE para NW teria ocorrido num segundo evento (Orogênese Itacolomi, entre 2059 Ma e 2000 Ma), seguida de uma fase extensional entre 2000 Ma e 1900 Ma. O confronto desse modelo com o apresentado nesta tese, mostra alguns pontos em comum. Destacam-se o deslocamento destral, ao longo do Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso e a colocação de granitos pós-colisionais (tardi-orogênicos) entre 2000 Ma e 1900 Ma, ao longo de descontinuidades crustais NW-SE.
Como resultado da (s) colisão (s) os granitóides pré- e sin-colisionais do arco magmático teriam sido deformados e parcialmente metamorfizados. Os efeitos do metamorfismo estão registrados, também, no Complexo Metamórfico Bonfim [idades Rb-Sr em rocha total (Carneiro et al. 1998b)], no Complexo Metamórfico Belo Horizonte [idades U-Pb em titanitas (Noce 1995, Noce et al. 1997b)] e no Complexo Metamórfico Bação [idades U-Pb em titanitas (Machado et al. 1992)]. Dentre os litotipos plutônicos de composição máfica a intermediária da região de São João del Rei-Lavras, o Quartzo-monzodiorito Glória mostra efeitos de metamorfismo, que teria ocorrido entre 2131 Ma e 2121 Ma (Ávila et al. 2003) e, portanto, anteriormente ao pico metamórfico registrado nos complexos metamórficos, acima citados (região do Quadrilátero Ferrífero).
Os litotipos acima citados (idades Pb-Pb de 2220 Ma, 2196 Ma, 2155 Ma e 2131 Ma; Ávila et al. 1998, Ávila 2000) contêm xenólitos de ultramáficas a máficas correlacionáveis ao Greenstone Rio das
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Mortes. As supracrustais, outrora interpretadas como seqüências tipo greenstone do Arqueano (e.g. Lafaiete, Nazareno), devem ser, portanto, do Paleoproterozóico. Seqüências metassedimentares sin- e pós colisionais (sin-orogênese e sin-colapso orogênico) comporiam os grupos Sabará e Itacolomi (Supergrupo Minas) no Quadrilátero Ferrífero.
O Greenstone Rio das Velhas e cronocorrelatos, que ocorrem na porção sul do Cráton São Francisco, seriam limitados pelo Lineamento Estrutural Jeceaba Bom Sucesso e, possivelmente, pelo Lineamento Congonhas, de direção NW-SE (LCg; Figura 6.2).
Por outro lado, o sistema de nappes do Neoproterozóico, expostas a sul do Cráton São Francisco são uma extensão do Cinturão Brasília (Trouw et al. 1984a, Trouw et al. 1984b, Fuck et al. 1994, Valeriano et al. 1995, Valeriano et al. 1998, Alkmim & Endo 1998, Campos Neto & Caby 1999, Valeriano et al. 2000). Este sistema de nappes é balizado a sudeste por zonas de cisalhamentos maiores, que estiveram ativas até 570 Ma (Machado et al. 1996b). Na região SSW do craton, é possível que o deslocamento dessas nappes, tenha ocorrido através de descontinuidades paleoproterozóicas reativadas no Neoproterozóico.
Os deslocamentos destrais que afetam os metassedimentos São João Del Rei/Andrelândia [Zona de Cisalhamento de Três Corações - Lenheiro; Trouw 1983, Ávila 2000, Valeriano et al. 2000 (Figura 5.1; 2.2)], na região pericratônica sul, devem estar relacionados ao Evento Tectonotermal Brasiliano. Do mesmo modo, os efeitos deformacionais, registrados na porção leste do Quadrilátero Ferrífero e termais, em praticamente toda a área cratônica meridional, assinalados por idades K-Ar (Teixeira & Canzian 1994), também estão associados ao Evento Tectonotermal Brasiliano.
Entretanto, durante este evento, o domínio situado entre a Zona de Cisalhamento de Três Corações-Lenheiro e o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso não teria tido participação ativa na deformação, conforme já havia sido constatado também por Endo (1997), integrando-se, deste modo, ao Cráton São Francisco Meridional.
189 Referências
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?? 196 Anexos
197 Ficha de Aprovação
Tese de Doutoramento
Título: O Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso como Limite dos Terrenos Arqueanos e Paleoproterozóicos do Cráton São Francisco Meridional: Evidências Geológicas, Geoquímicas (Rocha Total) e Geocronológicas (U-Pb)
Autor: José Carlos Sales Campos
Orientador: Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro
Co-orientador: Prof. Dr. Issamu Endo
Aprovada em: ______/______/______
Banca Examinadora:
Presidente:
Prof. Dr. Maurício Antônio Carneiro ______
Prof. Dr. Wilson Teixeira ______
Prof. Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior ______
Prof. Dr. Luís Antônio Rosa Seixas ______
Prof. Dr. Ciro Alexandre Ávila ______
OURO PRETO, ______/______/______
198 Anexo 1.1 - Mapa Magnetométrico (derivada primeira em z), onde se destaca o Lineamento Jeceaba-Bom Sucesso (linha branca tracejada). Legenda: J = Jeceaba; BS = Bom Sucesso. Anexo 3.1 - Lista dos pontos visitados, assinalados no Anexo 3.2 (Mapa de Pontos).
Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código JC 1299 055LL1 JC 1342 119LH1 JC 1380 97BG1 JC 1418 98HB4 JC 1456 76JH1 JC 1495 76GB2 JC 1300 055KL1 JC 1343 119MH1 JC 1381 77BL1 JC 1419 98JA1 JC 1457 76HJ1 JC 1496 76HB1 JC 1301 077LA1 JC 1344 118AG1 JC 1382 77BL2 JC 1420 98MB1 JC 1458 77AC1 JC 1497 76KB1 JC 1302 077HC1 JC 1345 118AG2 JC 1383 77BL3 JC 1421 97BB1 JC 1459 77CE1 JC 1498 53AN1 JC 1303 077ED1 JC 1346 118AG3 JC 1384 77AM1 JC 1422 75EN1 JC 1460 77BC1 JC 1499 53AN2 JC 1304 077CC1 JC 1347 118AG04 JC 1385 78MM1 JC 1423 120DB1 JC 1461 77BC2 JC 1500 76MJ1 JC 1305 077AD1 JC 1348 118AG5 JC 1386 78MM2 JC 1424 120EB1 JC 1462 77DC1 JC 1501 75BK1 JC 1306 078KD1 JC 1349 118AG6 JC 1387 78LM1 JC 1425 120FB1 JC 1463 77GD1 JC 1502 75CK1 JC 1307 120AF1 JC 1350 118BH1 JC 1388 78JM1 JC 1426 120EB2 JC 1464 77HC2 JC 1503 75DK1 JC 1308 120AE1 JC 1351 118CH1 JC 1389 78IL1 JC 1427 120EB3 JC 1465 77EF1 JC 1504 75FK1 JC 1309 120CE1 JC 1352 118AF1 JC 1390 78IM1 JC 1428 120EB4 JC 1466 77FF1 JC 1505 75FK2 JC 1310 120DD1 JC 1353 118AF2 JC 1391 78HN1 JC 1429 120FA1 JC 1467 78KJ1 JC 1506 75FL1 JC 1311 120DD2 JC 1354 119MB1 JC 1392 78EN1 JC 1430 98EN1 JC 1468 78LG1 JC 1507 75FL2 JC 1312 97BF1 JC 1355 96AN1 JC 1393 78HG1 JC 1431 98FN1 JC 1469 78LF1 JC 1508 75GM1 JC 1313 74EJ1 JC 1356 119KA1 JC 1394 78GF1 JC 1432 98FM1 JC 1471 76EG1 JC 1509 75GM2 JC 1314 74FC1 JC 1357 119MC1 JC 1395 55LN1 JC 1433 98HL1 JC 1472 76EG2 JC 1510 97FA1 JC 1320 95EK1 JC 1358 119MB1 JC 1396 77KE1 JC 1434 98HL2 JC 1473 76DG1 JC 1511 98MG1 JC 1321 95EK2 JC 1359 119KA2 JC 1397 77JH1 JC 1435 98JL1 JC 1474 76DJ2 JC 1512 98LF1 JC 1322 95EL1 JC 1360 118CC1 JC 1398 77II1 JC 1436 98JL2 JC 1475 76DJ3 JC 1513 98KE1 JC 1323 95DM1 JC 1361 118DD1 JC 1399 77HJ1 JC 1437 98JL3 JC 1476 76DJ4 JC 1514 98KE2 JC 1324 117CA1 JC 1362 118ED1 JC 1400 77EJ1 JC 1438 98KL1 JC 1477 76DJ5 JC 1515 98KE3 JC 1325 96HL1 JC 1363 118FE1 JC 1401 77EJ2 JC 1439 98LK1 JC 1478 76DJ6 JC 1516 98LE1 JC 1326 96FN1 JC 1364 118EF1 JC 1402 77HK1 JC 1440 98LK2 JC 1479 76DJ7 JC 1517 98LE2 JC 1327 118CB1 JC 1365 118EF2 JC 1403 77LK1 JC 1441 98MK1 JC 1480 76DI1 JC 1518 98KE4 JC 1328 118AD1 JC 1366 118ED2 JC 1404 77MJ1 JC 1442 98MJ1 JC 1481 76DI2 JC 1519 98KE5 JC 1329 118AE1 JC 1367 118GD1 JC 1405 76DJ1 JC 1443 97BG2 JC 1482 76DH1 JC 1520 98LE3 JC 1330 118AE2 JC 1368 118HD1 JC 1406 76EJ1 JC 1444 97BG3 JC 1483 76DG2 JC 1521 98LE4 JC 1331 119MG1 JC 1369 118HD2 JC 1407 76FJ1 JC 1445 97CE1 JC 1484 76FF1 JC 1522 98LD1 JC 1332 119MI1 JC 1370 118DB1 JC 1408 76FM1 JC 1446 97EC1 JC 1485 76FD1 JC 1523 98LD2 JC 1333 119KJ1 JC 1371 118EB1 JC 1409 76FM2 JC 1447 97FB1 JC 1486 76DC1 JC 1524 98LE5 JC 1334 119IJ1 JC 1372 118EB2 JC 1410 76FN1 JC 1448 97HB1 JC 1487 76DB1 JC 1525 98KD1 JC 1335 119FN1 JC 1373 118FB1 JC 1411 98FA1 JC 1449 97GB1 JC 1488 76DB2 JC 1526 98LD3 JC 1336 119FN2 JC 1374 118GC1 JC 1412 98FA2 JC 1450 97CA1 JC 1489 76EB1 JC 1527 98LD4 JC 1337 140DB1 JC 1375 118HC1 JC 1413 98GC1 JC 1451 75AH1 JC 1490 76MA1 JC 1528 98KD2 JC 1338 77CJ1 JC 1376 118GC2 JC 1414 98GC2 JC 1452 75DF1 JC 1491 76MA2 JC 1529 98KD3 JC 1339 140AB1 JC 1377 118GC3 JC 1415 98HB1 JC 1453 75CF1 JC 1492 76IE1 JC 1530 98KD4 JC 1340 120LH1 JC 1378 118HA1 JC 1416 98HB2 JC 1454 75CE1 JC 1493 76HD1 JC 1531 98KC1 JC 1341 120LJ1 JC 1379 96JM1 JC 1417 98HB3 JC 1455 75BG1 JC 1494 76GB1 JC 1532 98KC2 Lista dos pontos visitados (continuação), assinalados no Anexo 3.2 (Mapa de Pontos).
Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código Nº Campo Código JC 1533 98KC3 JC 1562 139EC1 JC 1591 75CN1 JC 1621 119KA9 JC 1650 119LD8 JC 1679 118DD3 JC 1534 98JB1 JC 1563 118FL3 JC 1592 76CJ1 JC 1622 119KA10 JC 1651 119LD9 JC 1680 118AE7 JC 1535 98JB2 JC 1564 118FL4 JC 1594 76FG1 JC 1623 119KA11 JC 1652 118AE3 JC 1681 118BI2 JC 1536 98IA1 JC 1565 118FM1 JC 1595 76FF2 JC 1624 119KA12 JC 1653 118AE4 JC 1682 118BI3 JC 1537 98GC3 JC 1566 139AC1 JC 1596 76FC1 JC 1625 119KA13 JC 1654 118AE5 JC 1683 118BI4 JC 1538 98FC1 JC 1567 140KC1 JC 1597 76FC2 JC 1626 119KA14 JC 1655 118AE6 JC 1684 118BI5 JC 1539 98GC4 JC 1568 140IC1 JC 1598 76DB3 JC 1627 119KA15 JC 1656 118AF5 JC 1685 118BJ5 JC 1540 98FA3 JC 1569 140HC1 JC 1599 118BJ2 JC 1628 118AG8 JC 1657 118AF6 JC 1686 118BJ6 JC 1541 76FN2 JC 1570 140GC1 JC 1600 118BJ3 JC 1629 118BH3 JC 1658 118AF7 JC 1687 118BJ7 JC 1542 76FM3 JC 1571 119FN3 JC 1601 118BJ4 JC 1630 118BG6 JC 1659 119EE1 JC 1688 118AE8 JC 1543 76FM4 JC 1572 119KJ2 JC 1602 118AH4 JC 1631 118BG7 JC 1660 119EE2 JC 1689 118BF1 JC 1544 76EL1 JC 1573 119KI1 JC 1603 118AH5 JC 1632 118AG9 JC 1661 119CB1 JC 1690 118CF1 JC 1545 76EG3 JC 1574 119KJ3 JC 1604 118BH2 JC 1633 118AG10 JC 1662 119FD1 JC 1691 118AF8 JC 1546 99IN1 JC 1575 118AH1 JC 1605 118BI1 JC 1634 119MG2 JC 1663 119FD2 JC 1692 118AF9 JC 1547 120FM1 JC 1576 118AH2 JC 1606 119KA3 JC 1635 118AG11 JC 1664 119FD3 JC 1693 119MH2 JC 1548 120KG1 JC 1577 118AH3 JC 1607 119JA1 JC 1636 118AG12 JC 1665 119FC1 JC 1694 119LH2 JC 1549 118BJ1 JC 1578 118AI1 JC 1608 119KA4 JC 1637 118AG13 JC 1666 97HN1 JC 1695 119LH3 JC 1550 118CJ1 JC 1579 97BK1 JC 1609 119KA5 JC 1638 118AG14 JC 1667 118AA1 JC 1696 119LH4 JC 1551 118DJ1 JC 1580 97CL1 JC 1610 119KA6 JC 1639 118AG15 JC 1668 96AN2 JC 1697 119MI2 JC 1552 118DJ2 JC 1581 97CG1 JC 1611 119KA7 JC 1640 118AG16 JC 1669 97MM1 JC 1698 119LJ1 JC 1553 118DI1 JC 1582 118AF3 JC 1612 119KA8 JC 1641 118AG17 JC 1670 97ML1 JC 1699 119KJ4 JC 1554 118EJ1 JC 1583 97DF1 JC 1613 118AF4 JC 1642 119LD1 JC 1671 96AN3 JC 1700 119IJ2 JC 1555 118FJ1 JC 1584 97CG2 JC 1614 118CG1 JC 1643 119LD2 JC 1672 118DB2 JC 1701 119FM1 JC 1556 118IK1 JC 1585 97DG1 JC 1615 118BG1 JC 1644 119LD3 JC 1673 118EB3 JC 1702 119FN4 JC 1557 118GL1 JC 1586 97EG1 JC 1616 118BG2 JC 1645 119LE1 JC 1674 118FB2 JC 1703 139GD1 JC 1558 118GL2 JC 1587 97EG2 JC 1617 118BG3 JC 1646 119LD4 JC 1675 118II1 JC 1704 139GB1 JC 1559 118GL3 JC 1588 97GG1 JC 1618 118BG4 JC 1647 119LD5 JC 1676 118FE2 JC 1705 139GB2 JC 1560 118FL1 JC 1589 97HH1 JC 1619 118BG5 JC 1648 119LD6 JC 1677 118ED3 JC 1706 140IC2 JC 1561 118FL2 JC 1590 97FD1 JC 1620 118AG7 JC 1649 119LD7 JC 1678 118DD2 Anexo 4.1 - Análises geoquímicas em rocha total (elementos maiores e traços), obtidas nesta tese.
Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso Amostra Trondhjemito Aureliano Mourão Granito Bom Sucesso I Granito Bom Sucesso II JC 1353 JC 1354 JC 1554 % em A B C D E F A-1 A-2 B A B C D E F peso
SiO2 69.10 70.20 71.00 70.00 70.60 70.70 70.70 69.80 70.40 72.30 72.60 74.50 72.50 72.60 73.30
TiO2 0.47 0.40 0.38 0.42 0.39 0.43 0.41 0.41 0.44 0.22 0.22 0.17 0.21 0.22 0.19
Al2O3 15.60 15.50 15.40 15.30 15.00 14.70 14.10 13.90 14.10 15.20 15.00 14.60 15.30 15.10 14.90
Fe2O3 3.10 2.70 2.50 2.60 2.60 2.80 2.60 2.60 2.80 1.40 1.80 1.40 1.50 1.40 1.20 MnO 0.04 0.04 0.04 0.04 0.04 0.05 0.03 0.03 0.03 0.02 0.06 0.02 0.02 0.02 0.02 MgO 1.10 0.96 0.87 0.93 0.86 0.94 0.65 0.64 0.60 1.20 1.10 1.10 1.20 1.10 0.98 CaO 2.70 2.50 2.30 2.50 2.50 2.50 1.60 1.60 1.60 0.29 0.28 0.27 0.29 0.29 0.27
Na2O 4.10 4.10 4.20 4.10 4.10 3.90 2.90 2.70 2.70 4.20 4.30 3.90 4.00 4.40 4.10
K2O 2.20 2.50 2.50 2.40 2.30 2.30 5.20 5.10 5.20 3.90 3.80 4.30 4.00 3.80 4.00
P2O5 0.24 0.20 0.17 0.21 0.18 0.21 0.14 0.12 0.14 0.07 0.05 0.05 0.08 0.06 0.07 P.F. 0.80 0.80 0.69 0.72 0.67 0.76 0.51 0.51 0.45 0.69 0.72 0.58 0.69 0.69 0.57 Total 99.45 99.90 100.05 99.22 99.24 99.29 98.84 97.41 98.46 99.49 99.93 100.89 99.79 99.68 99.60 ppm Ba 1012 1290 1342 1224 1158 1191 965 950 993 920 824 965 908 822 967 Cu 17 20 15 17 12 16 12 13 13 4 3 < 3 4 3 < 3 Cr 12 10 9 10 9 11 11 11 10 < 3 < 3 6 < 3 < 3 < 3 Nb127146891514159< 56510< 5 Ni 655554< 3< 353< 34< 3< 3< 3 Pb 64 64 61 55 61 56 75 76 77 45 43 46 45 42 43 Rb 48 49 52 56 40 47 177 180 184 100 111 106 95 96 103 Sc < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Sr 529 586 524 523 546 545 171 167 173 117 111 119 112 100 112 Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Th < 5< 5< 515< 59< 5< 5< 5101110< 5< 513 U < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 V 3126232524262322241111811129 Y 151814151215181719655545 Zn 61 47 44 48 53 51 56 60 58 17 19 16 19 16 13 Zr 64 61 58 61 57 60 152 145 158 87 75 69 83 77 68 W 282 288 296 309 262 277 293 305 280 221 236 252 236 230 230 La 88 88 73 79 80 81 78 71 81 30 28 < 20 29 20 < 20 Li 987888121012182017191716 Sn < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 Ag < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Hf < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Anexo 4.2 - Análises geoquímicas em rocha total, obtidas nesta tese (Continuação).
Suíte Ígnea Samambaia-Bom Sucesso Suíte Metamórfica Desterro (Continuação) Amostra Granodiorito/Granito Morro do Gnaisse I Gnaisse II Migmatito (leucossoma) Ferro % em JC 1312B JC JC 1482 JC 1497 JC 1592 JC JC JC 1475 peso A F-1 F-2 1380C A F A D C F 1450 1451 A B C D
SiO2 71.80 72.30 72.50 68.50 74.20 74.90 71.20 71.20 73.60 72.00 72.70 72.70 76.3 76.30 77.20 76.20
TiO2 0.48 0.39 0.38 0.48 0.38 0.35 0.25 0.27 0.24 0.27 0.23 0.16 0.16 0.16 0.16 0.16
Al2O3 12.60 13.10 13.10 14.50 11.80 11.40 15.20 15.70 12.50 12.40 13.40 13.30 11.8 12.3 11.7 11.70
Fe2O3 3.50 2.80 2.90 4.70 3.90 3.60 2.40 2.30 2.70 3.00 2.00 1.60 2.00 1.90 1.90 1.90 MnO 0.03 0.03 0.03 0.11 0.05 0.05 0.04 0.04 0.04 0.03 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02 MgO 0.76 0.67 0.68 1.60 0.30 0.27 0.79 0.77 0.42 0.44 0.56 0.42 0.33 0.27 0.2 0.26 CaO 1.40 1.40 1.40 2.40 1.30 1.30 2.40 2.60 0.93 0.98 1.20 0.89 0.83 0.82 0.8 0.82
Na2O 2.20 2.50 2.40 3.10 2.20 2.20 4.00 4.10 2.20 2.20 2.70 2.40 2.80 2.80 2.60 2.70
K2O 4.60 4.40 4.40 3.50 4.70 4.60 2.00 1.90 5.60 5.60 4.90 5.50 5.80 6.00 5.70 5.90
P2O5 0.14 0.13 0.12 0.18 0.03 0.05 0.09 0.09 0.04 0.05 0.09 0.04 0.01 0.01 0.03 0.03 P.F. 0.64 0.66 0.67 0.61 0.28 0.21 0.41 0.38 0.39 0.49 0.40 0.25 0.49 0.60 0.44 0.48 Total 98.15 98.38 98.58 99.68 99.14 98.93 98.78 99.35 98.66 97.46 98.21 97.29 100.5 101.18 100.75 100.2 ppm Ba 868 834 890 478 526 934 462 509 647 628 429 430 17 30 23 31 Cu1189321911888866< 1< 1< 1< 1 Cr 6 5 8 37 6 5 9 7 11 16 11 9 1 < 1 1.1 < 1 Nb 24 7 8 28 24 27 < 5 < 5 18 19 17 5 16 10 8 14 Ni< 3< 3< 393< 3555634< 1< 11.11.1 Pb 69 69 70 68 65 78 62 72 93 89 79 90 30 33 36 33 Rb 222 197 202 206 191 179 38 38 214 245 299 260 245 255 236 270 Sc < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 1< 1< 1< 1 Sr 117 120 128 143 177 83 419 538 81 77 91 86 3.3 5.2 4.8 5.7 Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Th 119 9243222< 5< 54243272565648275 U < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 V 2518194211< 81717< 8< 8138< 3< 33.13.2 Y 14 12 12 46 5 39 < 3 3 65 68 11 10 23 30 30 33 Zn 70 55 56 117 43 94 64 62 73 73 49 37 34 38 40 45 Zr 82 68 71 142 75 137 59 43 196 182 133 125 9.2 14 14 16 W 295 344 353 322 276 317 282 286 377 465 486 513 306 307 370 376 La 60 53 53 70 28 92 37 41 118 119 37 33 83 77 97 54 Li 22 16 18 44 25 21 23 23 17 18 38 14 4.6 5.6 5.5 6 Sn < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 5 < 5 < 5 < 5 Ag < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 1< 1< 1< 1 Hf < 10 < 10 < 10 < 10 12 < 10 < 10 < 10 < 10 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Anexo 4.3 - Análises geoquímicas em rocha total (elementos maiores e traços), obtidas nesta tese (Continuação).
Suíte Metamórfica Desterro (Continuação) Suíte Ígnea Salto Paraopeba-Babilônia Amostra Migmatito (mesossoma) Granito São Pedro das Carapuças Hiperstênio- biotita Granodiorito Santo A. Amparo % em JC 1407 JC 1589 JC JC peso A B C D E F A B C D E F G 1379 1379A
SiO2 71.90 69.90 72.20 71.30 72.20 71.70 71.00 69.60 70.70 71.20 71.40 71.90 71.60 67.60 68.30
TiO2 0.39 0.67 0.47 0.52 0.41 0.50 0.46 0.69 0.57 0.43 0.53 0.47 0.48 0.89 0.90
Al2O3 13.90 12.80 12.90 13.40 13.30 12.60 13.60 13.30 13.70 13.30 13.80 13.60 13.50 13.20 13.00
Fe2O3 3.10 6.20 3.90 4.40 3.50 4.30 3.80 4.90 4.40 3.70 4.00 3.90 3.70 6.50 6.60 MnO 0.06 0.08 0.06 0.05 0.06 0.07 0.05 0.07 0.06 0.05 0.05 0.05 0.05 0.09 0.09 MgO 0.18 0.37 0.28 0.31 0.20 0.26 0.40 0.45 0.46 0.37 0.40 0.33 0.41 0.94 0.91 CaO 2.20 2.50 2.30 2.50 2.20 2.30 2.00 2.30 2.10 1.80 1.90 2.00 1.90 2.90 2.90
Na2O 3.30 2.80 2.90 2.90 2.90 2.80 3.30 3.00 3.00 2.90 2.90 3.20 3.20 2.90 2.80
K2O 4.10 3.50 4.30 4.20 4.50 4.40 4.40 4.50 4.80 5.10 4.80 4.30 4.30 3.60 3.60
P2O5 0.08 0.19 0.13 0.12 0.09 0.13 0.12 0.16 0.16 0.12 0.13 0.13 0.13 0.32 0.28 P.F. 0.31 0.24 0.30 0.27 0.33 0.26 0.43 0.43 0.45 0.39 0.45 0.45 0.46 0.21 0.34 Total 99.52 99.25 99.74 99.97 99.69 99.32 99.56 99.40 100.40 99.36 100.36 100.33 99.73 99.15 99.72 ppm Ba 1072 910 1269 1160 1307 1227 1203 1207 1205 1528 1414 1206 1203 1019 952 Cu 10 20 16 15 13 14 15 30 17 15 17 14 14 22 17 Cr< 3< 3< 3< 3< 3< 355< 3< 3< 3< 3579 Nb 13 23 16 16 12 16 10 22 22 17 14 23 8 25 22 Ni< 3< 3< 3< 3< 3< 354< 3< 3< 3< 3434 Pb 69 71 68 70 73 77 55 70 62 67 71 65 57 80 54 Rb 96 90 97 87 109 99 106 94 123 124 108 104 99 138 71 Sc< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Sr 143 132 153 158 159 157 149 162 160 176 175 164 144 205 154 Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Th 8 26 23 21 28 23 11 8 24 22 16 12 14 23 < 5 U < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 V 8 19 11 13 10 13 19 28 21 18 21 19 19 58 29 Y 25 45 41 42 38 44 36 67 102 52 73 50 39 31 22 Zn 53 117 66 84 65 78 56 85 70 66 68 68 58 110 97 Zr 96 109 107 110 109 116 47 79 57 56 64 55 46 90 22 W 499 353 462 407 418 247 306 329 364 350 399 362 304 329 284 La 54 89 81 97 81 98 65 97 86 76 99 64 65 77 59 Li 5 8 5 5 5 5 17 23 20 20 19 18 17 25 32 Sn < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 Ag< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Hf < 10 11 10 13 < 10 15 < 10 < 10 11 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 11 Anexo 4.4 - Análises geoquímicas em rocha total, obtidas nesta tese (Continuação).
Suíte Ígnea Cassiterita-Tabuões Suíte Ígnea Ritápolis Amostra Trondhjemito Pau da Bandeira Granodiorito Trondhjemito/Granodiorito Ritápolis Granito Cassiterita Nazareno % em JC 1337D JC JC 1337C JC 1337B peso A B C D E F 1340A A B C D E F G A B
SiO2 70.80 71.50 72.70 73.10 70.80 73.20 72.30 71.20 71.00 71.00 71.60 70.50 70.60 71.00 73.00 70.80
TiO2 0.18 0.20 0.16 0.17 0.19 0.18 0.24 0.33 0.33 0.34 0.34 0.33 0.33 0.33 0.19 0.17
Al2O3 15.90 15.40 15.30 15.70 16.10 15.00 14.60 15.40 15.10 15.40 15.20 15.20 15.20 15.20 14.60 14.30
Fe2O3 1.80 1.70 1.60 1.60 1.70 1.60 2.60 2.10 2.20 2.20 2.20 2.20 2.20 2.20 1.60 1.50 MnO 0.05 0.05 0.06 0.05 0.06 0.04 0.03 0.04 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03 0.05 0.05 MgO 0.42 0.35 0.44 0.33 0.41 0.39 0.85 0.72 0.69 0.78 0.72 0.67 0.71 0.76 0.51 0.50 CaO 2.20 2.10 2.00 1.90 2.30 1.90 2.90 2.20 2.00 2.10 2.10 2.10 2.10 2.00 1.50 1.60
Na2O 4.60 4.50 4.70 4.50 5.00 4.70 3.60 4.20 3.80 4.00 4.00 4.00 3.90 3.80 3.70 3.60
K2O 2.40 2.60 2.10 2.40 2.20 2.00 1.40 3.20 3.10 3.10 3.10 3.20 3.10 3.10 3.40 3.30
P2O5 0.07 0.09 0.06 0.05 0.08 0.05 0.09 0.12 0.11 0.12 0.10 0.12 0.10 0.12 0.06 0.03 P.F. 0.55 0.58 0.70 0.64 0.46 0.65 0.43 0.72 0.70 0.72 0.71 0.66 0.75 0.63 0.71 0.70 Total 98.97 99.07 99.82 100.44 99.30 99.71 99.04 100.2 99.06 99.80 100.1 99.02 99.03 99.17 99.32 96.55 ppm Ba 858 999 584 680 724 642 509 1499 1532 1468 1448 1480 1273 1511 573 977 Cu722577777888788218 Cr< 3< 3< 3< 3< 3< 3128997788610 Nb 11 7 11 11 11 5 15 10 6 7 8 7 < 5 8 14 10 Ni < 3 < 3 < 3 < 3 4 < 3 8 < 3 3 < 3 < 3 < 3 < 3 3 < 3 6 Pb 66 63 65 54 61 64 58 64 60 61 56 54 64 60 72 62 Rb 84 84 89 91 73 87 45 99 103 113 108 98 114 110 175 173 Sc < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Sr 549 575 569 471 572 480 295 408 377 367 358 380 378 373 192 482 Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Th< 5< 5< 511< 5< 5< 5222232221720279< 5 U < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 V 11111110111017232424232222251118 Y 5687565554445564 Zn 60 58 59 54 58 55 47 54 54 57 52 49 55 59 46 62 Zr 64 66 54 55 68 63 53 178 183 191 180 174 176 190 77 124 W 312 308 294 309 295 304 567 248 232 229 235 232 221 231 290 274 La 40 43 43 35 44 41 45 75 70 64 66 63 75 66 31 58 Li 38 41 38 36 38 39 33 47 48 48 44 45 48 47 24 81 Sn < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 Ag < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Hf < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Anexo 4.5 - Análises geoquímicas em rocha total (elementos maiores e traços), obtidas nesta tese (Continuação).
Suíte Ígnea São Tiago Amostra Tonalito Rio do Peixe Trondhjemito/Granodiorito São Tiago Granodiorito Rezende Costa % em JC 1438 JC 1437 JC 1546A JC 1546B peso A B C D E F A B C D E F B C B E
SiO2 68.70 67.00 68.00 67.90 67.60 69.00 71.30 72.30 72.50 72.30 72.60 72.10 70.00 69.90 69.90 69.60
TiO2 0.30 0.30 0.30 0.28 0.30 0.22 0.25 0.25 0.24 0.24 0.21 0.24 0.19 0.20 0.37 0.36
Al2O3 16.40 17.20 16.40 17.30 17.00 17.20 15.30 15.20 14.90 14.80 14.50 15.10 15.40 15.30 15.50 15.70
Fe2O3 2.90 3.40 3.10 2.80 2.90 2.00 2.40 2.40 2.40 2.40 2.40 2.40 2.30 2.50 2.60 2.70 MnO 0.05 0.08 0.07 0.06 0.06 0.04 0.05 0.04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.03 0.03 MgO 0.94 1.10 1.00 0.82 0.95 0.59 0.57 0.59 0.66 0.61 0.57 0.59 0.74 0.76 0.90 0.96 CaO 3.80 4.30 4.00 3.90 3.90 3.30 2.40 2.50 2.40 2.40 2.20 2.30 2.50 2.60 2.60 2.50
Na2O 4.20 4.50 4.40 4.70 4.30 4.70 4.20 4.40 4.10 4.10 4.10 4.20 3.80 3.70 3.90 3.90
K2O 1.40 1.40 1.30 1.50 1.30 1.50 2.00 1.80 2.00 2.00 2.50 2.40 2.40 2.20 2.10 2.10
P2O5 0.14 0.13 0.13 0.11 0.12 0.08 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.06 0.06 0.14 0.13 P.F. 0.84 0.90 0.89 0.91 1.01 0.89 0.65 0.64 0.60 0.69 0.47 0.55 0.51 0.52 0.72 0.62 Total 99.67 100.31 99.59 100.28 99.44 99.52 99.21 100.21 99.94 99.68 99.69 100.02 97.95 97.79 98.76 98.60 ppm Ba 452 373 334 487 370 482 874 692 690 736 885 937 811 659 1029 1032 Cu111211131287786691713812 Cr 455< 3.04< 3.04455457897 Nb 565561068< 5188< 5710< 5< 5 Ni< 3< 34444< 3< 3< 3< 3< 3< 33453 Pb 59 60 61 66 61 56 58 56 54 54 54 66 79 67 62 81 Rb 50 47 42 43 50 34 72 72 68 60 83 74 111 114 95 95 Sc < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Sr 571 613 610 602 577 499 409 372 321 327 354 417 284 221 524 93 Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Th < 5< 5< 5< 511< 5181712111412< 5< 5< 57 U < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 V 334136333522202020202020171820< 8 Y 1026242116687565764444 Zn 60 71 65 55 61 36 52 48 53 48 51 53 51 46 68 106 Zr 79 82 97 83 100 86 94 92 90 97 91 97 56 59 138 116 W 322 301 310 290 301 426 363 376 432 381 351 483 224 236 235 378 La 64 62 70 68 67 64 48 49 37 43 36 48 41 32 63 97 Li 15 16 15 14 15 11 20 17 17 17 17 19 79 67 85 25 Sn < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 < 20 Ag < 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3< 3 Hf < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 Anexo 4.6 - Análises geoquímicas em rocha total (elementos terras raras), obtidas nesta tese.
Suíte Ígnea Samambaia- Suíte Metamórfica Desterro Suíte Ígnea Salto Suíte Ígnea Suíte Ígnea Suíte Ígnea São Tiago Bom Sucesso Paraopeba- Cassiterita- Ritápolis Babilônia Tabuões Amostra JC 1353 JC 1554 JC 1407 JC 1475 JC 1589 JC 1337D JC 1337C JC 1437 JC 1438 ppm D E A E B F B D B D B C A D A E C E La 45.09 44.82 25.00 20.19 63.40 65.35 74.69 56.5 64.66 38.44 18.07 16.48 46.63 39.40 16.59 14.38 43.02 34.69 Ce 74.45 83.75 44.35 37.79 109 113 126.4 115.1 123.20 66.85 33.23 28.81 76.36 63.94 29.48 28.44 55.80 56.12 Nd 20.38 28.08 15.99 12.70 37.97 43.50 37.35 28.12 42.37 25.14 11.72 9.20 20.21 17.44 10.59 8.29 23.93 17.22 Sm 3.85 5.58 3.34 2.76 8.34 9.36 7.82 7.32 9.58 5.52 2.02 1.72 2.82 2.72 2.26 1.81 4.60 3.22 Eu 0.74 1.15 0.69 0.65 1.62 1.85 0.64 0.58 0.31 1.33 0.52 0.45 0.53 0.53 0.55 0.45 0.84 0.64 Gd 2.23 3.25 2.18 2.08 6.61 7.17 6.32 5.42 4.35 4.74 1.40 1.49 1.67 1.47 1.66 1.49 3.53 2.51 Dy 0.99 1.59 1.02 1.09 4.96 5.53 3.85 3.13 1.67 4.78 0.80 0.73 0.69 0.70 1.11 0.89 2.69 1.23 Ho 0.12 0.18 0.16 0.15 0.94 1.02 0.65 0.43 0.38 0.98 0.13 0.09 0.10 0.11 0.24 0.14 0.47 0.22 Er 0.26 0.33 0.37 0.34 2.16 2.27 1.34 1.1 0.79 3.06 0.22 0.22 0.25 0.26 0.50 0.36 1.15 0.40 Yb 0.27 0.23 0.25 0.35 1.62 1.65 0.7 0.64 0.59 3.03 0.26 0.25 0.23 0.22 0.40 0.24 0.77 0.39 Lu 0.06 0.03 0.08 0.14 0.23 0.23 0.12 0.11 0.48 0.47 0.05 0.15 0.06 0.05 0.09 0.10 0.15 0.06 Anexo 5.1 - Dados isotópicos, obtidos por SHRIMP, a partir de zircões detríticos do Quartzito Bom Sucesso.
Amostra/ U Th/U Erro Pb* 204Pb 204Pb/ Erro 208Pb/ Erro 238U/ Erro 235U/ Erro 206Pb/ Erro Idade Erro Idade Erro Idade Erro Idade Erro Conc Spot (ppm) Th/U (ppm) (ppb) 206Pb 204Pb/ 206Pb 208Pb/ 206Pb 238U/ 207Pb 235U/ 207Pb 206Pb/ 238U/ 238U/ 206Pb/ 206Pb/ 207Pb/ 207Pb/ 207Pb/ 207Pb/ (%) 206Pb 206Pb 206Pb 207Pb 207Pb 232U 232U 238U 238U 235U 235U 206Pb 206Pb 3 3 (x 10 ) (x 10 ) 1242/1.1 130.97 0.3735 0.01455 74 10 0.17281 0.05660 0.10000 0.00705 1.9634 0.11946 0.0775 0.00536 5.4425 0.14221 2583.5 246.32 2653.7 133.72 2672.6 67.35 2686.9 43.86 98.8 1242/2.1 139.73 1.2676 0.01272 85 5 0.08950 0.05220 0.34687 0.00473 2.1477 0.05333 0.08795 0.00244 5.6461 0.05512 2424.1 68.77 2464.4 51.06 2554.0 26.28 2626.0 16.33 93.8 1241/3.1 302.32 0.3380 0.01568 116 159 1.70670 0.09170 0.08858 0.01079 2.8395 0.1624 0.11397 0.00742 5.5343 0.13740 1784.2 244.47 1945.0 96.75 2314.8 61.18 2659.2 41.75 73.1 1241/4.1 419.22 0.4366 0.02737 118 285 3.00170 0.16456 0.03163 0.01072 3.9517 0.23181 0.10839 0.00809 3.7819 0.14892 367.2 127.64 1454.2 76.83 2360.7 70.78 3273.2 63.32 44.4 1241/5.1 117.92 0.1388 0.00240 58 9 0.19605 0.05330 0.01110 0.00215 2.1506 0.05323 0.0714 0.00191 4.5778 0.03361 737.9 142.86 2461.5 50.85 2750.1 25.61 2969.3 11.88 82.9 1241/6.1 132.19 0.3291 0.00629 65 6 0.12723 0.04500 0.08783 0.00556 2.2233 0.07392 0.08738 0.00387 5.4192 0.13720 2291.3 160.92 2394.3 66.84 2560.0 42.17 2694.0 42.45 88.9 1241/7.1 204.01 0.5499 0.00440 163 10 0.08880 0.03190 0.14350 0.00236 1.5639 0.03624 0.03723 0.00097 3.2822 0.03059 3118.8 85.51 3186.8 58.52 3378.4 25.81 3494.1 14.49 91.2 1241/7.2 112.93 0.5271 0.01268 108 7 0.09526 0.02117 0.14037 0.00321 1.30344 0.04456 0.03136 0.00144 3.3178 0.08876 3757.7 164.05 3670.6 96.4 3546.7 46.30 3477.5 42.05 105.6 1241/8.1 162.28 0.8176 0.06463 103 9 0.11777 0.04530 0.23157 0.01749 1.921 0.18656 0.07636 0.00851 5.4806 0.24029 2779.9 383.39 2701.6 217.98 2686.6 110.98 2675.4 74.46 101.0 1242/9.1 114.55 1.0789 0.00973 73 6 0.11931 0.05450 0.29859 0.00441 1.9961 0.04629 0.08181 0.00207 5.6509 0.04245 2624.3 71.32 2618.0 50.09 2621.7 23.98 2624.6 12.55 99.7 1242/10.1 119.70 0.5742 0.00781 70 16 0.30473 0.05900 0.15912 0.00368 1.9658 0.06198 0.07792 0.00266 5.4652 0.05257 2665.4 103.65 2651.0 68.89 2667.5 32.63 2680.0 16.00 98.9 1241/11.1 337.88 1.2113 0.16158 109 824 8.98790 0.47779 0.20410 0.04627 3.6093 0.12858 0.17515 0.02379 6.6910 0.84754 922.2 240.73 1576.6 50.02 1932.8 124.69 2339.7 234.68 67.4 1241/12.1 384.28 1.0002 0.03547 78 295 4.59210 0.19913 0.10574 0.00751 5.4699 0.16082 0.21586 0.00791 5.4413 0.10064 386.9 32.46 1082.3 29.36 1755.2 31.07 2687.3 30.90 40.3 1241/13.1 256.71 1.2723 0.04839 77 207 3.91150 0.18977 0.38338 0.01116 4.4048 0.19334 0.20363 0.01065 6.3740 0.14939 1337.4 84.25 1318.9 52.56 1804.1 45.09 2422.4 40.32 54.4 1241/14.1 149.97 0.7437 0.02893 89 81 1.31490 0.08430 0.16710 0.00419 2.1334 0.11378 0.05194 0.00285 3.3568 0.02702 2024.0 136.46 2478.0 110.66 3054.6 54.45 3459.4 12.53 71.6 1241/14.2 248.26 0.6181 0.01327 186 1152 8.32010 0.98572 0.24733 0.03688 1.73634 0.06992 0.04808 0.00544 3.8182 0.38508 4191.6 599.15 2932.1 95.57 3129.2 116.03 3258.2 168.46 90.0 1241/15.1 148.85 0.4321 0.00295 108 9 0.10581 0.02980 0.11831 0.0036 1.577 0.03721 0.05437 0.00152 4.7535 0.05886 3235.8 117.27 3165.9 59.30 3010.5 27.32 2908.4 20.20 108.9 1241/16.1 247.92 0.6879 0.01612 117 138 1.53790 0.08530 0.15929 0.00656 2.4264 0.0645 0.10108 0.00355 5.7438 0.11407 1842.3 95.91 2224.6 50.21 2424.9 32.91 2597.5 33.50 85.6 1241/17.1 469.62 0.9606 0.04153 127 275 2.87050 0.11507 0.12022 0.00492 4.3721 0.26816 0.12464 0.00786 3.9307 0.03438 570.4 48.12 1327.8 74.02 2233.6 58.56 3212.4 13.88 41.3 1241/18.1 276.63 0.8173 0.04006 154 8 0.07290 0.02030 0.23090 0.00307 2.1697 0.14786 0.09357 0.00644 5.9460 0.02447 2474.1 198.89 2443.5 140.11 2496.4 65.97 2539.6 6.92 96.2 1241/19.1 190.25 0.8117 0.02462 110 12 0.15084 0.03490 0.22089 0.00448 2.0718 0.09276 0.08772 0.00421 5.8376 0.0729 2494.3 135.99 2538.9 94.65 2556.4 45.79 2570.4 21.03 98.8 1241/20.1 164.11 0.5769 0.01786 86 28 0.43722 0.06900 0.14305 0.00329 2.1795 0.05043 0.08763 0.00240 5.5438 0.06618 2177.9 93.07 2434.4 47.09 2557.4 25.84 2656.4 19.93 91.6 1241/21.1 441.52 0.8705 0.00888 120 163 1.78320 0.07270 0.18423 0.00381 4.2456 0.0917 0.19344 0.00484 6.2822 0.06402 983.3 30.34 1363.5 26.60 1847.6 21.50 2446.9 17.35 55.7 1241/22.1 137.13 0.7116 0.00661 84 2 0.03070 0.04600 0.20083 0.00223 1.9517 0.0488 0.07837 0.00209 5.5364 0.03734 2729.9 73.91 2666.8 54.85 2662.1 25.46 2658.6 11.22 100.3 1241/23.1 276.35 0.3932 0.00263 157 11 0.09350 0.03170 0.10767 0.00192 1.9522 0.04521 0.07644 0.00197 5.3989 0.04722 2653.1 74.70 2666.2 50.77 2685.6 24.59 2700.2 14.51 98.7 1241/24.1 313.55 0.5091 0.01039 125 66 0.68801 0.05200 0.12684 0.00221 2.8247 0.08804 0.11296 0.00372 5.5139 0.04123 1708.7 67.48 1953.8 52.75 2322.9 30.51 2665.3 12.44 73.3 1241/25.1 286.95 0.9208 0.01940 72 61 1.05600 0.17524 0.13353 0.02174 4.32262 0.22011 0.26249 0.05937 8.3729 1.79265 666.9 113.09 1341.5 61.97 1594.8 200.46 1947.8 442.41 68.9 1241/26.1 97.29 1.3548 0.03266 64 14 0.33848 0.06252 0.35887 0.00857 2.01306 0.09969 0.08501 0.00452 5.8225 0.08321 2498.6 141.59 2599.8 106.83 2585.8 51.08 2574.7 24.08 101.0 1241/27.1 353.74 0.3091 0.00631 191 33 0.23508 0.05495 0.10759 0.00235 2.15555 0.09668 0.064 0.00376 4.0935 0.13427 3025.7 152.00 2456.8 92.29 2854.2 57.71 3148.1 53.07 78.0 Tabela 6.1 - Quadro geocronológio dos mais importantes eventos tectônicos que afetaram o Cráton São Francisco e sua margem sul-sudeste.[1- Carneiro (1992); 2- Endo (1997); 3- Pinese et al. (1997); 4- Noce et al. (1998); 5- Romano et al. (1991); 6- Delhal & Demaiffe (1985); 7- Quéméneur & Vidal (1989); 8- Teixeira et al. (1987); 9- Teixeira & Martins (1996); 10- Ávila (2000); 11- Noce et al. (1997b); 12- Jordt-Evangelista et al. (2000); 13- Teixeira (1985); 14- Dussin et al. (1993); 15- Söllner & Trouw (1997); 16- Machado et al. (1996a); 17- Pimentel et al. (1997); 18- Machado et al. (1996b); 19- Campos Neto & Caby (1999); 20- Carneiro et al. (2002); 21- Campos et al. (2003); 22- nesta tese]. (Zr= zircão; Zr. det.= zircão detrítico; (n)= referências).
INTERVALO UNIDADE EVENTO DEFORMAÇÃO/METAMORFISMO ATIVIDADE ÍGNEA/IDADE/MÉTODO DE TEMPO ESTRATIGRÁFICA/IDADES/MÉTODO Tonalito Samambaia(1)/2780 +3/-2Ma/U-Pb (Zr) Trondhjemito Aureliano Mourão(22)/2809 ± 250Ma/U-Pb (Zr) Foliação milonítica N-S(2); transpressão destral; Grupo Nova Lima/3539 - 2996Ma(16) /Pb-Pb/Zr. Rio das Velhas(1) 2780 - 2700Ma Granito Bom Sucesso(22)/2753 + 11/-9,5Ma/U-Pb (Zr) fraturamentos NE-SW(2) det. Granodiorito Mamona(1)/2721 ±3Ma/U-Pb (Zr) Granito Brumadinho(1)/2703 +24/-23Ma/U-Pb (Zr) Gnaisse Desterro(21)/2622 ±18Ma/U-Pb (Zr) Foliação milonítica N-S(2); transpressão sinistral2); Rio das Velhas II(2) 2658 - 2612Ma Diques de Gabronorito NW-SE(3)/2658 ± 44Ma/Sm-Nd fraturamentos NW-SE(2) (isócrona) Granito Salto Paraopeba(4)/2612 ± 3Ma/U-Pb (Zr) Granito São Pedro das Carapuças(22)/2587 ± 51Ma/U-Pb (Zr) (6) Deformação do Grupo Maquiné(2); transpressão Granitos do Complexo Bação /2567 ± 8Ma/Pb-Pb (Zr) (2) Grupo Maquiné (Formação Casa Forte)/3261 - Rio das Velhas III(2) 2612 - 2555Ma destral(2); Granitos Itabirito /2555 ± 24Ma/ Pb-Pb (Zr) 2877Ma(16)/Pb-Pb/Zr. det. Migmatização no Complexo Passa Tempo(21) Leucossoma do Complexo Metamórfico Passa Tempo(21)/2599 ± 45Ma/U-Pb (Zr) Pegmatito Serra da Moeda(2)/2608 ± 24Ma/Pb-Pb (Zr) Gabro São Sebastião da Vitória(10)/2220 ±/3Ma/Pb-Pb (Zr) Granito Serrinha(10)/2219 ± 2Ma/Pb-Pb (Zr); 2192 ± 4Ma/ Pb-Pb (Zr) (10) Granito Cassiterita /2162 ± 10Ma/Pb-Pb (Zr) Grupo Piracicaba (Formação Cercadinho)/3353 Granito Tabuões(9)/2232 ± 75Ma/Rb-Sr(RT) - 2775Ma(16)/ Pb-Pb/Zr. det. Deformação do Supergrupo Minas(2); transpressão (11)/2248 ± 75M/ Rb-Sr(RT) Grupo Caraça (Formação Moeda)/3294 - destral/transtração (2); metamorphism de fácies (7)/ 1932 ±20Ma/Rb-Sr(RT) 2606Ma(16)/ Pb-Pb/Zr. det Transamazônico I(2) 2250 - 2059Ma anfibolito (2); Soerguimentos a W e NW do Diorito Brumado(10)/2131 ± 4Ma/Pb-Pb (Zr) Grupo Tamanduá (Formação Cambotas)/2967 - Quadrilátero Ferrífero(2) Tonalito Alto Maranhão(4)/2130 ± 2Ma/U-Pb (Zr) 2258Ma(16)/ Pb-Pb/Zr. det. Granito Ritápolis(10)/2121 ± 7Ma/U-Pb (Zr) Quartzito Bom Sucesso (Formação (20) Granito Nazareno(22)/2061 ± 200Ma/U-Pb (Zr) Moeda?)/3500 - 2570Ma /Pb-Pb/Zr. det. Trondhjemito Pau da Bandeira(22)/ 2127 ± 7 (± 9,3)Ma/U-Pb (Zr) Granito Porto dos Mendes(8)/2178 ± 85Ma/ Rb-Sr(RT) (13)/2200 ±175Ma/Rb-Sr(RT) (12) (2) Granito Ribeirão Pinheirinho /2058 ± 10Ma/Pb-Pb (Zr) (16) Deformação do Grupo Itacolomi ; (12) Grupo Sabará/3265-2122Ma / Pb-Pb/Zr. det. (2) (2) Sienito Piranga /2036 ± 4Ma/Pb-Pb (Zr) (16) Transamazônico II 2059 - 1900Ma transpressão/transtração sinistral ; Reativação de (21) Grupo Itacolomi/3120-2059Ma / Pb-Pb/Zr. (2) (2) Trondhjemito Rio do Peixe /1937 ± 22Ma/U-Pb (Zr); descontinuidades ; falhas normais det. Granodiorito Ritápolis(21)/1887 ± 19Ma/U-Pb (Zr) Pré- sedimentação dos grupos Andrelândia e São João Grupo Andrelândia/1872 ± 11Ma(15)/U-Pb/Zr. ?? Rocha-fonte dos zircões detríticos(15) del Rei det. Álcali-granito Guanhães(14)/1729 ± 14Ma(14)/Pb-Pb(Zr) ? ? Pré- sedimentação do Supergrupo Espinhaço Metavulcânica alto Potássio Diamantina(14)/1700Ma(14)/Pb- Pb(Zr) (15) Metamorfismo de fácies xisto azul ; Metamorfismo (15) (15), (17), (18), (19) (15) Grupo Andrelândia/604 ± 16Ma /U-Pb/Zr. det. Brasiliano 630 – 567Ma de fácies anfibolito a granulito (15) (22) Grupo Andrelândia/567 ± 11Ma /U-Pb/Zr. det. Metamorfismo de rochas do arco Paleoproterozóico