trabalho de conclusÃo de curso · 2018-12-11 · v monografia nº 308 apatitas como...

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

ESCOLA DE MINAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO

APATITAS COMO TERMOCRONÔMETROS: UMA INVESTIGAÇÃO ACERCA DO

RESFRIAMENTO DO BATÓLITO GALILÉIA

Lívia Paula Vaz Teixeira

MONOGRAFIA no 308

Ouro Preto, dezembro de 2018

i

APATITAS COMO TERMOCRONÔMETROS: UMA

INVESTIGAÇÃO ACERCA DO RESFRIAMENTO DO

BATÓLITO GALILÉIA

iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitora

Prof.ª Dr.ª Cláudia Aparecida Marliére de Lima

Vice-Reitor

Prof. Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior

Pró-Reitora de Graduação

Prof.ª Dr.ª Tânia Rossi Garbin

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Prof. Dr. Issamu Endo

Vice-Diretor

Prof. Dr. Hernani Mota de Lima

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Prof. Dr. Marco Antônio Fonseca (interino)

v

MONOGRAFIA

Nº 308

APATITAS COMO TERMOCRONÔMETROS: UMA

INVESTIGAÇÃO ACERCA DO RESFRIAMENTO DO

BATÓLITO GALILÉIA

Lívia Paula Vaz Teixeira

Orientador

Prof. Dr. Cristiano de Carvalho Lana

Co-Orientador

Francesco Narduzzi

Monografia do Trabalho de Conclusão de curso apresentado ao Departamento de Geologia da

Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial para avaliação

da disciplina Trabalho de Conclusão de Curso II – TCC 402, ano 2018/2.

OURO PRETO

2018

vi

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/

Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita

35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais

Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606

Direitos de tradução e reprodução reservados.

Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou

reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.

Revisão geral: Lívia Paula Vaz Teixeira

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do

Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto

ix

“Não sou nada.

Nunca serei nada.

Não posso querer ser nada.

À parte isso, tenho em mim todos os sonhos do mundo.”

Álvaro de Campos, “Tabacaria”

xi

Agradecimentos

Minha mais sincera gratidão à minha querida irmã Cristina, pelo apoio incondicional e por me

proporcionar as melhores condições para que eu perseguisse os meus sonhos. Eu realmente não sei o

que seria de mim se você não sonhasse junto comigo.

À Tetê, minha pequena sobrinha, por ser a fonte genuína de amor e gargalhadas.

Agradeço ao meu querido orientador, Cristiano Lana, pela confiança e paciência em todos

esses anos que trabalhamos juntos no LOPAG/AIR. Serei eternamente grata por fazer parte deste

grupo, por todo aprendizado e por todas as amizades que foram cultivadas ali. Por isso, fica aqui uma

homenagem àqueles que sempre estiveram ao meu lado: Hugo, Camila, Mobral, Tako, Fernanda,

Rosana, Marcha, Marilane, Carmen M., Ariela, Lorena e Mathias. Um agradecimento especial à Ana

Alkmim, por todos os conselhos, pelas balinhas Fini e pelas maratonas de redução de dados; e ao

Leleo, por ser um amigo tão querido e por estar sempre disposto a me ajudar!

Ao Francesco Narduzzi, por ser o melhor co-orientador, por me mostrar a luz no fim do túnel

mesmo estando em outro continente! Obrigada por todas as conversas, por nunca me deixar desistir e

por todos os donuts em Stellenbosch!

Agradeço ao Laboratório de Geoquímica Isotópica e ao Laboratório de Microscopia e

Microanálises do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro

Preto, por todas as análises realizadas.

Em tempo, agradeço aos meus queridos amigos, Alice, Anarda, Bel, Emanuel, Guto, Lari,

Lelê e Lorena, que são o meu ponto de equilíbrio e a minha fonte de motivação. À Amb 12.2 pela

lealdade e acolhimento, e a Geo 13.2 e a toda geogalera, por tornarem o curso e os campos mais leves

e divertidos.

Por fim, agradeço a todos os mestres e funcionários do Departamento de Geologia, à gloriosa

Escola de Minas, à Universidade Federal de Ouro Preto, à Fundação Gorceix e à FEOP, por terem me

proporcionado um ensino superior de excelente qualidade!

xiii

Sumário

AGRADECIMENTOS .......................................................................................................... xi

LISTA DE FIGURAS ........................................................................................................... xv

LISTA DE TABELAS ........................................................................................................ xvii

RESUMO .............................................................................................................................. xix

1- INTRODUÇÃO ................................................................................................................... 1

1.1 APRESENTAÇÃO ............................................................................................................. 1

1.2 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ...................................................................... 1

1.3 OBJETIVOS ....................................................................................................................... 2

1.4 JUSTIFICATIVA ............................................................................................................... 2

1.5 METODOLOGIA ............................................................................................................... 3

2- A APATITA ........................................................................................................................ 5

2.1 INTRODUÇÃO .................................................................................................................. 5

2.2 ESTRUTURA E ESTABILIDADE ................................................................................... 5

2.3 A TEMPERATURA DE FECHAMENTO ........................................................................ 6

2.4 TERMOCRONOLOGIA U-Pb EM APATITA – APLICAÇÕES E LIMITAÇÕES ....... 7

3- CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ...................................................................... 9

3.1 O ORÓGENO ARAÇUAÍ ................................................................................................. 9

3.1.1 A Evolução Geotectônica do Orógeno Araçuaí ................................................ .10

3.1.2 Unidades Litoestratigráficas ............................................................................... 11

3.2 MAGMATISMO OROGÊNICO ...................................................................................... 13

3.2.1 A Supersuíte G1 ................................................................................................. 14

3.2.2 A Supersuíte G2 ................................................................................................. 14

3.2.3 A Supersuíte G3 ................................................................................................. 15

3.2.3 As Supersuítes G4 e G5 ..................................................................................... 15

3.3 RELAÇÕES DE CAMPO ................................................................................................ 15

3.3.1 Petrografia .......................................................................................................... 17

3.4 REVISÃO GEOCRONOLÓGICA ................................................................................... 18

4- RESULTADOS ................................................................................................................. 21

4.1 CARACTERIZAÇÃO TEXTURAL E RESULTADOS U-Pb ........................................ 21

4.1.1 Textura dos grãos ............................................................................................... 21

4.1.2 Resultados U-Pb ................................................................................................. 22

xiv

5- DISCUSSÕES ................................................................................................................... 25

5.1 CONSIDERAÇÕES SOBRE AS DATAÇÕES REALIZADAS ..................................... 25

6- CONCLUSÕES ................................................................................................................. 29

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................ 31

APÊNDICE .................................................................................................................................

APÊNDICE I: TABELAS CONTENDO OS DADOS U-Pb DAS AMOSTRAS

ANALISADAS

APÊNDICE II: RESUMO PUBLICADO NOS ANAIS DO 49° CONGRESSO BRASILEIRO

DEGEOLOGIA

xv

Lista de Figuras

Figura 1.1 – Mapa de localização da área de estudo e principais vias de acesso .................... 2

Figura 2.1 – Diagrama de pressão-temperatura com os intervalos de temperatura de

fechamento do sistema U-Pb da apatita e sua estabilidade nas fácies metamórficas ................ 5

Figura 2.2 – Temperatura de fechamento de minerais utilizados como termocronômetros .... 6

Figura 3.1 – Mapa geológico do Orógeno Araçuaí .................................................................. 9

Figura 3.2 – Modelo ilustrativo para a evolução geotectônica do Orógeno Araçuaí ............. 10

Figura 3.3 – Mapa geológico simplificado do Orógeno Araçuaí ........................................... 13

Figura 3.4 – Modelo esquemático proposto para o magmatismo relacionado à supersuíte

G1............................................................................................................................................. 14

Figura 3.5 – Principais características dos afloramentos dos granitoides Galiléia ................ 16

Figura 3.6 – Atributos petrográficos ...................................................................................... 17

Figura 4.1 – Imagens geradas por catodoluminescência ....................................................... 21

Figura 4.2 – Diagrama Tera-Wasserburg para a amostra FGL6 ............................................ 22

Figura 4.3 – Diagrama Tera-Wasserburg para a amostra FGL14 .......................................... 23

Figura 4.4 – Diagrama Tera-Wasserburg para a amostra FGL22 .......................................... 23

Figura 5.1 – Gráfico temperatura de fechamento (°C) versus idade 206

Pb/238

U (Ma) ........... 25

Figura 5.2 – Mapa geológico simplificado da porção leste do Orógeno Araçuaí .................. 27

xvii

Lista de Tabelas

Tabela 2.1 - Relação entre os métodos de termocronologia, temperatura de fechamento e

ambiente tectônico ................................................................................................. 7

Tabela 3.1 - Compilação de dados geocronológicos da supersuíte G1 ................................... 18

xix

Resumo

Apatitas são minerais fosfáticos acessórios que ocorrem comumente em rochas ígneas

e são importantes para estudos petro-cronológicos, pois incorporam em sua estrutura

elementos radiogênicos como o urânio (U) e chumbo (Pb). A temperatura de fechamento do

sistema U-Pb das apatitas (350 – 550°C) é menor do que a do zircão (750 – 900°C), o que

permite estabelecer a duração de tempo intercorrido entre a colocação do magma granítico,

sua cristalização para formar os plútons e batólitos, e o resfriamento desses últimos. Nesse

sentido, grãos de apatitas provenientes dos granitóides pré-colisionais de crosta inferior (cerca

de 30 km) do tipo Cordilheirano, pertencentes à supersuíte G1 do Orógeno Araçuaí, foram

utilizados como ferramenta de investigação termocronológica do resfriamento do batólito

Galiléia. Dados recentes de análises de U-Pb de alta precisão (LA-MC-ICP-MS) em zircões

oriundos das mesmas rochas sugerem que a colocação dos magmas graníticos e a cristalização

que formou o batólito na crosta profunda durou cerca de 50 Ma, entre 630 – 580 Ma. Essa

idade magmática mais jovem, apesar de ser aquela que marca o fim do magmatismo granítico

do Galiléia, se coloca entre os limites temporais das fases metamórficas colisionais do

Orógeno Araçuaí (585 – 545 Ma). As novas análises em apatitas revelam idades de U-Pb em

torno de 510 ± 26, 516 ± 23 e 532 ± 17 Ma. Portanto, as apatitas sugerem que o processo de

resfriamento acabou ou junto com os processos metamórficos ou, talvez, tenha demorado

mais. O conjunto desses resultados mostra, ainda, a possibilidade de batólitos graníticos de

crosta média a inferior apresentarem uma história magmática e geotérmica muito maior (>>10

Ma) do que aquela antes encontrada usando como referência apenas os granitos de crosta

superior e em contextos geológicos jovens. Outra questão levantada é a possível influência

dos episódios metamórficos associados à evolução do Orógeno Araçuaí no sistema U-Pb das

apatitas. Desta forma, ressalta-se a importante contribuição das análises realizadas para a

melhor compreensão da história termal do batólito em questão.

Palavras chave: termocronologia, apatitas, supersuíte G1, Orógeno Araçuaí, Batólito Galiléia

CAPITULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 APRESENTAÇÃO

Estudos geocronológicos em minerais como zircões, apatitas e titanitas, que incorporam em

suas estruturas elementos radiogênicos tais como o urânio (U) e o chumbo (Pb), são uma ferramenta

importante na determinação do tempo intercorrido entre o momento de cristalização e resfriamento de

magmas de composição intermediária a félsica e também na datação direta de metamorfismo, de

fluxos de fluidos e em estudos de proveniência sedimentar.

Neste sentido, grãos de apatitas foram utilizados como termocronômetros na tentativa de

investigar a evolução termal do Batólito Galiléia, que está tectonicamente inserido na parte central do

Orógeno Araçuaí, localizado no sudeste do estado de Minas Gerais, entre o Cráton São Francisco e o

Oceano Atlântico, e compreende, dentre outros, os municípios de Conselheiro Pena, Galiléia e São

Vitor.

Serão apresentadas as metodologias utilizadas, o contexto geológico e um panorama sobre a

supersuíte G1, além dos resultados obtidos nas análises laboratoriais e suas implicações geotectônicas.

1.2 LOCALIZAÇÃO E ACESSO

A área de estudo posiciona-se a cerca de 400 km de Ouro Preto e engloba os municípios de

Conselheiro Pena, Galiléia e São Vitor. O acesso se dá a partir das rodovias BR-356 (Rodovia dos

Inconfidentes), em direção à Mariana, seguindo-se pela MG-262 até Ponte Nova, onde se toma a MG-

329 sentido Rio Casca. Ao chegar a Caratinga, segue-se pela BR-116 até Governador Valadares,

tomando-se então a BR-259 até Conselheiro Pena. Ademais, podem ser tomados acessos vicinais que

interligam as localidades para se chegar à região (Fig. 1.1).

Teixeira, L. P. V. 2018, Apatitas como Termocronômetros: uma investigação acerca...

2

Figura 1.1 - Mapa de localização da área de estudo e principais vias de acesso. Modificado de Narduzzi (2018).

1.3 OBJETIVOS

Este trabalho teve como principal objetivo a investigação da evolução termocronológica do

batólito Galiléia por meio de análises de U-Pb via LA-MC-ICP-MS (Laser ablation – multi-collector –

inductively coupled plasma – mass spectrometry) em grãos de apatitas. Pretende-se, ainda, discutir a

evolução termo-tectônica do Orógeno Araçuaí a partir do entendimento de como se deu a colocação

desses corpos graníticos.

1.4 JUSTIFICATIVA

As amostras analisadas neste trabalho são provenientes do batólito Galiléia, que é um corpo

formado por rochas graníticas pertencentes à supersuíte G1do Orógeno Araçuaí, cuja edificação teve

início por volta de 630 Ma (Pedrosa Soares & Alkmim, 2011). Neste contexto, estudos

geocronológicos detalhados realizados em zircões oriundos desses granitoides sugerem que o tempo

de cristalização e edificação do batólito durou cerca de 50 Ma (Narduzzi et al., in prep). Desta forma,

uma vez que as apatitas possuem uma temperatura de fechamento do sistema U-Pb mais baixa que a

do zircão, este trabalho pretende analisá-las no intuito de obter um nível de detalhamento maior entre a

idade de cristalização e aquela de completo resfriamento do batólito. Além disso, os resultados obtidos

também podem apresentar implicações acerca da evolução tectônica do orógeno.

Trabalho de Conclusão de Curso, n° 308, 34p. 2018.

3

1.5 METODOLOGIA

As etapas apresentadas a seguir descrevem os procedimentos realizados para alcançar o

objetivo apresentado:

Revisão bibliográfica

Durante todo o trabalho foi realizada a pesquisa bibliográfica sobre a região de estudo para um

melhor entendimento da gênese das rochas e da evolução tectôno-termal do orógeno Araçuaí, também

foram consultadas publicações acerca das propriedades das apatitas e dos resultados de análises

geocronológicas e termocronológicas em grãos desses minerais. Dentre os trabalhos consultados

ressaltam-se: Nalini Jr. et al. (2000, 2005), Pedrosa-Soares et al. (2001, 2008, 2011), Alkmim et al.

(2006), Chu et al. (2009), Mondou et al. (2012), Cochrane et al. (2014), Gonçalves et al. (2014, 2017),

Chew & Spikings (2015), Narduzzi et al. (2017 e in prep.), Kirkland et al. (2017).

Preparação das amostras para as análises geocronológicas

Uma vez que as amostras utilizadas para as análises deste estudo já haviam sido coletadas

previamente durante expedições de campo realizadas no trabalho de Narduzzi (2018), as etapas

iniciais de preparação consistiram na catação de grãos de apatita a partir do concentrado de minerais

pesados das rochas utilizando-se lupa binocular. Foram coletados aproximadamente 200 grãos de três

amostras de granitoides provenientes do batólito Galiléia. Esses grãos foram então embutidos em uma

pastilha de resina (epoxy resin) que, em seguida, foi polida visando uma melhor exposição dos

mesmos.

Posteriormente, imagens de catodoluminescência (CL) foram feitas com o objetivo de

observar o grau de homogeneidade interna dos grãos e a presença de possíveis inclusões e/ou

zoneamentos. Nesta etapa, a pastilha foi metalizada com carbono para evitar a concentração de

elétrons em sua superfície durante o imageamento. O equipamento utilizado foi o microscópio

eletrônico de varredura (MEV) da marca JEOL, modelo JSM-6510 e, acoplado a ele, tem-se o detector

de catodoluminescência da marca Centaurus. A tensão aplicada foi de 20kV, a distância de trabalho

(WD – work distance) igual a 21mm e o tamanho da abertura do feixe de elétrons (SS – spot size) de

70.

Estes procedimentos iniciais, que incluem desde a preparação das amostras até a confecção e

polimento da pastilha, foram realizados no Laboratório de Preparação de Amostras para

Geocronologia (LOPAG) e as imagens de catodoluminescência foram geradas no Laboratório de

Microanálises, ambos no Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de

Ouro Preto.


4

Análises U-Pb via LA-MC-ICP-MS

De posse da pastilha contendo os grãos de apatita e das imagens de catodoluminescência,

foram realizadas análises geocronológicas via LA-MC-ICP-MS para a obtenção das idades U-Pb das

amostras selecionadas. Esse método analítico consiste na utilização de um laser para ablação dos grãos

e envio do material sólido convertido em vapor para um espectrômetro de massas que vai separar, por

meio de campos eletro-magnéticos, os íons produzidos pelos elementos de uma amostra de acordo

com a razão massa-carga dos mesmos. Em relação aos parâmetros experimentais, foram empregadas

na ablação as seguintes condições: furos (spot size) de 50 μm de diâmetro, a uma taxa de repetição

(repetition rate) de 5 Hz durante 230 tiros (shot count) com um output laser de 10%. As análises

foram feitas no Laboratório de Geoquímica Isotópica do Departamento de Geologia da Universidade

Federal de Ouro Preto e utilizaram o Laser 193 nm HelEx Photon-Machine para ablação dos grãos e o

espectrômetro Thermo-Finnigan Neptune Plus ICP-MS do tipo Multicoletor (Faraday Cup e SEM)

para análise das diferentes massas.

Redução de dados

Uma vez obtidos os resultados das análises isotópicas, os dados foram reduzidos de modo off-

line por meio de uma planilha Excel® desenvolvida pelo professor A. Gerdes (Frankfurt). Em seguida

foi utilizado o Isoplot, que é um suplemento do Excel, para plotar os diagramas concórdia invertidas

(Tera-Wasserburg) das amostras. Esse diagrama apresenta como ordenada a razão 207

Pb/206

Pb e na

abscissa a razão 238

U/206

Pb, e é comumente empregado quando os grãos são discordantes.

Interpretação dos resultados

De posse das idades U-Pb dos grãos de apatita obtidas por meio de LA-MC-ICP-MS, os

resultados foram compilados e comparados com outros dados disponíveis na literatura a respeito da

técnica e da evolução termal de outros batólitos. Iniciou-se, então, uma discussão para interpretar a

implicação dessas idades e para tecer considerações a respeito da evolução termo-tectônica do Batólito

Galiléia.

Redação da Monografia

A etapa inicial da monografia consistiu na redação dos capítulos introdutórios que foram

apresentados à comissão avaliadora como parte da avaliação da disciplina Trabalho de Conclusão de

Curso I – TCC401. Uma vez aprovado o projeto e estabelecido o cronograma para execução das

etapas subsequentes, deu-se início à redação dos capítulos conseguintes que deram forma à presente

monografia.

CAPÍTULO 2

1 A APATITA

2.1 INTRODUÇÃO

A apatita é um mineral fosfático acessório comumente encontrado em rochas ígneas,

metamórficas e sedimentares clásticas. Por incorporar em sua estrutura elementos radiogênicos como

urânio (U), tório (Th) e chumbo (Pb), e por estar presente na maioria dos tipos de rochas, a apatita tem

apresentado uma grande importância para os estudos petro e termocronológicos. Serão discutidos

neste capítulo alguns atributos desse mineral que influenciam na sua utilização como ferramenta de

investigação.

2.2 ESTRUTURA E ESTABILIDADE

A apatita tem como fórmula geral Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) e cristaliza facilmente em diferentes

tipos de rochas ígneas (félsicas até ultramáficas) devido a baixa solubilidade do P2O5 em líquidos

silicatados e ao baixo coeficiente de partição entre o elemento fósforo e os outros minerais da rocha

(Piccoli & Candela, 2002; Chew & Spikings, 2015; Pochon et al., 2016). Em rochas metamórficas

esse mineral é estável em condições da fácies epidoto-anfibolito até a fácies anfibolito de alto grau,

mas a sua estabilidade pode ser afetada durante as reações de formação da monazita, na fácies

granulito. O diagrama P-T da Fig. 2.1, mostra a relação entre a temperatura de fechamento do sistema

U-Pb da apatita e as fácies metamórficas.

Figura 2.1 - Diagrama pressão-temperatura no qual é representado o intervalo de temperatura de fechamento do

sistema U-Pb da apatita e a sua estabilidade nas fácies metamórficas. Fácies: Preh-Pump.- Prehnita- Pumpellyita.

Ponto triplo dos aluminossilicatos: Ky- Cianita, And – Andaluzita, Sil – Silimanita. Modificado de Chamberlain

& Bowring (2001).


6

Além disso, ao contrário de outros minerais como zircão, monazita e titanita, a apatita não

sofre recristalização metamórfica acima da temperatura de fechamento de difusão do Pb. Portanto, o

sistema U-Pb da apatita é controlado por difusão simples e não é afetado por crescimentos secundários

(Chamberlain & Bowring, 2000; Willigers et al., 2002; Kirkland et al., 2017).

2.3 A TEMPERATURA DE FECHAMENTO

As datações que buscam investigar a evolução termal ou a taxa de resfriamento dos corpos

ígneos e metamórficos utilizam o conceito de temperatura de fechamento (Tc) baseada na teoria de

volume-difusão de Dodson (1973). Essa teoria estabelece uma relação entre a idade isotópica e o

volume de difusão do isótopo filho através da estrutura cristalina ao longo do tempo (t) e em função da

temperatura (T) (Shoene & Bowring, 2007). A Fig. 2.2, modificada de Chew & Spikings (2015), faz

uma compilação da temperatura de fechamento de vários termocronômetros em variados sistemas

isotópicos.

Figura 2.2 - Temperatura de fechamento de minerais utilizados como termocronômetros. Os métodos

relacionados à apatita estão destacados em azul. Modificado de Chew & Spikings (2015).


7

No caso da apatita, existem quatro métodos de decaimento radioativo que permitem a sua

datação e que indicam diferentes intervalos de temperatura de fechamento e ambientes tectônicos

distintos (Tabela 2.1):

Tabela 2.1: Relação entre os métodos de termocronologia, temperatura de fechamento e ambiente tectônico.

Modificado de Chew & Spikings (2015).

Neste trabalho será utilizada a temperatura de fechamento do sistema isotópico U-Pb (350-

550°C), visto que as amostras são provenientes de crosta média a inferior.

2.4 TERMOCRONOLOGIA U-Pb EM APATITA – APLICAÇÕES E LIMITAÇÕES

Nos últimos anos, os avanços nas técnicas de termocronologia tem permitido a obtenção de

dados precisos que permitem a descrição da evolução termal das rochas ao longo do tempo (Blackburn

et al., 2011).

A termocronologia U-Pb foi utilizada neste estudo por meio da metodologia LA-MC-ICP-MS.

Foram realizadas análises pontuais na porção central de grãos de apatita na tentativa de obter idades

que auxiliem na interpretação da história termal e da trajetória tempo-Temperatura (t-T) do batólito

Galiléia.

Sabe-se, contudo, que as baixas concentrações de elementos radiogênicos aliada às

quantidades substanciais de chumbo comum na apatita podem se tornar um desafio na determinação

de idades precisas. Para evitar que o chumbo comum seja responsável por resultados reversos e

discordantes podem ser utilizadas correções nas planilhas de redução de dados e diagramas concórdia

inversos, com a ancoragem Tera-Wasseburg.

Métodos de

Termocronologia

Temperatura de

fechamento Ambiente tectônico

Lu-Hf

U-Pb

675-750°C

350-550°C

Crosta

profunda

Traço de fissão

(U-Th)/He

60-110°C

40-80°C

Crosta superior/

Processos superficiais


8

CAPÍTULO 3

2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

3.1 O ORÓGENO ARAÇUAÍ

As rochas das quais provêm as amostras estudadas se encontram inseridas no núcleo cristalino

do Orógeno Araçuaí (Fig. 3.1). Este orógeno, situado na porção leste do Brasil compreende a região

entre o Cráton São Francisco e a margem continental brasileira, e corresponde, juntamente com a

Faixa Oeste Congolesa, ao domínio orogênico Araçuaí-Congo Ocidental, formado durante a orogenia

Brasiliana-Panafricana que teve início no Neoproterozoico (ca. 600 Ma) e durou até o início do

Paleozoico (Pedrosa-Soares et al. 2001, Alkmim et al. 2006).

Em termos tectônicos, o Orógeno Araçuaí pode ser subdivido em dois domínios, a Faixa

Araçuaí, na zona externa, e o núcleo cristalino representando a zona interna, formado por rochas

graníticas e metamórficas de alto grau (Fig. 3.1b). O limite entre esses domínios é marcado pela zona

de cisalhamento de Abre Campo (Alkmim et al. 2006). Alguns autores também propõem a existência

de dois subdomínios, o subdomínio externo do norte, marcado por rochas da fácies anfibolito, e o

subdomínio interno do sul, caracterizado pela presença de zonas de cisalhamento dextrais e rochas da

fácies granulito (Pedrosa-Soares et al., 2001).

Figura 3.1 - Mapa geológico do Orógeno Araçuaí, com destaque para os granitoides Galiléia. O quadrado

vermelho indica a área de estudo. (a) Localização do Orógeno Araçuaí e do batólito Galiléia no Brasil; (b)


10

Subdivisões do Orógeno Araçuaí; (c) Mapa geológico da porção central do batólito Galiléia destacando a

localização das amostras coletadas (FGL 6, FGL14, FGL22). Modificado de Narduzzi et al. 2017.

3.1.1 A Evolução Geotectônica do Orógeno Araçuaí

O Orógeno Araçuaí apresenta a peculiar característica de ser circundado por áreas cratônicas,

o que lhe confere a classificação de orógeno confinado (Pedrosa-Soares et al., 2001). Dentre os

modelos propostos para sua evolução, está o de Alkmim et al. (2006, 2007), que considera os aspectos

cinemáticos e sugere que Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental se formou em resposta ao fechamento da

bacia Macaúbas. Segundo o autor, o fechamento da bacia foi conduzido pela “tectônica quebra-

nozes”, responsável pela rotação do braço ocidental do cráton São Francisco-Congo em direção ao

braço oriental, o que comprimiu a bacia Macaúbas. Desse modo, a formação do orógeno Araçuaí-

Congo Ocidental estaria relacionada com as colisões resultantes desse evento, que causaram o

espessamento crustal e magmatismo após a completa subducção da crosta oceânica da bacia

Macaúbas. A seguir, serão brevemente descritos os cinco estágios evolutivos propostos por Alkmim et

al. (2006) que caracterizam esse modelo cinemático relacionado à estruturação do Orógeno Araçuaí(:

(Fig. 3.2).

Figura 3.2: Modelo ilustrativo para a evolução geotectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. (A) A bacia

Macaúbas, precursora do Orógeno Araçuaí- Congo Ocidental, a cerca de 800 Ma; (B) Início do fechamento da

bacia Macaúbas, a cerca de 600 Ma; (C) Edificação completa do orógeno e granitogênese sin-colisional;(D)

Escape lateral na porção sul do orógeno seguido pelo colapso extensional a cerca de 500 Ma. Modificado de

Alkmim et al., 2006).


11

O estágio inicial é representado pela abertura da bacia Macaúbas causada por um evento

anorogênico extensional (rifteamento São Francisco-Congo) por volta de 900 Ma (Fig. 3.2a). A

presença de ofiolitos datados por Queiroga et al. 2007 em 660 Ma, indicam que a evolução do

rifteamento resultou na formação de crosta oceânica na Bacia Macaúbas.

O segundo estágio, também chamado de pré-colisional (625-580 Ma), marca o início do

fechamento desta bacia e o surgimento de suítes graníticas relacionadas ao arco magmático cálcio-

alcalino (conhecido como Arco Rio Doce – Pedrosa-Soares &Wiedemann-Leonardos, 2000; Nalini Jr.

et al, 2005; Gonçalves et al, 2014) por volta de 625 Ma (Fig. 3.2b). A subducção da crosta oceânica

gerada até então, é fruto da compressão da bacia e atribuída a uma série de colisões ao longo das

margens externas do cráton São Francisco-Congo. Essas compressões causaram uma rotação da

península em sentido anti-horário em direção ao Cráton do Congo sendo este arranjo comparado a um

“quebra-nozes” (Alkmim et al. 2006).

A evolução desse processo de consumo da crosta oceânica até a sua completa subducção

culminou na edificação do orógeno a partir da colisão das margens da bacia, gerando os granitos tipo

S da supersuíte G2, que se cristalizaram a partir da fusão parcial de rochas meta-sedimentares

(Pedrosa-Soares et al., 2011). Esse estágio sin-colisional compreende o período entre 585 e 545 Ma

(Gradim et al., 2014; Melo et al., 2016) (Fig. 3.2c).

Já o 4° estágio desse processo evolutivo é também chamado de tardi-colisional (560-535 Ma)

e representa o limite da compressão gerada pelo fechamento da bacia. Como o “aparelho quebra-

nozes” continuava o seu movimento de compressão tectônica, Alkmim et al. (2006) sugere que as

deformações passaram a ser acomodadas na forma de escapes laterais em direção a sudoeste. A

supersuíte resultante desse processo é a G3, caracterizada pelos granitos peraluminosos (Pedrosa-

Soares et al., 2011).

Por fim, o 5° e último estágio evolutivo é marcado pelo colapso orogênico. Alkmim et al.

(2006) sugere que a descompressão causada pelo colapso nesta fase pós colisional estimulou uma

atividade magmática que deu origem às supersuítes graníticas G4 e G5 (520-490 Ma).

3.1.2 Unidades Litoestratigráficas

As unidades litoestratigráficas que definem o Orógeno Araçuaí caracterizam bem os seus

estágios de desenvolvimento e serão sucintamente descritas a seguir (Fig. 3.3):


12

O Embasamento, que de acordo com o critério adotado por Alkmim et al. (2006), engloba o

conjunto de unidades com idades superiores a 1,8 Ga e inclui os complexos metamórficos (ex.

Juiz de Fora, Mantiqueira e Pocrane), granitoides e sucessões supracrustais do Arqueano e

Paleoproterozóico.

O Grupo Macaúbas, caracterizado por uma sedimentação em margem passiva com alguns

atributos glaciogênicos e uma ocorrência menor de rochas vulcânicas básicas, rochas estas que

experimentaram um metamorfismo de fácies xisto verde e que contribuíram para o preenchimento

da bacia neoproterozóica formada antes do Orógeno Araçuaí. Nas unidades de topo deste grupo

são encontradas lascas tectônicas de ofiolitos (Pedrosa-Soares et al. 2001, 2008).

As rochas graníticas, representando os quatro estágios orogênicos (pré-colisional, sin-colisional,

pós e tarde-colisional) e agrupadas em cinco supersuítes (G1, G2, G3, G4 e G5) com idades entre

630 e 480 Ma (Pedrosa-Soares et al. 2008).

Uma vez que o foco deste trabalho são as rochas pertencentes à supersuíte G1, uma descrição

mais detalhada será feita posteriormente nos tópicos que seguem.

• O Grupo Rio Doce, que consiste em material vulcano-sedimentar relacionado ao arco magmático

e depositado no Ediacariano (Pedrosa-Soares et al. 2008; Vieira 2007).

• Os complexos formados por paragnaisses que marcam a sedimentação na margem distal da bacia,

com destaque para os Complexos Jequitinhonha, que apresenta o mesmo modelo de sedimentação

da bacia Macaúbas, e o Complexo Nova Venécia, que representa a bacia de retroarco do Orógeno

Araçuaí (Noce et al. 2004, Gradim et al. 2014, Richter et al 2015).

• A Formação Salinas, constituídas por metaconglomerados turbidíticos, metarenitos e metapelitos

cuja idade máxima (588 Ma) indica uma sedimentação sin-orogênica em uma bacia do tipo flysch

(Lima et al. 2002, Santos et al. 2009, Peixoto et al. 2015).


13

Figura 3.3: Mapa geológico simplicado do Orógeno Araçuaí e suas respectivas unidades litoestratigráficas.

ZCAB = Zona de Cisalhamento de Abre Campo. Modificado de Pedrosa-Soares et al. 2007

3.2 MAGMATISMO OROGÊNICO

Apesar de a contraparte africana do orógeno Araçuaí não apresentar evidências de granitos

cálcio-alcalinos de idade Neoproterozóica, o domínio tectônico interno do Araçuaí tem a sua história

evolutiva marcada pelo registro da ocorrência dessas rochas que são agrupadas em cinco supersuítes

(G1-G5) de granitoides Neoproterozóicos-Cambrianos, com idades entre 630 e 480 Ma (Pedrosa-

Soares et al. 2011).

A gênese do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental está relacionada com o início do fechamento

do oceano Adamastor (Alkmim et al., 2016), que resultou no surgimento de uma zona de subducção e

em uma intensa atividade ígnea que colocou granitoides tipo I na crosta e produziu um vulcanismo

explosivo. Essa sequência caracteriza o material metavulcano-sedimentar do Grupo Rio Doce, estando

o magmatismo que deu origem à supersuíte G1relacionado com o estágio pré-colisional do Orógeno

Araçuaí (Fig. 3.4).


14

Figura 3.4 – Modelo esquemático proposto por Vieira (2007) para o magmatismo relacionado à supersuíte G1 e

para as unidades vulcano-sedimentares do Grupo Rio Doce.

3.2.1 A Supersuíte G1

A Supersuíte G1 representa a parte plutônica do arco magmático Rio Doce e o estágio

evolutivo mais antigo do Orógeno Araçuaí, sendo formada por granitoides cálcio-alcalinos do tipo I,

metaluminosos a levemente peraluminosos (Nalini Jr et al. 2005, Gonçalves et al. 2014, Tedeschi et

al. 2016, Narduzzi 2018). De uma maneira geral, essas rochas se apresentam na forma de batólitos e

stocks e recebem nomes locais como Brasilândia, Derribadinha, Divino, Galiléia, Guarataia, Muriaé,

São Vitor, Teófilo Otoni, Valentim e outros (Pedrosa-Soares et al., 2011). De acordo com Gonçalves

et al. (2014), esses corpos consistem em granitos e granodioritos ricos em ortopiroxênio

(Charnoquitos) ou livres de ortopiroxênio, como é o caso das rochas do batólito Galiléia. Além disso,

o autor sugere que o batólito Galiléia pode ser dividido em duas suítes, uma formada por tonalitos-

granodioritos ricos em enclaves máficos e outra formada por rochas tonalíticas a graníticas sem

enclaves. Ademais, a presença desses enclaves e de uma forte assinatura crustal evidenciada pelos

isótopos de Nd e Sr fez com que muitos pesquisadores (Nalini Jr., 1997; Nalini Jr. et al. 2005;

Pedrosa-Soares et al. 2011; Gonçalves et al. 2014, 2017; Tedeschi et al. 2016) sugerissem que a

gênese dos granitos da Supersuíte G1 estaria relacionada com processos de mistura de magmas

derivados do manto e da crosta.


As rochas que compõem a Supersuíte G2 são representadas por granitoides peraluminosos do

tipo S, com alto K e assinatura subalcalina a cálcio-alcalina (Pedrosa-Soares et al., 2011). Ainda

segundo o autor supracitado, a cristalização dessas rochas teria sido o resultado da fusão parcial de

rochas sedimentares durante as fases sin-colisionais depois do fechamento da bacia Macaúbas, evento

ocorrido entre 585 – 545 Ma (Gradim et al., 2014).


15

Dentre os diversos corpos que formam essa supersuíte, o Batólito Carlos Chagas (BCC),

datado em cerca de 580 – 565 Ma corresponde ao maior batólito (14.000 km²) constituído de

granitoides tipo S de todo o orógeno Araçuaí (Melo et al., 2017). Para Pedrosa-Soares et al. 2011, o

BCC configura um belo exemplo de corpo granítico afetado pelas deformações causadas durante o

estágio sin-colisional. Além disso, outro fato interessante é o contraste entre a homogeneidade

composicional e a heterogeneidade estrutural. Em termos de composição, nota-se a predominância de

granada-biotita granitos de granulação grossa a média, repletos de fenocristais de K-feldspato. Já em

termos estruturais, é comum a presença concomitante de áreas preservadas da deformação com áreas

que registram uma intensa foliação regional. Ainda neste contexto, Melo et al. (2017) demonstrou que

o BCC sofreu fusão parcial e perda de melt durante dois eventos metamórficos de alto grau. Outras

implicações e detalhes sobre esses eventos serão tratados no capítulo de Discussões do presente

trabalho.


Acompanhando a evolução geotectônica do orógeno Araçuaí, a Supersuíte G3 representa o

estágio tardi-colisional (545 − 530 Ma) e ocorre na forma de veios e bolsões de leucogranitos com

granada e/ou cordierita e livres da impressão da foliação regional (Pedrosa-Soares et al., 2001, 2006).

3.2.4 As Supersuítes G4 e G5

As Supersuítes G4 e G5 são produtos de magmatismos pós-colisionais, e se apresentam na

forma de intrusões anorogênicas relacionadas ao colapso gravitacional do orógeno. A Supersuíte G4

(530-500 Ma), compreende intrusões do tipo S e granitos pegmatóides (Pedrosa-Soares et al., 2001).

Em tempo, a Supersuíte G5 (525-480 Ma) marca o fim do colapso orogênico e é constituída por

granitoides metaluminosos, com alto K e assinatura cálcio-alcalina do tipo I (Pedrosa-Soares &

Wiedemann-Leonardos, 2000).

3.3 RELAÇÕES DE CAMPO

Como revelado anteriormente, as amostras analisadas nesse trabalho foram previamente

selecionadas e coletadas por Narduzzi (2018) em expedições de campo do seu projeto de doutorado.

Em suas descrições de campo, o autor relata a presença dos seguintes tipos de rochas: tonalitos de

granulação média, granodioritos e granitos. Em relação à textura granulométrica, as rochas podem ser

equigranulares ou porfiríticas, apresentando cristais de feldspato maiores que 1 cm. Já em termos de

deformação, os granitoides são fracamente deformados e apresentam uma foliação incipiente, com

mergulho variando de 50 a 90° para NE ou SW, marcada pela orientação das placas de biotita e dos

cristais de anfibólio. Outra evidência observada em alguns afloramentos é a coexistência de granitos

melanocráticos e leucocráticos, ilustrada pelo contraste na coloração na figura 3.5c.


16

No que diz respeito aos enclaves máficos, eles são geralmente microgranulares e estão

presentes em variadas formas e quantidades em tonalitos e granodioritos. Conforme mostrado na

figura 3.5a, b e f, os enclaves podem ser lobulares, estirados ou lenticulares. Nos granitos fracamente

deformados eles também estão presentes, marcando a foliação e confirmando a hipótese de que eles

seriam a representação de uma lineação gerada por fluxo magmático. Além disso, a depender da

intensidade da deformação, esses enclaves podem apresentar uma diversidade de tamanhos, variando

de 2 cm a 4m de comprimento.

Figura 3.5: Principais características dos afloramentos dos granitoides Galiléia em campo: (a) Granitoide rico

em enclaves; (b) granitoide contendo enclaves máficos muito dispersos (> 7 enclaves/m2); (c) contraste de

coloração no contato indicado pelas setas vermelhas entre os granitos melanocráticos e leucocráticos; (d) granito

rico em enclaves; (e) enclave arredondado atingindo aproximadamente 4 m de largura; (f) enclaves estendidos;

(g) enxame de enclaves estendidos em um dique. Extraído de Narduzzi (2018).


17

3.3.1 Petrografia

Em relação à paragênese mineral, foram descritos por Narduzzi (2018) os seguintes minerais

formadores de rocha : plagioclásio (32−42%), quartzo (15−33%) e feldspato potássico (1.5−14%). No

tocante aos minerais máficos, a biotita é o mais abundante (> 19%), seguida por anfibólio (3−18%) e

granada (2%). Figuram como minerais acessórios o epidoto, alanita, titanita, apatita, zircão, pirita e

pirrotita (Nalini Jr., 1997; Narduzzi, 2018).

Figura 3.6: Atributos petrográficos: (a) e (b) epidoto em uma matriz cristalizada entre biotita e plagioclásio; (c)

epidoto em uma matriz cristalizada entre biotita, plagioclásio e anfibólio; (d) e (e) inclusões de epidoto em

plagioclásio apresentando bordas corroídas; presença de sericitas como micas secundárias (Wm2); (f) inclusão

de zoisita em granada, substituição de granada por coronas de plagioclásio; uma feição observada é a diferença

na coloração quando a zoisita está em contato com a granada (mais escura) e com o plagioclásio (mais clara);

(g) substituição da biotita magmática por mica branca primária (Wm1); (h) Wm1 sendo circundada pela

granada; (i) inclusão de Wm1 na granada enquanto a mesma está sendo substituída por plagioclásio; (j) e (k)

plagioclásio com núcleos enriquecidos em anortita (An) circundados por bordas mais sódicas, tais feições são

encontradas em granitoides e em enclaves máficos; (l) plagioclásio micro-fraturado e preenchido por quartzo e

K-feldspato. Abreviações de minerais: Aln – Alanita, Amp – Anfibólio, Bt – Biotita, Ep – Epidoto, Grt –

Granada, Kfs – K-feldspato, Pl – Plagioclásio, Qz – Quartzo, Wm1 – Mica branca primária (primary white

mica), Ttn – Titanita, Wm2 – Mica branca secundária (secondary white mica), Zo – Zoisita. Extraída de

Narduzzi (2018).


18

3.4 REVISÃO GEOCRONOLÓGICA

Com o objetivo de restringir as idades de cristalização dos granitoides que marcam a história

magmática e a evolução tectônica do Orógeno Araçuaí, alguns autores se dedicaram ao estudo

geocronológico desses grupos de rochas. Os resultados analíticos das datações U-Pb em zircões de

plútons da supersuíte G1, área foco deste trabalho, são apresentados na tabela a seguir:

Tabela 3.1: Compilação de dados geocronológicos da supersuíte G1.

Referência Idade (Ma) Técnica Analítica

Nalini Jr. (1997) 594 ± 6 U-Pb zircão

TIMS

Mondou et al. (2010) 582 ± 6 U-Pb zircão

LA-ICP-MS

Gonçalves et al. (2014) 581 ± 7 U-Pb zircão

LA-ICP-MS

Tedeschi et al. (2016) 632 – 605

605 – 590

585 – 570

U-Pb zircão

LA-MC-ICP-MS + SHRIMP

Narduzzi (2018) 630 – 555 U-Pb zircão

LA-MC-ICP-MS

Em termos gerais, Pedrosa-Soares et al. (2011) sugere que o magmatismo da suíte Galiléia

pode ser colocado entre 630 e 570 Ma. Uma recente revisão geocronológica conduzida por Tedeschi

et al. (2016) revela novas idades para toda a supersuíte G1, indicando três intervalos principais de

idades de cristalização que parecem coincidir com as três fases principais de construção do arco

magmático do Rio Doce, sendo eles 632-605 Ma, 600-590 Ma e 585-570Ma. Por outro lado, Mondou

et al. (2012) e Vauchez et al. (2007) encontraram idades de cerca de 580 Ma, sugerindo que o batólito

Galiléia foi colocado na crosta média-profunda (Vauchez et al. 2007; Narduzzi et a.l 2017) durante

um só evento magmático.


19

Ressalta-se, ainda, o fato de que a maioria das amostras datadas apresentam resultados

concordantes e aspectos petrográficos e geoquímicos similares, apesar de terem sido coletadas em

localidades diferentes onde a supersuíte G1 aflora no orógeno.

As implicações dos longos intervalos de cristalização descritos por Tedeschi et al. (2016) e

Narduzzi (2018) serão comentadas na seção de discussão deste trabalho, no capítulo 4.


20

CAPÍTULO 4

1 RESULTADOS

Foram analisadas três amostras de granodioritos (FGL6, FGL14 e FGL22) nas quais a apatita

se mostra como um mineral acessório bastante comum e homogêneo. Adiante serão apresentadas as

principais características texturais dos grãos e os resultados das datações U-Pb via LA-MC-ICP-MS.

4.1 CARACTERIZAÇÃO TEXTURAL E RESULTADOS U-Pb

4.1.1 Textura dos grãos

Os cristais de apatita das amostras selecionadas apresentam-se sob a forma de cristais

prismáticos subédricos a euédricos, incolores, transparentes e com comprimentos entre 100 e 200 μm.

As imagens geradas pela catodoluminescência (Fig. 4.1) mostram que, de um modo geral, os grãos são

homogêneos, livres de fraturas e inclusões, e com zoneamento oscilatório ausente a incipiente. Desse

modo, uma interpretação feita é a de que as apatitas teriam sido originalmente formadas por

cristalização magmática.


22

Figura 4.1 – Imagens geradas por catoduluminescência que mostram as características texturais de alguns

cristais de apatita provenientes das amostras FGL 6, FGL14 e FGL 22, respectivamente.

4.1.2 Resultados U-Pb

As análises por LA-ICP-MS foram realizadas em grãos de apatita homogêneos e todos

os furos de laser priorizaram as porções centrais dos grãos a fim de se evitar uma possível influência

nas idades de processos metamíticos que podem ter ocorrido nas bordas. De um modo geral, todas as

análises geraram idades de intercepto inferior em diagramas Tera-Wasserburg menores que 550 Ma.

Amostra FGL 6

Os grãos de apatita desta amostra de granodiorito compõem uma população de 21 cristais cujo

intercepto inferior sobre a discórdia fornece uma idade de 206

Pb/ 238

U de 532 ± 17 Ma (MSWD = 1.5).

Figura 4.2: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL6


23

Amostra FGL 14

As apatitas analisadas revelam uma população de 22 cristais que se distribui sobre uma linha

que intercepta a discórdia em 510 ± 26 Ma (MSWD = 1.08).

Figura 4.3: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL14.

Amostra FGL 22

Dos 37 furos feitos em grãos de apatita desta amostra, 21 foram plotados sobre a discórdia e

geraram uma idade U-Pb de 516 ± 23 Ma (MSWD = 1.2).

Figura 4.4: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL22.


24

CAPÍTULO 5

DISCUSSÕES

5.1 CONSIDERAÇÕES SOBRE AS DATAÇÕES REALIZADAS

Como o objetivo do presente trabalho foi investigar o resfriamento do Batólito Galiléia, uma

interpretação isolada somente a partir das idades obtidas por meio da datação das apatitas não seria a

solução mais adequada. Desse modo, como Narduzzi (2018 e in prep.) também datou os zircões e

titanitas provenientes das mesmas amostras aqui analisadas, as discussões serão iniciadas a partir da

comparação das idades disponíveis para essas rochas do batólito.

Figura 5.1: Gráfico Temperatura de Fechamento (°C) versus Idade 206

Pb/238

U (Ma) para os minerais datados das

amostras estudadas.

A fig. 5.1 apresenta a distribuição dos dados obtidos para os minerais datados de cada amostra

(FGL 6, FGL14 e FGL22) em função da temperatura de fechamento (°C) e da Idade 206

Pb/238

U (Ma).

Ressalta-se que os grãos de zircão são concordantes e foram datados por diferentes técnicas, sendo os

da amostra FGL6 analisados por LA-MC-ICP-MS, os da amostra FGL 14 por LA-SF-ICP-MS e os da

amostra FGL22 por CA-ID-TIMS (Narduzzi 2018). Os grãos de titanita também apresentam idades

concordantes e foram datados por LA-MC-ICP-MS. Destaca-se, ainda, que as temperaturas de

fechamento consideradas na imagem acima (Fig. 5.1) são baseadas em dados da literatura (Chew &

Spikings, 2015).


26

Neste contexto, uma hipótese a se considerar, é a de que essa distribuição de idades seria o

reflexo de um período de atividade magmática de longa duração, o que ampliaria o intervalo de

cristalização da supersuíte G1que atingiria idades menores que 550 Ma. De fato, essa possibilidade

estaria de acordo com o modelo proposto por Narduzzi (2018) que sugere, a partir de análises de alta

resolução nos zircões, que os corpos graníticos do batólito Galiléia registram um intervalo de

magmatismo ininterrupto e de longa duração (> 50 Ma).

Outra possibilidade a ser discutida é a possível influência no sistema U-Pb das apatitas de

algum pico termal resultante de eventos metamórficos associados à evolução geotectônica do orógeno

Araçuaí. Neste sentido, as idades obtidas para as apatitas podem indicar o registro pelos grãos, já

cristalizados, do segundo evento metamórfico (M2) que ocorreu no Batólito Carlos Chagas e que,

muito provavelmente, gerou um reflexo regional nas rochas do Orógeno Araçuaí, incluindo as do

batólito Galiléia.

Este evento metamórfico foi caracterizado por Melo et al. (2017) a partir de um estudo que

investigou a petrogênese do Batólito Carlos Chagas. Com base em características microestruturais de

grãos de granada provenientes de granitos tipo S e da química da assembleia mineral, a autora sugere

que o segundo episódio metamórfico de fácies granulito ocorreu a uma temperatura de

aproximadamente 770 °C e pressão de 6,6 kbar. Além disso, parte das rochas deste batólito registra

uma idade de 535-500 Ma para esse evento.

Isto posto, a idade do evento M2 é o principal parâmetro que suporta a hipótese de que as

rochas do batólito Galiléia também foram afetadas por tal evento termal uma vez que, somente as

apatitas, a despeito dos zircões e titanitas datados por Narduzzi (2018 e in prep.), registram idades

menores que 550 Ma. Ademais, o pico termal desse evento teria atingido o batólito Galiléia a uma

temperatura de até 500 °C, o que reforçaria ainda mais o fato de somente o sistema U-Pb das apatitas

ter sido aberto, já que a sua temperatura de fechamento está entre 350 e 550 °C.

Outro fato observado é que quando se compara a idade das amostras de apatita datadas no

presente estudo com a sua localização em relação ao batólito Carlos Chagas, pode-se notar que quanto

mais a leste (E), ou seja, quanto mais próximo do Carlos Chagas, mais nova é a idade (Figs. 5.1 e 5.2).

Desse modo, os grãos da amostra FGL14 são mais jovens que os das amostras FGL22 e FGL6. Essa

constatação pode sugerir que a maior proximidade com o pico termal do evento metamórfico do

Carlos Chagas fez com que o sistema U-Pb das amostras FGL 14 e FGL22 permanecesse aberto por

mais tempo e por isso os grãos registram idades mais novas. Além disso, como as apatitas da amostra

FGL6, a mais afastada de todas, apresentam uma idade de 532 ± 16 Ma, isso indica que o pico termal

do Carlos Chagas também foi registrado até as porções centrais do batólito Galiléia.


27

Figura 5.2: Mapa geológico simplificado da porção leste do Orógeno Araçuaí. As setas vermelhas na porção

inferior esquerda destacam a localização das amostras FGL14 e FGL 22 analisadas neste estudo. A amostra

FGL6 não foi representada mas se encontra à NW da amostra FGL22. Extraído de Melo (2016).


28

CAPÍTULO 6

CONCLUSÕES

A investigação do resfriamento do Batólito Galiléia configura-se como uma importante

ferramenta para o entendimento da evolução termocronológica não só das rochas do batólito como das

porções adjacentes do Orógeno Araçuaí. Neste sentido, a partir das datações das apatitas foram obtidas

idades (510 ± 26, 516 ± 23 e 532 ± 17) que revelam novas possibilidades para a interpretação da

evolução termal desse corpo.

Apesar de análises mais refinadas e sistemáticas serem necessárias, as apatitas estudadas

revelam, dentro de seus erros, idades mais novas que as até então obtidas para zircões e titanitas das

mesmas amostras em questão. As implicações acerca destes resultados sugerem que ou o Batólito

Galiléia experimentou um intervalo de magmatismo ininterrupto e de longa duração (>50 Ma) ou o

sistema U-Pb das apatitas foi afetado por um pico termal resultante do segundo evento metamórfico

ocorrido no batólito vizinho, o Carlos Chagas.

Desta forma, como algumas questões relacionadas à história termal do batólito Galiléia

permanecem abertas, são sugeridos como trabalhos futuros a aplicação de outros métodos de datação

da apatita (TIMS), análises de elementos traço e aplicação de programas de modelamento das

trajetórias tempo-temperatura (t-T).


30

1 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Alkmim F. F., Marshak S., Pedrosa-Soares A. C., Peres G. G., Cruz S., Whittington A. 2006.

Kinematic evolution of the Araçuaí-West Congo orogen in Brazil and Africa: Nutcracker

tectonics during the Neoproterozoic assembly of Gondwana. Precambrian Research, 149: 43–

64.

Alkmim F.F., Pedrosa-Soares A.C., Noce C.M., Cruz S.C.P. 2007. Sobre a evolução tectônica do

Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Geonomos, 15 (1): 25–43.

Blackburn T., Bowring S. A., Schoene B., Mahan K., Dudas F. 2011. U-Pb thermochrology: creating a

temporal record of lithosphere thermal evolution. Contrib Mineral Petrol, 162: 479-500.

Chamberlain K.R. & Bowring S. A. 2000. Apatite-feldspar U-Pb thermochronometer: a reliable, mid-

range (~450°C), diffusion-controlled system. Chemical Geology, 172: 173-200.

Chu M. F., Wang K. L., Griffin W. L., Chung S. L., O’Reilly S. Y., Pearson N. J., Iizuka T. 2009.

Apatite Composition: Tracing Petrogenetic Processes in Tranhimalayan Granitoids. Journal of

Petrology, 50 (10): 1829-1855

Chew D.M. & Spikings R.A. 2015. Geochronology and Thermochronology Using Apatite: Time and

Temperature, Lower Crust to Surface. Elements, 11: 189-194.

Cochrane R., Spikings R. A., Chew D., Wotzlaw J. F., Chiaradia M., Tyrrel S., Schaltegger U., Lelij

R. V. 2014. High temperature (>350°C) thermochronology and mechanisms of Pb loss in apatite.

Geochimica et Cosmochimica Acta, 127: 39-56

Dodson M. H. 1973. Closure Temperature in Cooling Geochronological and Petrological Systems.

Contibr Mineral and Petrol, 40: 259-274.

Gonçalves L., Farina F., Lana C., Pedrosa-Soares A. C., Alkmim F.F., Nalini Jr. H. A. 2014. New U-

Pb ages and litochemical atributes of the Ediacaran Rio Doce magmatic arc, Araçuaí confined

orogen, southeastern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 52: 129-148.

Gonçalves L., Alkmim F. F., Pedrosa-Soares A. C., Gonçalves C.C., Vieira V. 2017. From the

plutonic root to the volcanic roof of a continental magmatic arc: a review of the Neoproterozoic

Araçuaí orogen, southeastern Brazil. Journal of Earth Sciences.

Gradim C., Roncato J., Pedrosa-Soares A. C., Cordani U., Dussin I., Alkmim F. F., Queiroga G.,

Jacobsohn T., Silva L. C., Babinski M. 2014. The hot back-arc zone of the Araçuaí Orogen,

eastern Brazil: from sedimentation to granite generation. Brazilian Journal of Geology, 44(1): 155-

80.

Kirkland C. L., Hollis J., Danisík M., Petersen J., Evans, N.J., McDonald B. J. 2017. Apatite and

titanite from the Karrat Group, Greenland; implications for charting the thermal evolution of crust

from the U-Pb geochronology of common Pb bearing phases. Precambrian Research, 300: 107-

120.

Lima S. A. A., Martins-Neto M. A., Pedrosa-Soares A. C., Cordani U.G., Nutman A. 2002. A

Formação Salinas na área-tipo, NE de Minas Gerais: uma proposta de revisão da estratigrafia da

Faixa Araçuaí com base em evidências sedimentares, metamórficas e idades U-Pb SHRIMP.

Revista Brasileira de Geociências, 32: 491-500.

Melo M. G. 2016. Repeated Partial Melting Events in Polymetamorphic Carlos Chagas Batholith:

Implications for Tectono-Metamorphic Evolution of the Araçuaí Orogen, Southeastern Brazil.

Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Tese de

Doutoramento, 227p


32

Melo M. G., Lana C., Pedrosa-Soares A. C., Frei D., Alkmim F. F., Alkmin L. A. 2017. Two cryptic

anatetic events within a syn-collisional granitoid from the Araçuaí Orogen (southeastern Brazil):

evidence from the polymetamorphic Carlos Chagas batholith. Lithos, 277: 51-71.

Melo M. G., Lana C., Stevens G., Pedrosa-Soares A. C., Gerdes A., Alkmin L. A. Nalini Jr. H. A.,

Alkmim F. F., 2017. Assessing the isotopic evolution of S-type granites of the Carlos Chagas

Batholith, SE Brazil: Clues from U-Pb, Hf isotopes, Ti geothermometry and trace element

composition of zircon. Lithos, 284-285: 730-750.

Mondou M., Egydio-Silva M., Vauchez A., Raposo M. I. B., Bruiguier O., Oliveira A. F. 2012.

Complex, 3D strain patterns in a synkinematic tonalite batholith from the Araçuaí Neoproterozoic

orogeny (Eastern Brazil): Evidence from combied magnetic and isotopic chronology studies.

Journal of Structural Geology, 39: 158-179.

Nalini Jr. H. A., Bilal E., Neves J. M. C. 2000. Syn-collisional peraluminous magmatism in the Rio

Doce Region: mineralogy, geochemistry and isotopic data of the Neoproterozoic Urucum Suite

(Eastern Minas Gerais state, Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 30(1): 120-125.

Nalini Jr. H. A., Machado R., Bilal E. 2005. Geoquímica e petrogênese da suíte Galiléia: exemplo de

magmatismo tipo I, metaluminoso pré-colisional neoproterozóico da régio do médio vale do Rio

Doce (MG). Revista Brasileira de Geociências. 35(4): 23-34.

Narduzzi F. 2018. Genesis and Evolution of a Neoproterozoic magmatic arc: The Cordilleran-type

granitoids of the Araçuaí Belt, Brazil. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro

Preto, Ouro Preto, Tese de Doutoramento, 255p.

Narduzzi F., Farina F., Stevens G., Lana C., Nalini Jr. H. A. 2017. Magmatic garnet in the Cordilleran-

type Galiléia granitoids of the Araçuaí belt (Brazil): Evidence for crystallization in the lower

crust. Lithos, 282: 82-97.

Narduzzi F., Lana C., Farina F., Stevens G., Schannor M., Alkmim A., Nalini Jr H.A. The life-span of

a Neoproterozoic, lower-crustal magma reservoir assembled in na accretionary prism. In

preparation.

Noce C. M., Pedrosa-Soares A. C., Piuzana D., Armstrong R., Laux J. H., De campo C. M., Medeiros

S. R. 2004. Ages of sedimentation of the Kinzigitic complex and of a late orogenic thermal

episode in the Araçuaí orogen, northern Espírito Santo state, Brazil: zircon and monazite U-Pb

SHRIMP and ID-TIMS data. Revista Brasileira de Geociências. 34(4): 587-592.

Pedrosa-Soares A. C. & Alkmim F. F. 2011. How many rifting events preceded the development of

the Araçuaí-West Congo Orogen?. Geonomos, 19(2): 244-251.

Pedrosa-Soares A. C., Alkmim F. F., Tack L., Noce C.M., Babinski M., Silva L. C., Martins-Neto M.

A.. 2008. Similarities and diferences between the Brazilian and African Counterparts of the

Neoproterozoic Araçuaí-West Congo orogen. Geological Society, London, 294: 153-172.

Pedrosa-Soares A. C., Campos C. P., Noce C., Silva L.C., Novo T., Roncato J., Medeiros S.,

Castañeda C., Queiroga G., Dantas E., Dussin I., Alkmim F. F. 2011. Late Proterozoic-Cambrian

granitic magmatism in the Araçuaí orogen (Brazil), the Eastern Brazilian Pegmatite Province and

related mineral resources. In: Sial, A. N., Bettencourt, J. S., De Campos, C. P., Ferreira V. P.

(eds) Granite-Related Ore Deposits. Geological Society of London, Special Publications, 350:

25-5.

Pedrosa-Soares A. C., Noce C. M., Alkmim F. F., Silva L. C. S., Babinski M., Cordani U., Castañeda

C. 2007. Orógeno Araçuaí: síntese do conhecimento 30 anos após Almeida 1977. Geonomos, 15:

1-16.

Pedrosa-Soares A. C., Noce C. M., Wiedmann C. M., Pinto C. P. 2001. The Araçuaí-West Congo

Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed during Gondwanaland assembly.

Precambrian Research, 110: 307-323.


33

Pedrosa-Soares A. C., Queiroga G. N., Gradim C.T., Roncato J.G., Novo T. A., Jacobsohn T., Silva K.

L. 2006. Geologia da Folha Mantena (SE-24-Y-A-VI). Programa Geologia do Brasil, CPRM, 82p.

Pedrosa-Soares A.C., Wiedemann-Leonardos C.M., 2000. Evolution of the Araçuaí belt and its

connection to the Ribeira Belt, Eastern Brazil. In: Cordani U.G., Milani E.J., Thomaz Filho A.,

Campos D.A. (Eds.) Tectonic Evolution of South America, International Geological Congress,

Rio de Jameiro, p. 265–285.

Peixoto E., Pedrosa-Soares A. C., Alkmim F. F. & Dussin I. A. 2015. A suture-related accretionary

wedge formed in the Neoproterozoic Araçuaí Orogen (SE Brazil) during Western Gondwanaland

assembly. Gondwana Research, 27:878-896

Piccoli P. M. & Candela P. A. 2002. Apatite in igneous systems. Rev. Mineral. Geochem., 48: 255-

292.

Pochon A., Poujol M., Gloaguen E., Branquet Y., Cagnard F., Gumiaux C., Gapais D. 2016. U-Pb-

LA-ICP-MS dating of apatite in mafic rocks: Evidence for a major magmatic event at the

Devonian-Carboniferous boundary in the Armorican Massif (France). American Mineralogist,

101: 2430-2442.

Queiroga G.N., Pedrosa-Soares A.C., Noce C.M., Alkmim F.F., Pimentel M.M., Dantas E., Martins

M., Castaneda C., Suita M.T. F., Prichard H., 2007. Age of the Ribeirão da Folha ophiolite,

Aracuaí Orogen: the U–Pb zircon dating of a plagiogranite. Geonomos, 15: 61–65.

Richter F., Lana C., Stevens G., Buick I., Pedrosa-Soares A. C., Alkmim F. F., Cutts K. 2015.

Sedimentation, metamorphism and granite generation in a back-arc region: records from the

Ediacaran Nova Venécia Complex (Araçuaí Orogen, southeastern Brazil). Precambrian

Research. 272: 78-100.

Santos R. F., Alkmim F. F., Pedrosa-Soares A. C. 2009. A Formação Salinas, Órogeno Araçuaí, MG:

história deformacional e significado tectônico. Revista Brasileira de Geociências, 39: 81-100.

Schoene B. & Bowring S. A. 2007. Determining accurate temperature-time paths from U-Pb

thermochronology: An example from the Kaapvaal craton, southern Africa. Geochimica et

Cosmochimica Acta, 71: 165-185.

Tedeschi M., Novo T., Pedrosa-Soares A. C., Dussin I., Tassinari C., Silva L. C., Gonçalves L.,

Alkmim F., Lana C., Figueiredo C., Dantas E., Medeiros S., De Campos C., Corrales F.,

Heilbron M. 2016. The Ediacaran Rio Doce magmatic arc revisited (Araçuaí- Ribeira orogenic

system, SE Brazil). South American Earth Sciences, 68: 167-186.

Vauchez A., Egydio-Silva M., Babinski M., Tommasi A., Uhlein A., Liu D. 2007. Deformation of a

pervasively molten middle crust: insights from the Neoproterozoic Ribeira-Araçuaí orogen (SE

Brazil). Terra Nova, 19: 278-286.

Vieira V. S. 2007. Significado do Grupo Rio Doce no contexto do Orógeno Araçuaí. Instituto de

Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, Tese de Doutoramento,

117p.

Willigers B. J. A., Baker J. A., Krogstad E. J., Peate D.W. 2002. Precise and accurate in situ Pb-Pb

dating of apatite, monazite, and sphene by laser ablation multiple-collector ICP-MS. Geochimica

et Cosmochimica Acta, 66: 1051-1066.


34

Apêndice I

Tabelas contendo os dados U-Pb das amostras analisadas por

LA-MC-ICP-MS

grain 207Pba Ub Pbb Thb 206Pbcc 206Pbd ±2s 207Pbd ±2s 207Pbd ±2s rhoe 206Pb ±2s 207Pb ±2s 207Pb ±2s disc

(cps) (ppm) (ppm) U (%) 238U (%) 235U (%) 206Pb (%) 238U (Ma) 235U (Ma) 206Pb (Ma) (%)

Run number: 13 10238 8 4 2.96 43.9 0.1 4.6 9.8945 8.5 0.5556 7.1 0.54 783 34 2425 81 4396 104 18

Run number: 14 10514 8 2 2.10 26.8 0.1 2.8 5.2866 7.2 0.3616 6.7 0.39 650 18 1867 64 3757 101 17

Run number: 15 11972 8 2 1.40 28.8 0.1 3.0 6.0400 7.4 0.3897 6.8 0.41 687 20 1982 67 3870 102 18

Run number: 16 11909 11 3 1.51 22.9 0.1 2.5 4.5981 6.9 0.3192 6.5 0.36 641 15 1749 60 3566 100 18

Run number: 19 11881 12 3 1.37 21.0 0.1 2.3 4.2289 6.9 0.3009 6.5 0.33 626 14 1680 58 3475 100 18

Run number: 20 12393 11 2 0.81 24.7 0.1 2.6 4.8564 7.1 0.3368 6.6 0.37 641 16 1795 62 3648 101 18

Run number: 21 9850 5 2 0.95 32.5 0.1 3.4 6.3308 7.7 0.4296 6.9 0.44 655 21 2023 69 4016 102 16

Run number: 22 11186 6 2 1.65 32.8 0.1 3.4 7.3033 7.7 0.4321 6.9 0.45 745 24 2149 71 4025 102 19

Run number: 23 10986 4 2 1.85 39.4 0.1 4.1 8.3941 8.2 0.5066 7.0 0.50 732 29 2275 77 4261 104 17

Run number: 24 10158 9 2 0.52 23.3 0.1 2.5 4.6241 7.1 0.3160 6.7 0.35 650 16 1754 61 3551 103 18

Run number: 26 10789 6 2 1.25 33.1 0.1 3.5 6.6128 7.7 0.4353 6.9 0.45 674 22 2061 70 4036 103 17

Run number: 27 10433 7 2 0.97 28.9 0.1 3.0 6.0753 7.4 0.3943 6.8 0.41 683 20 1987 67 3887 102 18

Run number: 42 11796 9 2 1.42 26.1 0.1 3.0 5.3485 7.3 0.3529 6.7 0.41 672 19 1877 64 3719 101 18

Run number: 43 9855 5 2 2.37 27.1 0.1 3.2 5.6050 7.7 0.3755 7.0 0.41 663 20 1917 68 3814 105 17

Run number: 44 10859 9 2 1.01 25.8 0.1 2.7 4.9650 7.2 0.3507 6.6 0.38 630 16 1813 62 3710 101 17

Run number: 47 10984 5 1 1.33 27.8 0.1 2.9 5.8678 7.2 0.3842 6.6 0.41 677 19 1956 65 3848 99 18

Run number: 48 10742 6 1 1.50 25.1 0.1 2.7 4.9542 7.2 0.3487 6.7 0.37 632 16 1812 63 3701 102 17

Run number: 50 10642 10 2 1.08 22.5 0.1 2.4 4.4303 6.9 0.3145 6.5 0.35 627 15 1718 59 3543 99 18

Run number: 52 10583 5 2 1.20 33.9 0.1 3.6 7.0073 7.8 0.4427 6.9 0.46 701 24 2112 71 4061 103 17

Run number: 55 10656 4 1 1.13 34.6 0.1 3.6 7.2308 7.8 0.4512 6.9 0.46 709 24 2140 72 4089 103 17

Run number: 55 6425 13 4 2.50 32.8 0.1 3.6 6.7431 7.9 0.4234 7.0 0.45 705 24 2078 72 3994 105 18

Tabela 1: Dados U-Pb para a amostra FGL 6



Run number: 175 10616 10 5 0.64 36.2 0.2 3.8 11.2254 7.2 0.5313 6.2 0.53 919 33 2542 70 4331 90 21

Run number: 176 10806 10 5 0.97 36.5 0.2 3.9 13.1954 7.3 0.5352 6.1 0.54 1060 38 2694 71 4341 90 24

Run number: 177 10015 6 4 0.29 42.5 0.2 4.6 16.9685 7.8 0.6015 6.4 0.58 1200 50 2933 78 4512 92 27

Run number: 179 10158 9 5 0.40 37.3 0.2 4.0 14.3549 7.4 0.5392 6.3 0.53 1138 41 2773 73 4352 92 26

Run number: 180 10380 11 5 0.51 33.6 0.2 3.6 11.4467 7.1 0.5004 6.1 0.51 990 33 2560 68 4242 90 23

Run number: 182 10871 20 6 0.66 24.0 0.1 2.7 7.0999 6.2 0.3887 5.6 0.43 802 20 2124 57 3866 85 21

Run number: 183 11142 15 6 1.06 30.3 0.1 3.3 9.1365 6.8 0.4637 5.9 0.48 861 26 2352 64 4130 88 21

Run number: 186 9603 7 4 0.29 40.6 0.2 4.4 16.3086 7.7 0.5819 6.3 0.57 1193 48 2895 76 4463 91 27

Run number: 187 10979 17 6 0.93 27.4 0.1 3.0 8.2040 6.5 0.4337 5.7 0.46 829 23 2254 60 4030 86 21

Run number: 188 9929 8 5 0.50 38.8 0.2 4.1 14.2871 7.4 0.5656 6.2 0.55 1084 41 2769 73 4422 90 25

Run number: 189 9952 12 5 0.26 32.1 0.2 3.5 10.2825 6.9 0.4908 6.0 0.50 912 30 2461 66 4214 88 22

Run number: 190 10910 19 6 0.69 25.4 0.1 2.8 7.5314 6.3 0.4096 5.6 0.45 807 21 2177 58 3945 85 20

Run number: 191 9887 10 5 0.29 34.7 0.1 3.7 10.3536 7.2 0.5179 6.1 0.52 873 30 2467 69 4293 90 20

Run number: 192 9330 8 5 1.18 37.7 0.2 4.0 13.5022 7.4 0.5468 6.2 0.54 1062 39 2715 72 4373 91 24

Run number: 193 7403 14 4 0.37 24.2 0.1 2.8 7.4150 6.2 0.3946 5.6 0.45 824 22 2163 57 3888 84 21

Run number: 194 10960 7 5 1.00 41.6 0.2 4.4 16.0675 7.7 0.5871 6.4 0.57 1167 47 2881 77 4476 93 26

Run number: 195 9890 6 4 0.31 42.0 0.2 4.5 17.5160 7.8 0.5988 6.3 0.58 1240 51 2964 77 4505 92 28

Run number: 196 9778 9 4 0.34 30.2 0.2 8.9 10.4157 10.6 0.4915 5.7 0.84 922 77 2472 103 4216 84 22

Run number: 197 9945 6 4 0.63 42.9 0.2 5.4 14.8157 8.3 0.6122 6.3 0.65 1042 52 2803 83 4537 92 23

Run number: 198 10705 12 5 0.60 32.4 0.2 3.5 10.5502 7.0 0.4854 6.1 0.50 944 31 2484 67 4197 90 22

Run number: 199 9766 8 4 0.02 38.4 0.2 4.0 13.1311 7.4 0.5582 6.2 0.55 1016 38 2689 72 4403 91 23

Run number: 200 10652 18 8 1.34 25.5 0.1 2.8 7.9650 6.2 0.4117 5.6 0.45 846 22 2227 58 3952 84 21




Run number: 22 5822 3 2 0.58 48.3 0.2 5.4 12.5595 9.1 0.5989 7.3 0.60 913 46 2647 89 4505 105 20

Run number: 23 6994 3 2 1.73 47.9 0.2 5.4 14.2943 9.1 0.5955 7.3 0.60 1035 52 2769 90 4497 106 23

Run number: 24 6399 4 2 1.36 43.5 0.1 5.0 11.2016 8.8 0.5580 7.2 0.58 876 41 2540 85 4402 105 20

Run number: 25 6225 3 2 0.93 47.2 0.2 5.4 12.8248 9.0 0.5916 7.2 0.60 941 47 2667 89 4487 105 21

Run number: 26 6108 4 2 2.03 46.5 0.2 5.3 12.1169 9.0 0.5833 7.2 0.59 905 45 2613 88 4467 105 20

Run number: 27 6811 4 2 1.94 45.5 0.1 5.4 11.8960 9.0 0.5772 7.2 0.60 898 45 2596 88 4452 105 20

Run number: 28 6569 5 2 1.61 40.3 0.1 4.7 9.7169 8.5 0.5174 7.1 0.55 823 36 2408 81 4291 104 19

Run number: 28 6569 5 2 1.61 40.3 0.1 4.7 9.7169 8.5 0.5174 7.1 0.55 823 36 2408 81 4291 104 19

Run number: 29 6141 8 3 1.70 30.8 0.1 3.8 6.8645 7.8 0.4085 6.8 0.49 741 27 2094 72 3941 102 19

Run number: 30 5886 3 2 0.98 50.8 0.2 5.9 14.9010 9.4 0.6317 7.3 0.63 1018 56 2809 93 4583 106 22

Run number: 31 6017 4 2 1.95 45.8 0.1 5.1 11.5226 8.8 0.5766 7.2 0.58 873 42 2566 86 4450 105 20

Run number: 32 6683 4 2 1.74 47.9 0.2 5.4 12.9175 9.1 0.5950 7.3 0.60 943 48 2674 89 4496 105 21

Run number: 34 6844 4 2 2.04 44.8 0.1 5.1 11.4549 8.8 0.5703 7.2 0.58 877 42 2561 86 4434 105 20

Run number: 45 6476 12 3 1.40 26.0 0.1 3.4 5.5243 7.5 0.3539 6.6 0.46 691 23 1904 66 3724 101 19

Run number: 47 6236 -34 -15 1.81 37.0 0.1 4.6 8.8757 8.6 0.5018 7.3 0.54 778 34 2325 82 4246 107 18

Run number: 48 6926 4 2 1.70 44.6 0.1 5.1 11.1447 8.8 0.5642 7.2 0.58 863 42 2535 86 4418 104 20

Run number: 51 5784 3 2 1.15 49.1 0.2 5.5 12.8205 9.1 0.6098 7.2 0.61 915 47 2667 90 4532 105 20

Run number: 52 6351 5 2 1.96 39.7 0.1 4.6 9.4847 8.4 0.5090 7.0 0.55 817 36 2386 80 4267 104 19

Run number: 54 6621 2 2 3.07 54.7 0.2 6.4 17.2534 9.8 0.6695 7.4 0.65 1105 65 2949 98 4667 107 24

Run number: 56 5922 4 2 1.88 46.8 0.1 5.4 11.7201 9.0 0.5833 7.2 0.60 877 45 2582 88 4467 105 20

Run number: 57 6156 4 2 1.36 43.1 0.1 5.0 10.6600 8.7 0.5454 7.2 0.57 855 40 2494 84 4369 105 20

Run number: 58 6179 5 2 1.48 41.0 0.1 4.8 9.8298 8.6 0.5164 7.1 0.56 834 38 2419 83 4289 105 19

Run number: 59 7735 10 4 2.78 31.2 0.1 3.9 6.9024 7.8 0.4163 6.8 0.49 732 27 2099 72 3969 102 18

Run number: 59 7735 10 4 2.78 31.2 0.1 3.9 6.9024 7.8 0.4163 6.8 0.49 732 27 2099 72 3969 102 18

Run number: 72 5438 2 1 1.57 46.2 0.2 5.5 12.1420 9.1 0.5715 7.2 0.60 924 47 2615 89 4437 106 21

Run number: 74 5998 2 1 2.04 40.6 0.1 4.8 9.1489 8.6 0.5148 7.1 0.56 782 36 2353 82 4284 105 18


Apêndice II

Resumo publicado nos anais do 49° Congresso Brasileiro de

Geologia

APATITAS COMO TERMOCRONÔMETROS: UMA INVESTIGAÇÃO

ACERCA DO RESFRIAMENTO DO BATÓLITO GALILÉIA

Teixeira, L.P.V.1*

; Narduzzi, F.1; Schannor, M.

1; Lana, C.

1, Mazoz, A.

1

Applied Isotope Research Group, Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro

Preto; *[email protected]

RESUMO: A temperatura de fechamento do sistema U-Pb das apatitas (350 – 550°C) é

menor do que a do zircão (750 – 900°C) e das titanitas (700 – 600°C). Isso permite

estabelecer a duração de tempo intercorrido entre o período do magmatismo granítico com a

formação de plútons e batólitos, e o resfriamento completo desses últimos. Portanto, as

apatitas são importantes minerais para estudos termocronológicos em rochas ígneas. Neste

sentido, grãos de apatitas provenientes dos granitoides Ediacaranos, pré-colisionais,

metaluminosos a levemente peraluminosos (0.97 < A/CNK < 1.07; SiO2 62 – 72 wt.%; CaO

2.8 – 6.1 wt.%), de médio a alto potássio (1.76 – 3.80 wt.%), de crosta inferior (> 0.8 GPa,

cerca de 25 - 30 km) pertencentes à supersuíte G1 do Orógeno Araçuaí, foram utilizados

como ferramenta de investigação termocronológica do resfriamento do batólito Galiléia. As

apatitas analisadas foram separadas de amostras das quais já foram obtidas idades de U-Pb de

alta-precisão (LA-MC-ICP-MS) em zircões e titanitas. Os dados de U-Pb em zircões sugerem

que o magmatismo granítico que formou o batólito Galiléia na crosta profunda durou cerca de

80 Ma, entre 630 – 555 Ma, com o pico de atividade magmática em torno de 580 Ma. O

período magmático entre 580 e 555 Ma, apesar de ser aquele que marca os estágios finais do

magmatismo, é também aquele de provável deformação do batólito Galiléia, como sugerido

pelas idades U-Pb de alta precisão obtidas em titanitas de origem deformacional (580 – 550

Ma). Esse provável período de magmatismo sin-deformacional ocorreu num estágio de crystal

mush onde os granitos não eram totalmente cristalizados, sendo sempre colocados numa

crosta inferior, com uma temperatura calculada entre 650 e 750°C, ou seja, em um ambiente

em condição de supra-solidus. Além disso, esse período de magmatismo sin-deformacional

também se coloca entre os limites temporais das fases metamórficas colisionais desse orógeno

(585 – 545 Ma). As novas análises em apatitas magmáticas revelam idades de U-Pb em torno

de 517 ± 24 e 519 ± 14 Ma. Portanto, as apatitas sugerem que o processo de resfriamento

acabou ou junto com os processos metamórficos ou, talvez, tenha demorado mais. Novos

estudos termocronólogicos nas apatitas já estão planejados e serão incorporados a novos

resultados de modelização P-T-t nas rochas supracrustais intrudidas pelo batólito Galiléia. O

conjunto desses novos resultados será de grande importância petrológica, geocronológica e

tectônica para o Órogeno Araçuaí. Por fim, esses resultados preliminares mostram a

possibilidade que batólitos graníticos Pré-cambrianos, de crosta média a inferior, tinham uma

história magmática e geotérmica muito maior (>> 10 Ma) do que aquela antes encontrada

usando como referência apenas os granitos de crosta superior e em contextos geológicos

jovens. Esses novos resultados obtidos são pertinentes se confrontados com outros granitos

Arqueanos e Paleoproterozoicos que pertenciam aos crátons do São Francisco e do Kaapvaal.

PALAVRAS-CHAVE: APATITA, TERMOCRONOLOGIA, ORÓGENO ARAÇUAÍ

trabalho de conclusÃo de curso · 2018-12-11 · v monografia nº 308 apatitas como...

Documents