9UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS ESTUDO ISOTÓPICO APLICADO A CARACTERIZAÇÃO GEOTECTÔNICA DO DOMÍNIO PERNAMBUCO-ALAGOAS OESTE, PROVÍNCIA BORBOREMA, REGIÃO NORDESTE DO BRASIL RODRIGO FABIANO DA CRUZ ORIENTADOR – Prof. Dr. Márcio Martins Pimentel COORIENTADORA – Profa. Dra. Ana Cláudia de Aguiar Accioly Porto Alegre –2014 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS ESTUDO ISOTÓPICO APLICADO A CARACTERIZAÇÃO GEOTECTÔNICA DO DOMÍNIO PERNAMBUCO-ALAGOAS OESTE, PROVÍNCIA BORBOREMA, REGIÃO NORDESTE DO BRASIL RODRIGO FABIANO DA CRUZ ORIENTADOR – Prof. Dr. Márcio Martins Pimentel COORIENTADORA – Profa. Dra. Ana Cláudia de Aguiar Accioly BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Benjamim Bley de Brito Neves, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo Prof. Dr. Elton Luiz Dantas, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília Prof.a. Dr.a Carla Cristine Porcher, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul Dissertação de Mestrado apresentada como requisito parcial para obtenção do título de Mestre em Geociências. Porto Alegre –2014 Cruz, Rodrigo Fabiano ESTUDO ISOTÓPICO APLICADO A CARACTERIZAÇÃO GEOTECTÔNICA DO DOMÍNIO PERNAMBUCO-ALAGOAS OESTE, PROVÍNCIA BORBOREMA, REGIÃO NORDESTE DO BRASIL / Rodrigo Fabiano Cruz. -- 2014. 161 f. Orientador: Márcio Martins Pimentel. Coorientadora: Ana Cláudia Accioly. Dissertação (Mestrado) -- Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Instituto de Geociências, Programa de Pós-Graduação em Geociências, Porto Alegre, BR-RS, 2014. 1. Geocronologia. 2. Geotectônica. 3. Província Borborema. 4. Domínio Pernambuco-Alagoas. I. Pimentel, Márcio Martins, orient. II. Accioly, Ana Cláudia, coorient. III. Título. “There's more to the picture Than meets the eye” Hey Hey, My My (Into the Black) Neil Young Agradecimentos Devo minha maior gratidão a minha família por ter me dado à vida e a vontade de seguir em frente; aos meus orientadores pela paciência; aos professores da UFRGS por todos os ensinamentos ao longo da graduação e por seguinte pós-graduação; a CPRM e seu corpo técnico pelo apoio financeiro, técnico e moral; aos técnicos dos laboratórios de geocronologia da UFRGS e UnB pela qualidade de seus serviços prestados e conhecimento dividido; a meus amigos e amigas, assim como colegas de trabalho, todos que de alguma forma me ajudaram e contribuíram com seu companheirismo; enfim, a aqueles que sabendo ou não me auxiliaram a chegar até aqui e encerrar mais uma fase de minha vida. Minhas saudações e eterna gratidão. Resumo A Província Borborema é um orógeno Neoproterozóico no nordeste do Brasil, composto por um mosaico de terrenos ou domínios tectônicos delimitados por grandes falhas. O Domínio Pernambuco-Alagoas Oeste é um complexo domínio tectônico na parte sul da Província Borborema que faz fronteira com a margem norte do Cráton do São Francisco. Dados U-Pb e Sm-Nd deste trabalho mostram que os grandes volumes de rochas graníticas do Domínio Pernambuco-Alagoas Oeste apresentam várias idades, relacionados a diferentes eventos tectônicos. O Evento Cariris Velhos, representado pelos ortognaisses Lobo (974±8 Ma) e Rocinha (956±2 Ma); o Ortognaisse Fulgêncio (1996±8 Ma), o Complexo Gnáissico-migmatítico de Riacho Seco (1992±27 Ma) e o Complexo Entremontes (2734±11 Ma) representam o embasamento Paleoproterozoico e Arqueano. Seis grupos de granitoides são reconhecidos: (I) Granitóides brasilianos (Ediacarano-Criogeniano), com idades modelo do Meso ao Paleoproterozoico; (II) Granitoides Cariris Velhos (Toniano), com idades modelo mesoproterozoicas; (III) Granitoides paleoproterozoicos do Domínio Pernambuco-Alagoas, com idades modelo do Neoarqueano ao Paleoproterozoico; (IV) Granitoides paleoproterozoicos do Núcleo Riacho Seco, com idades modelo arqueanas; (V) Granitoides arqueanos representadas pelas rochas do Complexo Entremontes; e (VI) granitoides do Cráton São Francisco exibindo idades modelo do Arqueano ao Paleoproterozoico. Neste trabalho também foram levantados dados de proveniência U-Pb no Domínio Pernambuco-Alagoas Oeste. Zircões detríticos variam desde o Arqueano ao Neoproterozóico: Três amostras do Complexo Cabrobó foram investigadas: (I) cordierita-sillimanita-cianita-turmalina-granada-biotita xisto, com maior população de zircões datando do Ediacarano e Criogeniano (zircão mais jovem com cerca de 550 Ma); (II) granada-biotita xisto, com população mais abundante datando do intervalo Toniano/Esteniano e menos abundante Criogeniano (idade mínima de zircão em ca. 643 Ma); e (III) turmalina- muscovita quartzito que contém zircões detríticos variando em idade entre 2,08 Ga e 1,58 Ga. Duas amostras do Complexo Metassedimentar de Riacho Seco foram analisadas: (I) biotita xisto com uma população mais abundante com idades entre 2,3 e 2,7 Ga (idade mínima de zircão com cerca de 2023 Ma) e (II) magnetita-biotita-muscovita quartzito, apresentando grãos de zircões detríticos com idades entre 1,9 e 2,7 Ga. Destacam-se entre os novos dados obtidos a idade paleoproterozoica do Complexo Gnáissico-migmatítico de Riacho Seco formado pela retrabalhamento de rochas arqueanas. A presença de inliers de embasamento Arqueano e Paleoproterozoico e um grande volume de granitoides Cariris Velhos no Domínio Pernambuco Alagoas Oeste. As rochas do Complexo Metassedimentar de Riacho Seco, cuja origem provavelmente relacionada com a erosão das rochas do Cráton do São Francisco. Podendo representar a exposição de uma bacia sedimentar Paleoproterozoica ou, alternativamente, representar uma sequencia de margem passiva Neoproterozoica, com os sedimentos originais sendo derivados da erosão das áreas cratônicas a sul. Minerais de monazita nas rochas estudadas apresentaram idades neoproterozicas indicando que o metamorfismo de alto grau teve lugar durante os últimos estágios do ciclo Brasiliano. Abstract The Borborema Province is a Neoproterozoic orogen in northeastern Brazil, composed of a mosaic of terrains or tectonic domains delimited by faults. The Western Pernambuco-Alagoas Domain is a complex tectonic area in the southern part of the Province Borborema which borders the north edge of the São Francisco Craton. Data U-Pb and Sm-Nd in this work show that large volumes of granitic rocks of the Western Pernambuco-Alagoas Domain present various ages, related to different tectonic events. The Cariris Velhos Event, represented by Lobo (974±8 Ma) and Rocinha (956±2 Ma) orthogneisses; the Fulgencio Orthogneiss (1996±8 Ma), the Riacho Seco Gneissic-migmatitic Complex (1992±27 Ma) and the Entremontes Complex (2734±11 Ma) represents the Archean and Paleoproterozoic basement. Six groups of granitoids are recognized: (i) Brasiliano granitoids (Cryogenian-Ediacaran), with model ages of the Meso- Paleoproterozoic; (ii) Cariris Velhos granitoids (Tonian), with Mesoproterozoic model ages; (iii) Paleoproterozoic granitoids from Pernambuco-Alagoas Domain, with model ages of Neoarchean to Paleoproterozoic; (iv) Paleoproterozoic granitoids of Riacho Seco Nuclei, with Archean model ages; (v) Archean granitoid rocks represented by the Entremontes Complex; and (vi) granitoids of the São Francisco Craton showing model ages of Archean to Paleoproterozoic. This work also brings U-Pb provenance data from Western Pernambuco-Alagoas Domain rocks. Detrital zircons ranging from the Archean to Neoproterozoic ages: Three samples of Cabrobó Complex were investigated: (i) cordierite-sillimanite-kyanite- tourmaline-garnet-biotite schist, with the largest population of zircon dating of the Cryogenian/Ediacaran (youngest zircon with about 550 Ma), (ii) garnet- biotite schist, with more abundant population dating from Tonian/Stenian and less abundant Cryogenian (youngest zircon age of ca 640 Ma) and (iii) tourmaline-muscovite quartzite containing detrital zircons ranging in ages between 2.08 Ga and 1.58 Ga. Two samples from Riacho Seco Metasedimentary Complex were analyzed: (i) biotite schist with a more abundant population with ages between 2.3 and 2.7 Ga (youngest zircon age of about 2023 Ma) and (ii) magnetite-biotite muscovite-quartzite, showing zircons with ages between 1.9 and 2.7 Ga. Prominent among the new data obtained are Paleoproterozoic age from Riacho Seco Complex Gneissic-migmatitic formed by the reworking of Archean rocks. The presence of inliers from Archean and Paleoproterozoic basement. The large volume of Cariris Velhos granites on the domain. Metasedimentary rocks of the Riacho Seco Nuclei, whose origin probably related to the erosion of São Francisco Craton rocks. The exposure may represent a Paleoproterozoic sedimentary basin or alternatively, represent a sequence of Neoproterozoic passive margin, with the original sediment being derived from erosion of the cratonic areas to the south. Minerals of monazite in the rocks studied had neoproterozics ages indicating that the high-grade metamorphism took place during the latter stages of the Brasiliano cycle. SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO ......................................................................................................... 1 1.1. APRESENTAÇÃO ................................................................................................... 1 1.2. METODOLOGIA ..................................................................................................... 1 1.3. PRODUTO FINAL ................................................................................................... 3 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ................................................................... 5 2.1. O CICLO PANAFRICANO-BRASILIANO E AS FAIXAS BRASILIANAS .............................. 5 2.2. PROVÍNCIA BORBOREMA ...................................................................................... 8 2.2.1. Domínio Pernambuco-Alagoas .................................................................. 17 2.2.2. Núcleo Riacho Seco .................................................................................. 18 2.2.3. Magmatismo Neoproterozoico Brasiliano .................................................. 20 2.3. CRÁTON DO SÃO FRANCISCO (CSF) ................................................................... 22 2.3.1. Bloco de Sobradinho ................................................................................. 23 2.3.1.1 Complexo Gnáissico-Migmatítico ............................................................ 24 2.3.1.2 Complexo Serrote da Batateira ............................................................... 24 2.3.2. Cinturão Salvador-Curaçá ......................................................................... 25 3. GEOCRONOLOGIA ............................................................................................... 27 3.1. SISTEMA U/PB ................................................................................................... 27 3.1.1. Zircão ........................................................................................................ 33 3.1.2. Monazita ................................................................................................... 35 3.2. ESPECTROMETRIA DE MASSA ............................................................................. 36 3.2.1. LA-ICP-MS ................................................................................................ 38 3.2.2. Laser ......................................................................................................... 41 3.3. O SISTEMA SM-ND ............................................................................................. 41 4. RESULTADOS ....................................................................................................... 45 4.1 METASSEDIMENTOS ............................................................................................ 45 4.1.1 Complexo Cabrobó .................................................................................... 46 4.1.2. Complexo Metassedimentar de Riacho Seco ............................................ 47 4.2. METAPLUTÔNICAS .............................................................................................. 48 4.2.1. Características das unidades estudadas ................................................... 48 4.2.1.1. Complexo Entremontes .......................................................................... 48 4.2.1.2. Ortognaisse Fulgêncio ............................................................................ 49 4.2.1.3. Complexo Gnáissico-migmatítico de Riacho Seco ................................. 49 4.2.1.4. Ortognaisse Lobo ................................................................................... 50 4.2.1.5. Ortognaisse Rocinha .............................................................................. 50 4.2.1.6. Outros granitos da área de estudo ......................................................... 51 4.2.2. Isótopos de Nd .......................................................................................... 51 4.2.2.1. Intrusões neoproterozoicas (Ediacarano-Criogeniano) ........................... 51 4.2.2.2. Granitoides Cariris Velhos (Toniano-Esteniano) ..................................... 52 4.2.2.3 Granitoides paleoproterozoicos do PEAL ................................................ 52 4.2.2.3 Granitoides paleoproterozoicos do NRS .................................................. 52 4.2.2.4. Granitoides arqueanos do PEAL ............................................................ 52 4.2.2.5. Granitoides do Cráton do São Francisco ................................................ 52 5. CONCLUSÕES ...................................................................................................... 53 6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ....................................................................... 55 7. ARTIGOS SUBMETIDOS ....................................................................................... 66 Lista de Figuras: Figura 1: Localização da área de estudo no nordeste do Brasil. ................................................. 2 Figura 2: Localização das três principais províncias geológicas neoproterozoicas brasileiras. .. 6 Figura 3: Os maiores cinturões orogênicos do Gondwana oeste há 650 Ma. Modificado de Teixeira et al. (2010). .................................................................................................................... 7 Figura 4: A Província Borborema e a evolução de seu conhecimento. De cima para baixo: A - Faixas dobradas e maciços na Província Borborema, segundo Almeida et al. (1977); B - Regiões da Província Borborema com evolução monocíclica ou policíclica, e delimitação em subprovíncias ou domínios estruturais, segundo Jardim de Sá et al. (1987), Caby et al. (1991) entre outros, representado em Jardim de Sá (1994); C - Compartimentação da Província Borborema em domínios e terrenos tectono-estratigráficos, segundo Santos (1998, 2000). .... 10 Figura 5: Compartimentação da Província Borborema baseado em interpretação de mapas geofísicos – modelo proposto por Oliveira (2006). A - Comparação da interpretação dos subdomínios geofísicos-tectônicos com o mapa da componente regional do campo magnético total reduzido ao pólo magnético. Explicações no texto. B - Comparação da interpretação dos subdomínios geofísicos-tectônicos com o mapa de anomalias Bouguer residuais. Explicações no texto. ....................................................................................................................................... 12 Figura 6: Província Borborema e a compartimentação em domínios geotectônicos, modificado de Medeiros (2004). Localização da Folha Parnamirim. ............................................................ 13 Figura 7: Mapa paleográfico do Gondwana Oeste com suas principais estruturas geológicas correlatas entre os continentes sul-americano e africano (Trompette, 1994). A – Mapa com as principais províncias geológico-estruturais do Gondwana Oeste após a orogênese Panafricana- Brasiliana (em torno de 600 Ma). B – Área em detalhe mostrando o esquema estrutural dos domínios geológicos do Nordeste do Brasil e do Oeste da África. DMC – Domínio Médio Coreaú; DC – Domínio Cearense; DRN – Domínio Rio Grande do Norte; ZT – Domínio da Zona Transversal; PEAL – Domínio Pernambuco-Alagoas. A posição do norte geográfico é a atual. 14 Figura 8: Reconstrução paleogeográfica (1.080 Ma a 525 Ma) da transição entre a separação do Supercontinente Rodínia e a amalgamação do Supercontinente Gondwana. Crátons: A – Austrália; I – Índia; K – Kalahari; L – Laurência; AN – Antártica; C-SF – Congo-São Francisco; AM – Amazônico; AO – Oeste Africano; P – Paraná; RP – Rio de La Plata; RA – Rio Apa (Tohver et al., 2006). ................................................................................................................... 16 Figura 9: Seções esquemáticas mostrando as três principais fases de dobramento no Fragmento Riacho ....................................................................................................................... 20 Figura 10: O Cráton São Francisco e suas principais unidades geológicas, modificado de Alkmin et al. (1993), Alkmin (2004) e Schobbenhaus et al. (2004). ............................................ 23 Figura 11: Séries de decaimento do 238U, 235U, 232Th. Extraído de Allegre (2008) .................... 29 Figura 12: Diagrama de concórdia tipo Wetherill indicando um sistema com e sem perda de Pb radiogênico (elipse cheia e vazada, respectivamente)(A); e a incerteza associada (área em cinza) (B). A melhor reta que se ajusta as incertezas medidas para um conjunto de análises, quando as idades são relativamente concordantes, pode ser descrita como o ponto teórico esférico em C. No caso de análises com Pb muito baixo, o ideal é o uso de um diagrama tipo Tera-Wasserburg (D), que facilita a distinção entre Pb radiogênico e Pb comum. Gruber (2010). ..................................................................................................................................................... 32 Figura 13: Variações de morfologia externa (grãos entre 70 e 250 Mm). De 1 a 21: Morfologia variável, mostrada de acordo com o diagrama de classificação de Pupin (1980) Imagens por SEM, BM e TL. 1 – Grão prismático euédrico; 2 – Apenas uma pirâmide desenvolvida em um subnúcleo largo; 3,4 – Grão com núcleo xenocríptico subédrico; 5 – Núcleo xenocriptico fantasma evidenciado apenas por estruturas de bolha; 6 – grão subvulcânico. 7 – geminação complexa; 8 – grão sem nenhuma face prismática; 9, 10 – cristais geminados de geometria plana; 11, 12 – prismas típicos de baixa velocidade de cristalização; 13, 14, 15 – fragmentos de zircão; 16 – prismas alongados típicos de cristalização rápida; 17, 18 – prismas fraturados de zircões oriundos de gabro; 19, 20, 21 – núcleos proeminentes sobrecrescidos sobre prismas límpidos; 22 – agregado de zircão em plutônica tipo-A; 23 – cristal de zircão de borda fina vazia; 24 – fragmento típico de populações extraídas de rochas máficas; (25-27): frãos reabsorvidos compostos (cauliflor): 25, 27 – típicos de meta-trondhjemitos; 26 – típicos de gnaisse máfico; 28-30: zircões reabsorvidos magmáticos sem sobrecrescimento; 28 – xenocristal solto em granitóide; 29-30: xenocristais reabsorvidos em rocha vulcânica piroclástica; 31-34: zircões sub-arredondados a multi-facetados; 31 – em metagabro; 32 – em leucogranito; 33,34 – em xenólito crustal profundo; 35-36: zircões relacionados a impacto de meteoritos; 35 – reabsorvido com traços de deformação planar; 36 – crescimento pós-impacto de zircão policristalino. Retirado de Corfu et al., 2003. ............................................................. 34 Figura 14: Configuração simplificada de um espectrômetro de massas (retirado de Hieftje e Norman, (1992). .......................................................................................................................... 36 Figura 15: Principais componentes de um espectrômetro de massas com plasma indutivo acoplado. Extraído de Allegre (2008). ......................................................................................... 39 Figura 16: LA-ICP-MS do laboratório de geocronologia da Universidade Nacional de Brasília. Em primeiro plano o equipamento de abração a laser, mais ao fundo o espectrômetro de massas. ....................................................................................................................................... 40 Figura 17: Gráfico representando a evolução do Nd na Terra ao longo do tempo, a partir dos primeiros eventos de acresção e formação da Terra onde é iniciado o modelo de reservatário condrítico uniforme (CHUR). Com a fusão parcial do CHUR são separadas as fontes enriquecidas (geração de rochas crustais) e as fontes deplecionadas, onde fica o sólido residual. Faure (1986). ................................................................................................................ 44 Figura 18: Diagrama apresentando o parâmetro eNd, onde CHUR (reservatório condrítico uniforme) é representado de forma contínua no tempo, o manto depletado (DM) é uma função de curva que sempre apresenta valores positivos. A partir da idade de cristalização da rocha de uma amostra (losango vermelho), no caso hipotética, é calculado o parâmetro e assim sendo possível traçar as linhas indicativas das idades-modelo CHUR e DM, isto é a idade de extração do material de fusão a partir do manto depletado e sua idade relacionada ao reservatório condrítico. DePaolo (1988). ......................................................................................................... 45 Abreviaturas: PB – Província Borborema PEAL – Domínio Pernambuco-Alagoas PEAL-W - Domínio Pernambuco-Alagoas Oeste PEAL-E - Domínio Pernambuco-Alagoas Leste NRS – Núcleo Riacho Seco CSF – Cráton São Francisco CSC – Cinturão Salvador-Curaça ETR – Elementos Terras Raras MORB – Middle Ocean Ridge Basalts (Basaltos de cadeias meso-oceânicas) LA-ICPM-MS - Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (Espectrometria de massa por ablação laser com plasma acoplado) TDM – Time of Depleted Mantle (Idade-modelo de depleção mantélica) CHUR – Chondritic Uniform Reservoir (Reservatório condrítico uniforme) MSWD - Mean square weighted deviation (desvio médio ponderado dos quadrados) SHRIMP – Sensitive High Resolution Ion Microprobe (Microssonda iônica de alta resolução) TIMS – Thermal Ionization Mass Spectrometry (Espectrometria de massa por ionização termal) SRTM - Shuttle Radar Topography Mission (Missão topográfica radar Suttle) 1 1. INTRODUÇÃO 1.1. Apresentação A área de estudo localiza-se na porção central da região conhecida como sertão nordestino, no nordeste do Brasil. A maior parte da área se encontra no território do Estado de Pernambuco e em menor parte no Estado da Bahia, abrangendo principalmente os municípios de Cabrobó, Orocó, Ouricuri, Parnamirim, Salgueiro e Santa Maria da Boa Vista, em Pernambuco; e Abaré, Curaça e Ibó, no estado da Bahia. Cartograficamente ocupa uma faixa que toma partes de quatro folhas de escala 1:100.000 (Parnamirim, Salgueiro, Chorrochó e Santa Maria da Boa Vista), com uma área de aproximadamente 5000 m² (Fig. 1). A área de estudo foi selecionada com objetivo de aprimorar o conhecimento geológico na região, carente de trabalhos científicos mais aprofundados, e também pela proximidade de áreas de interesse do ponto de vista metalogenético como as ocorrências e depósitos de cobre em Curaça-Ba, descobertos na década de 70. O trabalho se concentrou principalmente em estudos geocronológicos visando à caracterização geotectônica da porção oeste do dominio tectônico Pernambuco- Alagoas, dentro da Província Borborema. Trabalhos anteriores de destaque na área reportam ao Projeto Extremo Oeste de Pernambuco (Sial et al., 1983), uma compilação de mapas geológicos de graduação na escala 1:50.000 efetuados pela Universidade Federal de Pernambuco e o projeto da CPRM Folha Aracaju NW (SC.24-V) escala 1:500.000 (Angelim & Kosin, 2001). 1.2. Metodologia O projeto teve sua metodologia baseada em três etapas principais: primeiramente a etapa de campo que consistiu no mapeamento geológico regional com coleta de material em campo; a segunda etapa tratou da preparação e análise em laboratório das amostras de rocha coletadas em campo; e na etapa final objetivou-se a interpretação dos resultados, integração dos dados (campo, petrografia, geoquímica e geocronologia) e redação dos artigos científicos e dissertação de mestrado com tabelas anexadas. 2 Figura 1: Localização da área de estudo no nordeste do Brasil. Durante os trabalhos de campo deste trabalho, foram ao todo estudados 296 afloramentos. Em grande parte destes afloramentos foram coletadas amostras de rocha para estudos petrológicos, geoquímicos e isotópicos. Foram confeccionadas 54 lâminas delgadas e realizadas 29 análises químicas de óxidos e elementos traço, além de 44 análises isotópicas, sendo 31 analisadas pelo método Sm/Nd e 11 pelo método U-Pb, e entre estes, 8 análises em zircões e 3 em monazita. Para a etapa de preparação de amostras se utilizou de três laboratórios de preparação de amostras: dois laboratórios da SGB-CPRM, um na superintendência regional de Recife, onde se separou as amostras a serem analisadas e preparadas para análises geoquímicas e o outro laboratório na superintendência regional de 3 Porto Alegre, onde se fez a confecção de lâminas petrográficas, britagem e moagem de rochas para posterior separação de minerais pesados; o terceiro laboratório utilizado foi o da Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), onde foi feita a separação e concentração dos minerais de zircão e monazita. As análises químicas de rochas foram feitas pela SGS Geosol Laboratórios Ltda. As análises geocronológicas foram efetuadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. Os demais dados utilizados neste trabalho (petrográficos, geoquímicos e isotópicos) foram retirados dos projetos de mapeamento da CPRM, Parnamirim SC-24-V-B-II e Salgueiro SC-24-V-B-III. 1.3. Produto final Esta dissertação está estruturada na forma de dois artigos científicos, conforme as normas do Programa de Pós-Graduação em Geociências (PPGGEO) da UFRGS. Os seguintes capítulos constituem o “Estado da Arte” requerido pelo programa: • CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL – Introdução a respeito do conhecimento geológico sobre a Província Borborema e mais especificamente o segmento oeste do Domínio Pernambuco-Alagoas, alvo do estudo; • GEOCRONOLOGIA – Capítulo correspondente a parte de materiais e métodos, abarcando a principal ferramenta utilizada na confecção dos dados, com breve histórico da metodologia e sua aplicabilidade as geociências; • RESULTADOS – Exposição dos resultados relacionados as unidades geológicas estudadas, onde se discorre sobre as principais características destas através da leitura dos dados; • CONCLUSÕES – Interpretação dos dados geocronológicos obtidos, com suporte dos dados petrográficos e geoquímicos, suas implicações geológicas e geotectônicas. • REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS – Apresentaçao da bibliografia utilizada como base para o presente estudo; 4 • ARTIGOS SUBMETIDOS – Cópias dos dois artigos enviados e submetidos ao Journal of South American Earth Sciences e ao Brazilian Journal of Geology, como os resultados deste trabalho, cujo respectivos títulos são: 1- PROVENANCE OF METASEDIMENTARY ROCKS OF THE WESTERN PERNAMBUCO-ALAGOAS DOMAIN: CONTRIBUTION TO UNDERSTAND THE NEOPROTEROZOIC TECTONIC EVOLUTION OF SOUTHERN BORBOREMA PROVINCE 2- GEOLOGICAL AND ISOTOPIC CHARACTERISTICS OF GRANITES FROM THE WESTERN PERNAMBUCO ALAGOAS DOMAIN: IMPLICATIONS FOR THE CRUSTAL EVOLUTION OF THE NEOPROTEROZOIC BORBOREMA PROVINCE 5 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 2.1. O Ciclo Panafricano-Brasiliano e as Faixas Brasilianas Durante o Neoproterozoico ocorreram importantes eventos tectônicos, que deram origem a uma série de faixas móveis em vários continentes. O Ciclo Orogênico Panafricano afetou parte significativa do continente africano e da América do Sul, especialmente no Brasil, onde recebe a denominação de Ciclo Brasiliano. O termo Panafricano foi utilizado para fazer referência ao evento tectonotermal (650-500 Ma) identificado, na África, através da abertura do sistema isotópico K-Ar em minerais (Kennedy, 1964). Estudos posteriores, auxiliados por diversos métodos geocronológicos, levaram muitos autores à utilização do termo Panafricano para referir-se a um longo ciclo tectônico que atuou em diferentes blocos, conduzindo à colagem de terrenos, que formaram o megacontinente de Gondwana (Hanson et al, 1988; Porada, 1979; Bentor, 1985; Burke et al, 1977; Kröner, 1977; Kröner, 1985; Ben-Avaham et al, 1981; Jackson & Ramsay, 1980 ). O termo Ciclo Panafricano tem sido empregado para definir todos os eventos tectônicos envolvidos na formação das faixas do ciclo Panafricano-Brasiliano, englobando desde a sedimentação, magmatismo até o metamorfismo e deformação das rochas. A Orogênese Brasiliana (~600 Ma) representa a principal fase orogenética do ciclo, seguida da instalação das sequencias molássicas, até cerca de 500 Ma (Trompette, 1994). No território brasileiro extensas áreas foram afetadas pela Orogênese Brasiliana. Almeida et al. (1977) agrupam regiões que apresentam características comuns de evolução, identificando três regiões que se mantiveram tectonicamente ativas, com fenômenos termais, até o final do Pré-cambriano; estas foram denominadas províncias Tocantins, Mantiqueira e Borborema (Fig. 2). 6 Figura 2: Localização das três principais províncias geológicas neoproterozoicas brasileiras. A Província Tocantins é localizada na Região Centro-Oeste, entre os Crátons São Francisco e Amazônico; a Província Mantiqueira engloba as unidades brasilianas do sudeste/sul do Brasil, desde a borda sul do Cráton São Francisco até as imediações do Cráton Rio De La Plata (Uruguai); e a Província Borborema no nordeste do Brasil, localizada entre os crátons São Luiz, São Francisco e Amazônico. A Província Borborema, onde se insere a área de estudo, teve sua origem e formatação relacionada, principalmente, aos orógenos Neoproterozoicos (Brasiliano) que afetaram o continente Africano e a borda leste do Continente Sul americano durante a formação do supercontinente Gondwana (Fig. 3). 7 Figura 3: Os maiores cinturões orogênicos do Gondwana oeste há 650 Ma. Modificado de Teixeira et al. (2010). Uma sequencia de seis estágios principais foi proposta por uma série de autores, para os processos tectônicos do Ciclo Orogênico Brasiliano ao longo da borda leste do Brasil, que seriam resumidamente os seguintes: - Colisão dos crátons Amazônico e São Francisco e formação do segmento norte da Faixa Brasília, entre 760 e 780 Ma (Pimentel et al., 2000); - Colisão envolvendo o sul do Cráton São Francisco com as províncias Rio de la Plata/Paraná, a partir de 750 Ma (Alkmim et al., 2001); 8 - Novo evento colisional envolvendo o Cráton Amazônico, gerando as nappes de vergência para leste do segmento sul da Faixa Brasília (Alkmim et al., 2001); - Formatação da Faixa Ribeira, entre 790 e 610 Ma., e incorporação de terrenos exóticos no sudoeste do Brasil durante o Cambriano, entre 535 e 500 Ma. (Heilbron et al., 2008); - Convergência entre o as áreas cratônicas do Rio de la Plata/Paraná e Amazônia, com formação do cinturão móvel Paraguaio no intervalo de 540 e 510 Ma (Alvarenga et al., 2000); - Fechamento progressivo de oceano interno e formatação da Província Borborema no período entre 540 e 500 Ma (Neves et al., 2000), com empurrões sobre a margem norte do Cráton São Francisco. 2.2. Província Borborema A Província Borborema (PB) definida por Almeida et al. (1977 e 1981), localizada no nordeste do Brasil, constitui um sistema de faixas de dobramentos associados às orogêneses do Neoproterozoico e granitogêneses correlatas, incluindo fragmentos antigos do Arqueano/Paleoproterozoico, bacias sedimentares tafrogênicas mesozoicas e por último coberturas superficiais recentes. Segundo Caby (1989) a província dentro do contexto pré-deriva Mesozoica fazia parte de um mega-cinturão móvel Panafricano/Brasiliano. A parte oeste do cinturão se estendia pelo nordeste brasileiro e a parte leste pela África Central, onde é representado pelos Cinturões de Dobramento Central da África. Este cinturão móvel estaria inserido no norte do Supercontinente Gondwana. A PB tem como principais características a forte deformação atrelada ao Ciclo Brasiliano, extensas zonas de cisalhamento e intenso plutonismo granítico. Sendo delimitada a sul pelo Cráton São Francisco, a oeste é recoberta pela Bacia do Parnaíba e a norte e leste a província se encontra encoberta pelos sedimentos das bacias costeiras. Diversos autores sugeriram divisões internas na PB (Fig. 4). A primeira compartimentação tectônica da província (Fig. 4A) deve-se a Brito Neves (1975) seguido por outros autores que incluíram faixas, sistemas de dobramentos ou cinturões metamórficos, separados por maciços medianos e zonas geoanticlinais de 9 natureza gnáissico-migmatítico-granítica, que abrigam nos seus interiores faixas de supracrustais. Os sistemas de dobramentos foram considerados como entidades de evolução monocíclica filiados ao Evento Brasiliano, enquanto que o embasamento divisório de idade arqueana/paleoproterozoica teria evolução policíclica. Trabalhos posteriores, notadamente a partir de Jardim de Sá (1987), na Faixa Seridó, passaram a admitir uma evolução policíclica também para as outras faixas dobradas correlatas da Província Borborema (Fig. 5B), associando-se a uma tectônica tangencial do Paleoproterozóico relacionada ao Ciclo Transamazônico (2,0-1,8Ga) e retrabalhamento essencialmente transcorrente no Ciclo Brasiliano (0,75-0,57Ga). Com base em datações de granitoides intrusivos em sistemas de dobramentos e em supracrustais no âmbito do Domínio Pernambuco-Alagoas com idades entre 1,0 e 0,92 Ga, alguns autores idealizaram a atuação de mais um evento orogênico na Província Borborema, denominado Evento Cariris Velhos (Santos et al., 1994; Santos, 1995; Brito Neves et al., 1995), equivalente ao Kibariano na África, Sunsás em Rondônia e Greenville no Canadá. Embasado na tectônica acrescionária Santos (1996 e 1998), propõe nova compartimentação geotectônica para a PB (Fig. 5C), dividindo-a em domínios e terrenos tectonoestratigráficos,cuja colagem teria ocorrido durante os eventos Cariris Velhos (de idade Greenvilliana) e Brasiliano/Pan-Africano. Este último teria atuado tanto na justaposição de terrenos tectonoestratigráficos distintos, como retrabalhando e dispersando os limites da colagem Cariris Velhos. Outra teoria (Bittar, 1998, Neves et al., 2000 e 2003) seria que as rochas de idade Toniana foram formadas em um contexto anorogênico/rifte com deformação relacionada principalmente ao Ciclo Brasiliano desconsiderando como um ciclo Wilsoniano o Evento Cariris Velhos. Dentro dessa concepção a província teria sofrido somente dois eventos orogênicos tectonotermais, um no Paleproterozoico (Orogenia Transamazônica) e outro no fim do Neoproterozoico (Orogenia Brasiliana). E teria ocorrido entre esses dois ciclos o evento tafrogênico Cariris Velhos. Em trabalho de doutorado, Oliveira (2006), propôs modelo alternativo a compartimentação dos principais domínios geotectônicos da PB, baseado em mapas regionais de geofísica, ele comparou as principais estruturas regionais cartografadas na província com os registros de contrastes das anomalias magnéticas (Fig. 5A) e gravimétricas (Fig. 5B), localizando possíveis suturas tectônicas. 10 Figura 4: A Província Borborema e a evolução de seu conhecimento. De cima para baixo: A - Faixas dobradas e maciços na Província Borborema, segundo Almeida et al. (1977); B - Regiões da Província Borborema com evolução monocíclica ou policíclica, e delimitação em subprovíncias ou domínios estruturais, segundo Jardim de Sá et al. (1987), Caby et al. (1991) entre outros, representado em Jardim de Sá (1994); C - Compartimentação da Província Borborema em domínios e terrenos tectono-estratigráficos, segundo Santos (1998, 2000). 11 A compartimentação proposta em cinco domínios geofísicos tectônicos segue em parte os modelos anteriormente propostos, diferenciando-se pela separação destes em subdomínios (Fig. 5). Domínios Médio-Coreaú (indiviso); Domínio Ceará – subdomínios Ceará Central e Jaguaribe; Domínio Rio Grande do Norte – subdomínios Rio Piranhas, Granjeiro-Seridó e São José do Campestre; Domínio Central – subdomínios Araripina, Piancó-Alto Brígida, Alto Pajeú, Alto Moxotó e Rio Capibaribe; Domínio Externo ou Sul – subdomínios Cabrobó, Garanhuns e Arapiraca. O modelo mais aceito para as divisões internas da PB (Fig. 6), compilado de diversos autores (Van Schmuss et al., 1995 e 2008; Brito Neves et al., 2000; Santos et al., 2000 e 2010), que observando o mosaico estrutural da província e dados geocronológicos em suas rochas a dividiram em três subprovíncias: Setentrional, que inclui os domínios Médio-Coreaú, Ceará Central e Rio Grande do Norte; Zona Transversal ou Central, que inclui os domínios ou terrenos Piancó-Alto Brígida, Alto Pajeú, Alto Moxotó e Rio Capibaribe; e Externa ou Meridional, esta inclui o Domínio Pernambuco-Alagoas (PEAL) e as Faixas Riacho do Pontal e Sergipana. As três subprovíncias são delimitadas por duas megaestruturas de direção E- W, os lineamentos Patos (norte) e Pernambuco (sul). A região estudada se encontra quase que inteiramente dentro do PEAL oeste da Subprovíncia Externa, delimitada a norte pelo Lineamento Pernambuco e a sul pelo Cráton São Francisco. 12 Figura 5: Compartimentação da Província Borborema baseado em interpretação de mapas geofísicos – modelo proposto por Oliveira (2006). A - Comparação da interpretação dos subdomínios geofísicos-tectônicos com o mapa da componente regional do campo magnético total reduzido ao pólo magnético. Explicações no texto. B - Comparação da interpretação dos subdomínios geofísicos- tectônicos com o mapa de anomalias Bouguer residuais. Explicações no texto. 13 Figura 6: Província Borborema e a compartimentação em domínios geotectônicos, modificado de Medeiros (2004). Localização da Folha Parnamirim. Em reconstruções paleogeográficas a PB é resultado da interação complexa entre placas continentais, pequenas placas e continentes, que estavam localizados entre os crátons Oeste-Africano, a norte e Congo-São Francisco, a sul (Brito Neves & Cordani, 1991). Com sua formação em torno de 600 Ma, dentro do contexto do Supercontinente Gondwana formado a partir da aglutinação dos crátons Oeste- Africano, Amazônico, Rio de La Plata e Congo-São Francisco para formação do (Hoffman 1991). No interior do Supercontinente Gondwana, no processo de convergência dos crátons Oeste-Africano e Congo-São Francisco, a PB em conjunto com os domínios geológicos da África Centro-Norte (Nigéria e Camarões) formaram uma extensa província policíclica Panafricana-Brasiliana (Trompette, 1994). Os principais elementos de ligação da PB com a África são os seguintes: A mega faixa dobrada marginal Obanguides-Sergipe; a continuidade entre as zonas de cisalhamento Pernambuco-Ademoa, Patos-Garoua e Senador Pompeu-Ife Ife; a correlação entre o Domínio Médio Coreaú e a Faixa Pharusian; a continuidade do Lineamento Transbrasiliano (Zona de Cisalhamento Sobral/Pedro II, como segmento final do lineamento na plataforma Sul-americana) com o Lineamento Hoggar 4° 50 (Fig. 7). 14 Figura 7: Mapa paleográfico do Gondwana Oeste com suas principais estruturas geológicas correlatas entre os continentes sul-americano e africano (Trompette, 1994). A – Mapa com as principais províncias geológico-estruturais do Gondwana Oeste após a orogênese Panafricana- Brasiliana (em torno de 600 Ma). B – Área em detalhe mostrando o esquema estrutural dos domínios geológicos do Nordeste do Brasil e do Oeste da África. DMC – Domínio Médio Coreaú; DC – Domínio Cearense; DRN – Domínio Rio Grande do Norte; ZT – Domínio da Zona Transversal; PEAL – Domínio Pernambuco-Alagoas. A posição do norte geográfico é a atual. 15 Essas zonas de suturas indicam o lugar do possível fechamento de antigos oceanos durante o processo e amalagamação do Gondwana Oeste (Trompette, 1994). De acordo com Neves (2003) e Neves et al. (2006) a PB, contrariando o modelo acima proposto, a PB faria parte de um imenso bloco tectônico consolidado desde 2,0 Ga, em conjunto com os crátons Congo-São Francisco, Oeste da África e Amazônico (componentes do Supercontinente Atlântica de Rogers, 1996), considerando a hipótese, as faixas orogênicas formadoras da PB e correlatas na África não corresponderiam ao fechamento de oceanos, pelo menos de proporções consideráveis. Estudos paleomagnéticos mais recentes (Tohver et al., 2006) apontam que em 1.080 Ma havia um grande oceano entre o Cráton Congo-São Francisco e o Supercontinente Rodínia, e assim a formação do Supercontinente Gondwana se iniciou a partir da aproximação entre os crátons Oeste-Africano e Amazônico (parte do Supercontinente Rodínia), através de uma série de colisões no período entre 950 e 550 Ma (Fig 8), acrescendo ao Cráton Congo-São Francisco uma série de crátons e terrenos. Considerando esse cenário, haveria o fechamento de um grande oceano. Em um modelo alternativo, Cordani et al. (2003) consideram que a PB e a África Central estiveram sempre próximas ao Cráton Congo-São Francisco, pelo fato de que não são descritos volumes expressivos de rochas típicas de domínios oceânicos, nem na região das rochas Cariris Velhos, nem nas faixas marginais Sergipana e Obangides. Outro aspecto importante é levantado por Kroner & Cordani (2003). Segundo esses autores, os crátons da América do Sul, da África e da Índia não fizeram parte do Supercontinente Rodínia. Como os dados paleomagnéticos sobre a PB são escassos, não é possível fazer um rastreamento claro sobre o percurso da mesma, assim como afirmar a existência de um grande oceano em torno da província. 16 Figura 8: Reconstrução paleogeográfica (1.080 Ma a 525 Ma) da transição entre a separação do Supercontinente Rodínia e a amalgamação do Supercontinente Gondwana. Crátons: A – Austrália; I – Índia; K – Kalahari; L – Laurência; AN – Antártica; C-SF – Congo-São Francisco; AM – Amazônico; AO – Oeste Africano; P – Paraná; RP – Rio de La Plata; RA – Rio Apa (Tohver et al., 2006). 17 2.2.1. Domínio Pernambuco-Alagoas O Domínio Pernambuco-Alagoas (PEAL) é uma extensa zona litoestratigráfica de orientação leste-oeste, limitado a norte pelo Lineamento Pernambuco e a sul pela Faixa Sergipana. Foi definido originalmente por Brito Neves et al. (1982) como um maciço formado por gnaisses e migmatitos de idade arqueana a paleoproterozoica (Transamazônico), intrudidos por granitoides brasilianos. O PEAL é separado em segmento oeste e leste (PEAL-W / PEAL-E) pelas bacias de Tucano e Jatobá, pertencente ao seguimento de bacias mesozoicas do aulacógeno do Recôncavo Baiano, formando durante o episódio de separação Brasil-África. Uma concepção mais atualizada compreende o PEAL como uma complexa colagem de unidades de diversas idades (Van Schmuss et al. 1995; Silva Filho et al. 2002; Oliveira et al. 2006). Santos (1995), Medeiros & Santos (1998) e Medeiros (2000) reconheceram duas unidades principais no domínio: O Complexo Cabrobó que contém sequências metassedimentares e metavulcanossedimentares metamorfisadas na fácies anfibolito, localmente possuindo termos migmatíticos e granitoides neossomáticos; e o Complexo Belém do São Francisco (CBSF) que compreende gnaisses de composições dominantemente graníticas a granodioríticas com níveis máficos e migmatitos ortoderivados com restos de supracrustais. Silva et al. (2002) datou um biotita-hornblenda gnaisse granodiorítico do CBSF em 2074 +34 Ma. Outras rochas atribuídas ao CBSF em questão forneceram idade modelo de 1,33 Ga (Santos, 1998), o que dificulta a interpretação a respeita da idade de cristalização de suas rochas. Idade modelo de 1,2 Ga (Mendes, no prelo) foi obtida em anfibolito encaixado no Complexo Cabrobó, o que a princípio reforçaria a interpretação de que a unidade teria idade Esteniana-Toniana. Os dois complexos possuem forte imbricamento tectônico, ressaltado muitas vezes pela alternância de fatias alóctones de ambos. Os complexos metamórficos do PEAL são intrudidos por rochas plutônicas brasilianas em parte não deformadas (tardi a pós-tectônicos) e partes intensamente deformadas (pré a sin tectônicos). Por vezes os plútons pré a sin tectônicos devido à deformação e migmatização são de difícil separação das assembleias metaplutônicas mais antigas. Essa atividade granítica brasiliana ocorre principalmente nas proximidades do Lineamento Pernambuco. 18 Durante trabalho de mapeamento das folhas Parnamirim e Salgueiro (CPRM, no prelo) idades obtidas em rochas ortoderivadas do PEAL-W apontaram granitogênese de idade Toniana (Evento Cariris Velhos) nos ortognaisses Rocinha e Lobo e idade Neoarqueano em gnaisse granítico do Complexo Entremontes, trabalhos preliminares também apontaram idades paleoproterozóicas em Gnaisses graníticos e metassedimentos. Neves e colaboradores (2009) em trabalho de estudo de proveniência em zircões detríticos no PEAL-E encontraram idades mínimas de deposição em torno de 900 Ma em rochas do Complexo Rio Una (anteriormente cartografado com Complexo Cabrobó), por sua vez, Silva Filho e colaboradores (2012) realizaram estudo de proveniência em rochas do mesmo Complexo Rio Una (em área também anteriormente cartografada como Complexo Cabrobó) e encontraram idades mínima de deposição em torno de 650Ma. Todos os trabalhos anteriores mostram a complexidade geotectônica do PEAL, onde se encontram rochas remanescentes de embasamento arqueano, rochas ligadas à orogênese Paleoproterozoica, rochas geradas no Evento Cariris Velhos (Esteniano/Toniano) e também rochas ígneas e metamórficas relacionadas ao Ciclo Brasiliano. Além da grande variedade de idades encontradas em rochas do PEAL, também é notório a complexidade estrutural do domínio com um todo, com estruturas de empurrões no contato com o Cráton São Francisco e as faixas Sergiapana e Riacho do Pontal e estruturas transcorrentes no contato com a Zona Transveral. 2.2.2. Núcleo Riacho Seco O Núcleo Riacho Seco (NRC) nomeado e definido com Fragmento Riacho Seco por Santos (1995) e Angelin & Kosin (2001), é parcialmente envolvido pelo Complexo Cabrobó, unidade litoestratigráfica do PEAL, através de zona de cisalhamento contracional. Ao sul faz contato com litotipos do Cráton do São Francisco através da Zona de Cisalhamento Riacho Seco, de natureza transcorrente sinistral. Os trabalhos iniciais na região do NRC constam de Andritzky & Schmitz (1970), relativos à prospecção geoquímica para cobre na fazenda Bom Recurso, a leste do povoado Riacho Seco (BA). Em trabalhos anteriores a litoestratigrafia do FRC fora englobada no Grupo Macururé (Barbosa, 1970), no Grupo Cabrobó (Leal, 19 1970) e no Grupo Ibó (Gava et al., 1983). Entre 1977 e 1984 a área foi alvo de prospecção mineral por parte da Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM), para avaliação do potencial das concentrações cupríferas, através do Projeto Riacho Seco II (relatórios 1980 e 1983). Litologicamente o fragmento é constituído pelo Complexo Riacho Seco, este subdividido em duas unidades principais. O Complexo Gnáissico-Migmatítico de Riacho Seco é composto de rochas metaplutônicas com composições variando de tonalíticas (menos comum) a graníticas (predominante), à biotita, coloração rosada e acinzentada, de estrutura gnáissica, por vezes migmatizadas, englobando restos de supracrustais fortemente dobradas e fragmentadas, de fácies anfibolito médio a alto. As supracrustais configuram uma sequência metavulcano-sedimentar que ocorre como corpos estruturalmente concordantes, lenticulares, alongados, de extensões decimétricas a métricas, por vezes quilométrica. O Complexo Metassedimentar de Riacho Seco se constitui de uma unidade eminentemente metassedimentar, representada por cianita-granada-biotita xistos; cianita-granada-biotitagnaisses; leucognaisses; rochas calcissilicáticas (constituídas essencialmente por diopsídio, actinolita, epidoto e plagioclásio) e mármores. As rochas calcissilicáticas e os mármores encontra-se em íntima associação com as metamáficas, que são importantes sob o ponto de vista metalogenético, por abrigar depósitos sulfetados de cobre. As metamáficas são rochas meso a melanocráticas, de granulação fina a média, foliadas, compostas essencialmente por hornblenda e/ou actinolita, plagioclásio e quartzo. Ocorrem ainda raros e diminutos corpos de rocha metaultramáfica alterada, silicificada, de coloração castanho-avermelhada, bolsões de biotititos, e complexo bandado composto por faixas félsicas e máficas, centimétricas, de composição quartzo-anortosítica, quartzo-anortosítica com anfibólio, anfibolítica e anfibólio piroxenítica com plagioclásio. O modelamento estrutural do terreno é resultado de quatro fases de deformação plástica (Projeto Riacho Seco II, 1980 e 1983) (figura 9): D1 – deformação extremamente forte, com transposição das estruturas anteriores. Resulta na foliação gnáissica S1 (bandamento metamórfico e veios leucossomáticos, paralelos aos contatos litológicos (S0). Não se observa charneira de dobras F1. D2 – Fase de dobras isoclinais fechadas, transposições de estruturas anteriores, formando a foliação regional, cavalgamento ao longo dos planos de transposição. Dobras F2 apresentam vergência para NE e eixos de direção NW-SE com caimento suave para NW ou SE. F1 e F2 são aproximadamente coaxiais. D3 – 20 a 3a fase de deformação envolveu dobramentos abertos a apertados que ondula fortemente a foliação e demais estruturas planares da fase anterior. F2 e F3 são coaxiais. A superposição das lineações L2 e L3 origina nas zonas de charneira de F2 estruturas em rodding de direção NW-SE que controlam o alongamento dos corpos de minério. D4 – a 4a fase é expressa por ondulações suaves dos eixos de dobras F2 e F3, com direção geral NE-SW dos eixos F4. Isócrona de referência Rb- Sr em rochas gnáissicas-migmatíticas do Complexo acusaram idade de 2,9 Ga (Mascarenhas & Garcia, 1989). Idade-modelo (TDM) Sm-Nd de 3,1 Ga (Angelin & Kosin, 2001) foi obtida em ortognaisse do Complexo Riacho Seco. Ambas as idades apontavam para uma geração de idade Arqueana das rochas do NRC. Figura 9: Seções esquemáticas mostrando as três principais fases de dobramento no Fragmento Riacho Seco. Fonte: Projeto Riacho Seco II (1980). 2.2.3. Magmatismo Neoproterozoico Brasiliano O magmatismo brasiliano ocorre de forma abundante ao longo da Província Borborema e está representada por uma série de corpos granitoides de diferentes formatos e dimensões. No âmbito da tectônica Brasiliana, o ápice da granitogênese ocorreu de forma sincrônica à atuação das zonas de cisalhamento, que exerceram forte controle no posicionamento de seus corpos (Leterrier et al., 1990, Caby et al., 21 1991 e Vauchez et al., 1995). Em termos estruturais simplificados, os plutonsbrasilianosmais antigos (640-610 Ma) geralmente apresentam maior deformação, o quelhes confere um carater préa sin-tectônico, enquantoque os plutons brasilianos mais jovens (590-570 Ma), em geral, são menos deformados, assim considerados tardiapós-tectônicos. Na primeira classificação dos granitoides brasilianos, Almeida et al. (1977) baseado em critérios texturais e petrográficos, identificou e separou os granitoides em quatro tipos principais (Conceição, Itaporanga, Itapetim e Catingueira). Mais tarde, Sial (1986) e Ferreira et al. (1998), baseado na classificação anterior e utilizando de dados geoquímicos, a aprimorou e ampliou para nove tipos de granitóides: Calcioalcalino normal (tipo Conceição); Calcioalcalino de alto potássio (tipo Itaporanga); Calcioalcalino de alto potássio com epidoto magmático (tipo São Rafael); Calcioalcalino peraluminoso (tipo Ouro Branco); Trondjemítico (tipo Serrita); Peralcalinos (Catingueira) e shoshoníticos; Sienitóides metaluminosos de alto potássio (tipo Terra Nova); Sienitoides peralcalinos ultrapotássicos (tipo Triunfo/Baixa Verde). Uma nova classificação proposta por Guimarães et al.(1998) amparada em geoquímica de rocha total e dados geocronológicos, e concentrada na Faixa Pajeú-Paraíba (domínios Alto Moxotó e Alto Pajeú), discriminara os granitoides em cinco tipos principais: Granitoides calcioalcalinos normais, com idades de cristalização entre 620-640 Ma; Granitoides calcioalcalinos de alto potássio, com idades entre 580-590 Ma; Granitóides de afinidade shoshonítica, com idades em torno de 590 Ma; Granitoides transicional alcalino a calcioalcalino, com idades em torno de 570 Ma e granitoides com afinidade alcalina, mostrando idades entre 520- 540 Ma. Utilizando-se de uma classificação genérica e de caráter regional, Gomes (2001) classificou o plutonismo neoproterozoico usando como principal critério sua colocação em relação ao evento tectônico Brasiliano (sin a tardi, tardi a pós e pós- tectônico). A classificação mais recente dos granitoides brasilianos é a de Van Schmuss et al. (2011), que os separou na forma de cinco estágios/fases: Fase I, composta por granitoides pré a sin colisionais (650-610 Ma); Fase II, granitoides sin-colisionais (610-595 Ma); Fase III, granitoides pós-colisionais, porém pré-transcorrência (595- 576 Ma); Fase IV, pós transcorrentes (576-560 Ma); Fase V: pós-tectônicos (550-530 Ma). 22 2.3. Cráton do São Francisco (CSF) O Cráton do São Francisco (CSF) se constitui num dos mais significativos remanescentes da crosta continental arqueana/paleoproterozoica da América do Sul (Almeida, 1967; Almeida et al.,1977; Alkmim, 2004). O território do Cráton inclui grandes partes dos estados da Bahia e Minas Gerais. Seus limites são estabelecidos através das faixas de dobramentos de idade brasiliana denominadas: Sergipana, Riacho do Pontal, Rio Preto, Brasília, Ribeira e Araçuaí (Fig. 10). A montagem do CSF na Bahia foi atribuída a um evento de colisão envolvendo os blocos do Gavião, Jequié e Serrinha durante o Riaciano e parte no Orosiriano (Barbosa e Sabaté, 2004). Este ciclo orogênico paleoproterozoico formou uma cadeia de montanhas que se estendeu da Américo do Sul a África ocidental. As raízes desse ciclo estão expostas nos granitoides do Cinturão Salvador-Curaçá e Itabuna. O CSF pode ser compartimentado em dois conjuntos litológicos distintos: coberturas plataformais dobradas dos supergrupos São Francisco e Espinhaço, estabelecidas a partir do Mesoproterozoico; e o embasamento, constituído por três tipos de terrenos característicos: - Sequencias supracrustais metamorfizadas, da fácies xisto verde até anfibolito alto, correspondentes aos cinturões vulcano-sedimentares, semelhantes aos greenstone belts. - Terrenos de médio grau metamórfico constituídos, em sua maioria, por complexos gnáissicos/migmatíticos estreitamente associados aos greenstone belts com os quais compõem os terrenos denominados granito-greenstone. - Terrenos de alto grau, constituem extensos cinturões móveis, metamorfizados desde a fácies anfibolito até a fácies granulito, instalados entre os blocos crustais compostos pelos terrenos granito-greenstone. Os dados geocronológicos disponíveis (Marinho et al., 1979, 1980; Brito Neves et al., 1980; Cordani et al., 1985; Mascarenhas & Garcia, 1989; Gaal et al., 1987; Davison et al., 1988; Sabaté et al., 1990,1994; Melo, 1991; Nutman & Cordani, 1992; Barbosa,1993; Figueiroa & Santos, 1993; Martin et al., 1993; Teixeira et al. 2000, entre outros) caracterizam uma sucessão de eventos ígneos no interior do cráton que se desenvolveram entre 3,5 Ga e 1,9 Ga. 23 Figura 10: O Cráton São Francisco e suas principais unidades geológicas, modificado de Alkmin et al. (1993), Alkmin (2004) e Schobbenhaus et al. (2004). 2.3.1. Bloco de Sobradinho O Bloco de Sobradinho (BSD) na área da dissertação ocorre com uma projeção do Cráton do São Francisco, deslocado por zonas de cisalhamento neoproteozoicas. A Zona de Cisalhamento Macururé a sul separa o bloco da Faixa Sergipana. Ao norte, a Zona de Cisalhamento Riacho Seco separa o BSD do Fragmento Riacho Seco. Na área de abrangência do presente trabalho afloram as rochas metaplutônicas de embasamento (Complexo Gnaissico-Migmatítico) e rochas de complexo metamórfico supracrustal (Complexo Serrote da Batateira). 24 2.3.1.1 Complexo Gnáissico-Migmatítico O Complexo Gnáissico-Migmatítico (Santos, 1995, Angelin & Kosin, 2001) é composto por batólitos de granitoides homogêneos deformados e de rochas gnáissicas de estrutura bandada. Os corpos homogêneos são ortognaisses de composição trondhjemítico-tonalítica-granodiorítica, de granulação fina a média, também grossa, leucocráticos, de coloração clara, variando do cinza ao rosa, em parte com a presença de mobilizados máficos e enclaves de supracrustais. Podem conter, embora raramente, biotita e, por vezes, hornblenda. Estão comumente associados a gnaisses dioríticos ou gabróides e, em alguns locais, corpos anortosíticos. Exibem discreta foliação de baixo ângulo superposta por uma tectônica transcorrente paleoproterozoica. Os gnaisses bandados muitas vezes gradam para migmatitos com estruturas schlieren e nebulítica. Os gnaisses bandados são rochas de coloração acinzentada e esbranquiçada, com mesossoma de composição tonalítico-trondhjemítico-diorítico- granodiorítica e neossoma de natureza quartzo-feldspática, muitas vezes formando massas irregulares, associadas a faixas de metamáficas anfibolitizadas. Isócrona Rb/Sr em leuco-metagranitoide próximo da localidade de Uruais (PE) indicou uma idade de 3,3 Ga para este embasamento crustal (Santos & Silva Filho, 1990). Silva et al., 2002 datou ortognaisse leucocrático rosa, com biotita e cianita, obtendo idade de cristalização de 3072± 5 Ma, nas proximidades da localidade de Riacho Seco, Curaça-BA. 2.3.1.2 Complexo Serrote da Batateira Angelin & Kosin, 2001 denominaram de Complexo Serrote da Batateira uma associação litológica de supracrustais incluída anteriormente no Complexo Tanque Novo por Figueirôa & Silva Filho (1990), Gomes (1990) e Mendes & Silva Filho (1990), e também correlacionada, em parte, ao Complexo Rio Salitre por Dalton de Souza & Teixeira (1981). Trata-se de uma sequencia metassedimentar com restrita contribuição vulcânica máfica, metamorfismo na fácies anfibolito, e com retrometamorfismo de fácies xisto-verde, constituída predominantemente de quartzo-xistos, com níveis de quartzitos, rochas calcissilicáticas, micaxistos e pequenas lentes de metabasitos. A mineralogia característica dos quartzo-xistos contém biotita, muscovita, sericita, clorita, granada, cianita, sillimanita, cordierita e magnetita. 25 Leite (1983 e 1984), estudando a unidade na região de Juazeiro (BA), dividiu a sequencia supracrustal do Complexo Serrote da Batateira em três unidades. A unidade inferior congrega biotita-sericita-quartzo xistos, milonito xistos e biotita-sericita xistos com turmalina e pirita, contendo no topo lentes centimétricas a métricas de mármores e rochas calcissilicáticas. A unidade intermediária é representada por mármores e rochas calcissilicáticas que incluem litofácies argilosas, portadoras de minerais fosfatados, ocorrem também níveis de metapelitos aluminosos, quartzitos calcissilicáticos (diopsídio) e calcissilicáticas quartzosas constituem o topo desta unidade. A unidade superior é constituída por quartzitos, sericita-quartzitos e fuchsita- quartzitos esverdeados. Figueirôa & Silva Filho (1990) citam a presença de cordierita e sillimanita nos metassedimentos da unidade encontrados na localidade de Ilha do Fogo. Não existem dados geocronológicos da unidade, sendo a idade arqueana a paleoproterozoica inferida de acordo com o contexto regional. 2.3.2. Cinturão Salvador-Curaçá O Cinturão Salvador-Curaçá (CSC) (Santos & Dalton de Souza, 1985) corresponde a uma faixa móvel estruturada no Paleoproterozoico, que se estende inicialmente na direção NW-SE, e em seguida na direção N-S, desde o paralelo da cidade de Salvador até o rio São Francisco, próximo a Curaçá. É composta por rochas metamórficas de alto grau, na fácies granulito/anfibolito alto, com protólitos gerados no Arqueano. Estas rochas estão agrupadas na Suíte São José do Jacuípe e nos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá. Ocorrem ainda diversas gerações de granitóides intrusivos paleoproterozoicos. Esta faixa móvel corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil gerado em regime transpressivo e evoluído segundo episódios tangencial e transcorrente progressivos. Na porção norte do cinturão, estruturado N-SE controlado pela presença de zonas de cisalhamento transcorrentes. O limite leste do CSC encontra-se balizado por zona de cisalhamento transpressiva dextral, denominada de Serrote do Souza (Delgado & Dalton de Souza, 1975), considerada como o último evento deformativo paleoproterozoico a afetar as rochas do cinturão. O CSC ao norte sofreu inflexão para nordeste e leste, reflexo da tectônica brasiliana 26 que moldou as faixas de dobramentos Riacho do Pontal e Sergipana, limítrofes ao Cráton do São Francisco. Teixeira (1997) propôs um modelo de evolução tectônica para o CSC, com base na caracterização petrogenética das unidades estudadas (Suíte São José do Jacuípe e Complexo Caraíba), compreendendo os seguintes eventos: - Fusão parcial de rochas máficas de base de crosta (eclogito) e geração de granitóides sódicos, na fase precoce do rifteamento. - Estabelecimento de um sistema de rifte que evoluiu para uma bacia oceânica, com a formação de crosta basáltica (MORB), composta de unidade metavulcanossedimentar superior (Complexo Ipirá) e unidade metamáfica plutônica inferior – assoalho, diques, soleira (Complexo São José do Jacuípe). - Inversão da bacia e surgimento de um sistema de subducção, com a placa oceânica mergulhando para leste, em acordo com proposta anterior de Padilha e Melo (1991); e geração de ortognaisses sódicos (juvenis com leve contaminação crustal) e sódico-potássicos e potássicos (retrabalhamento crustal). - Fechamento da bacia e colisão continental. 27 3. GEOCRONOLOGIA 3.1. Sistema U/Pb Na natureza existem átomos cujos núcleos são estáveis. Nesses átomos as forças de atração e repulsão das partículas que os compõe se igualam fazendo com os mesmos permaneçam estáveis, mas em contrapartida existem núcleos que são instáveis. O núcleo de átomos instáveis sofre transformações espontâneas que envolvem a emissão de partículas e de energia, processo conhecido por decaimento radioativo. Ao emitir uma partícula um átomo se transforma em outro (Faure, 1986). Existem basicamente dois tipos de partículas: as partículas alfa (a), composta por dois prótons e dois nêutrons, cujo decaimento tem como consequência uma subtração por dois de seu número atômico e por quatro de seu número de massa; e as partículas beta (b), que por sua vez são elétrons de alta energia que possuem dois tipos de decaimento: Decaimento beta positivo (b+), onde um nêutron é convertido em um próton, assim o átomo (elemento-pai) quando transformado em outro átomo (elemento-filho) ganha um número atômico a mais; Decaimento beta positivo (b-), onde um próton é convertido em um nêutron, que transformado em elemento-filho perde um número atômico em relação ao elemento-pai. A emissão de partículas subatômicas ocorre a uma taxa constante ao longo do tempo geológico. Essa taxa é conhecida com constante de decaimento (l). Cada isótopo possui uma constante de decaimento própria. Isótopos são elementos que possuem o mesmo número atômico (prótons), mas diferente número de massa. Os isótopos radiogênicos possuem um tempo de decaimento, onde perdem metade de sua massa e se transformam de um elemento-pai para um elemento-filho, sendo esse tempo decorrido chamado de meia-vida (T1/2). Neste trabalho se optou por trabalhar com o sistema U-Pb, por ser o sistema mais robusto para datação de rochas portadoras de minerais como o zircão e a monazita. 28 O sistema de decaimento isotópico U-Pb se baseia principalmente nos isótopos de U, Th e Pb. Os elementos U (número atômico 92), Th (número atômico 90) e Pb (número atômico 82) são respectivamente dois actinídeos e um membro do grupo dos semi-metais da tabela periódica, todos litófilos. O U e o Th através de uma complexa sucessão de decaimentos intermediários se transformam em Pb (Figura 11). As seguintes equações resumem as séries de decaimento do U e Th em função da emissão de partículas a e b: 238U → 206Pb + 8 4He + 6 b-(T1/2= 4468 Ma) 235U → 207Pb + 7 4He + 4 b-(T1/2= 704 Ma) 235Th → 208Pb + 7 4He + 4 b- (T1/2= 14010 Ma) 29 Figura 11: Séries de decaimento do 238U, 235U, 232Th. Extraído de Allegre (2008) O chumbo possui quatro isótopos naturais: 208Pb, 207Pb, 206Pb e 204Pb. Os três primeiros são produto do decaimento do U e Th. Apenas o 204Pb não é radiogênico e é tratado como o isótopo estável de referência. A composição isotópica de Pb em minerais que contém U e Th pode ser expressa na forma da seguinte equação: 𝑃𝑏206 𝑃𝑏204 = � 𝑃𝑏206 𝑃𝑏204 � 𝑖 + 𝑈238 𝑈204 �𝑒𝜆1𝑡 � 30 Onde 206Pb/204Pb é a razão isotópica do chumbo no mineral ao momento da análise e (206Pb/204Pb)i é a razão inicial de chumbo, incorporada no mineral no tempo de sua formação. 238U/204Pb é a razão isotópica no momento da análise, o l1 é a constante de decaimento e o t é o tempo passado desde o fechamento do mineral para os isótopos de U e Pb. A idade calculada se baseia em uma taxa constante de decaimento do produto final da série, e se não houver abertura no sistema em que estão ativas, as duas razões serão concordantes na idade, ou seja, para cada valor da razão 206Pb/238U (ordenada), haverá um valor correspondente para 207Pb/235U (abscissa), indicando então a mesma idade. Da mesma maneira, razões diferentes para as duas partes do sistema geram uma discórdia (Fig. 12a). No Diagrama da Concórdia (Wetherill, 1956) são calculadas as razões206Pb*/238U e 207Pb*/235U para diversas idades, produzindo graficamente uma curva. Muitas amostras analisadas não plotam sobre a curva, onde as duas idades são concordantes. Para sanar este problema é produzida uma reta que se alinha segundo a disposição de diversos pontos analíticos, sendo esta reta é chamada de discórdia. O intercepto superior dos dois traços é interpretado como a idade de cristalização do mineral analisado, já o inferior pode representar uma fase principal de perda de chumbo, como metamorfismo ou cisalhamento, no entanto sem grande confiabilidade (Fig. 12b). A Idade Concórdia (definição de Ludwig, 1998) existe quando as razões 207Pb/235U, 206Pb/238U e 207Pb/206Pb, dentro das estimativas de incerteza, são iguais, ou quando visualmente, as razões U/Pb e Pb/Pb correspondentes possuem elipses de erro que, dentro da estimativa de 95% de certeza, sobrepõe-se a curva Concórdia (Fig. 12c). No sistema U-Pb, os isótopos238U e 235U possuem duas λ diferentes, causando uma mudança no valor referente à mesma idade calculada a partir das constantes de λ. As duas razões (207Pb/235U e 206Pb/238U) podem ser comparadas com a idade de Pb radiogênico (207Pb/206Pb), já que ambos são produto do decaimento (a razão 238U-235U na natureza é constante). Uma idade concordante tem as três razões dentro da incerteza de cada idade (ou seja, quanto menor for o valor das incertezas, maior a precisão da idade). Mas, na obtenção do dado analisado, cada razão é medida um número n de vezes, o 31 que gera uma precisão analítica com incerteza associada (desvio padrão), que depende de diversos fatores, entre eles da estabilidade do feixe iônico, calibração e ganho dos coletores e calibração em função dos valores de padrão. Se os dados obtidos são discordantes, a idade pode ser determinada de duas maneiras: utilizando uma média ponderada das razões 207Pb/206Pb ou 206Pb/238U e suas incertezas, efetuando uma "WeightedMean Age" (Média das Idades Ponderadas); ou estimativa do valor médio entre as linhas traçadas entre a idade de intercepto superior e a origem da concórdia, através das três razões (207Pb/235U, 206Pb/238U e 207Pb/206Pb) gerando uma "Concordia Age" (Idade Concórdia). A Concordia Age utiliza a mediana das três razões, levando em consideração a menor incerteza correlacionada entre as três razões, com o MSWD (mean square weighted deviation, ou desvio médio ponderado dos quadrados) de cada razão se referindo a tendência de ajuste entre elas. Essa medida pode ser entendida como a probabilidade dos pontos analisados serem repetições do mesmo ponto, sendo que o espalhamento dos pontos se dá apenas devido a incerteza de cada análise (Ludwig, 1998). Em amostras mais jovens, como rochas de idade fanerozoica, se obtém maior precisão nas idades calculadas pelas razões 238U/206Pb. Nessas amostras, as idades podem ser calculadas na concórdia de Tera & Wasserburg (1972). Onde as razões 238U/206Pb são plotadas no abscissa, e as razões 207Pb/206Pb na ordenada (Fig. 12d). Nessa concórdia, também designada de inversa, os resultados individuais que formam um agrupamento coerente, se dispõem segundo uma linha simples de mistura (com o Pb comum) e a idade é calculada pela intersecção da linha de mistura (discórdia) com a abscissa. Este tipo de diagrama indica a idade de intercepto inferior e tem como principal vantagem permitir a identificação de correção de 204Pb comum quando este é medido em baixas quantidades (Parrish e Noble, 2003). A premissa do sistema U-Th/Pb é que ocorre durante a cristalização de determinados minerais a separação dos elementos de U e Th do Pb, devido as diferenças de raio iônico e das cargas de elétrons. Essa diferença privilegia a entrada de U e Th nas estruturas destes minerais em detrimento do Pb. Assim no momento da análise do mineral, caso o sistema em que se encontra tenha 32 permanecido fechado, se assume que todo o Pb presente seja radiogênico, permitindo calcular o tempo de formação do mineral. Figura 12: Diagrama de concórdia tipo Wetherill indicando um sistema com e sem perda de Pb radiogênico (elipse cheia e vazada, respectivamente)(A); e a incerteza associada (área em cinza) (B). A melhor reta que se ajusta as incertezas medidas para um conjunto de análises, quando as idades são relativamente concordantes, pode ser descrita como o ponto teórico esférico em C. No caso de análises com Pb muito baixo, o ideal é o uso de um diagrama tipo Tera-Wasserburg (D), que facilita a distinção entre Pb radiogênico e Pb comum. Gruber (2010). 33 3.1.1. Zircão O zircão é um silicato de zircônio (ZrSiO4), pertencente ao grupo dos nesossilicatos. É o mineral mais utilizado para datação U-Th/Pb, pois sua estrutura interna permite a substituição do zircônio por urânio e tório por suas similaridades em relação a raio iônico e carga. O zircão é um mineral refratário que cristaliza a partir de magmas de temperaturas superiores a 800oC. Sua estrutura simples é estável em condições de alta pressão e temperatura, dessa forma os minerais de zircão podem resistir a processos de intemperismo, transporte, deposição e diagênese. Também podendo resistir a processos metamórficos até de alto grau. Em geral, zircões submetidos a metamorfismo de alto grau registram em suas bordas o evento metamórfico, preservando seu núcleo ígneo. Mesmo em processos de fusão parcial, o zircão preservar parte de sua estrutura original. Por isso o zircão é um mineral importante para o estudo da evolução geológica de diferentes regiões. O estudo do hábito e forma do zircão podem dar indícios sobre a fonte magmática e condições de cristalização do grão, assim como processos posteriores, como transporte e deposição (Pupin, 1980; Winter, 1983). A morfologia do grão de zircão fornece indicativos sobre a temperatura e composição do protólito no qual ele foi gerado. O desenvolvimento dos eixos dos cristais resultando em formatos prismáticos {100} vs {110} e formatos piramidais {211} vs {101} dependem das condições de temperatura do ambiente em que foram gerados os cristais de zircão, o aumento de temperatura e sua relação entre grãos prismáticos e pirâmidados podem ser observadas abaixo (Fig. 13). Esta abordagem mais simplista de caracterizar as feições morfológicas com a gênese do grão foi revisada posteriormente por Vavra (1993) e Benisek e Finger (1993), que relacionaram o crescimento das faces do zircão com a química mineral e a cinética de crescimento de acordo com o ambiente magmático de cristalização. Em termos gerais, a velocidade de crescimento do zircão devido ao fracionamento e composição magmática controla a tendência do enlongamento do mesmo (Pupin, 1980) sendo a razão de alongação dos grãos tende variar 34 de 1 a 5 (espessura a comprimento), com grãos aciculares geralmente relacionados a cristalização muito rápida (pórfiros, intrusões sub-vulcânicas, granitos supracrustais e gabros. Figura 13: Variações de morfologia externa (grãos entre 70 e 250 Mm). De 1 a 21: Morfologia variável, mostrada de acordo com o diagrama de classificação de Pupin (1980) Imagens por SEM, BM e TL. 1 – Grão prismático euédrico; 2 – Apenas uma pirâmide desenvolvida em um subnúcleo largo; 3,4 – Grão com núcleo xenocríptico subédrico; 5 – Núcleo xenocriptico fantasma evidenciado apenas por estruturas de bolha; 6 – grão subvulcânico. 7 – geminação complexa; 8 – grão sem nenhuma face prismática; 9, 10 – cristais geminados de geometria plana; 11, 12 – prismas típicos de baixa velocidade de cristalização; 13, 14, 15 – fragmentos de zircão; 16 – prismas alongados típicos de cristalização rápida; 17, 18 – prismas fraturados de zircões oriundos de gabro; 19, 20, 21 – núcleos proeminentes sobrecrescidos sobre prismas límpidos; 22 – agregado de zircão em plutônica tipo-A; 23 – cristal de zircão de borda fina 35 vazia; 24 – fragmento típico de populações extraídas de rochas máficas; (25-27): frãos reabsorvidos compostos (cauliflor): 25, 27 – típicos de meta-trondhjemitos; 26 – típicos de gnaisse máfico; 28-30: zircões reabsorvidos magmáticos sem sobrecrescimento; 28 – xenocristal solto em granitóide; 29-30: xenocristais reabsorvidos em rocha vulcânica piroclástica; 31-34: zircões sub-arredondados a multi-facetados; 31 – em metagabro; 32 – em leucogranito; 33,34 – em xenólito crustal profundo; 35-36: zircões relacionados a impacto de meteoritos; 35 – reabsorvido com traços de deformação planar; 36 – crescimento pós-impacto de zircão policristalino. Retirado de Corfu et al., 2003. 3.1.2. Monazita Além do zircão outros minerais são utilizados para datação pelo método U-Th/Pb, como a monazita. A monazita é um fosfato de terras raras, cuja fórmula aproximada é (Ce, La, Nd, Th) PO4, que assim como zircão permite a entrada de U em sua estrutura. A monazita ocorre tanto em rochas ígneas quanto metamórficas (Williams et al., 2007), sendo mais comum em granitos tipo S (Sawka et al., 1986), mas nem tanto em granitos tipo I (Kelts et al., 2008). No entanto, a monazita é muito mais abundante nas rochas metamórficas com protólitos pelíticos (Williams et al., 2007). A formação e estabilização de monazite metamórfica depende, além das condições de pressão-temperatura de metamorfismo, da química de rocha total, principalmente o quantidade de CaO disponível (Rasmussen & Muhling, 2009). A monazita se forma sobre uma grande variedade de condições metamórficas, indo do metamorfismo de baixo grau até o alto grau, chegando ao facies granulito. Por se cristalizar em condições de pressão-temperatura metamórficas muito mais baixas que o zircão, a monazita tem um potencial maior para registrar eventos termotectonicos de menor grau. Sendo mais indicada para estudo dos eventos metamórfico pela qual passou a rocha hospedeira. A monazita assim como o zircão é bastante utilizada em estudos de proveniência em (meta) sedimentos, porém a geocronologia U-Pb baseada exclusivamente na proveniência de zircões possui limitações (Thomas et al., 2004). Como exemplo estudo realizado em rochas das montanhas Apallaches (Hietpas et al., 2010), os resultados deste estudo mostraram zircões detríticos com abundante idade Mesoproterozóico (1,25-1,0 Ga, idades Grenvillianas), porém com limitada variação de idades. Por outro lado a monazita detrítica apresentou a complexa história Paleozóica da região de maneira mais 36 detalhada, proporcionando, assim, um registro mais preciso dos eventos que as rochas da região sofreram. 3.2. Espectrometria de Massa Para obtenção da razão de isótopos radioativos/radiogênicos, é necessário separar os isótopos de acordo com suas massas. A espectrometria de massas surgiu em 1913, a partir do desenvolvimento do primeiro espectrômetro baseado em campo magnético (Dickin, 1995). Em geologia isotópica e geocronologia, três métodos amplamente usados são: ionização termal (TIMS), indução de plasma (ICP-MS) e fonte de feixe iônica (SHRIMP). O espectrômetro utilizado neste trabalho foi o de indução por plasma. Independente da fonte que gera os íons para os coletores, o esquema simplificado de um espectrômetro possui os seguintes componentes (Fig. 14): Figura 14: Configuração simplificada de um espectrômetro de massas (retirado de Hieftje e Norman, (1992). Fonte: responsável pela excitação dos elétrons da amostra sendo analisada, a fonte (seja ela ionização termal, plasma, fonte iônica, entre outras) é uma das principais características dos três tipos de espectrômetros mais utilizados. O MC-ICP-MS e o TIMS partilham de fontes baseadas em princípios térmicos, enquanto fontes de sonda iônica tipo SHRIMP utilizam um feixe 37 iônico primário. A função da fonte é excitar o material a ser analisado, gerando um feixe com estabilidade suficiente para ser captado e medido nos coletores. No ICP-MS, a fonte é uma tocha de plasma que ioniza a amostra instantaneamente, a uma temperatura de 6000°C. No TIMS, a fonte possui temperaturas da ordem de 2000°, variando de acordo com o tipo de filamento utilizado e a temperatura de volatilização do elemento a ser analisado. Sistema de vácuo: o feixe gerado na fonte precisa passar por uma série de fendas e espelhos, para que sejam ajustados sem desvio - o que acarretaria em mudança da massa observada pelos coletores - e para isso, é necessária a obtenção de um ultra-vácuo (10-7 a 10-9 mbar). O vácuo, gerado com auxílio de bombas que colocam o ar para fora do sistema, ajuda a estabilidade do sinal emitido pela fonte, sendo necessária a presença de captadores de gás para evitar a perda do vácuo, e consequente perda de estabilidade do sinal gerado. O vácuo também tem por função evitar a formação de óxidos que poderiam fazer sobreposição de massa sobre os isótopos a serem analisados. Corredor de Tempo de Voo / Magneto / Ópticos de íons: O feixe de íons gerados pela fonte e focalizados nas lentes passa por um corredor curvado, acoplado a um magneto que gera um campo de alta resolução. O efeito do campo é aplicar uma força eletrostática que afete o feixe iônico, induzindo uma variação na trajetória do mesmo de acordo com a massa analisada. O efeito do campo magnético pode ser descrito como: 𝑟2 = 𝑚2𝑉 𝑒 ℎ2 Onde o raio de curvatura (r) é dado pela relação entre massa (m) e carga (e) contra o campo magnético (h) em um dado valor de alto potencial (V) (Dickin, 1995). Detector (Copos de Faraday, MIC's, Daly): Diferentes tipos de coletores podem ser utilizados. Para o método U-Pb, o mais comum é que sejam configurados os elementos de menor abundância para os detectores elétron-multiplicadores (SEM ou MIC's). Existem três tipos principais de detectores nos espectrômetros: Faraday, MIC's e detector Daly. Coletores do tipo Faraday (ou copos de Faraday) são 38 mais comumente usados em diversos tipos de espectrômetros cujo feixe gerado na fonte seja da ordem de 10-13 Å. Uma corrente elétrica é gerada no coletor, tendo função de anular a corrente que o feixe induz no mesmo; o resistor então amplifica essa voltagem utilizada para anular o feixe, e o converte em um sinal digital. A principal vantagem do coletor tipo Faraday é sua alta durabilidade, mas possui sensibilidade limitada. Feixes menores possuem o sinal confundido com o ruído elétrico gerado no Faraday, e por isso precisam de algum tipo de multiplicadora de elétrons são mais bem analisados por coletores do tipo Daly ou por MICs. Os MIC’s (elétron-multiplicadoras) possuem desenho parecido, mas ao contrário do Daly, pode receber cargas negativas, sendo atraídas por um potencial de alta voltagem negativo, que faz com que os elétrons sejam rebatidos em suas paredes e multiplicando o efeito de carga, aumentando assim o sinal de contagens por segundo lidos em um capacitor com diferencial de potencial. A desvantagem dos MICs é sua vida curta, já que à medida que os coletores são usados com íons pesados, são danificados e precisam de cargas cada vez mais fortes para atrair e arremessar os elétrons (Dickin, 1995). 3.2.1. LA-ICP-MS No caso do LA-ICP-MS (laser-ablation inductively coupled plasma mass spectrometry) ou MC-ICP-MS (se for um espectrômetro com múltiplos coletores), a fonte de ionização da amostra é um plasma (Fig. 15). A principal vantagem do método é o baixo índice de fracionamento em longo prazo, uma vez que a tocha de plasma ioniza a amostra instantaneamente a uma temperatura de 6000°C, dando um potencial de ionização para massas altas (como U) em torno de 95% (Jarvis et al., 1992). Inicialmente, a instabilidade do plasma e laser associado era um problema na obtenção de dados precisos e acurados, mas com o desenvolvimento de multi-coletores, a precisão dos métodos se tornou mais próxima de métodos mais estáveis, como o ID-TIMS (Pickhardt et al., 2005). As vantagens do ICP-MS em relação à sonda iônica (SHRIMP) é que a técnica de LA-ICP-MS possui tempo de análise sete vezes menor 39 (aproximadamente 30 minutos para o SHRIMP e 4 minutos para o LA-ICP-MS), reduzindo custos de análise e permitindo um maior número de determinações. No LA-ICP-MS, a entrada da amostra via ablação laser dispensa a abertura química e separação cromatográfica necessária em métodos de ionização termal (Willigers et al., 2002). A entrada de amostra via Laser se dá por uma câmara de ablação fechada, onde o material "arrancado" da amostra (vapor, partículas e aglomerados) é carregado por um jato de He e Ar para a tocha de plasma. As principais desvantagens, mais relacionadas à entrada de amostra, é o efeito matriz, causado pela sobreposição de massas, ou pelo fracionamento de massa devido às variações do equipamento e laser utilizados. A calibração do padrão pode auxiliar na redução desse tipo de efeito, sendo necessário corrigir os valores de He e Ar que fazem o spray da tocha. O fracionamento que ocorre, embora varie menos que no método de ionização termal, produz uma discrepância entre a composição isotópica e a nuvem iônica no feixe, em cerca de 1% por unidade de massa atômica (Dickin, 1995). Embora este fracionamento seja maior neste método, o mesmo pode ser reduzido com correções adequadas na medição de Hg, misturado ao gás que leva a amostra para a fonte (Goldstein e Stirling, 2002). Figura 15: Principais componentes de um espectrômetro de massas com plasma indutivo acoplado. Extraído de Allegre (2008). 40 As principais características que podem influenciar a análise são o laser: comprimento de onda; comprimento do pulso; tamanho do spot; taxa de repetição, modo de ablação e; gás ambiente usado no transporte das partículas; o sistema de transporte, que por sua pode ser influenciado pelo volume da célula, diâmetro do tubo por onde a amostra é transportada e características do gás sendo utilizado para o transporte da amostra; e o próprio ICP-MS pela posição da tocha de plasma, fluxo de gás, e pressão. Atualmente no Brasil existem cinco laboratórios utilizando equipamentos de LA-ICP-MS em rotina, instalados em universidades federais (UFRGS, UnB, USP, UFRJ e UFPA), a maior parte dos modelos (incluindo o do laboratório da UnB) instalados são idênticos, com a sonda a laser da marca New Wave, modelo LIBBS-ELITE e o espectrômetro de massa da marca Thermo, modelo Neptune. Para as análises deste trabalho foi utilizado o equipamento instalado em Brasília-DF (Fig. 16). Figura 16: LA-ICP-MS do laboratório de geocronologia da Universidade Nacional de Brasília. Em primeiro plano o equipamento de abração a laser, mais ao fundo o espectrômetro de massas. 41 3.2.2. Laser Uma grande variedade de lasers já foi utilizada em conjunto com ICP- MS para datação de minerais. Todos possuem o mesmo princípio: um feixe de luz em um gás possui seus prótons energizados, emitido através de um cristal e polarizado. Dentre os modelos mais utilizados, foram comparados os lasers com cristal de 266, 214 e 193 nm. A baixa profundidade de penetração de material, usando lasers com comprimentos de onda de 266, 213 e 193 nm (Nd:YAG), pode reduzir o fracionamento de material (Ghünter e Hattendorf, 2005). As principais características que podem ser modificadas para análise são o fluxo de gás – que pode aumentar a quantidade de material carreado, mas acarreta em fracionamento de massa; e o tamanho do spot utilizado, que também afeta a quantidade de material levada para o espectrômetro. 3.3. O Sistema Sm-Nd Os elementos Samário (Sm) e Neodímio (Nb) pertencem ao grupo dos Lantanídeos, ou elementos terras-raras (ETR) leves. Apesar das similaridades químicas, o íon Nd+3possui raio iônico pouco maior (1,08 Å) que o Sm+3(1,04 Å), proporcionando menor potencial iônico (carga/raio). Assim nos processos de fusão parcial há, no líquido, um leve enriquecimento de Nd em relação ao Sm. O Sm possui cinco isótopos e o Nd sete, no entanto só dois isótopos de Sm decaem para Nd através da emissão de uma partícula alfa (2 nêutrons e 2 prótons): 147Sm →143Nd + α+ Q T1/2 = 1,06 x 1010 146Sm →142Nd + α+ Q T1/2 = 1,00 x 108 Na equação acima Q é a energia desprendida durante o decaimento. O método Sm-Nd é baseado na primeira equação devido a meia-vida (T1/2) extremamente curta do isótopo 146Sm (Faure, 1986). Os teores muito baixos (na ordem de ppm) de Sm e Nd encontrados nos materiais terrestres e sua meia-vida longa foram barreiras para o estudo destes 42 isótopos pelas geociências. Sendo possível seu uso apenas nas últimas décadas, com o desenvolvimento de técnicas mais modernas de separação iônica e de espectrometria de massas (De Paolo, 1998). Durante os processos de formação e diferenciação do planeta Terra considera-se que os elementos Sm e Nd não sofreram fracionamento. Sendo assim, ao final da formação da Terra, a sua composição isotópica de Sm/Nd seria uniforme. Essa razão seria modificada com a evolução do planeta e principalmente pela formação da crosta terrestre. Tendo em vista isso, os meteoritos condríticos, que não sofreram posterior modificação após sua formação, teriam uma composição isotópica Sm/Nd similar ao que seria o manto terrestre primitivo. Esta condição inicial é chamada de reservatório uniforme condrítico (CHUR) (De Paolo & Wassenburg, 1976). O valor da razão 143Nd/144Nd para o CHUR no presente é 0,512638 e o valor da razão 147Sm/144Nd para o CHUR no presente é o 0,1967 (baseado em análises de meteoritos rochosos). A partir dessas informações pode-se calcular a razão 143Nd/144Nd do CHUR para qualquer tempo t no passado por meio da equação: ( Nd143 / Nd)144 CHUR = ( Nd143 / Nd)144 CHUR(0)– ( Sm147 / Nd)144 CHUR(0)�𝑒𝜆1𝑡 � Teoricamente o CHUR teria sido parcialmente fundido, gerando o magma formador da crosta primitiva da Terra. Assim o manto primordial, de composição CHUR, estaria sendo depletado (empobrecido) nos elementos compatíveis com a formação da crosta. Com a progressiva formação da crosta, o magmatismo resultaria num fracionamento de Sm em relação ao Nd. Essa mudança na razão Sm/Nd tem um significado petrogenético importante: baixas razões Sm/Nd correspondem a um padrão de enriquecimento de ETR leves, como o encontrado na composição média da crosta terrestre; por outro lado, altas razões Sm/Nd correspondem a um enriquecimento de ETR pesados, mais característicos do manto terrestre e de rochas como peridotitos. Considerando-se que a crosta gerada a partir de fusão parcial do manto primitivo incorpora preferencialmente Nd em relação a Sm, esta terá uma razão Sm/Nd diferente da razão do CHUR. A partir da formação da crosta primitiva, a 43 razão 143Nd/144Nd crescerá mais lentamente na crosta do que no CHUR, acarretando uma maior concentração de 147Sm no mando depletado por fusão parcial resultando no crescimento da razão 143Nd/144Nd. Com a evolução do planeta Terra, houve uma gradativa geração de crosta e consequente maior diferenciação do manto em relação ao CHUR. Portanto, quando comparadas aos valores do CHUR, razões mais altas indicam derivação a partir do manto depletado (DM), enquanto razões mais baixas sugerem fusão parcial de material crustal na geração de magmas (Fig. 17). A partir dessas premissas pode-se calcular a idades modelo, ou seja, a idade em que a rocha possuía composição isotópica idêntica a de determinado reservatório. Normalmente são calculadas e interpretadas como idade de residência crustal. A idade modelo TCHUR é calculada a partir da seguinte equação (Faure, 1986): 𝑡 = 1 𝜆 ln ⎣ ⎢ ⎢ ⎢ ⎡� Nd143 Nd)144 � 𝑅 𝑚 − � Nd143 Nd)144 � 𝐶𝐻𝑈𝑅 0 � Sm147 Nd)144 � 𝑅 𝑚 − � Sm147 Nd)144 � 𝐶𝐻𝑈𝑅 0 ⎦ ⎥ ⎥ ⎥ ⎤ + 1 Onde t é o tempo decorrido da extração dos elementos do CHUR, m identifica o parâmetro medido na rocha (R), enquanto que 0 refere-se ao CHUR no momento da análise. Modificando-se na equação o CHUR por DM, podemos calcular a idade de formação da rocha em relação ao manto depletado. Sabendo-se que as variações na razão 143Nd/144Nd entre diferentes materiais terrestres são muito sutis, foi elaborado o parâmetro eNd, através do qual a compreensão e a visualização dos dados do sistema Sm-Nd são mais diretas. Utilizando-se de um valor T pré-definido e conhecendo-se os valores atuais das razões de 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd relativo ao CHUR, o parâmetro eNd pode ser calculado pela seguinte equação: 𝜀𝑁𝑑 (𝑇) = 104 � 𝑁𝑑143 𝑁𝑑𝑎𝑚𝑜𝑠𝑡𝑟𝑎 (𝑇) − 𝑁𝑑143 𝑁𝑑𝐶𝐻𝑈𝑅 (𝑇)144�144� 𝑁𝑑143 𝑁𝑑𝐶𝐻𝑈𝑅 (𝑇)144� � 44 Assim, valores positivos de eNd(T) refletem razões 143Nd/144Nd maiores que a do CHUR, conotando uma origem mantélica para determinado conjunto de amostras, enquanto valores negativos denotam razões 143Nd/144Nd mais baixas associadas a derivação crustal (Fig. 18). Figura 17: Gráfico representando a evolução do Nd na Terra ao longo do tempo, a partir dos primeiros eventos de acresção e formação da Terra onde é iniciado o modelo de reservatário condrítico uniforme (CHUR). Com a fusão parcial do CHUR são separadas as fontes enriquecidas (geração de rochas crustais) e as fontes deplecionadas, onde fica o sólido residual. Faure (1986). 45 Figura 18: Diagrama apresentando o parâmetro eNd, onde CHUR (reservatório condrítico uniforme) é representado de forma contínua no tempo, o manto depletado (DM) é uma função de curva que sempre apresenta valores positivos. A partir da idade de cristalização da rocha de uma amostra (losango vermelho), no caso hipotética, é calculado o parâmetro e assim sendo possível traçar as linhas indicativas das idades-modelo CHUR e DM, isto é a idade de extração do material de fusão a partir do manto depletado e sua idade relacionada ao reservatório condrítico. DePaolo (1988). 4. RESULTADOS As coletas e análises ao longo da área se dividiram em dois grupos de rochas: metassedimentares e metaplutônicas que foram tratadas separadamente nos dois artigos anexados a esta dissertação, a seguir se explanará sobre suas principais características e os resultados das análises petrográficasm geoquímicas e isotópicas. 4.1 Metassedimentos Foram coletadas e analisadas amostras de rocha dentro do PEAL-W (Complexo Cabrobó) e no interior de seu subdomínio, o NRS (Complexo Metassedimentar de Riacho Seco). Destes tiveram estudo de proveniência U- Pb em zircão cinco amostras (RF-035, RF-119, RF-253, RF-254 e RF-276) e oito análises Sm-Nd (RF-035, RF-107, RF-119, RF-132, RF-195, RF-253, RF- 254, RF-276). Apenas duas tiveram análises U-Pb em monazita (RF-035 e RF- 46 253). Todas as amostras com análises U-Pb tiveram imagens por Backscattering de seus cristais de zircão e monazita. 4.1.1 Complexo Cabrobó - Amostra RF-035 é um granada-biotita xisto, composto por biotia (35-40%), quartzo (30-40%) plagioclásio (05-10%), granada (5-7%), turmalina (2%) cianita (1%), cordierita (1%) e sillimanita (1%). A assembleia mineral indica um metamorfismo regional de médio a alto grau e como protólito sedimento subarcoseano indicativo de uma área fonte proximal. Os zircões são angulosos a subarredondados, muitos apresentando fraturas e com zoneamento visível, o tamanho médio dos cristais fica em torno de 100 mm. As idades de proveniência U-Pb apontaram população de idades ediacaras a criogenianas, com o zircão mais jovem apresentando a idade de aproximadamente 554 Ma. Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 1,22 Ga e eNd(T=600Ma) de -0,44. - Amostra RF-253 é um granada-biotita xisto, com a seguinte composição: granada (5-7%), biotita (40-45%), muscovita (5-10%), quartzo e feldspato (30- 40%). Os zircões possuem bordas desgastadas e em alguns grãos se observa zoneamento interno, os cristais possuem formatos variando de prismáticos a arredondados, com tamanhos entre 100-200 mm. As análises U-Pb em zircão apresentam algumas idades criogenianas (zircão mais novo com cerca de 640 Ma) e abundante população no intervalo Toniana/Esteniano. Os picos principais reconhecidos nesta amostra são de 676 Ma, 1014 Ma e 1144 Ma, são poucos os cristais de idades paleoproterozoicas e arqueanas. Os cristais de monazita possuem formas irregulares variando de esféricos a alongados, idade concórdia nas monazitas foi de 652±8 Ma. Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 1,55 Ga e eNd(T=600Ma) de -4,55. - Amostra RF-276 é um muscovita quartzito com turmalina, de composição modal formada por muscovita (20-25%), clorita (2%), feldspato (2%) e quartzo (65-70%). Os cristais de zircão possuem formatos que vão de prismáticos a arredondados, geralmente com bordas desgastadas, tamanhos que variam 100-250 mm. Tem populações de zircões com idades entre Riaciano e Caliminiano (zircão mais jovem com cerca de 1.580 Ma), assim como uma abundante população com idades no limite Meso/Paleoproterozoico. Os picos mais proeminentes no diagrama de frequência estão em 1650 Ma, 2062 Ma e 47 2162 Ma. Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 2,35 Ga e eNd(T=600Ma) de -16,03. 4.1.2. Complexo Metassedimentar de Riacho Seco - Amostra RF–107 é um muscovita quartzito, cuja composição modal engloba muscovita (10-15%), feldspato (05-07%) e quartzo (80-85%), como minerais acessórios tem epidoto, minerais opacos e zircão. Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 2,67 Ga e eNd(T=600Ma) de -25,81. - Amostra RF–119 é um mica-xisto com muscovita (25-30%), biotita (20-25%), quartzo (40-45%) e feldspato (05-10%). A composição indica um protólito pelítico a subarcoseano. Os cristais de zircão da amostra possuem formatos variados, geralmente com bordas arredondadas, com tamanhos que variam entre 100 e 300 mm. As análises U-Pb indicaram que o zircão detrítico mais jovem possui idade com cerca de 2020 Ma e maior concentração de zircões com idades entre Sideriano e Neoarqueano (picos no histograma de frequência em 2011 Ma, 2356 Ma e 2572 Ma). Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 3,01 Ga e eNd(T=600Ma) de -29,10. - Amostra RF–132 é um muscovita quartzito com feldspato, composto por quartzo (70-80%) muscovita (10-15%) e feldspato (10-15%). Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 2,71 Ga e eNd(T=600Ma) de -24,21. - Amostra RF–195 é um cianita meta-arcóseo com quartzo (60-65%), feldspato (15-20%), cianita (10-12%), biotita (3-5%) e minerais opacos (1-3%.) a assembleia mineral indica um metamorfismo de médio grau. Análise Sm-Nd apontou Idade modelo de 2.65 Ga e eNd(T=600Ma) de -24,83. - Amostra RF–254 é um quartzito com muscovita, composto por quartzo (60- 73%), muscovita (15-20%) biotita (05-10%), feldspato (5-7%), magnetita (2-3%) e traços de zircão. Possui zircões com formatos variados, em geral, com bordas desgastadas, com tamanhos médios de cerca de 200 mm. A análise proveniência de zircões indica