UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO ESCOLA DE MINAS

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO ESCOLA DE MINAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS Tectônica/Petrogênese/Recursos Minerais DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Intrusivos Máficos da Porção Central da Serra do Espinhaço por Helen Fonseca Moreira Orientador: André Danderfer Filho Ouro Preto, novembro de 2017

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3 CARACTERIZAÇÃO PETROLÓGICA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLÓGICA DE CORPOS INTRUSIVOS MÁFICOS DA PORÇÃO CENTRAL DA SERRA DO ESPINHAÇO i

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5 FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO Reitora Profª. Cláudia Aparecida Marliére de Lima Vice-Reitor Prof. Hermínio Arias Nalini Júnio Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação Prof. Sérgio Francisco de Aquino ESCOLA DE MINAS Diretor Prof. Issamu Endo Vice-Diretor Prof. José Geraldo Arantes de Azevedo Brito DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Chefe Prof. Luís Antônio Rosa Seixas iii

6 EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS iv

7 CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO CARACTERIZAÇÃO PETROLÓGICA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLÓGICA DE CORPOS INTRUSIVOS MÁFICOS DA PORÇÃO CENTRAL DA SERRA DO ESPINHAÇO Helen Fonseca Moreira Orientador André Danderfer Filho Co-orientadora Glaúcia Nascimento Queiroga Dissertação de mestrado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de Concentração: Tectônica, Petrogênese e Recursos Minerais OURO PRETO 2017 v

8 Universidade Federal de Ouro Preto Escola de Minas - Departamento de Geologia - Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita Ouro Preto, Minas Gerais Tel. (31) , Fax: (31) pgrad@degeo.ufop.br Os direitos de tradução e reprodução reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral. ISSN Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto Moreira, Helen Fonseca. Caracterização petrológica, geoquímica e geocronológica de corpos intrusivos máficos da porção central da Serra do Espinhaço [manuscrito] / Helen Fonseca Moreira f.: il.: color; grafs; tabs; mapas. (Contribuições às Ciências da Terra, M 76, n. 354) Dissertação (Mestrado) Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais. Área de concentração: Tectônica, Petrogênese e Recursos Minerais. 1. Espinhaço, Serra do. 2. Rochas máficas. 3 Geocronologia. I. Danderfer Filho, André. II. Universidade Federal de Ouro Preto. III. Caracterização petrológica, geoquímica e geocronológica da porção central da Serra do Espinhaço. vi

9 Dedico este trabalho à minha querida família pelo carinho e incentivo. vii

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11 Agradecimentos Agradeço primeiramente a Deus, fonte de toda sabedoria. À minha família pelo carinho, apoio e por representar o meu porto seguro a cada vez que me lanço em busca de novas conquistas. Ao Igor, meu companheiro de vida, pelo amor, compreensão e pela ajuda fundamental em todos os momentos. Ao professor André Danderfer pela orientação e confiança. Agradeço as discussões, revisões e sugestões fundamentais no desenvolvimento desse trabalho, contribuindo para meu aprendizado. Aos professores do Departamento de Geologia, em especial à Profª. Glaucia e Prof. Cristiano pelas análises, sugestões e contribuições a esse trabalho. À Alice pela amizade desde os meus primeiros anos nesta instituição, agradeço por estar presente em mais esta etapa da minha vida e pela ajuda durante todas as fases desse projeto, aprimorando-o com valiosas sugestões. Ao Samuel pela colaboração ao longo de todo o trabalho, agradeço as revisões e sugestões que muito enriqueceram este trabalho. A todos os outros queridos colegas da pós-graduação pelas discussões geólogicas, auxílio durante o trabalho e pelos bons momentos compartilhados. Ao Cláudio pela ajuda, companhia e boas conversas que tornaram o trajeto BH-Ouro Preto mais descontraído e agradável. Ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais, Departamento de Geologia UFOP e ao Centro de Desenvolvimento de Tecnologia Nuclear (CDTN) pela estrutura e apoio institucional. Ao Laboratório de Microananálises do DEGEO/EM, integrante da Rede de Microscopia e Microanálises de Minas Gerais (FAPEMIG), e ao Laboratório de Isótopos Radiogênicos DEGEO/EM pelos dados gerados. À Coordenação de Aperfeiçoamento Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela concessão da bolsa de estudo, à FAPEMIG e à Rede de Estudos Geotectônicos da Petrobras pelo suporte financeiro concedido a este trabalho. Finalmente, a todos que de alguma forma contribuíram com este trabalho, meus sinceros agradecimentos. ix

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13 Sumário AGRADECIMENTOS... ix SUMÁRIO... xi LISTA DE FIGURAS... xv LISTA DE TABELAS... xix RESUMO... xxi ABSTRACT... xxiii CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO APRESENTAÇÃO LOCALIZAÇÃO DOS CORPOS MÁFICOS INVESTIGADOS NATUREZA DO PROBLEMA OBJETIVOS E METAS MATERIAIS E MÉTODOS Levantamento do acervo bibliográfico Compilação cartográfica e localização dos corpos ígneos Trabalho de campo Análise litogeoquímica Análise Petrográfica Microssonda Eletrônica Análises isotópicas... 8 Separação mineral... 8 U-Pb via LA-ICP-MS... 9 Lu-Hf via LA-ICP-MS ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO CAPÍTULO 2. CENÁRIO GEOLÓGICO CONTEXTO GEOTECTÔNICO INTRUSIVAS MÁFICAS DO ESPINHAÇO CENTRAL Trabalhos anteriores Ocorrências Aspectos petrográficos Litogeoquímica Idades Outras Intrusivas Máficas Espinhaço Setentrional Espinhaço Meridional Chapada Diamantina xi

14 2.4.4 Embasamento do Cráton São Francisco Diques máficos do embasamento setentrional do cráton São Francisco Diques máficos do embasamento meridional do cráton São Francisco Cráton do Congo CAPÍTULO 3. AMBIENTES TECTÔNICOS E PADRÕES GEOQUÍMICOS DE ROCHAS MÁFICAS APRESENTAÇÃO ROCHAS MÁFICAS ASSOCIADAS COM LIMITES DE PLACAS Rochas máficas de dorsais meso-oceânicas (MORB s) Rochas máficas associadas com arcos vulcânicos ROCHAS MÁFICAS DE AMBIENTE INTRAPLACA Basaltos de ilhas oceânicas (OIB s) Grandes províncias ígneas (LIP s) e basaltos de platôs continentais (CFB s) Riftes intracontinentais CAPÍTULO 4. U-PB ZIRCON AGES, GEOCHEMISTRY AND LU-HF ISOTOPES OF TONIAN MAFIC BODIES FROM THE CENTRAL ESPINHAÇO RANGE, SOUTHEAST BRAZIL: PETROGENESIS AND TECTONIC IMPLICATIONS ABSTRACT INTRODUCTION GEOLOGIC SETTING Meso-Neoproterozoic intrusive mafic rocks in the São Francisco Craton and Araçuaí Belt. 41 Intrusive mafic rocks of Central Espinhaço and sample domains ANALYTICAL METHODS Petrography and mineral chemistry Lithogeochemistry Isotopic analyses U-Pb in Zircon Lu-Hf in Zircon RESULTS Petrography and mineral chemistry Lithogeochemistry Isotopic data Zircon U-Pb Results Lu-Hf Results DISCUSSION Nature and evolution of the magma source Regional correlation Tectonic implications xii

15 4.6 CONCLUSIONS CAPÍTULO 5. CORPOS MÁFICOS INTRUSIVOS NO GRUPO TERRA VERMELHA ASPECTOS GERAIS ROCHAS ENCAIXANTES - GRUPO TERRA VERMELHA ASPECTOS PETROGRÁFICOS Ocorrência e descrição macroscópica Descrição Microscópica Química mineral LITOQUÍMICA GEOCRONOLOGIA CONSIDERAÇÕES FINAIS CAPÍTULO 6. DISCUSSÕES DIFERENÇAS QUANTO ÀS CARACTERÍSTICAS DOS CORPOS MÁFICOS ESTUDADOS SIGNIFICADO TECTÔNICO NO CONTEXTO DA EVOLUÇÃO DA BACIA DO ESPINHAÇO CAPÍTULO 7. CONCLUSÕES REFERÊNCIAS APÊNDICES xiii

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17 Lista de Figuras Figura Vista da área de estudo, mostrando aspecto geomorfológico definido pelas ocorrências de rochas máficas, caracterizadas por relevos suaves, exibindo solo de alteração avermelhado... 2 Figura Localização dos corpos máficos objetos de estudo. Domínios fisiográficos da Chapada Diamantina (CD), Espinhaço Setentrional (ES), Espinhaço Central (EC), Espinhaço Meridional (EM) e Cinturão Araçuaí (CAr) (modificada de Danderfer et al. 2015)... 3 Figura Contexto geotectônico da área de estudo e localização dos principais enxames de diques máficos no cráton São Francisco Figura Diagramas multi- elementares para os padrões de basaltos de ilha oceânica(oib), basaltos de cordilheira oceânica normal (N-MORB) e enriquecido (E-MORB) (Sun & McDonough 1989) Figura Geological setting and location of the study area. Mafic dyke swarms and other important occurrences in the São Francisco block Figure Geologic map of the area showing the location of mafic bodies and the two domains of study (HMA and HGN). (Mod. from Bersan 2015 and Costa 2013) Figure Schematicc tectono-stratigraphic column of the investigated area in the Central Espinhaço Figure Field occurrence and textures of the mafic bodies from central Espinhaço. (a) spheroidal weathering; (b, c and e) Variations of texture from medium to fine grained; (d) field photograph showing decussate texture with tabular plagioclase Figure Photomicrographs of the mafic rocks from the study area Figure (a) Plots of clinopyroxenes from sample HGN-011 into the (Entatite Wollastonite Ferrossilite) ternary diagram (Morimoto 1988). All analyses plot on the augite field. (b) Plots of plagioclase chemistry in the (Albite Orthoclase Anorthite) ternary diagram (Deer et al. 1992) Figure Plots of Ca-amphiboles from the studied mafic bodies in the IMA classification diagram for Ca-amphiboles (Leake et al. 1997) Figure TAS diagram from Le Bas et al. (1986) Figure Geochemical diagram. (a) AFM ternary diagram after Irvine & Baragar (1971); (b) Jensen (1976) Figure Harker variation diagrams for the mafic samples from Central Espinhaço. Symbols are the same as those in Figure Figure 4.11 (a) Chondrite-normalized REE patterns (Boynton 1984) (b) Primitive mantlenormalized trace element patterns (Sun and McDonough 1989) Figure 4.12 Geotectonic diagrams. (a) Geotectonic diagram Zr x Zr/Y (Pearce & Norry 1979). (b) Ternary Zr Ti/100 3*Y (Pearce & Cann 1973) Figure (a) Nb/Yb vs Th/Yn diagram displaying the MORB-OIB array (Pearce 2008). (b) La/Ba vs. La/Nb plot for the samples from HMA and HVM domains Figure Zircon LA -ICP-MS U Pb concordia diagram showing the different populations of ages for both samples Figure Cathodoluminescence (CL) images from zircon grains showing their morphological aspects xv

18 Figure Cathodoluminescence (CL) images from zircon grains showing their morphological aspects Figure Zircon LA-ICP-MS U-Pb Concordia diagram and the weighted mean 206Pb/238U ages of zircon from samples HGN-001 and HMA-003 of the mafic bodies from the Central Espinhaço Range Figure (a) Zircon Lu-Hf isotopic compositions from samples HGN-001 and HMA-003. (b) Epsilon Hf obtained from the Hf compositions of samples HGN-001 and HMA Figure Zr (ppm) x TiO2 (%) diagram for HGN and HMA samples Figure Comparison of the mafic bodies from Central Espinhaço (samples HGN and HMA) with the metagabbro of the Pedro Lessa Suite (Queiroga et al. 2012; Chaves et al. 2014) and Formiga Swarm (Chaves et al. 2014) Figure Ages and their respective errors presented for the regional Tonian mafic magmatism in the Espinhaço domain and adjacent areas (southern SF block). SE: Southern Espinhaço; CE: Central Espinhaço and NE: Northern Espinhaço Figura Mapa geológico local com destaque para o domínio HVM e as ocorrências de rochas máficas intrusivas nas rochas do Grupo Terra Vermelha Figura Coluna estratigráfica do Grupo Terra Vermelha no Espinhaço Central (Baseada em Costa 2017) Figura Aspectos texturais das rochas metamáficas observados em campo. (a) Aspecto geral do afloramento com destaque para a textura decussada. (b) Fenocristais de plagioclásio dispersos na matriz fina da rocha Figura Afloramento com contato abrupto entre porções que exibem aspectos texturais muito distintos Figura Fotomicrografias das rochas metamáficas que intrudem o Grupo Terra Vermelha. 71 Figura Variação composicional dos grãos de plagioclásio, segundo os conteúdos de albita (Ab), ortoclásio (Or) e anortita (An) (Deer et al. (1992) Figura Classificação dos anfibólios cálcicos segundo Leake et al. (1997). Círculos e losangos preenchidos representam a amostra VM-564 e VM-577, respectivamente Figura Diagrama TAS (Total álcalis x Sílica) de Le Bas et al. (1986) Figura (a) Diagrama AFM (Álcalis, FeO e MgO) de Irvine & Baragar (1971). (b) Diagrama classificatório de Jensen (1976) Figura Diagramas classificatórios de ambiente tectônico. (a) Diagrama baseado nas variações de Zr x Zr/Y (Pearce & Norry 1979). (b) Diagrama ternário Zr Ti/100 3Y (Pearce & Cann 1973) Figura Diagramas multielementares de elementos traços para as amostras de rochas máficas intrusivas no Grupo Terra Vermelha Figura (a) Diagrama Nb/Yb x Th/Yb (Pearce et al. 2008). Todas as amostra plotam acima do campo de composição MORB-OIB sugerindo processos de interação do magma com componentes crustais. (b) Diagrama La/Nb x La/Ba (Saunders et al. 1992) Figura Catodoluminescência de grãos de zircão da amostra HVM Figura Curva concórdia mostrando as diferentes populações de zircões definidas pelas idades obtidas Figura Diagrama concórdia da amostra HVM xvi

19 Figura Comparação das características geoquímicas dos corpos máficos que intrudem o Grupo Terra Vermelha no Espinhaço Central, com os diques máficos do Enxame de Pará de Minas (Chaves 2014) Figura Mapa local com destaque para os dois domínios definidos para as ocorrências de rochas metamáficas na área de estudo Figura Diagrama Harker de elementos maiores, obtido a partir de amostras de rochas máficas dos dois domínios Figura Diagramas multielementares de elementos traços para as amostras de rochas máficas dos dois domínios Figura Diagrama La/Sm versus Sm/Yb normalizado ao condrito de Boynton (1984) de acordo com Jourdan et al. (2009) xvii

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21 Lista de Tabelas Tabela Location and rock type of the samples collected for geochronological studies...46 xix

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23 Resumo Ao longo da cordilheira do Espinhaço ocorrem diversos diques e soleiras de rochas máficas intrusivas em sucessões sedimentares da bacia homônima e no embasamento. Estudos já realizados na porção meridional e setentrional da cordilheira atestam diferentes eventos magmáticos ao longo da evolução geológica dessa bacia. O presente trabalho apresenta os resultados de estudos petrográficos, geoquímicos e geocronológicos desenvolvidos para corpos máficos que ocorrem na porção central da Serra do Espinhaço, no extremo norte de Minas Gerais. Este setor faz parte do sistema de dobras e falhas de cavalgamento do domínio externo do orógeno Araçuaí. Nos limites da área de estudo, três ocorrências principais foram mapeadas (Costa 2013; Bersan 2015) e caracterizadas. Com base nos resultados obtidos, elas foram classificadas em dois grupos distintos. As ocorrências que compõem o grupo I ocorrem encaixadas em rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, alojadas como soleiras nas unidades siliciclásticas do Grupo Sítio Novo, ou cortando o embasamento cristalino. Petrograficamente, os corpos do grupo I constituem metagabros de granulação média a grossa, às vezes com textura porfirítica. A assembleia mineral é constituída essencialmente por plagioclásio, anfibólio e clinopiroxênio, além de minerais secundários que sugerem alterações metamórficas de grau baixo, embora feições do protólito ígneo ainda estejam preservadas. Caracterizações litoquímicas mostram que essas rochas foram originadas a partir de um magma subalcalino, com afinidades toleíticas, típico de magmatismo intraplaca continental. As análises de elementos incompatíveis revelam um leve enriquecimento em LREE e LILE em relação aos HFSE. O enriquecimento relativo em elementos litófilos é compatível com os valores levemente negativos de!hf obtidos, sugerindo assimilação de material crustal. Dados geocronológicos obtidos a partir de análises U-Pb (via LA-ICP- MS) em grãos de zircão de duas amostras indicaram idades 206 Pb/ 238 U de 895± 3 Ma e 896 ± 2 Ma, consideradas como a melhor estimativa para cristalização magmática dassas rochas. Já as rochas do grupo II correspondem às soleiras máficas que ocorrem na porção nordeste da área de estudo intrudindo rochas paleoproterozoicas do Grupo Terra Vermelha. Do ponto de vista petrográfico, essas rochas apresentam apenas pequenas diferenças em relação às intrusões do grupo I, já que apresentam textura mais fina, exibindo leve foliação e maior abundância de minerais secundários. Os resultados obtidos a partir das caracterizações litoquímicas também indicaram magmas parentais toleíticos de ambiente intraplaca, porém, observa-se um expressivo enquecimento de elementos incompatíveis quando comparadas às rochas do grupo I, sugerindo que as ocorrências dos dois grupos evoluíram de fontes distintas. Para as rochas metamáficas do grupo II, os dados isotópicos de U-Pb forneceram uma idade concórdia de 1730 ± 8 Ma (MSWD = 0.033), que pelas características magmáticas dos zircões datados, foram interpretadas como a idade de cristalização dessas rochas. Assim, com os resultados obtidos nesse trabalho foi possível reconhecer pelo menos dois eventos magmáticos associados com magmas máficos no domínio do Espinhaço Central, de modo que as intrusões que lá ocorrem apresentem significados tectônicos distintos ao longo da evolução da bacia. xxi

24 Num contexto regional, as rochas dos grupos I e II apresentam correlações com outras rochas de natureza máfica que ocorrem disseminadas em outros domínios do bloco São Francisco, evidenciando que condições extensionais de grande magnitude afetaram significativamente o bloco São Francisco durante o Toniano e Estateriano. Do ponto de vista geodinâmico, registros máficos com características e idades semelhantes às que ocorrem no bloco São Francisco são reportados em outros blocos crustais, como no cráton do Congo e Norte da China, de modo que esses extensivos eventos de magmatismo máfico registrados durante o Toniano e Estateriano podem estar associados a tentativas de fragmentação de massas continentais maiores (ou supercontinentes) das quais esses blocos faziam parte no passado. Embora a configuração dessas massas continentais mais antigas ainda seja alvo de muitas discussões. xxii

25 Abstract Along the the Espinhaço Range, several dykes and sills of mafic rocks occur intruding the sedimentary successions of the homonymous basin or cutting the basement rocks. Studies already developed in the southern and northern segments of Espinhaço attest to different magmatic events throughout the geological evolution of this basin. This work presents the results of petrological, geochemical and geochronological studies performed for mafic bodies that occur in the central portion of the Serra do Espinhaço, at the north end of Minas Gerais state. This area integrates the fold- thrust belt of the external domain of the Araçuaí orogen. Three main occurrences were mapped (Costa 2013; Bersan 2015) and characterized. Based on the results obtained herein, these occurrences were classified into two distinct groups. The group I rocks occur emplaced in the metasedimentary rocks of the Sítio Novo Group (Espinhaço Supergroup) or cutting the crystalline basement. Petrographically, they consist of medium to coarse grained metagabbros that sometimes show porphyritic texture. Plagioclase, amphibole and clinopyroxene form the dominant mineral assemblage. Secondary minerals also are present suggesting low grade metamorphism, although relict igneous features are observed. Geochemically, they are classified as metagabbros formed from a subalkaline magma with tholeiitic affinity, typical of intraplate magmatism. They are slightly enriched in LREE and LILE and depleted in HFSE. Their relative enrichment in LILE is compatible with the slightly negative values obtained for the!hf parameter, indicating assimilation of crustal material. Zircon U Pb isotopic data obtained from two samples of group I yielded weighted mean 206 Pb/ 238 U of 895 ± 3 Ma and 896 ± 2 Ma that were taken as the best estimate of crystallization age of these rocks. Group II rocks correspond to the mafic sills that occur in the northeastern portion of the study area, intruding Paleoproterozoic rocks of the Terra Vermelha Group. Petrographically, they show only small differences in relation to the rocks from the group I.They have greater abundance of secondary minerals such as chlorite, biotite, amphibole and epidote and the primary textures preserved are less common, although they still are verified. Geochemistry analyses performed of these rocks also indicated tholeiitic parental magmas originated from an intra-continental environment, however, the group II rocks show a significant enrichment of incompatible elements when they are compared to those from the group I, suggesting that rocks of the two groups were derived from different magma sources. The U-Pb isotopic data for rocks from Group II, provided a concordia age of 1730± 8 Ma and on basis of the magmatic characteristics of the dated zircons, it was interpreted as the crystallization age of these bodies. Thus, with the results obtained herein, it is possible to recognize at least two magmatic events in Central Espinhaço Range, since the intrusions of this domain revealed different sources and tectonic implications throughout the evolution of the Espinhaço basin. xxiii

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27 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO 1.1 APRESENTAÇÃO O estudo da natureza, composição e ocorrência de rochas máficas em regiões continentais pode ser empregado como uma importante ferramenta na interpretação da evolução geológica de uma região, marcando importantes eventos magmáticos associados, por exemplo, a processos de rifteamento com atuação ou não de plumas mantélicas. Por atravessarem sucessões sedimentares préexistentes, intrusões máficas podem ser empregadas como efetivos marcadores estratigráficos, além de serem úteis no reconhecimento de ambientes e estilos tectônicos. Nos últimos anos, estudos envolvendo a caracterização, sobretudo, geoquímica e geocronológica de rochas máficas (LIP s, enxames de diques, etc) têm sido empregados com sucesso em reconstituições paleogeográficas através da comparação de registros máficos de diferentes blocos continentais (Bleeker & Ernst 2006; Ernst et al. 2013a). Além disso, a aplicação de novas metodologias investigativas, como estudos paleomagnéticos, tem mostrado eficiência para validar os modelos paleocontinentais propostos. O presente trabalho tem como objetos de estudo, corpos máficos que ocorrem no domínio do Espinhaço Central. Nesse domínio, rochas máficas intrusivas ocorrem alojadas nas sequências mesoproterozoicas da unidade homônima (Knauer et al. 2007). Ao longo da cordilheira do Espinhaço, outros diques e soleiras de rochas máficas também são registrados. Estudos já realizados na porção meridional e setentrional da cordilheira atestam diferentes eventos magmáticos ao longo de sua evolução geológica. No entanto, estudos mais aprofundados para as intrusões máficas da porção central que separa os domínios extremos, ainda não haviam sido desenvolvidos, representando uma lacuna no conhecimento geológico da área em questão. Desse modo, este trabalho propõe a caracterização detalhada desses corpos máficos, apresentando novos dados petrológicos, geoquímicos e geocronológicos, a fim de investigar a natureza do magmatismo que os originou, bem como o seu significado tectônico no contexto da evolução da bacia Espinhaço. Além disso, a partir dos resultados obtidos, buscou-se conduzir uma interpretação integrada com dados disponíveis sobre outros corpos intrusivos máficos reportados em regiões adjacentes à área de estudo, visando estabelecer correlações entre eles, bem como associação com eventos geodinâmicos maiores, como a fragmentação de blocos continentais. Cabe ressaltar ainda, que o presente trabalho não teve como foco o mapeamento dos corpos intrusivos máficos em questão, mas sim a caracterização dessas ocorrências, já mapeadas em trabalhos anteriores (Costa 2013; Bersan 2015).

28 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Máficos LOCALIZAÇÃO DOS CORPOS MÁFICOS INVESTIGADOS A área onde ocorrem os corpos máficos a serem investigados nesse trabalho compreende porções do domínio fisiográfico do Espinhaço Central (Figura 1.1) que define o segmento da Serra do Espinhaço compreendido entre os paralelos S e 14 S (Danderfer 2000). Geograficamente, a área de estudo está inserida no extremo norte de Minas Gerais, próximo ao limite com o estado da Bahia. Na área investigada, as ocorrências desses corpos intrusivos máficos foram mapeadas em trabalhos de Costa (2013) e Bersan (2015) nas proximidades dos municípios de Espinosa, Monte Azul, Gameleiras e Santo Antônio do Retiro que integram a área da folha topográfica Monte Azul (SD-23- Z-D-II-I) 1: , elaborada pelo IBGE. O acesso pode ser feito a partir de Belo Horizonte pela BR-040, seguindo para Brasília até o trevo de Curvelo, onde segue-se pela BR-135 até a cidade de Montes Claros. Em seguida, toma-se a BR-122 no sentido Espinosa, passando por Janaúba, Porteirinha até o município de Monte Azul, tomado como base para os trabalhos realizados durante a fase de campo. Fisiograficamente, a Serra do Espinhaço se expressa como um sistema orográfico longo e estreito, com mais de 1.000km de extensão e largura média de 20 km que se estende desde o Quadrilátero Ferrífero, próximo ao paralelo de Belo Horizonte, terminando a norte, nos limites entre Piauí e Pernambuco, cortando todo o estado da Bahia (Schobbenhaus 1993). Esta é a feição morfológica que mais se destaca na região, ocupando a porção centro-leste da área de estudo. No entanto, outros domínios geomorfológicos também são notados, com cotas variando entre 450 a 1800m. Na área de estudo, as ocorrências mais expressivas de rochas máficas caracterizam-se por formar vales suaves entre as rochas encaixantes, onde é possível reconhecer um solo avermelhado, típico da alteração de rochas básicas. Figura Vista da área de estudo, mostrando aspecto geomorfológico definido pelas ocorrências de rochas máficas, caracterizadas por relevos suaves e exibindo solo avermelhado. 2

29 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura Localização dos corpos máficos objetos de estudo. Domínios fisiográficos da Chapada Diamantina (CD), Espinhaço Setentrional (ES), Espinhaço Central (EC), Espinhaço Meridional (EM) e Cinturão Araçuaí (CAr) (modificada de Danderfer et al. 2015). 3

30 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Máficos NATUREZA DO PROBLEMA O cráton São Francisco e suas faixas marginais abrigam inúmeras ocorrências de intrusivas máficas que exibem orientações e idades de cristalização diferentes, marcando eventos magmáticos distintos no decorrer do tempo geológico. Nesse contexto, ao longo da cordilheira do Espinhaço, que ocorre bordejando a margem leste do cráton, vários diques e soleiras de rochas máficas são registrados intrudindo as sucessões sedimentares da bacia homônima e o embasamento. Segundo Danderfer (2000), nos domínios do Espinhaço Setentrional registram-se grandes quantidades de intrusivas básicas (diabásio e gabro) que atravessam principalmente as unidades inferiores e intermediárias do Supergrupo Espinhaço. Dados geocronológicos foram obtidos por Teixeira (2008) em diques máficos localizados no extremo norte desse segmento, indicando uma idade de cristalização de 1496 ± 3.2 Ma. Essa idade é compatível com outras, apresentadas para intrusões máficas na Chapada Diamantina, como 1514 ± 22 Ma (Babinski et al. 1999), 1496 ± 3.2 (Guimarães et al. 2005b) e ±9.1Ma (Silveira et al. 2013), sugerindo que um expressivo magmatismo máfico tenha afetado tanto a Chapada Diamantina como o Espinhaço Setentrional durante o Calimiano (Battilani et al. 2005). No prolongamento meridional do Espinhaço, registros de rochas máficas também são frequentes. Dados geocronológicos foram primeiramente obtidos por Machado et al. (1989) através de datações U-Pb em badeleítas de soleiras de rochas metabásicas, ocorrentes próximo ao município de Pedro Lessa, que indicaram cristalização em torno de 906±2 Ma. A partir daí, a então definida Suíte Pedro Lessa, passou a contemplar várias outras ocorrências similares de rochas máficas tonianas, como metagabros e xistos verdes que afloram na porção sul do Espinhaço e suas adjacências. Portanto, apesar de estudos realizados nos domínios extremos da Serra do Espinhaço, a ausência de dados disponíveis sobre os corpos máficos localizados em sua porção central, impossibilitava interpretações mais precisas acerca desses registros. De modo que não se sabia se essas intrusões máficas eram correlacionáveis com aquelas tonianas do Espinhaço Meridional, se representariam registros do magmatismo calimiano reportado na porção norte da cordilheira, ou mesmo se marcavam um evento magmático distinto. Logo, a realização dos estudos de caracterização propostos nesse trabalho é justificada pela ausência de informações, sobretudo geoquímicas e geocronológicas, para os corpos máficos em questão. Além disso, nos limites da área de estudo, corpos máficos afloram em diferentes domínios, sendo necessário averiguar a existência de uma relação efetiva entre eles, de modo a reconhecer se, de fato, apresentam idades e características compatíveis. Tendo em vista que a ocorrência de intrusões máficas é irregular, com diferentes gerações podendo ocorrer numa mesma região e que, de um modo geral, elas apresentam características petrográficas semelhantes, em alguns casos, correlações baseadas 4

31 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. apenas nas similaridades observadas em campo e na proximidade geográfica podem induzir interpretações inconsistentes. Desse modo, a motivação para realização desse trabalho está fundamentada nas seguintes questões científicas: Qual a natureza do magmatismo básico registrado na área de estudo? Os corpos máficos intrusivos que ocorrem em diferentes domínios da área estão relacionados ao mesmo evento magmático? Ou correspondem a pulsos magmáticos distintos ao longo da evolução da bacia? Qual o ambiente tectônico mais provável e os mecanismos responsáveis pela colocação desse tipo magma? Qual a idade de cristalização desses corpos ígneos? Qual o significado tectônico desses corpos intrusivos máficos no contexto regional e global da evolução geológica da área? 1.4 OBJETIVOS E METAS Este trabalho teve como objetivo principal o estudo aprofundado de corpos máficos intrusivos do Espinhaço Central, a partir de caracterizações petrográficas, geoquímicas e geocronológicas, visando investigar a natureza desse magmatismo com uma abordagem tectônica e petrogenética. Além disso, buscou-se investigar a existência de uma correlação entre os corpos ígneos que ocorrem em diferentes domínios da área de estudo para melhor compreensão do significado desses registros na história evolutiva do contexto em que estão inseridos. Para isso, os seguintes objetivos específicos foram definidos: Caracterizar petrograficamente as rochas máficas da área de estudo, a partir de trabalhos de campo e descrição de lâminas delgadas; Identificar a composição química dos principais minerais constituintes das rochas; Realizar estudos geoquímicos das amostras, visando investigar a natureza do magmatismo e o contexto tectônico em que ocorrem; Obter idades radiométricas absolutas pelo método U-Pb a partir de zircões de amostras de rochas máficas; Efetuar análises isotópicas, como Lu-Hf, para investigação da origem e natureza do magma (sem ou com contaminação crustal); 5

32 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Máficos... Interpretar o significado tectônico e possíveis causas do magmatismo básico associado aos corpos intrusivos máficos em questão. Do ponto de vista de contribuição científica, buscou-se disponibilizar novas informações consistentes e confiáveis (dados geoquímicos e geocronológicos) dos corpos máficos investigados, colaborando com a difusão de dados acerca desse tema, de modo que possam ser utilizados em trabalhos posteriores, como estudos de correlação e reconstruções paleogeográficas. 1.5 MATERIAIS E MÉTODOS Visando investigar as respostas para as questões geológicas apresentadas e assim atender os objetivos propostos, a metodologia adotada no desenvolvimento do presente estudo está sintetizada nas seguintes etapas de trabalho: Levantamento do acervo bibliográfico Realizada nas fases iniciais desse trabalho, essa etapa consistiu na análise bibliográfica e prospecção de publicações e informações acerca da geologia da área de estudo e/ou temas relacionados à proposta de trabalho. As pesquisas foram realizadas segundo três frentes principais: Compilação bibliográfica e leitura crítica de trabalhos anteriores acerca da geologia regional nos domínios da área de estudo, sobretudo nas áreas onde as rochas máficas intrusivas são registradas. Pesquisa, leitura de livros e artigos acadêmicos sobre as características de rochas intrusivas máficas visando conhecer as melhores ferramentas e metodologias de estudos, principalmente geocronológicos e geoquímicos, aplicados a esse tipo de rocha. Leitura de trabalhos anteriores e publicações sobre a contextualização tectônica da região de estudo (Serra do Espinhaço) em uma escala de evolução global, no contexto do ciclo de formação e fragmentação de supercontinentes Compilação cartográfica e localização dos corpos ígneos Além da compilação bibliográfica, dados cartográficos existentes foram compilados para elaboração de um mapa base a ser utilizado nos trabalhos de campo. Neste sentido, buscou-se destacar as áreas de ocorrência dos corpos máficos intrusivos mapeados em trabalhos anteriores, bem como as unidades litológicas intrudidas por eles. Essa etapa foi desenvolvida utilizando-se o software ArcView

33 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p Trabalho de campo A fase de campo foi realizada em etapa única com 7 dias de trabalho, onde foram realizadas as seguintes atividades: Identificação de pontos de ocorrência dos corpos intrusivos máficos, levantamento das relações de campo (quando possível) e características dessas rochas em escala de afloramento. Coleta de amostras para caracterizações petrográficas, geoquímicas e estudos geocronológicos. Levantamentos de campo para eventual identificação de novos corpos aflorantes na área alvo Análise litogeoquímica Análises geoquímicas de amostras de alguns corpos intrusivos máficos da área já haviam sido efetuadas em trabalhos anteriores (Costa 2013; Bersan 2015), embora a análise e interpretação ainda não tivessem sido realizadas. Desse modo, um total de sete análises foi disponibilizado pelos referidos autores como contribuição ao desenvolvimento do presente trabalho. Os dados foram tratados e interpretados juntamente com as novas amostras coletadas e analisadas nesse projeto, totalizando 28 análises litogeoquímicas. As análises foram realizadas no laboratório Acme Analytical Laboratories Ltd. para elementos maiores (SiO 2, Al 2O 3, Fe 2O 3, CaO, MgO, Na 2O, K 2O, MnO, TiO 2, P 2O5, Cr 2O 3 e LOI) através de XRF ((X-ray Fluorescence Spectrometry) e para elementos traços (Ba, Be, Co, Cs, Ga, Hf, Nb, Rb, Sn, Sr, Ta, Th, U, V, W, Zr, Y, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Mo, Cu, Pb, Zn, Ni, As, Cd, Sb, Bi, Ag, Au, Hg, e Ti) analisados por ICP-MS (Inductive Coupled Plasma Mass Spectrometer). A mesma metodologia de análise foi aplicada para novas amostras, visando garantir a compatibilidade dos dados a serem interpretados. Posteriormente, os resultados foram tratados e interpretados em diagramas classificatórios apropriados para rochas máficas Análise Petrográfica Nessa etapa foi realizada a análise das características petrográficas das amostras de rochas máficas com base em suas propriedades óticas, observadas a partir da descrição de lâminas delgadas em microscópio petrográfico de luz polarizada e transmitida. No total, 20 lâminas delgadas polidas foram confeccionadas e analisadas no Laboratório de Microscopia do DEGEO/UFOP. 7

34 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Máficos Microssonda Eletrônica Durante a etapa de descrição de lâminas delgadas, alguns minerais s foram selecionados para a realização de análises químicas quantitativas (WDS) com microssonda eletrônica. Essas análises foram realizadas no Laboratório de Microanálise do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto, em microssonda eletrônica modelo JEOL JXA-8230, utilizando 20nA de corrente elétrica e 15kV de voltagem de aceleração para furos de 5µm em todos os cristais analisados. Essa técnica foi empregada visando determinar a composição química dos feldspatos (plagioclásios), anfibólios e clinopiroxênios, a partir de análises elementares de Si, Al, Fe, K, Ca, Mg, Na, F, Mn e Ti. Para calibração do equipamento foram usados os seguintes padrões naturais: quartzo, hiperstênio, gahnita, almandina, anortoclásio, flúor apatita (Ca e F), microclima, rutilo e ilmenita para. As correções de matriz ZAF foram aplicadas. Os erros analíticos estão entre 0.21 e 1.43%. Os tempos de contagem entre picos/background foram de 10/5s para todos os elementos, exceto para F, Ti e Mn (30/15s). As fórmulas químicas dos minerais foram calculadas com base em 6 oxigênios para os clinopiroxênios, 8 para os cristais de plagioclásios e 23 oxigênios para o cálculo dos anfibólios (ferro total como Fe +2. de acordo com Leake et al. 1997). O conteúdo total de ferro analisado pela microssonda foi considerado como FeO. Os diagramas binários e ternários utilizados para classificar os principais minerais foram obtidos pelos programas Excel e GCDkit, respectivamente Análises isotópicas Separação mineral Durante a fase de campo amostras de aproximadamente 20 kg foram coletadas. Essas amostras foram preparadas com redução granulométrica convencional, através das etapas de britagem em um britador de mandíbula e moagem do material utilizando-se um moinho de discos. Posteriormente, todo o material moído foi peneirado utilizando um jogo de peneiras de mesh. A fração granulométrica entre mesh foi então separada e levada para uma mesa vibratória (mesa Wiffley) para concentração de minerais pesados. Os parâmetros de inclinação foram ajustados de acordo com a eficiência do processamento sob fluxo de água constante. Após a concentração do material na mesa vibratória, a porção aquosa contento os minerais mais densos passou por uma secagem sob lâmpadas infravermelhas e remoção de minerais com fortes propriedades magnéticas, utilizando um ímã de mão. O material após purificação com imã foi novamente processado em um Separador Magnético (Frantz ) usado para retirar minerais com propriedades magnéticas mais fracas. Feito isso, o material não magnético estava pronto para seguir para nova etapa de concentração de minerais pesados, envolvendo líquidos densos. 8

35 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. O primeiro líquido, bromofórmio com densidade de 2.8 g/cm 3 foi adicionado ao material. A fração mais densa concentrou-se no fundo da mistura e foi recuperada. Para essa fração, o mesmo procedimento foi realizado utilizando-se o segundo líquido, iodeto de metilena, cuja densidade é de 3.31 g/cm 3. Logo, o material mais denso que isso, concentrou no fundo e foi recuperado para ser analisado sob lupa binocular para verificar a presença de minerais pesados como o zircão. Por fim, a última etapa de purificação foi passar a amostra novamente no separador magnético Frantz (a 1.0 ampére), onde a fração não magnética foi finalmente separada. U-Pb via LA-ICP-MS Após as etapas de concentração, as amostras seguiram o fluxograma convencional para análises isotópicas. Primeiro, foi realizada a montagem de pastilhas em resina epóxi, contendo os grãos selecionados manualmente em lupa binocular, que foram devidamente polidas para favorecer a exposição dos cristais. Posteriormente, as pastilhas foram imageadas por catoluminescência (CL) e elétrons retro-espalhados (BSE) para caracterizar a morfologia e feições internas dos zircões selecionados. Depois, as pastilhas seguiram para análises U-Pb via ICP- LA- MS, realizadas no Laboratório de Geoquímica Isotópica da Universidade Federal de Ouro Preto. A datação das amostras foi realizada utilizando o equipamento Thermo-Finnigan Element II, acoplado a um sistema de laser CETAC LSX 213 em furos com diâmetro de 30µm. As correções e idades foram obtidas segundo a metodologia de Gerdes & Zeh (2006). Os materiais de referência utilizados foram o GJ- 1 (Jackson et al. 2004), BB (Santos et al. 2017) e Plešovice (Sláma et al. 2008). Os dados obtidos foram tratados usando o software Glitter e as idades foram calculadas usando o aplicativo Isoplot (Ludwig 2003). Lu-Hf via LA-ICP-MS Análises isotópicas de Lu-Hf foram realizadas para as amostras de rochas máficas, visando conhecer as características da fonte magmática que deu origem a esses corpos intrusivos. Os dados foram obtidos pelo MC-ICP-MS Thermo Finnigan Neptune, acoplado a um sistema de laser HelEx Photon Machine. As análises foram realizadas em furos de 40µm, determinadas em modo estático com 60s de ablação. Durante a coleta de dados, procurou-se analisar os mesmos furos para o quais foram obtidas idades U-Pb. As análises foram efetuadas segundo uma frequência de repetição de 6Hz. As concentrações dos isótopos de 172 Yb, 173 Yb e 175 Lu também foram medidas para as correções dos isótopos de 176 Lu e 176 Yb. Para assegurar a acurácia e reprodutibilidade das análises realizadas, foram utilizados os padrões GJ-1 (Jackson et al. 2004), BB (Santos et al. 2017) e (Griffin et al. 2006), cujas razões 176 Hf/ 177 Hf foram monitoradas durante a obtenção dos dados. 9

36 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica de Corpos Máficos... A constante de decaimento do 176 Lu de x /ano (Söderlund et al. 2004) foi utilizada nos cálculos das razões de 176 Hf/ 177 Hf. Para o cálculo da razão 176 Hf/ 177 Hf e εhf iniciais foram considerados os parâmetros do CRUR (chondritic uniform reservoir), recomendados por Bouvier et al. (2008); 176 Lu/ 176 Hf e 176 Hf/ 177 Hf de e , respectivamente, bem como as idades 206 Pb/ 238 U previamente obtidas nos mesmos domínios dos cristais analisados. 1.6 ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO A presente dissertação será estruturada na modalidade de integração de artigo científico conforme normas do Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais. A seguir está apresentado um breve resumo dos capítulos que compõem essa dissertação: Capítulo 1 Introdução: apresentação da proposta de trabalho, da localização dos corpos máficos investigados, bem como dos objetivos e metodologias utilizadas. Capítulo 2 Cenário Geológico: compilações dos aspectos geológicos da área de estudo, das ocorrências e dos trabalhos anteriores de caracterização dos corpos máficos no contexto geotectônico onde o projeto está inserido. Capítulo 3 Ambientes Tectônicos e Padrões Geoquímicos de Intrusivas Máficas: compilação das características gerais de rochas máficas intrusivas de determinados ambientes tectônicos e suas assinaturas químicas. Capítulo 4 Artigo Científico: apresentação dos resultados e considerações mais relevantes obtidas a partir das caraterizações petrológicas, geoquímicas e geocronológicas, desenvolvidas durante o trabalho. Capítulo 5 Apresenta resultados adicionais obtidos na realização do trabalho não contemplados no artigo científico. Capítulo 6 Discussões: apresenta pontos de discussão pertinentes aos resultados obtidos. Capítulo 7 Conclusão: apresenta as principais conclusões e implicações resultantes da realização do trabalho. 10

37 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 2 CENÁRIO GEOLÓGICO 2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO A área onde ocorrem os corpos intrusivos máficos objetos de investigação deste trabalho compreende porções da serra do Espinhaço Central, envolvendo rochas cristalinas do embasamento, bem como rochas metassedimentares da cobertura paleo/mesoproterozoica do Supergrupo Espinhaço. Do ponto de vista geotectônico, área de estudo está inserida no extremo noroeste da faixa de dobramentos Araçuaí, que constitui a feição tectônica correspondente à porção externa do orógeno Araçuaí-Congo Ocidental, edificado à margem sudeste do cráton do São Francisco durante o evento orogênico Brasiliano-Pan Africano (Almeida 1977; Heilbron 2004). O cráton São Francisco também é bordejado por outras faixas marginais neoproterozoicas (Faixa Brasília, Riacho do Pontal, Rio Preto e faixa Sergipana) (Almeida 1977). Enquanto a porção cratônica é interpretada como a unidade tectônica estável (Almeida 1977; Alkmim et al. 1993), preservada das deformações do Ciclo Brasiliano (neorproterozoico), as faixas compreendem os terrenos deformados durante esse evento, constituindo sistemas de falhas e dobras com vergência no sentindo do cráton. Juntos, o cráton e as faixas constituem o bloco São Francisco (Figura 2.1), definido por Danderfer et al. (2015) para representar esquematicamente o limite que abriga os terrenos deformados e indeformados que constituíam o embasamento e as coberturas antes das configurações modeladas no ciclo brasiliano. Com base em evidências apresentadas por diversos autores, admite-se que o bloco São Francisco e o cráton Congo-Zaire com suas faixas, situado na África Central, estiveram reunidos no passado constituindo um grande fragmento continental denominado paleocontinente São Francisco- Congo. Ambos os blocos exibem embasamento cristalino arqueano e paleoproterozoico, bacias e riftes com rochas supracrustais paleo e mesoproterozoicas, e coberturas sedimentares neoproterozoicas e fanerozoicas. Além disso, apresentam registros vulcânicos e plutônicos compatíveis, de naturezas diversas (Trompette 1994). De acordo com Danderfer et al. (2015), o embasamento desse paleocontinente foi estabilizado após a orogenia Riaciana e posteriormente, ocorreram vários episódios de formação de bacia intraplaca com magmatismo associado, podendo representar registros de diversas tentativas de ruptura do supercontinente proterozoico do qual faziam parte, como Columbia (Rogers & Santosh 2002; Zhao et al. 2002) e Rodínia (Hoffman 1991; Meert 2001; Li et al. 2008). As sucessivas tentativas de fragmentação durante a evolução geodinâmica desse fragmento crustal deixaram vários registros na forma de expressivos enxames de diques máficos e/ou rochas vulcânicas que ocorrem disseminadas em todo o domínio do bloco São Francisco, bem como no seu correspondente oriental na África.

38 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... A situação geotectônica na qual está inserida a área de ocorrência dos corpos máficos investigados nesse trabalho está ilustrada no mapa apresentado na Figura 2.1. Além disso, estão representadas outras importantes ocorrências de diques máficos localizadas no contexto do cráton São Francisco e faixa Araçuaí. Figura Contexto geotectônico da área de estudo e localização dos principais enxames de diques máficos no cráton São Francisco: (1) Salvador, (2) Ilhéus-Olivença, (3) Uauá, (4) Curaçá, (5) Aroeira, (6) Chapada Diamantina, (7) Espinhaço Meridional, (8) Sul do Cráton e (9) Espinhaço Setentrional (modificada de Danderfer et al e Oliveira & Knauer 1993 ). 12

39 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. 2.2 INTRUSIVAS MÁFICAS DO ESPINHAÇO CENTRAL Trabalhos anteriores A porção central que separa os domínios Setentrional e Meridional do Espinhaço é a mais carente de trabalhos e investigações de caráter geológico. A maior parte das informações disponíveis emana de trabalhos de mapeamento regional, em geral de pequena escala, que acabam por abranger essa porção. Dentre os trabalhos existentes, destacam-se os estudos realizados por Schobbenhaus (1972b) que compilou as características geológicas no segmento da Serra do Espinhaço compreendido entre Porteirinha e Monte Azul, no extremo norte de Minas Gerais. Posteriormente, Schobbenhaus (1972c) apresentou novas contribuições à geologia da área, ao desenvolver um estudo geoeconômico preliminar do depósito de ferro do Rio Peixe Bravo. O projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São Francisco Projeto LETOS (Costa et al. 1976), desenvolvido pela parceria entre companhias de pesquisa, abrangeu entre outras localidades, a porção central da cordilheira do Espinhaço, apresentando dados do mapeamento em escala 1: Esse trabalho consistiu em um dos primeiros levantamentos sistemáticos realizados nessa região. Outros projetos de mapeamento também foram realizados, posteriormente, contribuindo para os estudos litoestratigráficos da área. Dentre esses trabalhos, pode-se destacar aqueles dedicados à geologia da folha SD- 23 Brasília realizados por Bruni et al. (1976), Fernandes et al. (1982) e Souza et al. (2004). Informações mais refinadas acerca da geologia do Espinhaço Central foram obtidas em mapeamentos de maior detalhe, realizados em escala 1: , como o Projeto Porteirinha-Monte Azul (Drumond et al. 1980), o Projeto Rio Pardo de Minas e o trabalho de Knauer et al. (2007). Este último realizado em escala 1: na área limitada pela Folha Monte Azul (SD.23-Z-D-II). Apesar do pequeno volume de publicações específicas até o momento, novos estudos vêm contribuindo para o desenvolvimento do conhecimento geológico dessa região. Recentemente, Costa (2013) propôs uma nova abordagem para a estratigrafia e tectônica do Supergrupo Espinhaço na região de Monte Azul e Mato Verde, dentro dos limites do Espinhaço Central. Bersan (2015) também apresentou contribuições significativas para a geologia dessa região, sobretudo com relação às feições estruturais que compõem seu arcabouço. Tais estudos apresentam singular importância no desenvolvimento deste trabalho, já que os resultados obtidos por esses autores serviram de subsídios na concepção do presente trabalho. 13

40 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica Ocorrências No domínio do Espinhaço Central, a ocorrência das rochas máficas intrusivas foi registrada logo nos primeiros trabalhos desenvolvidos na área recebendo denominações diversas como anfibolitos diabasóides, intrusivas básicas de Pflug (1965) e até doleritos. No projeto Letos (Costa et al. 1976), essas rochas foram descritas como diques, stocks, lopólitos, lacólitos e soleiras alojadas em rochas do Supergrupo Espinhaço inferior. De acordo com Drumond et al. (1980), na área do Projeto Porteirinha-Monte Azul essas rochas afloram amplamente na região da folha Monte Azul, em raros afloramentos a nordeste da Folha Mato Verde e em outros pontos localizados a sudeste dessa folha e a nordeste da Folha Serra Branca. Knauer et al. (2007) ressalta que embora as ocorrências sejam relativamente comuns, afloramentos contínuos são raros e que na maioria das vezes, essas rochas aparecem como blocos e matacões rolados. Ainda de acordo com Knauer et al. (2007), as rochas máficas foram metamorfizadas na fácies xisto verde, constituindo corpos de metagabros e metadiabásios. Segundo Drumond et al. (1980), as melhores exposições dessas rochas podem ser encontradas nas localidades de Passagem Larga (Folha Mato Verde), Chapéus, Rio Esfriado e Paio. Ainda, que quando intrusivas na forma de stocks ou plugs, essas rochas exibem um relevo caracterizado por colinas arredondadas que se destacam nas superfícies aplainadas, desenvolvendo solos avermelhados e pouco espessos. Outras ocorrências de rochas ígneas foram mapeadas em trabalhos mais recentes realizados nesse domínio. Costa (2013) identificou a presença de uma soleira máfica nos domínios da Serra Geral intrudindo quartzitos Grupo Sítio Novo. Bersan (2015) também registrou ocorrências de rochas máficas, na forma de sills e diques, intrudindo as rochas siliciclásticas dessa unidade, bem como cortando o embasamento nas mediações de Monte Azul, especificamente restritas à região da Serra do Ginete. Outras intrusões concordantes foram mapeadas em rochas do Grupo Terra Vermelha, aflorando na porção nordeste da Folha Monte Azul (SD.23-Z-D-II). Essas três ocorrências foram definidas como objetos dos estudos propostos nesse trabalho Aspectos petrográficos De acordo com as descrições de Knauer et al. 2007, as rochas máficas no Espinhaço Central variam de metadiabásios/metagabros a anfibolitos que afloram ao longo da Serra Geral. Esses autores destacam que essas rochas caracterizam-se por apresentarem coloração variando de cinza escura a esverdeada, com granulometria fina a média, por vezes grossa ou localmente afanítica. Podem ser reconhecidos corpos foliados e pouco ou não foliados, com predomínio desses últimos (Knauer et al. 2007). Segundo Drumond et al. (1980), macroscopicamente, os minerais discerníveis são grandes cristais máficos que exibem clivagem proeminente e também alguns cristais de feldspato, com manchas claras originadas por algum tipo de alteração. 14

41 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Ainda de acordo com Knauer et al. (2007), a composição mineralógica predominante é anfibólio (hornblenda, 75 95%), plagioclásio (3-18%) e quartzo (raro a 10%). Ocorrem também, granada (1-5%), moscovita (raro a 2%) e carbonato (raro a 1%), e como acessório aparecem titanita, biotita, opacos e epidoto. A textura observada em lâminas delgadas é nematoblástica, equigranular fina a grossa. No entanto, Knauer et al. (2007) identificaram a ocorrência de um grande corpo de metagabro, a oeste de Monte Azul, exibindo textura porfirítica caracterizada pela associação entre plagioclásio e piroxênios (ou remanescentes destes minerais) dispersos numa matriz fina de plagioclásios e secundariamente, anfibólio, clinopiroxênio, moscovita, epidoto e opacos. Esses autores ainda destacam a constante predominância de anfibólio, produto da uralitização dos piroxênios e a presença de outros minerais metamórficos originados em grau baixo Litogeoquímica Estudos geoquímicos mais aprofundados sobre a natureza da fonte e características do magmatismo original ainda não havia sido desenvolvidos. O que se dispunha até a realização do presente trabalho para as rochas máficas desse domínio, eram analises normativas baseadas em 13 analises químicas realizadas em amostras coletadas na área da Folha Monte Azul. Dessas amostras, 5 são provenientes do trabalho de Drumond et al. (1980) e as 8 restantes foram coletadas e analisadas no trabalho de Knauer et al. (2007). As amostras analisadas por Drumond et al. (1980) incluem metadiabásios a metagabros de textura fina a média, com fenocristais de plagioclásio e uralitização intensa dos piroxênios. A classificação normativa mostra a presença de nefelina-gabros, gabros com nefelina e nefelinamonzogabro. Para as amostras coletadas por Knauer et al. (2007), a classificação normativa indica a presença de gabros típicos, via de regra, afetados por processos metamórficos de baixo grau, além de monzogabros, compostos por piroxênio, anfibólio, fenocristais de feldspato e pouco quartzo. Ainda, considerando os minerais normativos, duas amostras apresentaram composições que não correspondem a gabros ou rochas afins, sendo classificadas como granodioritos. Knaeur (1990) apresentou algumas considerações sobre as características das rochas máficas intrusivas no Supergrupo Espinhaço, baseadas em análises de rochas da Suíte Pedro Lessa no Espinhaço Meridional. A interpretação geoquímica e aplicação de diagramas de classificação evidenciaram um trend toleítico para essas amostras. Além disso, Hoppe et al. (1983) apresentaram composições de elementos de terras raras para alguns corpos da Suíte Metaígnea Pedro Lessa, mostrando um padrão similar ao de rochas básicas de ambientes intraplaca. 15

42 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Knauer et al. (2007) sugeriram que tais características poderiam ser estendidas para os corpos mapeados no domínio central Idades A ausência de informações geocronológicas para as rochas máficas do Espinhaço Central ainda representava uma lacuna no entendimento geológico da área. A suíte metaígnea Pedro Lessa no Espinhaço Meridional foi definida por Knauer (1990) para englobar rochas intrusivas básicas, de idade toniana, usualmente na forma de diques ou soleiras. Devido à proximidade geográfica e à similaridade petrográfica com os tipos encontrados na porção central do Espinhaço, Knauer et al. (2007) propôs que os corpos máficos do Espinhaço Central também pertenciam a esta suíte, com idades e características semelhantes. No entanto, não havia dados geocronológicos disponíveis que efetivamente comprovassem essa correlação. Tal fato é investigado no presente trabalho, a partir de estudos geocronológicos precisos que permitem uma interpretação mais consistente. 2.3 OUTRAS INTRUSIVAS MÁFICAS Espinhaço Setentrional A ocorrência de rochas intrusivas máficas também é reportada nos domínios do Espinhaço Setentrional. De acordo com Costa & Silva (1980), o Grupo Oliveira dos Brejinhos, de idade mesoproterozoica, é tipicamente cortado por diques e sills básicos, com direção aproximadamente N- S, que se estendem em dezenas de quilômetros ao longo dessa unidade. Por outro lado, no Grupo Santo Onofre, representado por unidades mais jovens, de idade neoproterozoica, a presença dessas rochas máficas intrusivas não foi observada. Tal fato também foi notado em trabalhos anteriores realizados por Costa et al. (1976) e Inda & Barbosa (1978), levando esses autores a separarem o Supergrupo Espinhaço em duas unidades distintas: uma inferior, cortada por intrusivas máficas e uma superior, isenta dessas rochas. Em trabalhos posteriores, outras ocorrências de rochas máficas intrusivas também foram registradas com descrições detalhadas das unidades litoestratigráficas cortadas por elas. Segundo Danderfer (2000), nos domínios da serra do Espinhaço Setentrional, bem como na região da Chapada Diamantina, registram-se grandes quantidades de intrusivas básicas (diabásio e gabro) que atravessam exclusivamente as unidades inferiores e intermediárias do Supergrupo Espinhaço. Essas rochas encontram-se encaixadas nos sintemas Pajeú, Bom Retiro e São Marcos, definidos por Danderfer et al. (2009). 16

43 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. O modo de ocorrência mais comum das rochas máficas nesse domínio é na forma de sills descontínuos, sem deformações significativas. As espessuras dessas intrusões não são bem definidas, uma vez que seus contatos com as encaixantes raramente são vistos (Teixeira 2008). Nos afloramentos estão descritos como blocos arredondados, localizados predominantemente nas encostas e também ao longo de algumas drenagens. No entanto, também podem ocorrer como diques cortando as unidades litoestratigráficas já mencionadas. Embora essas ocorrências sejam relatadas em diversos trabalhos e relatórios de mapeamento, as características gerais e aspectos petrográficos dessas intrusões máficas, geralmente estão suscintamente descritas, sem riqueza de detalhes. Possivelmente, devido à diversidade de unidades litoestratigráficas identificadas em trabalhos de mapeamento de grandes áreas, com baixa representatividade das intrusivas máficas em relação às demais. De acordo com Costa & Silva (1980), as intrusivas máficas são representadas predominantemente por gabros e diabásios, com texturas ígneas preservadas ou não, localmente exibindo uma xistosidade, restrita a larguras métricas. As descrições petrográficas revelam que essas rochas gabróicas apresentam estruturas de acamamento magmático incipiente, com granulação média a grossa e são compostas, essencialmente, por clinopiroxênio, ortopiroxênio e plagioclásio (labradorita) (Teixeira 2008). Segundo as descrições de Teixeira (2008), o piroxênio ocorre como grandes cristais, com ripas de feldspato preenchendo os espaços entre os minerais máficos. Por vezes, esses últimos também aparecem como inclusões em cristais de piroxênio. A olivina também pode estar presente. Para os minerais máficos, existe uma predominância dos clinopiroxênios em relação aos ortopiroxênios. Texturalmente, além de estruturas ígneas cumuláticas, também são observadas texturas ofíticas a subofíticas e intergranular. Ainda de acordo com este autor, as rochas máficas, frequentemente, encontram-se hidrotermalizadas, podendo ocorrer zonas estreitas de metamorfismo termal materializadas como hornfels, com presença de actinolita-tremolita substituindo os piroxênios, além de plagioclásios saussuritizados, micas e outros minerais secundários. Além disso, essas rochas exibem transformações metamórficas e deformacionais em intensidades variáveis, e em função disso, apresentam conteúdo mineralógico e químico distintos. Nas regiões poupadas da deformação ou pouco deformadas, a textura primária das rochas encontra-se preservada, em locais em que se encontram significativamente deformadas, exibem uma xistosidade fina (Costa & Silva 1980). Em relação às características geoquímicas das rochas máficas desse domínio, alguns dados estão apresentados no Projeto Barra - Oliveira dos Brejinhos, desenvolvido por Teixeira (2008). Esse trabalho teve como alvo soleiras e diques máficos intrusivos nas unidades metassedimentares 17

44 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... aflorantes na Chapada Diamantina e Espinhaço Setentrional. O objetivo principal era conduzir uma caracterização geoquímica dessas rochas, visando identificar diferenças e semelhanças entre as intrusivas máficas do norte do Espinhaço e aquelas da Chapada Diamantina. Os resultados obtidos por Teixeira (2008) revelaram padrões geoquímicos distintos, levando este autor a individualizá-las em dois conjuntos diferentes. A caracterização foi baseada principalmente nas razões entre elementos incompatíveis. Com base nesses critérios, este autor evidencia a presença de pelo menos dois líquidos distintos, sendo que aquele que deu origem aos corpos do Espinhaço seria menos diferenciado, rico em Mg e com características cumuláticas. Apesar das características que as diferenciam, as amostras de ambos os domínios apresentam composições químicas, que no diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971) e no diagrama de Jensen (1976), estão posicionadas no campo toleítico. No diagrama ternário TiO 2 Nb/3 Th (Holm 1985), quase todas as amostras de rochas máficas foram classificadas como magmatismo do tipo margem, característico de fases iniciais de rifte (Teixeira 2008). No que se refere aos estudos geocronológicos, vale ressaltar que a datação de rochas máficas é, de certa forma, dificultado em função da menor ocorrência de minerais apropriados para obtenção de idades radiométricas nesse tipo de rocha. Por conseguinte, as datações obtidas para as rochas máficas ao longo da serra do Espinhaço Setentrional até o momento, ainda são reduzidas e carecem de novas contribuições para interpretações mais consistentes. As primeiras idades radiométricas apresentadas para as rochas máficas do Espinhaço Setentrional foram obtidas por Távora et al. (1967), pelo método potássio-argônio (K-Ar), em metabasitos intrusivos em unidades quartizíticas no extremo leste da serra do Espinhaço, indicando que a cristalização desses magmas ocorreu em torno de ± 100Ma. No entanto, neste mesmo projeto, outros corpos apresentando características químicas e petrológicas muito semelhantes foram datados, fornecendo idades mais jovens, entre 580 e 680 Ma. Cabe aqui ressaltar que idades de cristalização obtidas pelo método potássio-argônio devem ser consideradas com cuidado, dada as restrições desse método e sua sensibilidade a processos de alteração hidrotermal e metamorfismo. Posteriormente, o trabalho de Teixeira (2008) apresentou idades calimianas para alguns corpos máficos que cortam as rochas do grupo Oliveira dos Brejinhos. A idade foi obtida pelo método U-Pb (via laser ablation em grãos de zircão), indicando cristalização em 1496 ± 3.2 Ma. Dados geocronológicos para as máficas intrusivas do Espinhaço Setentrional também foram obtidos por Danderfer et al. (2009) pelo método U-Pb em cristais de zircões, via SHRIMP. As idades foram obtidas a partir de amostras de diques máficos que cortam as rochas do Grupo São Marcos e 18

45 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. indicaram cristalização em torno de 850 Ma. Nesse trabalho, os autores sugeriram que o registro desse magmatismo poderia estar associado a fragmentação do supercontinente Rodínia Espinhaço Meridional Dentre os segmentotos da Serra do Espinhaço, a porção meridional é a que apresenta o maior volume de trabalhos de caráter geológico. Desde o início do século XVIII com a descoberta de depósitos diamantíferos nas mediações da atual cidade de Diamantina, vários estudos geológicos foram concentrados nessa região. Com o passar dos anos, novos trabalhos foram realizados (Renger 1979; Dossin et al. 1984; Knauer 1990; Renger & Knauer 1995; Knauer 1999; etc), contribuindo de maneira significativa para compor o robusto acervo geológico disponível até o momento. Apesar do grande número de trabalhos publicados acerca da geologia regional da área, as referências mencionadas nesse tópico serão as mais relevantes para o estudo das rochas intrusivas máficas. No prolongamento meridional do Espinhaço, as rochas máficas aflorantes são principalmente de dois tipos: os xistos verdes que variam de clorita xistos até anfibólio-epidoto clorita xistos, aflorando como corpos concordantes e às vezes como diques de direção E-W; e os metagabros, de granulação média que afloram como diques, sills e stocks, com orientação preferencial N-S (Uhlein 1991). Uhlein & Quemeneur (2000) defendem que os xistos verdes são produto de rochas vulcânicas equivalentes aos metagabros da Suíte Pedro Lessa representando, portanto, os primeiros pulsos do magmatismo original. Neste trabalho, maior ênfase será dada às características dos metagabros que constituem as rochas máficas de natureza plutônica da área. Segundo Uhlein & Quemeneur (2000), na porção centro-oriental do Supergrupo Espinhaço, mais precisamente nos arredores do povoado de Pedro Lessa, entre Datas e Serro, ocorrem expressivas quantidades de corpos máficos que afloram como sills intrudindo os quartzitos da Formação Sopa- Brumadinho. Essas rochas variam de diabásios a gabros, de cor verde escura, granulação fina a grossa e textura, predominantemente, equigranular, por vezes, porfirítica. Alguns corpos apresentam caráter maciço com feições ígneas preservadas e esfoliação esferoidal, enquanto outros exibem xistosidade protomilonítica bem desenvolvida. Uhlein & Quemeneur (2000) também investigaram os efeitos da deformação brasilisiana nas rochas máficas do Espinhaço Meridional, constatando que os corpos foliados apresentavam foliações muito similares a das rochas encaixantes, indicando, portanto, que seriam pré-tectônicos em relação ao evento orogenético brasiliano. Recentemente, os corpos máficos da porção meridional do Espinhaço foram objetos de descrições petrográficas, geoquímicas e novas análises geocronológicas desenvolvidas pelo projeto Fundep/Petrobrás, cujos resultados estão compilados no relatório final de Dussin & Chemale (2012). Neste projeto foram mapeados sete pontos onde se verifica a ocorrência de metagabros pertencentes à 19

46 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... denominada Suíte Pedro Lessa. Conforme já mencionado, os metagabros podem ser individualizados em dois tipos, aqueles menos deformados de aspecto maciço, e os mais deformados exibindo foliação. De acordo com Queiroga et al. (2012), petrograficamente, os metagabros menos deformados são compostos por anfibólio (60%), plagioclásio (25%), quartzo (5%), clorita (5%) e titanita (3%). A presença de anfibólio (actinolita) e plagiclásios saussuritizados indicam que essas rochas experimentaram metamorfismo de baixo grau. No entanto, a recristalização metamórfica não foi completa, já que o plagioclásio ainda preserva o hábito tabular euédrico com maclas polissintéticas originais. Já os metagabros mais afetados pela deformação caracterizam-se por apresentar textura, predominantemente fina, com microestrutura porfiroclástica e matriz nematoblástica. Em geral, são compostos por anfibólio (55%), plagioclásio (30%), quartzo (5%) e minerais opacos (5%). Clorita aparece como mineral secundário e zircão é o principal acessório. O plagioclásio ocorre como porfiroclastos com características magmáticas ou como pequenos cristais na matriz fina. Já os anfibólios são secundários e definem a foliação da rocha. Alguns trabalhos também se dedicaram às características químicas das rochas máficas desse domínio (Hoppe et al. 1983; Silva et al. 1992). Biondi (1979) interpretou essas rochas como toleítos continentais e basaltos alcalinos. Mais tarde, Uhlein (1991), através da análise de elementos maiores e traços, interpretou que os metagabros representavam toleítos continentais associados ao processo de rifteamento que antecedeu a deposição dos sedimentos do Grupo Macaúbas. Silva et al. (1995) também estudaram as características litoquímicas dessas rochas, porém, os dados mais recentes acerca desse tema foram apresentados por Queiroga et al. (2012). Segundo estes autores, as análises de amostras de rocha da Suíte Pedro Lessa também indicam um protólito ígneo de assinatura toleítica, assim como já observado por outros autores. Os diagramas discriminatórios de ambientes tectônicos indicaram, para a maioria das amostras, origem em ambiente intraplaca continental. Além disso, os valores da razão Ti/Zr dessas rochas máficas sugerem um fonte mantélica semelhante àquelas que dão origem aos basaltos continentais. Com relação aos dados geocronológicos, as primeiras idades apresentadas para as intrusivas máficas da Suíte Pedro Lessa foram obtidas por Machado et al. (1989), a partir de datações U-Pb em baddeleíta, fornecendo uma idade de cristalização de 906± 2 Ma, conforme já mencionado. Estudos geocronológicos pelo método U-Pb em zircão (LA-MCICPMS) realizados durante o Projeto Espinhaço (Fundep/Petrobrás) em rochas gabróicas da região de Pedro Lessa também apontaram uma idade de cristalização toniana, apresentando idades de 933± 20 Ma (Queiroga et al. 2012). Corpos máficos mais jovens com idade aproximada de 170 a 220 Ma, datados pela metodologia K-Ar (Dossin et al. 1995), também foram reconhecidos na Serra do Espinhaço Meridional. Segundo Dossin et al. (1995) e Silva et al. (1995), esses diques estão associados a 20

47 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. fragmentação do Supercontinente Gondwana durante o Mesozoico. Essas rochas não apresentam evidências de deformação e metamorfismo, e não pertencem à Suíte Pedro Lessa Chapada Diamantina Rochas intrusivas máficas também foram reconhecidas na região da Chapada Diamantina desde os trabalhos pioneiros da SUDENE na década de Posteriormente a estes estudos, somaram-se outros trabalhos de cunho geoquímico e geocronológico que acrescentaram importantes informações acerca da natureza e colocação desses corpos máficos. De acordo com Teixeira (2008), um magmatismo máfico de idade calimiana está disseminado ao longo de toda a Chapada Diamantina, materializando-se como corpos intrusivos principalmente nas formações dos grupos Rio dos Remédios e Paraguaçu. A forma de ocorrência mais frequente é representada por sills descontínuos, de composição gabróica, sem deformações visíveis e com espessuras indefinidas, uma vez que seus contatos com as rochas encaixantes não são claros. Ocorrências significativas de rochas máficas também foram registradas e caracterizadas por Babinski et al. (1999) no extremo oeste da Chapada, na zona da antiforme de Brotas de Macaúbas (12 00 S, W). Tais ocorrências estão materializas na forma de soleiras encaixadas nos arenitos da Formação Mangabeiras que constituem a porção média do Grupo Paraguaçu. Petrograficamente, os afloramentos típicos constituem-se de gabros com textura intergranular, compostos por cristais euédricos a subédricos de plagioclásios com piroxênio (titano-augita) intersticial. Texeira (2008) ressalta que diferente do que ocorre nas máficas do Espinhaço Setentrional, as rochas da Chapada Diamantina não evidenciam acamamento magmático e não apresentam olivinas, nelas predominando plagioclásio e augita. Porém, assim como na região do Espinhaço, essas rochas frequentemente aparecem hidrotermalizadas com presença de actinolita, plagioclásios saussuritizados e outros minerais secundários. Estudos geoquímicos (Teixeira 2000, 2005 e 2008) realizados em rochas intrusivas da Chapada Diamantina revelaram que a grande maioria dos corpos máficos mapeados em toda a extensão da Chapada guardam uma assinatura típica de rochas toleíticas continentais. As razões Ti/Zr elevadas, em torno de 130, além de outras características químicas, refletem uma maior diferenciação e provável contaminação crustal (Teixeira 2008). Baseado nas características gerais dessas rochas, este autor ainda sugere que elas teriam sido formadas num ambiente de rifte, originado em resposta a atuação de uma pluma mantélica. Com relação aos dados geocronológicos disponíveis para as intrusivas máficas da Chapada Diamantina, as primeiras datações foram obtidas por Jardim de Sá (1976a) que datou amostras de gabro fresco, próximo a localidade de Lagoa de Dentro, obtendo idade de ± 55 Ma. Posteriormente, o trabalho de Babinski et al. (1999) apresentou pela primeira vez, idades calimianas 21

48 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... de 1514 ± 22Ma para essas rochas. Idades semelhantes foram obtidas, mais tarde, para outros corpos máficos em diferentes domínios da área. Guimarães et al. (2005b) apresentaram a idade de 1496 ± 3.2 Ma para um sill básico mapeado na localidade de Lagoa do Dionísio. Battilani et al. (2005) também registraram idades calimianas em diques e sills que intrudem a formação Tombador, sugerindo que a grande maioria dos corpos máficos da Chapada Diamantina pertençam a um mesmo evento magmático ocorrido em torno de 1500 Ma. Recentemente, Silveira et al. (2013) também apresentaram idades de ±9.1Ma para diques máficos que ocorrem na porção central da Chapada Diamantina, intrudindo rochas mesoproteroicas do Grupo Paraguaçu e o embasamento arqueano, o que corrobora a proposta de Battilani et al. (2005) Embasamento do Cráton São Francisco Os terrenos arqueanos e paleoproterozoicos que constituem o embasamento do cráton São Francisco também abrigam significativas ocorrências de rochas intrusivas máficas. Esses corpos estão agrupados em complexos acamadados ou em enxames de diques máficos que ocorrem encaixados em rochas, principalmente, proterozoicas. Oliveira & Knauer (1993) apresentaram uma revisão das principais ocorrências de rochas máficas, com ênfase nos complexos máfico-ultramáficos e nos enxames de diques máficos que ocorrem no interior do cráton. Posteriormente, outros estudos (Chaves & Correia-Neves 2005a, 2005b; Chaves 2014; Girardia et al. 2014) também apresentaram novos dados, promovendo avanços no entendimento do significado tectônico desses corpos ígneos no contexto da evolução do cráton São Francisco. A seguir, uma breve compilação acerca dos principais enxames de diques máficos do cráton São Francisco está apresentada. Diques máficos do embasamento setentrional do cráton São Francisco A grande maioria dos diques máficos intrusivos do cráton São Francisco apresenta idades précambrianas, desde o Paleoproterozoico até o Neoproterozoico. Segundo Oliveira & Knauer (1993), dentre os representantes do Paleoproterozoico, estão os enxames de Uauá, Aroeira e Salvador (parte). Os mesoproterozoicos são representados pelos diques do vale do Rio Curaçá e alguns corpos de Pará de Minas e do Espinhaço. Por fim, os diques neoproterozoicos são representados pelos enxames de Salvador, Ilhéus-Olivença e outros localizados nas adjacências da Serra do Espinhaço. Ainda de acordo com esses autores, as melhores exposições ocorrem na porção baiana do cráton, onde as relações de contato são mais nítidas e as rochas estão menos intemperizadas. Na porção norte, o exame de Uauá é o mais expressivo, os diques ocorrem intrudindo rochas do embasamento no complexo metamórfico de Uauá. Segundo Oliveira & Knauer (1993), esses corpos apresentam composição gabróica a gabronorítica, granulação média, apresentando ou não 22

49 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. alterações metamórficas. Desde os primeiros estudos radiométricos (Leal & Teixeira 1992) realizados a partir de análises Rb-Sr, dois conjuntos de idades já haviam sido reconhecidos; um mais antigo, metamorfizado, de composição norítica, apresentando idades em torno de 2.38 Ga, e outro mais recente cujos dados Rb-Sr revelaram uma idade de 1.98 Ga. No entanto, tendo em vista as limitações dessa metodologia, os próprios autores reconheceram que os diques mais jovens também poderiam ter se colocado mais tardiamente. Tal fato foi confirmado recentemente por Oliveira et al. (2013) que apresentaram idades mais precisas para os diques máficos de Uauá, baseados em análises U-Pb em badeleíta e zircão. As idades obtidas foram de ±3.2 Ma e ±7.0 Ma para os diques mais antigos e mais jovens, respectivamente. Esses autores ainda sugerem que esses diques possam estar relacionados à fragmentação do supercráton arqueano existente na época. Os diques mesoproterozoicos do vale do Curaçá, que ocorrem intrudindo ortognaisses transamazônicos, também foram alvos de vários estudos geológicos. Recentemente, porém, foram publicadas as primeiras idades precisas para essas rochas, a partir de datações em badeleítas pelo método U-Pb. As idades apresentadas por Silveira et al. (2013) indicaram cristalização em ±6.9 Ma. Idades similares de ±9.1Ma também foram apresentadas nesse trabalho para rochas máficas localizadas na região da Chapada Diamantina, o que segundo estes mesmos autores, corrobora a hipótese de que esses corpos máficos registram eventos de distensão que marcariam a fragmentação do supercontinente proterozoico, denominado Columbia. De um modo geral, as características geoquímicas desses corpos máficos apresentam similaridades com basaltos toleíticos cujas composições são controladas pela presença de piroxênios cálcicos, olivina e plagioclásio. Já no Neoproterozoico, o enxame de Ilhéus-Olivença representa uma das melhores exposições de diques máficos do cráton São Francisco. Segundo Oliveira & Knauer (1993), os diques intrudem granulitos paleoproterozoicos e ocorrem principalmente na costa entre Ilhéus e Olivença. Renne et al. (1990) apresentaram as primeiras idades Ar-Ar para esses diques indicando idades entre 1.01 e 1.07 Ga. Outros corpos neoproterozoicos também foram mapeados no enxame de Salvador e as idades apresentadas por D Agrella Filho et al. (1990) para os corpos não foliados indicaram cristalização em aproximadamente 1.0Ga. Recentemente, os diques dos enxames de Savador e Ilhéus-Olivença foram alvo de estudos geocronológicos mais precisos, a partir de análises U-Pb em badeleíta, fornecendo idades de ± 3.8 e ± 4.3 Ma (Salvador), ± 4.6 Ma (Ilhéus) e ± 6.7 Ma (Olivença), de acordo com Evans et al. (2015). No geral, os diques guardam afinidades toleíticas, ocorrendo com direções aproximadamente E-W em Ilhéus-Olivença e NNW em Salvador, de modo que a convergência dessas direções apontam para o centro de uma possível pluma mantélica (Evans et al. 2015). 23

50 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Diques máficos do embasamento meridional do cráton São Francisco Vários corpos máficos também foram reconhecidos na porção mineira do cráton São Francisco. No entanto, devido à complexa evolução tectônica experimentada por essa região, a maioria deles passou por um ou mais estágios de deformação, implicando em alterações texturais e mineralógicas que obliteraram suas características originais (Oliveira & Knauer 1993). Com base na distribuição das ocorrências dessas rochas na porção sul do cráton, alguns autores (Oliveira & Knauer 1993; Chaves 2013) agruparam os corpos máficos por regiões: 1) diques da região de Lavras; 2) de Paraopeba; 3) do Quadrilátero Ferrífero (Pará de Minas) e adjacências. Dentre esses, as idades mais antigas (2658 ± 44 Ma) foram obtidas por Pinese (1997) para diques máficos do enxame de Lavras, localizado no extremo sul do Cráton São Francisco. Os corpos apresentam composição gabro-norítica e atravessam gnaisses e migmatitos arqueanos do Complexo Campo Belo. Do ponto de vista geoquímico, são classificados como basaltos e andesi-basaltos toleíticos. Este autor ainda propõe que esses corpos foram originados em condições de regime extensional, estabelecidas após o evento Rio das Velhas. As rochas máficas que ocorrem na região de Paraopeba foram estudadas por Chaves & Correia-Neves (2005b) e correspondem a ortoanfibolitos e metadiabásios que cortam as rochas metamórficas do Complexo Belo Horizonte, Bonfim e Campo Belo, além de litotipos do Supergrupo Rio das Velhas. Anteriormente, idades radiométricas haviam sido obtidas para essas rochas por Chaves (2001), indicando que esses corpos foram cristalizados em torno de 2189 ±45 Ma (isócrona Rb-Sr). Esses autores afirmam, que até o momento, esse é o único enxame de diques máficos do cráton meridional originado em regime compressional, associado à orogenia Transamazônica (Cinturão Mineiro Riaciano) por volta de 2.1 Ga. O trabalho de Silva et al. (1995) apresenta uma compilação das principais ocorrências de intrusivas máficas na região do Quadrilátero Ferrífero e adjacências. Segundo esses autores, com base em características petrográficas, geoquímicas e geocronológicas, três eventos de magmatismo básico podem ser distinguidos nessas regiões. Os corpos mais antigos apresentaram idades entre Ga (Silva et al. 1995). O denominado enxame de Pará de Minas constitui a ocorrência mais expressiva, em número e dimensões de corpos máficos que registram esse evento. Os diques ocorrem com direções NW, e se estendem de Pará de Minas, no estado de Minas Gerais, até a porção sudeste do estado de Goiás, conforme verificado em lineamentos magnetométricos (Chaves 2013). Silva et al. (1995) apresentaram idade U- Pb obtida em grãos de badeleíta para um dos diques que constituem esse enxame (Gabro Ibirité), sugerindo cristalização em 1714± 5 Ma. Posteriormente, outros diques também foram estudados por Chaves (2001) e Chaves & Correia-Neves (2005a) que apresentaram uma estimativa de cristalização 24

51 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. em torno de 1740±54 Ma, com base em isócronas Rb-Sr. Os dados geocronológicos mais recentes obtidos para esse enxame estão apresentados no trabalho de Cederberg et al que define pelo menos duas gerações diques estaterianos neste enxame: 1795Ma (1798 ± 4, 1791 ± 7 e 1793 ± 18Ma) e 1710Ma (1702 ± 13 e 1717 ± 11Ma), com base em dados U-Pb. O segundo evento é representado por diques de metagabros com direções NE e idades tonianas que, no interior do cráton, ocorrem na região do município de Formiga. Dados isotópicos obtidos para esses corpos sugerem idade isocrônica Sm-Nd de 984 ± 110Ma (Chaves 2001; Chaves & Correia- Neves 2005a). Esses diques são correlacionados com aqueles que ocorrem no Espinhaço Meridional, nas proximidades de Pedro Lessa, já discutidos anteriormente. Idades tonianas (~1.0 Ga) também foram obtidas em diques máficos do Quadrilátero Ferrífero por Machado & Carneiro (1992) através do método K-Ar. Por último, o evento mais jovem é registrado em diques máficos representados principalmente por diabásios indeformados, com idade aproximada de 120 Ma, que se relacionam à fragmentação do supercontinente Gondwana (Silva et al. 1995), mas que não são considerados relevantes para as discussões propostas nesse trabalho Cráton do Congo É bem aceito que o cráton do Congo e o cráton São Francisco estiveram reunidos no passado desde aproximadamente 2.0 Ga até cerca de 130Ma, quando a abertura do Atlântico Sul culminou com a separação dessas duas massas continentais (D Agrella Filho et al. 1996; Feybesse et al. 1998). Logo, o estudo das intrusivas máficas que ocorrem nas rochas do embasamento e cobertura da porção africana pode ser muito relevante para uma interpretação global da evolução do grande bloco continental a que pertenciam no passado, podendo revelar informações importantes acerca das condições de ruptura, bem como os picos de idades em que as tentativas de fragmentação foram mais intensas. Diversos trabalhos (Correa-Gomes & Oliveira 2000; Chaves et al. 2014; Ernst et al. 2013b; Tack et al. 2001; Tack et al. 2010) reportam a ocorrência de intrusivas máficas no cráton do Congo, bem como seus aspectos geoquímicos, geocronológicos e petrológicos, além de apresentarem interpretações para o significado desses registros na evolução geológica do contexto em que estão inseridas. A porção angolana do cráton do Congo registra expressivas ocorrências de rochas máficas materializadas como sills e outras intrusões colocadas durante o evento denominado Humpata. De acordo com Pereira et al. (2011), essas rochas constituem olivina-doleritos que intrudem as sequências vulcânicas e siliciclásticas do Grupo Chela. O trabalho de Ernst et al. (2013b) apresenta as primeiras idades calimianas (1502 ± 5 Ma) para essas intrusões, a partir de datações U-Pb (via TIMS) em 25

52 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... badeleíta de um sill dolerítico. As idades similares, em torno de 1500 Ma, registradas no cráton São Francisco, como o enxame de diques de Curaçá e as intrusões da Chapada Diamantina (Silveira et al. 2013), levam esses autores a correlacionarem essas rochas, sugerindo que foram originadas durante o mesmo evento magmático intraplaca, ocorrido como tentativa de fragmentação da massa continental mesoproterozoica a que pertenciam. Ainda no trabalho de Ernst et al. (2013b), a idade de 1110 ± 2.5 Ma foi obtida para uma amostra do enxame de diques constituídos por gabro- noritos, que ocorre na porção sudoeste do cráton do Congo com trend aproximadamente NNW-NNE. No entanto, a ausência de correlações mais evidentes no cráton São Francisco indica que essas idades não remetem a um pico magmático expressivo durante o Mesoproterozoico. Outro importante evento magmático registrado no cráton do Congo é representado pelo complexo máfico-ultramáfico de Kunene. De acordo com Mayer et al. (2004), o complexo de Kunene ocorre na porção sudoeste da Angola, abrangendo uma área de aproximadamente km 2 e constituindo uma das maiores ocorrências de anortositos no mundo. Ainda, de acordo com esses autores, os anortositos associados a corpos gabroicos menores, intrudem rochas graníticas do embasamento do cráton do Congo e teriam se cristalizado durante o Mesoproterozoico. Nesse trabalho, os autores apresentam idades de 1470 ± 25 Ma e 1319 ± 28 Ma, obtidas pela isócrona Sm- Nd e pelo método U-Pb, respectivamente. Desse modo, apesar de certa discrepância das idades obtidas pelos diferentes métodos, a ocorrência das rochas máficas do Complexo Kunene refletem um contexto extensional e uma significativa anomalia térmica ocorrida durante esse intervalo na porção marginal do cráton do Congo, corroborando a hipótese das tentativas de ruptura no Mesoproterozoico. Além das expressivas ocorrências de rochas básicas durante o Mesoproterozoico, o cráton do Congo também abriga importantes registros de corpos máficos neoproterozoicos. Essas ocorrências estão principalmente associadas ao preenchimento sedimentar de bacias do tipo rifte continental, formadas durante a tafrogênese toniana ocorrida no interior do paleocontinente São Francisco-Congo entre Ma (Chaves et al. 2014). Exemplos dessas bacias na contraparte africana são as bacias de Comba e Sembé-Ouesso. Segundo Vicat & Pouclet (1995), em ambas as bacias são relatados registros de intrusões doleríticas colocadas durante a fase de rifteamento. As rochas encaixantes foram estudadas em trabalhos anteriores (Dianzenza-Ndefi 1983; Cahen 1982 in Chaves et al. 2014; Vicat & Vellutini 1987) e apresentam idades entre 1 Ga a 900 Ma, já restringindo uma idade mínima para a origem dos corpos ígneos e sugerindo uma cristalização sub-contemporânea a deposição sedimentar. Posteriormente, o trabalho de Tack et al. (2001) também sugere idades entre Ma para os meta-basaltos de Gangila. Esses basaltos toleíticos ocorrem na costa oeste africana, numa região que segundo Chaves et al. (2014) estaria situada entre os enxames de diques africanos de Kinga- Comba/Sembé-Ouesso e os diques de Formiga e Pedro Lessa que afloram no cráton São Francisco. 26

53 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Desse modo, sugerem que os basaltos continentais de Gangila, possivelmente, estariam relacionados ao mesmo evento magmático dos referidos diques no cráton São Francisco. Tendo em vista a ocorrência de rochas máficas tonianas também no contexto do cráton São Francisco, como os já mencionados, diques máficos de Formiga (Carneiro & Oliveira 2005) e Pedro Lessa (Machado et al. 1989; Queiroga et al. 2012); alguns trabalhos (Correa- Gomes & Oliveira 2000; Chaves & Correia-Neves 2005a; Chaves et al. 2014) se dedicaram a comparação desses corpos ígneos com os correspondentes do cráton do Congo. Esses autores evidenciaram as similaridades petrológicas e geoquímicas que esses registros ígneos apresentam, utilizando-as como subsídios para defender a hipótese de que esses corpos foram alimentados pela mesma fonte magmática durante as tentativas de ruptura continental que marcaria a fragmentação do supercontinente Rodínia durante o Neoproterozoico. 27

54 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... 28

55 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 3 AMBIENTES TECTÔNICOS E PADRÕES GEOQUÍMICOS DE ROCHAS MÁFICAS 3.1 APRESENTAÇÃO O magmatismo máfico é registrado em uma ampla diversidade de ambientes tectônicos, tanto na forma de vulcanismo basáltico como de seus correspondentes plutônicos. As diferenças observadas na assinatura geoquímica de basaltos e gabros de diferentes ambientes tectônicos terrestres, ainda que sutis, podem fornecer informações importantes acerca dos processos de formação do líquido original no interior da Terra, bem como das características no cenário de formação dessas rochas (Gill 2014). Embora frequentemente associados a regimes extensionais, os derrames e intrusões de composição basáltica também ocorrem em regimes compressivos, quando associados, por exemplo, a zonas de subducção. Portanto, no estudo de rochas máficas, é essencial a identificação das características geoquímicas dessas rochas para uma interpretação mais consistente acerca da provável ambiência tectônica em que elas se cristalizaram. Cabe ressaltar que a variação nos teores de elementos-traços, sobretudo os incompatíveis, desempenha um papel fundamental como discriminante geoquímico desse tipo de rocha, uma vez que as concentrações desses elementos são mais sensíveis ao ambiente de origem do que os teores de elementos maiores (Gill 2014). Neste capítulo será apresentada uma breve revisão dos principais ambientes tectônicos de rochas máficas, bem como dos padrões geoquímicos característicos de cada um deles, fornecendo subsídios básicos para auxiliar na interpretação das rochas máficas estudadas no presente trabalho. Maior ênfase é dada às assinaturas geoquímicas de rochas máficas de ambientes intraplaca, principalmente àquelas associadas a processos de rifteamento continental, tendo em vista o contexto geotectônico da área de estudo. Cabe ressaltar ainda, que as características geoquímicas aqui apresentadas, refletem os padrões gerais do comportamento e evolução do magma basáltico para os respectivos ambientes tectônicos discutidos, mas que na realidade podem apresentar diferenças peculiares relacionadas a processos adicionais ocorridos durante a ascensão magmática.

56 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica ROCHAS MÁFICAS ASSOCIADAS COM LIMITES DE PLACAS Rochas máficas de dorsais meso-oceânicas (MORB s) As dorsais meso-oceânicas constituem um sistema distensivo na margem de placas tectônicas onde nova litosfera oceânica é constantemente criada pela ascensão de grande quantidade de magma basáltico a partir do manto (Frisch et al. 2011), sendo que a maior parte do material que ascende sob as dorsais consolida em profundidade (Arculus 2004). Além disso, a velocidade de ascensão e espalhamento desse magma reflete diretamente nas características químicas das rochas associadas, já que a existência de câmaras magmáticas contínuas ao longo de dorsais de expansão rápida exerce papel fundamental nos processos de diferenciação magmática (Fowler 2005). Apesar de algumas diferenças, de um modo geral, as rochas máficas geradas a partir de basaltos de dorsais meso-oceânicas (MORB S mid ocean ridge basalts) são olivina basaltos toleíticos que podem apresentar textura vítrea a fanerítica, com fenocristais de olivina, cromita e plagioclásio (Winter 2001). Em termos de composição química, os basaltos gerados em segmentos das dorsais distantes de hot spots, os chamados N- MORB s, são caracterizados por um significativo empobrecimento em elementos mais incompatíveis, como K, Th, Ba, e em elementos de terras raras leves, quando comparados com o manto primitivo. Perfis mais nivelados são observados para os elementos menos incompatíveis e elementos de terras raras pesados. Os basaltos gerados em segmentos das dorsais próximos a zonas de ascensão direta do manto, como ilhas oceânicas ou montes submarinos, revelam um maior enriquecimento em elementos incompatíveis em relação ao manto primitivo, por isso, são denominados E-MORB s ou basaltos meso-oceânicos enriquecidos. Como consequência, tal característica é observada em dorsais de expansão rápida, onde os basaltos tendem a ser mais evoluídos (Gill 2014). Como possível causa dessa heterogeneidade, Fitton (2007) propõe a existência de zonas mais enriquecidas em elementos incompatíveis, portanto, mais fundíveis, e zonas mais empobrecidas no próprio manto peridotítico original. Dessa forma, a fusão das zonas mais empobrecidas esó ocorreria em estágios mais avançados de extensão, quando a descompressão fosse suficiente para provocar a fusão e consequentemente, produzir os magmas do tipo N-MORB Rochas máficas associadas com arcos vulcânicos As zonas de subducção de placas tectônicas caracterizam-se por grande atividade ígnea, sobretudo, associada à incorporação da porção subductada pelo manto. Em geral, nesses ambientes os magmas são mais diferenciados e silicosos, ocorrendo em arcos de ilhas e margens continentais ativas (Winter 2001). A ocorrência de rochas de natureza basáltica é bem menos expressiva, e quando 30

57 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. ocorrem, essas rochas revelam características muito diferentes daquelas geradas em outros sítios tectônicos. Nos arcos ilhas, magmas cálcio-alcalinos são os produtos mais expressivos. Os termos basálticos dessa associação se caracterizam pelo alto teor de alumínio e médio- K (Kuno 1960), embora termos extremos também sejam encontrados, formando os chamados toleítos de arcos de ilhas (quando o teor de potássio é relativamente baixo) ou membros de alto-k. Embora as três associações apresentem variáveis concentrações de elementos incompatíveis, elas apresentam características comuns que refletem o contexto em que são formados. No geral, basaltos de arcos de ilha distinguemse por seu empobrecimento em elementos incompatíveis de forte potencial iônico (HFSE s) como o Nb, P, Ta e Ti e enriquecimento em elementos litófilos (LILE s), sobretudo elementos mais móveis como Sr, K e Ba, conferindo-lhes uma assinatura geoquímica característica, quando normalizados ao manto primitivo. Esse padrão remete a uma fonte mantélica empobrecida em relação ao N-MORB, tendo em vista os baixos teores de Nb, P e outros HFSE s, mas que foi enriquecida em LILE s móveis, possivelmente devido à interação com fluidos oriundos do processo de reciclagem da crosta subductada (Gill 2014). Basaltos similares aos que ocorrem nos arcos de ilhas também são extravasados nas zonas continentais ativas. No entanto, devido à complexidade do processo de subducção e à produção de outros tipos de magmas mais evoluídos, as rochas máficas geradas nesses ambientes são pouco expressivas se comparadas com outros tipos de rochas. Além disso, os termos toleíticos (baixo K) são mais raros (Wilson 1989). No processo de subducção, forças que atuam no movimento das placas litosféricas podem desencadear um processo de rifteamento interno ao arco, com a instalação das chamadas bacias de bacias de retroarco (back-arc). Nessas bacias, desenvolve-se, como consequência da distensão relativa, assoalhos oceânicos similares a uma dorsal meso-oceânica, constituídos por basaltos subalcalinos, às vezes, almofadado e com petrografia semelhante à dos N- MORB s (Wilson 1989). Geoquimicamente, esses basaltos exibem características intermediárias entre basaltos de arco de ilha e N- MORB s, já que ao mesmo tempo em que exibem padrões geoquímicos mais suaves e similares aos N- MORB s, apresentam também anomalias negativas de Nb e P, e anomalias positivas de elementos como K e Ba, que são típicas de basaltos de arcos de ilha (Gill 2014). 31

58 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica ROCHAS MÁFICAS DE AMBIENTE INTRAPLACA Basaltos de ilhas oceânicas (OIB s) A crosta oceânica apresenta entre outras feições, cadeias de ilhas vulcânicas e montes submarinos que ocorrem no interior da placa litosférica. Um exemplo típico dessa feição intraplaca é a cordilheira Havaí-Imperador associada a uma linha de ponto quente (hot spot) que representa uma fonte localizada de magma que ascende do manto. Tais feições são caracterizadas por um aumento expressivo na elevação em relação à planície oceânica circundante e, consequentemente, por maior espessura da crosta oceânica onde ocorrrem, em função do maior aporte de magma (Frisch et al. 2011). As ilhas oceânicas, entendidas como construções vulcânicas na crosta, foram originalmente interpretadas como produto de pontos estacionários de fusão no manto terrestre, devido a anomalias térmicas. Apesar das discussões acerca dos processos responsáveis pela geração dessas feições, é fato que essas ilhas apresentam uma associação de rochas basálticas com características próprias que ajudam a reconhecer esse ambiente (Wilson 1989, Winter 2001). Os basaltos de ilhas oceânicas intraplaca remetem a um tipo de magma com uma composição bem definida, e são referidos como OIB s (ocean islands basalts). No estudo de elementos traços, os padrões com expressivo enriquecimento em elementos mais incompatíveis chamam atenção nos diagramas multi-elementares normalizados ao manto primitivo. Em contrapartida, são depletados em elementos menos incompatíveis como o Y, Yb e o Lu, mostrando claramente que são originados por fontes mantélicas diferentes daquelas que produzem os basaltos de dorsais meso-oceânicas, que são mais depletados em elementos incompatíveis (Figura 3.1). Figura Diagramas multi- elementares para os padrões de basaltos de ilha oceânica(oib), basaltos de cordilheira oceânica normal (N-MORB) e enriquecido (E-MORB) (Sun & McDonough 1989). (a) Elementos incompatíveis normalizados ao manto primitivo (Sun & McDonough 1995). (b) Elementos terras raras (ETR) normalizados ao condrito (Boynton 1984). 32

59 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p Grandes províncias ígneas (LIP s) e basaltos de platôs continentais (CFB s) A crosta em várias partes do globo exibe registros de extrusão de enormes volumes de lavas, principalmente basálticas, afetando extensas áreas continentais e oceânicas em diferentes períodos do passado geológico. Esses registros constituem as chamadas LIP s - Large Igneous Provinces. O termo LIP foi proposto pela primeira vez por Coffin & Edlholm (1991) para caracterizar um enorme volume (maior que Km3) de rochas ígneas, sobretudo vulcânicas máficas, na litosfera oceânica ou continental, podendo constituir basaltos de platôs continentais, margens vulcânicas passivas, platôs oceânicos, montes submarinos, bem como outras feições vulcânicas de bacias oceânicas. Essas feições são elevadas a uma altura mínima de 1.000m das planícies em que estão localizadas, provocando um significativo aumento de espessura da crosta onde ocorrem. Com a evolução dos estudos acerca das LIP s, hoje se sabe que embora rochas vulcânicas sejam predominantes, ocorrem também complexos máfico-ultramáficos acamadados e um grande número de corpos máficos intrusivos associados, como diques e sills. Além disso, as LIP s hospedam uma variedade de rochas félsicas, como sequências vulcanoclásticas ou rochas plutônicas intermediárias a ácidas (Bryan & Ferrari 2013). Apesar da evolução no conceito inicialmente definido por Coffin & Edlholm (1991), uma característica sobre LIP s que perdurou no tempo é que a colocação desses magmas sempre foi associada a processos de espalhamento que não àqueles relacionados aos centros normais de expansão oceânica. Embora a sua gênese ainda seja ponto de algumas discussões. Além disso, as LIP s são tipicamente caracterizadas por um evento magmático de curta duração (1-5 Ma), considerando a grande quantidade de magma liberado (Ernst et al. 2013a). Enquanto várias origens têm sido propostas, o modelo dominante tem sido as plumas mantélicas arredondadas que atingem a base da litosfera (Bryan & Ernst 2008; Courtillot & Renne 2003; Ernst & Buchan 2001; Ernst & Buchan 2003). As rochas máficas que ocorrem em LIP s geralmente são basaltos toleíticos de baixo potássio, podendo apresentar fenocristais de olivina e plagioclásio (Gill 2014). Quando essas grandes províncias estão localizadas na crosta continental formam os chamados basaltos de platôs continentais (CBF s Continental Flood Basalts). Os CBF s, além das rochas vulcânicas, também apresentam várias outras rochas plutônicas associadas, em sills, diques e complexos máfico-ultramáficos. É difícil estimar o volume total de magma colocado na crosta para 33

60 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... formar essas províncias, já que a erosão já removeu porções significativas desses platôs. Mesmo assim, as porções remanescentes indicam a magnitude do evento magmático associado (Winter 2001). Outro importante aspecto sobre os CBF s é sua associação com processos de rifteamento continental, como consequência de um regime distensivo atuando na litosfera. O rifteamento continental pode ser de pequena magnitude ou conduzir a uma ruptura continental e à formação de uma nova bacia oceânica. Assim, os CBF s refletem uma instabilidade termal no manto que culmina com grande liberação de magmas basálticos. No entanto, os processos que levam a essa instabilidade podem ter várias origens, de modo que a gênese dessas províncias ígneas na crosta continental ainda não está clara (Winter 2001). Em relação às características químicas dos CBF s, apesar das inúmeras variações entre cada província ou mesmo entre membros de uma mesma ocorrência, é possível estabelecer alguns padrões geoquímicos gerais para essas rochas. Basaltos de CBF s revelam uma afinidade toleítica e mostramse moderadamente diferenciados, de modo que raramente refletem as fontes magmáticas primárias. Os trends obtidos em diagramas de variação são compatíveis com processos de cristalização fracionada ocorridos antes de sua colocação na crosta. Desse modo, exibem um empobrecimento em elementos compatíveis, tanto nos óxidos como nos elementos traços (Cr 2O 3, Ni, Cr, Co), acompanhado de um enriquecimento nos elementos incompatíveis. Os padrões de REE s são suavemente inclinados quando normalizados ao condrito, exibindo um leve enriquecimento de LREE s (Light Rare Earth Element) em relação aos HREE s (Heavy Rare Earth Element). Essa assinatura geoquímica, claramente permite a distinção entre basaltos toleíticos de CBF s e N-MORBs toleíticos, fazendo com que os padrões de CBF s sejam mais semelhantes aos E-MORB s e OIB s (Winter 2001). É fato que os padrões de elementos incompatíveis são significativamente mais complexos do que as simples características gerais apresentadas no parágrafo anterior. Essas generalizações servem de base, apenas para indicar os padrões que marcam as diferenças principais entre basaltos de CBF s daqueles formados em outros ambientes tectônicos Riftes intracontinentais A ocorrência de rochas máficas pode estar associada ao rifteamento continental em diversas situações, tendo em vista que os riftes podem ser formados em uma ampla variedade de ambientes tectônico, e em resposta a diferentes processos. Em estudos mais antigos (Turcotte & Emerman 1983; Fitton 1983) sobre riftes intracontinentais é possível encontrar a distinção entre rifteamento ativo e passivo como referência aos tipos básicos de mecanismos responsáveis pela extensão e quebra continental. De acordo com esses autores, o rifteamento ativo estaria relacionado à atuação de plumas mantélicas ou hot spots, que por sua vez, correspondem a anomalias térmicas na base da litosfera, 34

61 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. provocadas pela ascensão de material mantélico. Segundo Corti et al. (2003), a ascensão desses grandes volumes de magma, predominantemente basálticos, provocariam um domeamento da porção afetada, bem como afinamento litosférico, responsável pela extensão e desenvolvimento do rifte. Macdonald et al. (2001) defende que esse processo é semelhante ao que ocorre sob ilhas oceânicas associadas a hot spots, o que é plausível para explicar as similaridades geoquímicas observadas entre os basaltos de riftes associados a plumas mantélicas com àqueles gerados em ilhas oceânicas (OIB s), tais como seu caráter mais alcalino e o enriquecimento expressivo em elementos incompatíveis, quando comparados ao N-MORB. Já o rifteamento não associado à atuação de plumas mantélicas, os chamados riftes passivos (Turcotte & Emerman 1983), apresentam uma evolução um pouco mais complexa em resposta aos diferentes processos que podem ser responsáveis por sua formação. No geral, a ascensão do magma em riftes passivos é associada à fusão de rochas do manto superior por descompressão, em consequência do afinamento litosférico desencadeado por um processo distensivo na crosta, que por sua vez, pode estar relacionado a diferentes causas (Gill 2014). De acordo com Fitton (2007), esse mecanismo de ascensão por descompressão é comparado àquele que ocorre em dorsais meso-oceânicas, produzindo basaltos do tipo N-MORB. Sendo assim, era razoável esperar que as máficas geradas em riftes passivos revelassem assinaturas geoquímicas compatíveis com os basaltos de dorsais meso-oceânicas, o que não acontece. O que se observa, porém, é que para a maioria das rochas associadas a riftes que não tem sua gênese relacionada a hot spots, os padrões geoquímicos são muito mais similares aos OIB s do que aos MORB s. Ou seja, no geral, apresentam significativo enriquecimento em elementos incompatíveis, com maior fracionamento de elementos litófilos de grande raio iônico (LILE s) em relação aos elementos de forte pontencial iônico (HFSE s), e maior enriquecimento de elementos de terras raras leves em relação ao pesados. Além disso, exibem um caráter mais alcalino. Fitton (2007) propõe que essa divergência tenha sua origem na fonte do próprio manto superior, sugerindo porções do manto mais refratárias, ou seja, empobrecidas em elementos incompatíveis, e zonas mais enriquecidas e, portanto, mais facilmente fundíveis. De acordo com esse autor, no processo inicial do rifteamento, com baixas taxas de fusão parcial, apenas essas zonas enriquecidas em elementos incompatíveis seriam fundidas. À medida em que o rifteamento se torna mais eficiente, com consequente aumento do grau de fusão parcial, ocorreria a fusão da zona empobrecida (em elementos incompatíveis), produzindo, assim, magmas do tipo N-MORB, com padrões mais equilibrados entre os elementos mais e menos incompatíveis. É claro que a natureza da fonte mantélica excerce um papel fundamental nesse processo e nas características do magma produzido. 35

62 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Além disso, vários processos podem ser responsáveis pela extensão e desenvolvimento dos chamados riftes passivos. Certamente, em cada caso, a causa e os processos adicionais como assimilação crustal e outros relativos ao ambiente tectônico, exercem influência na assinatura geoquímica das rochas formadas, exigindo que essa análise seja criteriosa, considerando diversos aspectos do cenário geológico. 36

63 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 4 U-Pb ZIRCON AGES, GEOCHEMISTRY AND Lu-Hf ISOTOPES OF TONIAN MAFIC BODIES IN THE CENTRAL ESPINHAÇO RANGE, ABSTRACT SOUTHEAST BRAZIL: PETROGENESIS AND TECTONIC IMPLICATIONS Petrological studies, U-Pb geochronology, Lu-Hf isotopic analyses, and major and trace element geochemistry were performed on mafic rocks of the Central Espinhaço Range, along the eastern border of the São Francisco craton (Brazil), to investigate the petrogenesis and geologic significance of these intrusive mafic bodies. Two occurrences were characterized. The mafic bodies are emplaced within metasedimentary rocks of the Espinhaço Supergroup. These mafic intrusions consist of medium to coarse grained metagabbros, which sometimes show porphyritic texture. Plagioclase, amphibole and clinopyroxene form the dominant mineral assemblage. Zircon U Pb isotopic data were obtained from two samples that yielded weighted mean 206 Pb/ 238 U ages of 895 ± 3.4 Ma (MSWD = 1.7) and 896 ± 2.4 Ma (MSWD = 0.64), which are regarded as the best estimates of the crystallization age of these rocks. Geochemically, the rocks are gabbros that cristallized from a subalkaline magma with a tholeiitic affinity, typical of intraplate magmatism. They are slightly enriched in LREEs and LILEs and depleted in HFSEs. Our new isotope and geochemical data together with regional constraints suggest that these metagabbros mark the beginning of an important Tonian rift event around the São Francisco block, which paved the way to the deposition of the Macaúbas basin in the Neoproterozoic. We furthermore suggest that these intrusions belong to a prominent suite of Tonian mafic rocks that mark a diachronic breakup attempt of the São Francisco block which may has occurred from south to north. Keywords: Mafic rocks, Espinhaço basin, Rodinia supercontinent, Tonian rifting, U-Pb geochronology. Helen. F. Moreira a*, André Danderfer b, Cristiano C. Lana b Alice. F. O. Costa a, Samuel. M. Bersan a, Gláucia. N. Queiroga b. a Post Graduate Program of Department of Geology, Mine School, Federal University of Ouro Preto, Brazil b Department of Geology, Mine School, Federal University of Ouro Preto, Brazil * Corresponding author at: Department of Geology, Mine School, Federal University of Ouro Preto, Brazil, Campus Universitário, , Ouro Preto, MG, Brazil. Tel.: +55(31) , fax: +55(31) addresses: helenfmoreira@yahoo.com.br (H. F. Moreira) danderferandre@gmail.com (A. Danderfer). Paper submitted to Precambrian Research

64 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica INTRODUCTION Mafic rocks can yield valuable information about the environment and conditions at the time of their formation. In general, the geochemical signatures of mafic rocks are useful to constrain the tectonic setting in which they were emplaced (Wilson 1989; Gill 2014; Winter 2001). Additionally, they are excellent time markers for stratigraphic correlations and may serve in paleomagnetic studies and as paleostress indicators when they are present as dyke swarms (Hanski et al. 2006; Hou 2012; Hou et al. 2006; D Agrela Filho et al. 1990). In intracontinental regions, large occurrences of mafic rocks such as LIPs (Large Igneous Provinces) and their dykes and sills can be related to important magmatic events that originated in response to the extension of the lithosphere, associated with the break-up of large continental pieces or mantle plume activity (Bleeker & Ernst 2006; Ernst et al. 2013a; Condie 2001). Therefore, characterizations of mafic rocks in the continental crust have served as powerful tools in paleogeographic reconstructions (Li et al. 2008; Cederberg et al. 2016; Peng et al. 2011b; Wang et al. 2015). An efficient approach for obtaining robust reconstructions was initially proposed by Bleeker & Ernst (2006) who suggested what they called barcode method for the interpretation of mafic rocks in multiple blocks of continental crust. According to this method, multiple magmatic events, particularly those represented by mafic dykes, that precisely date a particular crustal fragment or craton, produce a type of barcode that records the short-lived magmatic events experienced by that portion of the crust. Thus, originally adjacent crustal fragments are likely to hold similar records of their magmatic history by matching their barcodes, whereas the lack of such a match suggests that the fragments were located far from each other in a certain time period. Numerous exposures of intrusive mafic rocks have been mapped throughout the São Francisco craton (SFC) and its Neoproterozoic (Brasiliano) marginal belts in southeastern Brazil (Fig. 4.1, Girardi et al. 2017; Oliveira et al. 2013; Cederberg et al. 2016; Silveira et al. 2013; Silva et al. 1995; Chaves 2013). In this scenario, the Espinhaço basin, which occurs along the eastern border of the SFC, comprises an expressive and thick basin-fill succession of Paleo-Mesoproterozoic metasedimentary rocks that host a significant number of these mafic intrusions attesting to different magmatic events that occurred during the evolution of this basin (Danderfer et al. 2015; Schobbenhaus 1993; Knauer et al. 2007; Uhlein & Quemeneur 2000; Queiroga et al. 2012). The northern Espinhaço extension, which occurs within the SFC limits, records mafic dykes dated at 1496 ± 3.2 Ma (Teixeira, 2008) and 850 Ma (Danderfer et al. 2009), whereas the southern segment, which is located in the western fold thrust belt of the Araçuaí orogen, has the majority of intrusive mafic rocks emplaced during the Tonian period (Fig. 4.1). However, despite the geochronological data presented for the extreme domains of the Espinhaço, prior to this study, the mafic bodies located in the central region between these domains have lacked detailed characterizations that could enable a more precise interpretation of the tectonic significance of these rocks in the evolution of the area. 38

65 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. This paper presents the first results of the characterizations of the mafic intrusions that occur in the central Espinhaço based on their U-Pb ages, geochemical and isotopic signatures. The results provide a better understanding of the mafic magmatism within the São Francisco block. The Tonian ages presented herein contribute to a more complete and reliable barcode record for the São Francisco paleocontinent and strengthen the establishment of a regional extension along the eastern margin of the SFC during the Tonian. In addition, the ages obtained in this study, are new data that not only can be used in future paleoreconstructions, but also can broaden our understanding of the distension process of this crustal segment during the Neoproterozoic, showing evidence that this extension might have occurred diachronously from south to north. 4.2 GEOLOGIC SETTING The mafic intrusions studied here are located in the Central Espinhaço Range, in the northern end of Minas Gerais state, southeast Brazil. Geotectonically, this area is inserted in the external domain of the Araçuaí orogen, along the southeastern margin of the São Francisco craton (SFC). The São Francisco craton is comprised of several Archean and Paleoproterozoic terranes surrounded by Neoproterozoic orogens, such as the Araçuai, Brasilia, Riacho do Pontal, Rio Preto and the Sergipano orogens. The cratonic part is interpreted as a stable tectonic unit that was preserved from the deformations of the Brasilian-Pan African orogenic event that formed the fold-thrust belts (Almeida, 1977). Together, these features constitute the São Franciso block (Fig. 4.1), which schematically represents the limit that include the deformed and undeformed cover and the basement rocks (Danderfer et al. 2015). It is widely accepted that the São Francisco block and the Congo-Zaire Craton (CZC) as well as their marginal belts were both part of a single block in the past, constituting a large continental fragment, referred to as the São Francisco-Congo Paleocontinent (SFCP). Thus, the SFC can be regarded as an extension of the CZC in Africa (Trompette 1994; D Agrella-Filho et al. 1996; Feybesse et al. 1998). Both cratons exhibit Archean and Paleoproterozoic crystalline basement, basins and rifts with Paleo/Mesoproterozoic rocks and younger sedimentary covers dated from the Neoproterozoic to Phanerozoic. They also contain volcanic rocks and correlated plutonic bodies of various types (Trompette 1994). 39

66 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figure Geological setting and location of the study area. Mafic dyke swarms and other important occurrences in the São Francisco block: (1) Salvador, (2) Ilheus, (3) Chapada Diamantina, (4) Curaça, (5) Northern Espinhaço, (6) Southern SFC, (7) Southern Espinhaço (mod. after Oliveira and Knauer 1993 and Danderfer et al. 2015). The red square corresponds to the area of Figure 4.2. The SFCP records a complex geologic history. After its stabilization, afterwards the Rhyacian tectono-metamorphic event, several episodes of intraplate basin formation with associated magmatism occurred (Danderfer et al. 2015; Chemale et al. 2012; Danderfer et al. 2009). Records of this extensional setting can be found in the form of several rift-fill successions with intrusive and volcanic rocks, disseminated across the São Francisco Craton and its marginal belts, and across their eastern counterparts in Africa (Cederberg et al. 2016; Correa-Gomes & Oliveira 2000). 40

67 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Several mafic intrusions have been reported within the São Francisco craton and in the Araçuaí belt. Many of them have already been characterized and have revealed similarities to the intracontinental magmatism that may in turn be associated with continental breakup attempts occurred during the Proterozoic. The main exposures of these intrusive mafic rocks are described in the following section. Meso-Neoproterozoic intrusive mafic rocks in the São Francisco Craton and Araçuaí Belt The São Francisco craton and the Araçuaí marginal belt contain a large number of mafic rocks that intrude both the basement and the metasedimentary cover. Some of these mafic bodies occur as dykes or a dyke swarm cutting the country rocks, others are concordant like sills. The orientations and ages of the intrusions vary widely, their ages range from Archean to Phanerozoic. Because the Phanerozoic bodies are relatively young, they are not considered to be relevant to the discussion proposed in the present work and will not be discussed herein. For similar reasons, the Archean and Paleoproterozoic intrusions will not be mentioned. In the northern SFC, the Mesoproterozoic records are represented by dykes of the Vale do Curaça swarm and mafic rocks in the Northern Espinhaço Range and Chapada Diamantina. The dykes of the Vale do Curaça and Chapada Diamantina were dated by Silveira et al. (2013) at ±6.9 Ma and 1501±9.1 Ma, respectively. Both exhibit geochemical characteristics of continental tholeiitic basalts. Calymmian ages have already been reported in the Chapada Diamantina by Babinski et al. (1999) who assigned an age of 1514±22 Ma to the mafic dykes located in the western portion of this physiographic domain. The first Calymmian age (i.e 1496±3.2 Ma) for the mafic dykes of the Northern Espinhaço Range was obtained by Teixeira (2008). Later, Danderfer et al. (2009) dated a mafic dyke in the northern Espinhaço based on zircon grains (SHRIMP) that indicated that crystallization ocurred at 850 ±23 Ma. Neoproterozoic mafic dykes located in the northern SFC comprise the Salvador-Ilhéus- Olivença dyke swarm. These dykes trend N-S in Salvador and E-W in Ilhéus-Olivença and their isotopic U-Pb data yielded ages of ± 3.8 Ma and ± 4.3 Ma (Salvador), ± 4.6 Ma (Ilhéus) and ± 6.7 Ma (Olivença) (Evans et al. 2015). Regarding the dykes located in the Araçuaí belt domain, the most relevant for the discussion proposed in this work, are the mafic bodies of the Southern Espinhaço Range. In this region mafic rocks cut the metasedimentary cover of the Espinhaço Supergroup in the form of dykes or sills (Uhlein & Quemeneur 2000). These rocks were first dated by Machado et al. (1989) who defined the so-called Pedro Lessa Suite of mafic dykes crystallized at approximately 906±2 Ma. Later, Queiroga et al. (2012) obtained a refined crystallization age for these rocks of 933±20 Ma, based on more precise U- 41

68 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Pb isotopic data. In recent works, these mafic dykes have been referred to as the Diamantina Swarm (Girardi et al. 2017). Other Neoproterozoic dykes in the southernmost part of the SFC include the Formiga swarm which yielded isochron Sm-Nd ages of 984 ±110 Ma (Chaves & Correia-Neves 2005a) and 940 ± 50 Ma, based on Ar-Ar results (Carneiro & Oliveira 2005). These dykes were correlated to those from Kinga-Comba and Sembé-Ouesso in the Congo Craton (Vicat & Pouclet 1995) by Chaves et al. (2014). The main mafic dyke swarms in the São Francisco Craton and Araçuaí belt and their main trends are shown in the Figure 4.1. Intrusive mafic rocks of Central Espinhaço and sample domains The mafic bodies investigated in this study are emplaced in the basement and Mesoproterozoic rocks of the Espinhaço Supergroup. The Espinhaço Supergroup encompasses a thick basin-fill succession of Paleo-Mesoproterozoic metasedimentary and associated igneous rocks that accumulated in an intracontinental basin (Schobbenhaus 1993, 1996; Danderfer & Dardenne 2002; Alkmim & Martins-Neto 2012). This basin records a polycyclic depositional history, with alternating episodes of distinct tectonic regimes that generated several magmatic events throughout its evolution (Schobbenhaus 1993; Danderfer et al. 2009; Chemale et al. 2012; Danderfer et al. 2015; Guadagnin et al. 2015). Although, intrusive mafic rocks in the Central Espinhaço Range were identified early in the first geological mappings in the region (Pflug 1965), until now, no detailed characterization of these rocks has been presented. They were described as dykes, stocks and sills that were metamorphosed in the greenschist facies, producing metagabbro and metadiabase (Knauer et al., 2007). Recently, the distribution of mafic in the vicinity of Monte Azul, Minas Gerais, was redefined by Costa (2013) and Bersan (2015), based on more detailed geological mapping. These bodies were subjected to the geochronological, geochemical and petrographic analyses proposed in this work. Their locations are shown in Figure They are exposed in two domains of the study area. In the central region of the study area, there is a sill trending approximately NE, concordant with the host rocks. In this study, samples of mafic rocks from this domain were designated as HMA samples. Bersan (2015) also reported exposures of mafic rocks cross-cutting the basement and siliciclastic rocks to the west of Monte Azul city. The samples from this site were designated as HGN samples. 42

69 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figure Geologic map of the area showing the location of mafic bodies and the two domains of study (HMA and HGN). (Mod. from Bersan 2015 and Costa 2013). In both domains, mafic bodies were emplaced into the siliciclastic sequences of the Sítio Novo Group (Costa 2013). This metasedimentary unit is interpreted as a rift-fill succession dominated by continental to shallow-marine deposition. This sucession, according to Sousa et al. (2014), may have been deposited during the Stenian-Tonian, with a maximum depositional age of approximately 950 Ma, which preceded the deposition of the Santo Onofre Group (Schobbenhaus 1996; Danderfer & Dardenne 2002). In the Central Espinhaço Range, this unit unconformably overlies the basement or the Mesoproterozoic rocks of the Mato Verde Group and Vereda da Cruz Formation (Fig. 4.3). 43

70 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figure 4.3 Schematic tectono-stratigraphic column of the investigated area in the Central Espinhaço (Based on Costa 2017). The star symbols indicate dated samples of the mafic intrusive rocks. 4.3 ANALYTICAL METHODS Petrography and mineral chemistry Petrological analyses were performed on polished thin sections and microanalyses of clinopyroxene, plagioclase and amphiboles were performed using a JEOL JXA-8230 electron microprobe at the Microanalysis Laboratory of the Universidade Federal de Ouro Preto. The electron beam was set at 15 kv, 20 na and 5 µm. Common matrix ZAF corrections were applied. The elements analyzed were Na, Si, Al, Mg, Fe, Ca, F, K, Ti and Mn, using anorthoclase, quartz, gahnite, hypersthene, almandine, fluor-apatite (Ca and F), microcline, rutile and ilmenite as natural standards. Counting times on the peaks/background were 10/5 s for all elements (Na, Si, Al, Mg, Fe, Ca, K), except for F, Ti and Mn (30/15 s). Analytical erros are within 0.21 and 1.43%. All minerals were analyzed along transgranular profiles. The mineral formulas were calculated based on 6 oxygens atoms in the formula for clinopyroxene, 8 in plagioclase and 23 oxigens in amphibole (total iron as Fe+2 according to Leake et al ). The total iron content obtained using the microprobe was normalized as FeO. The binary and ternary diagrams used to characterize the main minerals were plotted using Excel and GCDkit, respectively. 44

71 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p Lithogeochemistry The whole-rock chemical compositions of 20 samples from both study domains were analyzed at Acme Analytical Laboratories Ltd. in Vancouver, Canada. To obtain reliable analyses, only the freshest portions of the samples were taken and any visible evidence of alteration or veining was avoided. Sample preparation was performed at the Sample Preparation Laboratory at Universidade Federal de Ouro Preto, Minas Gerais, Brazil. The samples were first crushed and then pulverized in a ball mill. Then, the samles pulverized were shipped to Acme Analytical for lithogeochemical analyses. The analyses of major elements (SiO 2, Al 2O 3, Fe 2O 3, CaO, MgO, Na 2O, K 2O, MnO, TiO 2, P 2O 5, Cr 2O 3 and Ba) were performed using X-ray fluorescence (XRF) and trace element contents (Ba, Be, Co, Cs, Ga, Hf, Nb, Rb, Sn, Sr, Ta, Th, U, V, W, Zr, Y, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Mo, Cu, Pb, Zn, Ni, As, Cd, Sb, Bi, Ag, Au, Hg, Tl and Se) were determined using an inductively coupled plasma mass spectrometer (ICP-MS). The detection limits were 0.01% for oxides and 0.1 ppm for most trace elements Isotopic analyses U-Pb in Zircon For the geochronological analyses, two samples (HGN-001 and HMA-003) from the Central Espinhaço were prepared at the Geochronological Research Center (CPGeo) of the Universidade de São Paulo, Brazil. The samples were crushed to obtain the finest fraction of the rock and consequently to increase the probability of obtaining fine zircon grains. Mineral separation was performed using gravimetric methods with a combination of Wiffley table and heavy liquids, and also magnetic methods. The first round of crushing was performed using a jaw crusher. Subsequently, the recovered samples were powdered using a mill tray. The powder obtained was screened using a set of 60, 100 and 250 mesh sieves, and only the fraction between 100# and 250 mesh was retained for futher processing. This fraction was taken to the Wiffley table, where it was loaded in small portions with specific parameters of inclination and water flow. This method allowed the separation of heavy minerals based on differences in density. The material containing the densest minerals was collected to dry under infrared light. Then, the magnetic minerals were removed, first using a magnet hand and subsequently, using a magnetic separator (Frantz ) to remove minerals with weak magnetic properties. The non-magnetic was then separared using heavy liquids. 45

72 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Two heavy liquids were used in this step, bromoform, which has a density of 2.81 g/ml, and then methylene iodid, which has a higher density of 3.31 g/ml. All processes of separation using heavy liquids were performed in a laboratory properly equipped with an exhaust system to avoid problems with toxicity. Then, another magnetic separation using a Frantz magnetic separator was performed to separate any magnetic particles that remained. The densest non-magnetic material obtained after all these steps was transferred to a petri dish, where zircon grains were handpicked under a binocular microscope. The extracted zircon grains were mounted in epoxy resin, which was polished to expose the grains. The mounted zircons were imaged at the Microanalysis Laboratory at Universidade Federal de Ouro Preto, using cathodoluminescence (CL) and backscattered electron (BSE) techniques to identify grains and their internal features. The isotopic analyses of the two zircon-bearing samples were performed using a laser ablation-inductively coupled plasma mass spectrometer (LA-ICPMS) at the Isotope Geochemistry Laboratory of the Universidade Federal de Ouro Preto. Table 1 summarizes some information of the two analyzed samples. Table Location and rock type of the samples collected for geochronological studies. Sample Type of rock UTM (E) UTM (N) HMA-003 Gabbro (sill) HGN-001 Gabbro (Sill) The LA-ICP-MS spot size was 20 µm. The GLITTER and Isoplot programs (Ludwig 2003) were used for data processing. Errors for all ages are reported at the 2σ level. GJ (Jackson et al. 2004) and BB (Santos et al. 2017) were used as primary and secondary standards, respectively (See supplementary data, Appendixes A.7 and A.9). Lu-Hf in Zircon The Lu-Hf analyses in zircon were obtained using a laser ablation multicollector inductively coupled plasma mass spectrometry (LA-MC-ICP-MS, Photon machines 193/Neptune Thermo Scientific) at the Isotope Geochemistry Laboratory of the Universidade Federal de Ouro Preto, Brazil, for both HGN-001 and HMA-003 samples. The data were collected in static mode during 60 s of ablation with a spot size of 40 µm. The Lu-Hf spots partly overlapped with the previous U-Pb dating spots. GJ (Jackson et al. 2004), BB (Santos et al. 2017) and (Wiedenbeck et al. 1995) were used as standards and they were repeatedly measured (See supplementary data, Appendix A.12) during the analyses of the unknown samples to check the reliability and stability of the instrument. The 176 Lu decay constant of year 1 provided by Söderlund et al. (2004) was used to calculate the initial 176 Hf/ 177 Hf ratios. 46

73 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. To calculate the epsilon Hf (εhf t) values, the chondritic uniform reservoir (CHUR) was used as recommended by Bouvier et al. (2008); the 176 Lu/ 177 Hf and 176 Hf/ 177 Hf ratios were and , respectively. The 176 Hf/ 177 Hf (t) ratios and εhf (t) values of all analyzed zircon spots were calculated using the 206 Pb/ 238 U ages obtained for the respective domains, except for zircon spots older than 1.0 Ga, for which their respective apparent 207 Pb/ 206 Pb ages were used. 4.4 RESULTS Petrography and mineral chemistry The mafic rocks from Central Espinhaço vary widely in terms of grain size, ranging from finegrained to coarse-grained (Fig. 4.4). The most common textures are granonematoblastic porphryoclastic or decussate. In the field, the mafic rocks often occur as greenish or dark-colored blocks showing spheroidal weathering (Fig. 4.4a). Outcrops are less common. Figure Field occurrence and textures of the mafic bodies from central Espinhaço. (a) spheroidal weathering; (b, c and e) Variations of texture from medium to fine grained; (d) field photograph showing decussate texture with tabular plagioclase. The major constituents of these rocks are plagioclase, amphibole and pyroxene. Although the clinopyroxene was present (Fig. 4.5a), these crystals are often altered to amphibole as pseudomorphic grains, and some are completely replaced by aggregates of small actinolite crystals (Fig. 4.5e). Ophitic textures are present with small inclusions of plagioclase inside pyroxene crystals, which is 47

74 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... clearly a relict igneous feature (Fig. 4.5b). A few unaltered crystals (sample HGN-011) were analyzed by EPMA and the results are presented in the supplementary data in Appendix A.1. In the Wo-En-Fs ternary diagram (Morimoto 1988), the pyroxenes plot in the augite field (Fig. 4.6a). The unit formula is (CaO 0.82 Mg 0.89 Fe 0.22 Ti 0.02 Al 0.03) 1.98 (Si 1.92 Al 0.08) 2 O 6 based on the average chemical composition. Figure Photomicrographs of the mafic rocks from the study area. (a) Showing twinned clinopyroxene crystals; (b) subophitic texture with small inclusions of plagioclase in the clinopyroxene; (c) tabular plagioclase showing zonation with clinozoisite in the core; (d) zoned plagioclase exhibiting saussuritization process, with epidote on the edge; (e) pseudmorphic grain of pyroxene partially replaced by amphibole; (f) amphibole, plagioclase and a little quartz slightly foliated. Key: Cpx: clinopyroxene; Pl: plagioclase; Ep: Epidote; Czt: clinozoisite; Anf: Anfibólio; Act: actinolite; Qz: quartz. Plagioclase typically displays an igneous tabular habit and the grains are often twinned (Carlsbad- albite twins) however its composition is not original. It is present as a component of the rock matrix or as phenocrysts defining a porphryoclastic texture. Some of the tabular crystals are completely replaced by epidote/clinozoisite due to intense saussuritization. Microprobe analyses (See supplementary data in Appendix A.2) revealed that the plagioclase grains range compositionally from 48

75 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. labradorite (An Ab Or 0.2-9) to andesine (An Ab Or 0.3-3) as shown in the Figure 4.6b. The unit formulas of the labradoritic and andesic terms ( Na 0.43 Ca 0.57 K 0.01) (Si 0.44 Al 0.53) Al Si 2O 8 and (Na 0.53 Ca 0.45 K 0.01 (Si 0.57 Al 0.40))Al Si 2O 8, respectively. Most of the plagioclase phenocrysts are more calcic in their cores than in their rims, i.e An 55-61/Core and An 34-6/ Rim indicating typical normal crystallization. This is also observed petrographically when altered grains of plagioclase have intense substitution of clinozoisite (a calcic mineral) in their cores (Fig. 4.5c and d). Figure (a) Plots of clinopyroxenes from sample HGN-011 into the (Entatite Wollastonite Ferrossilite) ternary diagram (Morimoto 1988). All analyses plot on the augite field. (b) Plots of plagioclase chemistry in the (Albite Orthoclase Anorthite) ternary diagram (Deer et al. 1992). Amphibole is the main mafic constituent of the studied rocks and it has a secondary origin once they were formed from the original magmatic mineral (Clinopyroxene). It is present as greenish prismatic grains, some of them displaying brownish rims, or as aggregates of small acicular crystals that form the groundmass of the rock together with the plagioclase. Electron-probe scans indicate that they have a calcic composition. The data from microprobe analyses are presented in the supplementary data Appendix A.3. The most Ca-rich amphiboles have the composition of actinolite, but they also reveal compositions of Mg-hornblende and Fe-tschermakite, as is shown in Figure 4.7. Quartz is present as recrystallized grains that, together with the amphibole, define a slight foliation in some portions of the rock (Fig. 4.5f). Chlorite and biotite are present, perhaps as a result of hydrothermal alteration. Magnetite is a common oxide present in almost all thin sections. Other accessory minerals are titanite and zircon. In general, these rocks show mineral assemblages that are typical of low-grade greenschist facies conditions, although in most samples it is possible to recognize a preserved primary texture. All samples were petrographically classified as metagabbro. 49

76 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figure Plots of Ca-amphiboles from the studied mafic bodies in the IMA classification diagram for Caamphiboles (Leake et al. 1997). Red triangles and green squares represent samples from the HGN and HMA domains, respectively Lithogeochemistry The major and trace element compositions of the HGN and HMA samples are listed in the supplementary data Appendix A.4 and A.5, respectively. The samples from both sites show very similar major oxide compositions. All samples are characterized by low silica and alkali concentrations, with SiO 2 contents ranging from to wt.% and K 2O + Na 2O contents ranging from 1.61 to 2.74 wt.%. The K 2O/Na 2O ratios range from 0.15 to Geochemical classification using the Na 2O + K 2O versus SiO 2, (TAS) diagram (Le Bas et al. 1986) shows that the samples plot in the basalt field (Fig. 4.8) and belong to the subalkaline rock series. These rocks have tholeiitic affinities (Fig. 4.9a) and are equivalent to high-mg tholeiitic basalts (Fig. 4.9b), with MgO concentrations ranging from 6.95 to 9.43%. Their magnesium numbers (Mg#) range from 0.53 to

77 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figure TAS diagram from Le Bas et al. (1986). Red triangles and green squares represent samples from the HGN and HMA domains, respectively. Figure Geochemical diagram. (a) AFM ternary diagram after Irvine & Baragar (1971); (b) Jensen (1976). Red triangles and green squares represent samples from the HGN and HMA domains, respectively. In the variation diagrams of major oxides (Fig. 4.10) with the Mg# used as the reference, the samples exhibit negative correlations for P 2O 5, TiO 2, SiO 2, K 2O, Na 2O and FeO (t) and positive correlation for MgO, Al 2O 3 and CaO. 51

78 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figure Variation diagrams for the mafic samples from Central Espinhaço. Symbols are the same as those in Figure 4.8. The samples show total rare earth element (REE) contents ranging from to ppm. On the chondrite- normalized REE diagram of Boynton (1984) (Fig. 4.11a), the samples show a slight fractionation of light rare earth elements (LREEs) relative to heavy rare earth elements (HREEs), with La N/Yb N ratios of 3.10 to The Eu/Eu* ratios range from 0.96 to On the primitive-mantle-normalized spider diagram (Fig. 4.11b), the samples exhibit enrichment in LILEs and mobile elements compared to high-field-strength elements (HFSEs). 52

79 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figure Chondrite-normalized REE patterns (Boynton, 1984) (b) Primitive mantle-normalized trace element patterns (Sun & McDonough, 1989). Red triangles and green squares represent samples from the HGN and HMA domains, respectively. Curves of OIB (oceanic island basalts); N-MORB (normal mid ocean ridge basalts) and E-MORB (enriched mid ocean ridge basalts) are shown as reference (Sun & McDonough 1989). In the geotectonic diagrams (Figure 4.12), the samples plot in the field of intra-plate basalts. This classification is compatible with the geochemical signature of the rocks typical of intracontinental mafic magmatism. On the binary diagram Zr x Zr / Y ((Fig. 4.12a), the samples plot slightly outside the intra-plate field, which is probably due to their low content of Zr. Figure Geotectonic diagrams. (a) Geotectonic diagram Zr x Zr/Y (Pearce & Norry 1979). (b) Ternary Zr Ti/100 3*Y (Pearce & Cann 1973). Symbols are the same as those in Figure

80 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... The Figure 4.13a shows the samples plotted on the Th-Nb proxy diagram (Pearce 2008). All the data plot on the MORB-OIB array on the E-MORB domain indicating an magma source relatively enriched (E-MORB type). Figure 4.13 (a) Nb/Yb vs Th/Yn diagram displaying the MORB-OIB array (Pearce 2008). (b) La/Ba vs. La/Nb plot for the samples from HMA and HVM domains. Fields reported as in Saunders et al. (1992). Red triangles and green squares represent samples from the HGN and HMA domains, respectively. Also, the La/Nb versus La/Ba plot (Figure 4.13b) is commonly used to investigate the origin of the magma (Saunders et al. 1992). Positive correlations between La/Nb and La/Ba reflect OIB and/or asthenospheric mantle source(s), whereas negative correlations are diagnostic of a strong lithospheric contribution. These ratios are negligibly modified by petrogenetic processes such as partial melting or fractional crystallization (Hawkesworth et al. 1999), and thus, likely represent mantle source signatures. Samples from HMA and HGN domains display results that indicate processes of crustal assimilation by the magma that has originated these mafic rocks Isotopic data Zircon U-Pb Results U Pb isotopic data from samples HGN-001 and HMA-003 are presented in the supplementary data, in Appendixes A.6 and A.8, respectively. In both samples it is possible to recognize more than one population of zircons based on their respective ages, as shown in Figure

81 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figure Zircon LA -ICP-MS U Pb concordia diagram showing the different populations of ages for both samples. Two main groups were identified in sample HGN-001(Figure 4.15). The first group is characterized by a dark-brown color and the somewhat rounded shapes of the grains. The cathodoluminescence (CL) images of the grains reveal well-developed oscillatory zoned cores that yielded the oldest ages (older than 1.8 Ga), and thus are interpreted as xenocrysts. The second group is characterized by abundant euhedral, transparent, colorless grains with prismatic shapes, indicative of a magmatic origin. These grains are elongated crystals with length-to-width ratios ranging from 1:1 to 3:1 and lengths exceeding 70 µm. Figure Cathodoluminescence (CL) images from zircon grains showing their morphological aspects. 55

82 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Forty of these grains gave 206 Pb/ 238 U dates ranging from 867 to 906 Ma. They cluster near the concordia (Fig. 4.17a) and yield a 206 Pb/ 238 U weighted mean date of 895± 3.4 Ma (MSWD = 1.7) (Fig. 4.17b), which is interpreted as the crystallization age of the mafic body represented by sample HGN In sample HMA-003, isotopic analyses were obtained from eighty-four spots. Similarly to HGN-001, this sample records a population of zoned cores that gave dates older than 1.8 Ga (Fig. 4.16). A set of the elongated transparent, colorless, euhedral grains, some of which show oscillatory zoning (Fig. 4.16) gave 206 Pb/ 238 U ages ranging from 880 to 906 Ma and yield a weighted mean age of 896 ± 2.4 Ma (MSWD = 0.64) (Fig. 4.17c and d). In other cases, these ages were also obtained from fragments of zircon that may have formed during crystallization. This is a very common feature of gabbroic rocks due to the relative undersaturation in Zr of the original magma, which produces grains with only partially developed crystal faces (Corfu et al. 2003). Considering the likely magmatic origin of these zircons, a Tonian age is regarded as the best estimate of the crystallization age of the mafic sill represented by sample HMA-003. Among the remaining analyses of sample HMA-003, ten spots yielded younger 206 Pb/ 238 U ages, i.e., between 504 Ma and 577 Ma, with an average of 543 Ma. These younger ages probably reflect later Pb loss due to post-magmatic processes involving magmatic or inherited grains, and these ages are very discordant with the older respective 207 Pb/ 206 Pb ages. Figure Cathodoluminescence (CL) images from zircon grains showing their morphological aspects. 56

83 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figure Zircon LA-ICP-MS U-Pb Concordia diagram and the weighted mean 206 Pb/ 238 U ages of zircon from samples HGN-001 and HMA-003 of the mafic bodies from the Central Espinhaço Range. Lu-Hf Results Concentrations of Lu and Hf isotopes were measured for samples HGN-001 and HMA-003 (See supplementary data, Appendix A.10 and A.11). The Lu and Hf analyses were performed in the same domain as the previous U-Pb spots. The Lu-Hf data include 176 Hf/ 177 Hf ratios of to in sample HGN-001 and to in sample HMA-003 (Fig. 4.18a), which correspond to εhf(t) values of 16.6 to and 15.5 to +2.9, respectively (Fig. 4.18b). Despite this variation, most of the samples yield negative values of εhf, which are compatible with evolved or moderately juvenile magma (Bahlbur et al. 2011) and may reflect crustal assimilation. No truly juvenile zircons were identified. The vertical arrays of the εhf(t) values of the zircon grains with ages of approximately 900 Ma also suggest that the juvenile magmas of this time interval assimilated a crustal component. 57

84 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figure (a) Zircon Lu-Hf isotopic compositions from samples HGN-001 and HMA-003. (b) Epsilon Hf obtained from the Hf compositions of samples HGN-001 and HMA-003. (The fields: juvenile, moderately juvenile and evolved are from Bahlburg et al. 2011). Most of the older grains (> 1.8 Ma), which are probably inherited crystals, show pronounced negative εhf(t) values and lower 176 Hf/ 177 Hf ratios, indicating long residence times that clearly reflect their crustal composition. The depleted mantle model ages (TDM) obtained from Hf isotope data usually provide a qualitative estimate of the time of segregation of a melt from its source rocks (Bahlbur et al. 2011). However, the probable processes of magmatic differentiation experienced by a magma prior to its crystallization mean that its TDM age may not effectively represent the age of mantle extraction. Therefore, they are not considered here. 58

85 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. 4.5 DISCUSSION Nature and evolution of the magma source The geochemical obtained from the mafic bodies of the Central Espinhaço Range reveal that these intrusions did not crystallize from a primary basaltic magma. The Mg# (0.53 to 0.64) and concentrations of transition elements, such as Co ( ), V ( ppm) and Ni ( ppm) although moderate are lower than those of a primary melt (Wilson 1989), indicating that the original magma underwent some process of fractional crystallization, probably inside magma chambers, prior to its emplacement (Zhu et al. 2011). This differentiation by fractional crystallization is indicated by a correlation between certain oxides and Mg# in the variation diagrams (Fig. 4.10). The plots define a clear evolutionary trend of increasing SiO 2, TiO 2, P 2O 5 K 2O, Na 2O and FeO (t) with decreasing Mg# (toward more evolved types). However, in the CaO and Al 2O 3 diagrams, the fractional crystallization process is not so evident. Despite the presence of clinopyroxene and a large amount of plagioclase in the samples, the diagrams do not reflect the clear fractionation of these minerals. In addition to fractional crystallization, differentiation may also be associated with some assimilation of crustal material, as is indicated by the negative epsilon Hf values, the positive Ba anomaly and slight enrichment in lithophile elements (LILEs) such as K and Rb. As mentioned earlier, samples from the HMA and HGN domains are geochemically very similar (Figure 4.11). Based on the correlation between Ti and Zr content, once both elements are incompatible and the Ti/Zr ratio might represent the initial ratio in the source (Teixeira 2008), Figure 4.19 shows that the two sets of samples are very similar suggesting that the mafic bodies in the two domains may have crystallized from the same source of magma. The Lu-Hf isotopic compositions also support this conclusion. In general, the geochemical characteristics reflect sources that are more enriched than N-MORB basalts, showing similarities with enriched-mid ocean ridge basalts (E- MORB), as shown in the Figure 4.13a. Figure Zr (ppm) x TiO 2 (%) diagram for HGN and HMA samples (Based on Teixeira 2008). 59

86 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica Regional correlation The new crystallization ages of ca 895 Ma and 896 Ma of the mafic rocks in the Central Espinhaço are similar to the data obtained from other mafic intrusions that occur along the Espinhaço Range. Tonian mafic rocks in the Southern Espinhaço were first dated by Machado et al. (1989) who analyzed baddeleyite grains, from mafic sills located near Pedro Lessa city (Minas Gerais State), and obtained a crystallization age of 906±2.0 Ma. Since then, many other mafic bodies were mapped in this region and assigned to the so-called Pedro Lessa Suite, which encompasses these Tonian mafic intrusions. Later, Queiroga et al. (2012) redefined the age of crystallization of the mafic rocks of the Pedro Lessa Suite to 933 ±20 Ma, based on more robust U-Pb data from zircon grains. In the Northern Espinhaço, mafic intrusions are also reported. Although many of these intrusions remain without geochronological studies, ages are available for some mafic dykes located near Oliveira dos Brejinhos (in the Bahia State) in the northernmost Espinhaço. In that region, Teixeira (2008) dated zircon grains (U-Pb LA-ICPMS) in mafic dykes, obtaining a crystallization age of 1496 ± 3.2 Ma, which is similar to the ages obtained from mafic dykes in the Chapada Diamantina (Babinsk et al.1999; Teixeira 2008), suggesting that an extensional regime, associated with rifting, significantly affected both the Northern Espinhaço and the Chapada Diamantina approximately at 1.5 Ga. The only Tonian age obtained from mafic rocks in the Northern Espinhaço Range was presented by Danderfer et al. (2009) who dated zircon grains in mafic dykes using U-Pb SHIRIMP method, which yielded a crystallization age of 850±23 Ma. Therefore, prior to this study, no geochronological data were available to confirm whether the mafic rocks of the Central Espinhaço were in fact correlated with the Tonian mafic intrusions in the Southern Espinhaço or whether they represented records of the Calymmian rifting reported in the Northern Espinhaço. Now, based on our results, we can confidently correlate the mafic bodies studied here with the Tonian mafic rocks which occur in the Southern Espinhaço, comprising the Pedro Lessa Suite. Tonian ages also have been assigned to deformed mafic rocks in other domains of the Araçuaí fold thrust belt, southeast of SFC (Unlein 1991; Chula 1996; Gradim et al. 2005; Babinski et al. 2012; Castro 2014; Souza 2016). Recently, Souza (2016) dated a sample of metagabbro that crystallized at 964±46 Ma and that, within the range of uncertainty, was correlated to the metagabbros of the Pedro Lessa Suite, although these rocks intrudes the metasedimentary rocks of the Macaúbas Group. Samples of greenschist were also characterized and yielded a crystallization age of 939 ± 7 Ma. They were interpreted as preserving record of the same mafic magmatism. In the Southern São Francisco craton, as mentioned before, Tonian mafic dykes comprise the the Formiga swarm in the Minas Gerais State. These dykes revealed isochron ages of 984±110 Ma (Sm-Nd) (Chaves & Correia-Neves 2005a) and 940±50 Ma (Ar-Ar) (Carneiro & Oliveira 2005). 60

87 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Chaves et al. (2014) had already demonstrated the petrographic and geochemical similarities between the Formiga mafic dykes and those comprising Pedro Lessa Suite in the Southern Espinhaço. The multi-element diagrams in Figure 4.20 compares the data obtained from the metagabbros in this study and data from the Formiga and Pedro Lessa metagabbros (Queiroga et al. 2012; Chaves et al. 2014). The samples reveal very similar patterns of REEs and other incompatible elements, supporting the conclusion that the mafic bodies in the central Espinhaço can be associated with the same Tonian magmatism that produced the Pedro Lessa and Formiga mafic dykes. Figure Comparison of the mafic bodies from Central Espinhaço (samples HGN and HMA) with the metagabbro of the Pedro Lessa Suite (Queiroga et al. 2012; Chaves et al. 2014) and Formiga Swarm (Chaves et al. 2014) (a) Primitive mantle-normalized trace element patterns (Sun & McDonough 1989).(b) Chondritenormalized REE patterns (Boynton 1984) Tectonic implications Despite some small variations, in the geochemical characteristics of the Tonian mafic rocks in the southern São Francisco block (South of the SFC and Araçuaí belt), which were obtained from metagabbros, greenschists and amphibolites (Unlein 1991; Chula 1996; Gradim et al. 2005; Babinski et al. 2012, Castro 2014, Souza 2016, Danderfer et al. 2009, Chaves et al. 2014), point to an origin from subalkaline basaltic magmas, with a tholeiitic affinity, typical of intraplate magmatism. Thus they can all be atributted to large-scale mafic magmatism caused by significant crustal extension that affected part of the São Francisco block during the Tonian. In a regional framework, these mafic rocks can be related to the extensional event that paved the way to deposition of a large Neoproterozoic intracratonic basin, known as the Macaubas Basin (Pedrosa-Soares et al. 2011; Babinski et al. 2012). Castro (2014) dated amphibolites of the Capelinha Formation, in the bottom of the Macaúbas sequence and obtained a crystallization age of 957 ±14 Ma, which was interpreted as the first record of the Tonian magmatism, syndepositional to the development of the initial rifting in this basin. 61

88 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... From this initial record, the ages of the Tonian mafic rocks become progressively younger northward in the Espinhaço basin (Fig. 4.21), ranging from mafic rocks in the southern Espinhaço (~ 933 Ma) passing through slightly younger (~ 900 Ma) mafic intrusions in the central espinhaço to the youngest age (~ 850 Ma, Danderfer et al.2009) in the northern end of Espinhaço. Figure Ages and their respective errors presented for the regional Tonian mafic magmatism in the Espinhaço domain and adjacent areas (southern SF block). SE: Southern Espinhaço; CE: Central Espinhaço and NE: Northern Espinhaço. Therefore, this scenario can also be interpreted as a result of a diachronic rifting that might have developed from south to north, affecting the Espinhaço basin in different stages during the Tonian. This rifting that occurred differently either in time and space would be analogous to the diachronic fragmentation that occurred during the Phanerozoic and led to the opening of the Atlantic Ocean and rupture of the Gondwana Continent (Carneiro et al. 2012). In a global context, similar records of Tonian magmatism also have been reported for other continental pieces, such as the Congo and North China cratons. In the West Congo craton, there are significant volcanic and intrusive rocks of ca. 920 Ma, such as, the Gangila basalts, typical continental flood basalts, and the younger Mayumbian rhyolitic rocks (dated at 920±8 Ma at the bottom and 912±7 Ma at the top (Tack et al. 2001). Chaves et al. (2014) correlated the mafic dykes of Formiga and the Pedro Lessa Suite with those of Kinga-Comba and Sembé Ouesso (Vicat & Pouclet 1995), which are also located in the Congo craton. In the North China craton (NCC), ages approximately of 925 Ma (baddeleyite U Pb) have been reported (Peng et al. 2011b) for the mafic dykes comprising the Dashigou swarm. Along the southern margin of the eastern NCC, slightly younger sills of ca. 900 Ma intrudes rocks of the Xu Huai Rift System (Peng et al. 2011a). Peng et al. (2011b) suggest that together, these ~925 Ma dykes 62

89 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. and ~900 Ma sills constitute a large igneous province (LIP) that was produced by a Neoproterozoic mantle plume. They proposed a connection model between the North China craton and the São Francisco-Congo block, where this same mantle plume would be associated with the emplacement of the Bahia dykes (Evans et al. 2015) and Gangila volcanic rocks, in the São Francisco and Congo cratons, respectively. All these records point to voluminous mafic magmatism occurred during the Tonian interval. If the correct positions of these blocks remain controversial, at least, we have evidence that this riftrelated magmatism was widely distributed across several blocks and may be related to attempts to breakup a larger continental piece (or a supercontinent) of which these blocks were part in the Proterozoic. 4.6 CONCLUSIONS Based on the results of this study, the following conclusions can be made: (1) The mafic bodies in the Central Espinhaço are metagabbros, slightly metamorphosed in the greenschist facies, but that still preserve igneous features. (2) Major and trace element geochemistry indicates that these mafic rocks have a tholeiitic affinity that is typical of continental intraplate mafic magmatism. Additionally, they reveal evidence of an evolution characterized by fractional crystallization with probable associated crustal assimilation. (3) Lu-Hf isotopic compositions suggest that during ascent/emplacement, the magma may have incorporated some continental component. (4) LA-ICP-MS zircon U Pb dating indicate that the crystallization ages of these mafic bodies are 895± 3.4 Ma and 896 ± 2.4 Ma. (5) These mafic rocks were likely emplaced in an extensional regime that occurred during the Tonian, which affected the present east/southeast border of the SFC. They are correlated to other Tonian mafic rocks in the southern SF block (Pedro Lessa/ Diamantina and Formiga swarm), indicating that their emplacement may be linked to the same tectonic event. Together, they suggest an attempt of diachronic fragmentation that might have occurred from south to north. Additionally, on a regional scale, these rocks can be related to the initial rifting that preceded the deposiotion of the Macaúbas basin in the southeast of SF block. 63

90 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... 64

91 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 5 CORPOS MÁFICOS INTRUSIVOS NO GRUPO TERRA VERMELHA 5.1 ASPECTOS GERAIS Conforme mencionado anteriormente, as rochas metamáficas encaixadas no Grupo Terra Vermelha constituem mais um alvo dos estudos propostos nesse trabalho. Essas rochas afloram no domínio nordeste da área investigada (Domínio HVM), a noroeste do município de Montezuma-MG, e estão alojadas em rochas metassedimentares da referida unidade (Figura 5.1). Esse domínio da área de estudo abriga ocorrências significativas de rochas metamáficas materializadas como duas soleiras que exibem a forma da letra V, acompanhando a estrutura das rochas encaixantes. Em campo, a alteração dessas rochas produz um solo avermelhado característico, que se destaca daqueles formados a partir de rochas metassedimentares de seu entorno. Apesar de constituírem intrusões máficas, assim como os outros corpos estudados e apresentados no capítulo anterior, os resultados das caracterizações realizadas no decorrer do trabalho revelaram características distintas para essas ocorrências, tanto do ponto de vista petrográfico e geoquímico, como geocronológico. Desse modo, optou-se por apresentar os resultados e suas interpretações no presente capítulo, separadamente dos demais corpos. Além disso, cabe ressaltar que as rochas encaixantes desses corpos intrusivos também diferem daqueles tratados no capítulo anterior. Claro que em primeira análise, os diferentes níveis estratigráficos alcançados pelos corpos máficos da área de estudo não representariam uma restrição para que eles fossem correlacionados a um mesmo evento magmático. No entanto, dada as diferenças, sobretudo geoquímicas, entre as intrusivas que cortam o Grupo Terra Vermelha e àquelas que ocorrem no Grupo Sítio Novo, a contextualização e as características das rochas encaixantes merecem ser avaliadas com mais detalhe. No próximo tópico, uma breve compilação das informações mais relevantes sobre as rochas do Grupo Terra Vermelha está apresentada.

92 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figura Mapa geológico local com destaque para o domínio HVM e as ocorrências de rochas máficas intrusivas nas rochas do Grupo Terra Vermelha. 66

93 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. 5.2 ROCHAS ENCAIXANTES - GRUPO TERRA VERMELHA As rochas do Grupo Terra Vermelha aparecem na porção nordeste da área de estudo (Fig. 5.1). Nos primeiros trabalhos acerca da litoestratigrafia da região, desenvolvidos por Knauer et al. (2007), as sucessões siliciclásticas que lá ocorrem foram interpretadas como parte do Grupo Macaúbas, divididas entre as formações Rio do Peixe Bravo e Nova Aurora. No entanto, caracterizações mais recentes desenvolvidas por Costa et al. (2017), numa escala de trabalho de maior detalhe e com base em estudos estratigráficos e geocronológicos, revelam uma proposta distinta para o domínio norte do Espinhaço Central. De acordo com esta proposta, o Grupo Terra Vermelha constitui uma sequência vulcanosedimentar que repousa em discordância sobre rochas cristalinas do Complexo Gavião (gnaisses, migmatitos e granitoides). Segundo Costa et al. (2017), o Grupo Terra Vermelha é composto por duas formações, a saber: Formação Cavoada do Buraco, basal, e Formação Espigão. A sucessão basal é constituída por conglomerados e arenitos com estratificações cruzadas. A Formação Espigão, por sua vez, tem ocorrência mais expressiva e exibe arenitos com estratificações cruzadas de grande porte. No topo da Formação Espigão, Costa et al. (2017) caracterizaram uma associação de fácies vulcanogênicas, constituída por rochas vulcânicas de natureza ácida, com evidências de fluxo de lava e feições vulcanoclásticas. Estudos geocronológicos apresentados pelos autores em zircões ígneos das rochas vulcânicas revelaram uma idade de cristalização em torno de 1758±4 Ma. Imediatamente acima das rochas do Grupo Terra Vermelha, ocorrem os arenitos eólicos da Formação Pau D arco que se caracterizam por apresentar estratificações de grande porte, alta seleção e elevada maturidade composicional. A idade máxima de deposição obtida para essa unidade foi de 1675±22 Ma (Costa et al. 2017). Costa et al. (2017) interpretam a sucessão siliciclástica e as rochas vulcânicas do Grupo Terra Vermelha como registro de um rifte intracontinental estateriano, com preenchimento associado a ambientes aluvionar e lacustre. Num contexto regional, essa interpretação é compatível com outros registros magmáticos e de preenchimento de bacia ocorridos durante o Estateriano, como aqueles datados na Chapada Diamantina (Babinski et al. 1999; Schobbenhaus et al.1994), no Espinhaço Setentrional (Danderfer et al. 2009; Danderfer et al. 2015) e Espinhaço Meridional (Brito-Neves et al. 1979; Dussin & Dussin 1995), corroborando a hipótese de um significativo processo de extensão, em escala continental, do bloco São Francisco neste período do tempo geológico. 67

94 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figura Coluna estratigráfica do Grupo Terra Vermelha no Espinhaço Central ( Baseada em Costa 2017). 5.3 ASPECTOS PETROGRÁFICOS Ocorrência e descrição macroscópica Os corpos máficos ocorrem de forma concordante ao acamamento dos arenitos da Formação Espigão, definindo duas soleiras encaixadas na sucessão sedimentar dessa unidade. Ao longo da extensão desses corpos ocorrem esparsas exposições de rocha, ou mais comumente, blocos rolados. Os corpos são compostos por metagabros de coloração escura a cinza esverdeada, quando pouco alterados. Em geral, exibem granulação fanerítica fina a média, localmente grossa, sendo possível identificar minerais como plagioclásio, clorita e biotita. Apresentam textura inequigranular porfirítica, com cristais ígneos de plagioclásios dispersos na matriz fina, às vezes, dispersos sem orientação preferencial (Fig. 5.3). Em geral, apresentam aspecto maciço, sem indicações de fluxo, e são pouco deformadas ou sem foliação evidente. 68

95 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura Aspectos texturais das rochas metamáficas observados em campo. (a) Aspecto geral do afloramento com destaque para a textura decussada. (b) Fenocristais de plagioclásio dispersos na matriz fina da rocha. Em alguns afloramentos, essas rochas exibem uma feição peculiar marcada pelo contato abrupto entre porções que exibem aspectos texturais muito distintos, caracterizada por uma granulação fina e homogênea, na base, com pequenos pórfiros dispersos, em contato com um nível de textura porfirítica, com cristais centimétricos de plagioclásio (Fig. 5.4). Feições como essas podem resultar de uma diferenciação por fluxo, quando os cristais mais densos (máficos) tendem a se concentrar no fundo e os mais leves, como o plagioclásio, ficam nas porções superiores. No entanto, nenhuma evidência de fluxo magmático foi observada para essas rochas. Outra possibilidade seria o resfriamento mais rápido das bordas em direção ao interior do corpo, implicando em texturas mais finas nas porções marginais. Nesse caso, essa feição deveria ser mais ou menos contínua ao longo das bordas da intrusão, porém, isso não pôde ser verificado em campo, já que os contatos com as encaixantes não são claros. Assim, uma hipótese razoável para originar essa característica, seria pensar em pulsos magmáticos distintos, trazendo cristais de plagioclásio previamente cristalizados. 69

96 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figura Afloramento com contato abrupto entre porções que exibem aspectos texturais muito distintos. A porção inferior apresenta textura fina e homogênea, enquanto a superior, exibe cristais centimétricos de plagioclásio conferindo à rocha uma textura porfirítica grosseira Descrição Microscópica Análises petrológicas foram realizadas com base em lâminas delgadas confeccionadas a partir de amostras coletadas na fase de campo. Os metagrabros são formados essencialmente por anfibólio, plagioclásio e epidoto, e secundariamente, possuem clorita, biotita e quartzo. Dentre esses, os plagioclásios são os cristais que ainda preservam feições ígneas como o hábito tipicamente tabular e maclas polissintéticas, embora já estejam parcialmente, ou às vezes, completamente alterados para epidoto e sericita devido ao intenso processo de saussuritização. Outras vezes, os plagioclásios aparecem preservando sua forma tabular, porém internamente recristalizados em grãos menores. Os demais componentes minerais parecem ter uma origem secundária a partir dos minerais primários da rocha máfica, como é o caso do anfibólio que deve ter sido gerado a partir dos piroxênios originais. Os plagioclásios ocorrem tanto como pórfiros grandes, dispersos na matriz, quanto na própria matriz da rocha, quando ocorrem como finos cristais tabulares, ou granoblásticos, produtos da recristalização metamórfica. O processo de saussuritização sobre os plagioclásios foi tão intenso que o epidoto não ocorre apenas incluso nesses minerais, mas também como grãos metamórficos maiores. A clinozoisita também é um produto comum dessa alteração, aparecendo com cores de interferência em tons azulados e associada aos cristais alterados de plagioclásio. 70

97 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. O anfibólio aparece como cristais esverdeados, com hábitos aciculares, exibindo pleocroísmo tricróico em tons de verde, verde-azulado e amarelo. Apresentam baixas cores de interferência, mas que podem chegar ao rosa de segunda ordem. Apesar dos ângulos de extinção baixos (no máximo 17 ), a coloração mais intensa e o pleocroísmo relativamente forte, sugerem tratar-se de hornblenda. Figura Fotomicrografias das rochas metamáficas que intrudem o Grupo Terra Vermelha. (a) Cristal tabular de plagioclásio entre cristais esverdeados de anfibólio. (b) Cristais aciculares de anfibólio e tabulares de plagioclásio, definindo uma foliação incipiente. (c) Textura decussada definida por cristais tabulares de plagioclásio. (d) Palhetas de biotita entre anfibólios e grãos recristalizados de plagioclásio. (e) Plagioclásio recristalizado com epidoto associado. (f) Cristais de epidoto formados pela alteração do plagioclásio original. Anf: anfibólio; Pl: plagioclásio; Ep: epidoto; Bt: biotita. 71

98 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Em algumas poucas seções, os cristais de anfibólio apresentam coloração em verde pálido, com pleocroísmo fraco e ângulos de extinção mais baixos (menor que 15 ), indicando tratar-se de actinolitas. Agregados arredondados de cristais de anfibólio sugerem a alteração de cristais de piroxênio do protólito ígneo. A clorita ocorre como cristais esverdeados e tabulares associados aos anfibólios, distinguindo-se desses por sua cor de interferência anômala e relevo baixo. A biotita também aparece como cristais pleocróicos de coloração acastanhada, exibindo extinção olho de pássaro. O quartzo ocorre na matriz como grãos recristalizados associados aos plagioclásios. A presença de leucoxênio e carbonatos é observada nas porções mais alteradas das rochas. Titanita e opacos são os minerais acessórios principais. A paragênese geral da rocha sugere processos de metamorfismo de baixo grau, conforme indicado pela presença de minerais como clorita e clinozoisita. Porém, tendo em vista a ocorrência de hornblenda associada a plagioclásios recristalizados, os processos podem ter alcançado temperaturas um pouco maiores que a temperatura limítrofe de 500 C entre a fácies xisto verde e anfibolito inferior Química mineral Análises em microssonda eletrônica foram realizadas em alguns cristais pré-selecionados em lâminas delgadas dessas rochas. Os cristais selecionados para análise apresentavam, em sua maioria, o hábito tabular ígneo, apesar de algumas análises em grãos já recristalizados. As microanálises realizadas nos cristais de plagioclásio estão apresentadas no apêndice B.1. Os plagioclásios foram classificados no sistema ternário Albita (Ab), Anortita (An) e Ortoclásio (Or), conforme as recomendações de Deer et al. (1992), revelando uma composição sódica, constituindo-se essencialmente de albita (Fig. 5.6). No metamorfismo, os plagioclásios cálcicos de rochas gabróicas tendem a ser substituídos por albita + epidoto (± sericita) durante processos de baixo grau (Queiroga et al. 2012). Os plagioclásios analisados indicam que o metamorfismo foi suficiente para modificar sua composição química para albita pura. A composição geral dos termos albíticos para as rochas metamáficas estudadas é Ano Ab Or Já a fórmula estrutural com base na média geral das análises químicas é definida por (Na 0.95 Ca 0.02)(Si 0.98 Al 0.03) Al Si 2O 8. 72

99 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura Variação composicional dos grãos de plagioclásio, segundo os conteúdos de albita (Ab), ortoclásio (Or) e anortita (An) (Deer et al. 1992). A química dos anfibólios também foi investigada e os resultados obtidos estão apresentados no apêndice B.2. A classificação dos anfibólios foi realizada segundo Leake et al. (1997). Para a estimativa de Fe +3, adotou-se todo o ferro como Fe +2. De acordo com os resultados obtidos, todos os grãos apresentaram composição cálcica, apesar das variações nos conteúdos de Fe e Mg. Para as duas amostras analisadas, os anfibólios foram classificados em Mg-Hornblenda, Fe-Hornblenda e Fe- Tschermakita (Fig. 5.7). Figura Classificação dos anfibólios cálcicos segundo Leake et al. (1997). Círculos e losangos preenchidos representam a amostra VM-564 e VM-577, respectivamente. 73

100 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica LITOQUÍMICA Os resultados das análises geoquímicas realizadas para essas rochas estão apresentadas no apêndice B.3. Nesta tabela também se encontram os parâmetros calculados como FeO*, Na 2O+K 2O, ΣETR, Mg#, (Eu/Eu*) e (La/Yb) N, normalizado ao condrito de Boynton (1984), que foram utilizados para avaliação e interpretação das características geoquímicas dessas amostras. Os resultados analíticos obtidos revelam que os teores de SiO 2 e MgO variam entre 49.7% 52.07% e 3.12% 5%, respectivamente. Os valores calculados do #Mg (número de Mg) são muito baixos, variando entre 0.30 e Portanto, apesar dos valores relativamente baixos de SiO 2, típicos de rochas máficas, os valores muito baixos para o índice #Mg caracterizam rochas mais evoluídas. Os teores de Al 2O 3 (13.38 % 15.7%) são moderados, possivelmente refletindo a presença da significativa quantidade de plagioclásios nessas rochas. Os teores de CaO e Fe 2O 3 variam entre 4.14% 7.65% e 14.4% 16.86%, respectivamente. Essas rochas também apresentam teores de TiO 2 maiores que 2%, sendo classificadas como rochas de alto titânio. Baseada na classificação TAS de Le Bas et al. (1986) que utiliza os conteúdos de sílica e álcalis totais como referências, as amostras analisadas plotam no campo dos basaltos, próximos ao limite alcalino-subalcalino, exibindo uma tendência de caráter transicional. Figura Diagrama TAS (Total álcalis x Sílica) de Le Bas et al. (1986) 74

101 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. O diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971) da Figura 5.9 revela a afinidade toleítca das amostras, exibindo um trend de enriquecimento em álcalis. Os teores de álcalis totais (Na 2O + K 2O) são relativamente altos, variando entre 3.01% e 7.08%, indicando rochas com tendências mais alcalinas. No diagrama classificatório de Jensen (1976), as amostras plotam no campo compatível com os basaltos toleíticos de alto Fe. O progressivo enriquecimento de ferro com a diferenciação marca um comportamento comum de magmas da série toleítica (Dias Neto et al. 2009). Figura (a) Diagrama AFM (Álcalis, FeO e MgO) de Irvine & Baragar (1971). (b) Diagrama classificatório de Jensen (1976). Os diagramas de ambiência tectônica (Fig. 5.10) sugerem que as máficas intrusivas no Grupo Terra Vermalha foram formadas em ambiente intraplaca continental. Figura Diagramas classificatórios de ambiente tectônico. (a) Diagrama baseado nas variações de Zr x Zr/Y (Pearce & Norry 1979). (b) Diagrama ternário Zr Ti/100 3Y (Pearce & Cann 1973). 75

102 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Com relação aos elementos traços analisados, o diagrama multielementar de elementos incompatíveis (Fig. 5.11a), normalizados ao manto primitivo (Sun & McDonough 1989), evidencia um enriquecimento dos elementos litófilos de grande raio iônico (LILE), posicionados no lado esquerdo do diagrama, em relação aos elementos de forte potencial iônico (HFSE). Destaca-se ainda uma significativa anomalia negativa de Sr que pode estar associada à cristalização do plagioclásio durante o processo de diferenciação magmática. Além disso, é possível reconhecer anomalias positivas de alguns elementos móveis como Ba, K e Th que podem sugerir processos de assimilação crustal. A anomalia levemente negativa de Nb normalmente é uma característica marcante em basaltos associados a zonas de subducção (Winter 2001). No entanto, tal feição também é relativamente comum em magmatismo intracontinental, sugerindo a presença de um manto sub-litosférico contaminado que pode guardar registros de processos de subdução anteriores (Winter 2001). Essa interação do magma basáltico com uma crosta reciclada também é evidenciada no diagrama da figura 5.12a. O diagrama de elementos terras raras, normalizados ao condrito (Fig. 5.11b) exibe um padrão de acentuada inclinação negativa para o lado direito, refletindo maior fracionamento de elementos terras raras leves (LREE) em relação aos pesados (HREE). A variação da relação La N/Yb N obtida para as amostras foi de 5.05 ppm a 9.33 ppm e a somatória dos elementos terras raras reflete seu enriquecimento nesses elementos, variando de ppm a ppm. Também é possível reconhecer uma leve anomalia negativa de Eu, com Eu/Eu* variando de 0.89 a 1.0 Figura Diagramas multielementares de elementos traços para as amostras de rochas máficas intrusivas no Grupo Terra Vermelha. (a) Elementos incompatíveis normalizados ao manto primitivo (Sun & McDonough 1989); (b) Elementos terras raras (ETR s) normalizados ao condrito (Boynton 1984). As curvas dos basaltos de ilhas oceânicas (OIB), basalto normal de cadeia meso-oceânica (N-MORB) e basalto enriquecido de cadeia meso-oceânica (E-MORB) estão apresentadas como referência (Sun & McDonough 1989). De uma forma geral, as rochas máficas desse domínio mostram um caráter enriquecido e sugerem processos de assimilação crustal, conforme já mencionado. De acordo com Saunders et al. 76

103 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. (1992), o diagrama La/Nb versus La/Ba pode ser utilizado para investigar o envolvimento crustal na evolução de rochas máficas, principalmente quando estudos isotópicos adicionais (como Lu-Hf e Sm- Nd) não são realizados. Os resultados obtidos para as rochas máficas intrusivas no Grupo Terra Vermelha evidencima contribuição de material litosférico no magma que originou essas intrusões (Fig. 5.12b). Figura 5.12 (a) Diagrama Nb/Yb x Th/Yb (Pearce et al. 2008). Todas as amostra plotam acima do campo de composição MORB-OIB sugerindo processos de interação do magma com componentes crustais.(b) Diagrama La/Nb x La/Ba (Saunders et al. 1992) evidenciando assimilação de material crustal para a maioria da amostras. Os círculos preenchidos em azul representam as amostras de rochas máfica que ocorrem no Grupo TerraVermelha. OIB: oceanic island basalts ou basaltos de ilhas oceânicas. MORB: mid ocean ridge basalts ou basaltos de cadeia meso-oceânica. 5.5 GEOCRONOLOGIA Estudos geocronológicos pelo método U-Pb em zircão foram realizados para a amostra HVM- 10 representativa das soleiras de rochas máficas que ocorrem no Grupo Terra Vermelha. Tendo em vista a menor concentração desse mineral em rochas de natureza básica, 31 grãos de zircão foram analisados, num total de 26 análises (ver apêndice B.4). A partir da análise de imagens de catodoluminescência foi possível reconhecer duas diferentes famílias de grãos com base em suas morfologias. Alguns deles apresentam feições características de zircões ígneos herdados, como é o caso dos grãos subédricos, de forma arredondada e coloração mais escura, exibindo zoneamento interno. Outros se encontram bem preservados, exibindo hábito prismático com faces bem definidas e zoneamento interno, além de razões Th/U relativamente altas indicando origem magmática. No geral, o tamanho dos grãos varia de µm, podendo alcançar 250µm nos zircões mais alongados. 77

104 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Figura Catodoluminescência de grãos de zircão da amostra HVM-10. Com base nos resultados isotópicos, também foi possível distinguir diferentes populações de zircões de acordo com as idades 207 Pb/ 206 Pb (Figura 5.14). O grupo de zircões herdados, representado por 13 análises, apresenta idades 207 Pb/ 206 Pb arqueanas e paleoproterozoicas no intervalo de 1822 a 2815Ma com razões Th/U de 0.10 a Outra população expressiva na amostra é representada por zircões do período Estateriano, sendo constituída por 13 pontos do total analisado. As idades 207 Pb/ 206 Pb variam entre 1676 Ma a 1745 Ma e foram obtidas, em sua maioria, em zircões prismáticos e alongados, exibindo feições tipicamente ígneas (Fig. 5.13). Essas análises definem uma curva com intercepto superior em 1734 ± 7 Ma (MSWD = 0.91), similar à idade concórdia (1730 ± 8 Ma MSWD 0.033) obtida a partir de 7 desses pontos, que apresentaram concordância entre % (Fig. 5.15). Esta idade concórdia foi interpretada como a melhor estimativa para a idade de cristalização desses corpos máficos. 78

105 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura Curva concórdia mostrando as diferentes populações de zircões definidas pelas idades obtidas. Figura Diagrama concórdia da amostra HVM

106 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica CONSIDERAÇÕES FINAIS Os resultados geocronológicos obtidos para a amostra HVM-010 são compatíveis com outros registros desse período reportados no contexto do bloco São Francisco. De acordo com Danderfer et al. (2015), durante o Paleoproterozoico, no intervalo compreendido entre 1.8 e 1.68 Ga, parte do bloco São Francisco passou por um significativo processo de distensão crustal, desencadeando o desenvolvimento de vários riftes intracontinentais com magmatismo associado. Conforme já mencionado, o próprio Grupo Terra Vermelha registra o preenchimento de um rifte intracontinental nesse período. Esse contexto também é observado no prolongamento do Espinhaço Setentrional, com riftes estaterianos materializados pelas sequências vulcano-sedimentares Algodão e Sapiranga (1775 ± 5 Ma e 1740 ± 10 Ma, respectivamente; Danderfer et al. 2015). Idades semelhantes foram obtidas na Chapada Diamantina para rochas vulcânicas ácidas da Formação Rio dos Remédios (1748 ± 1 Ma; Babinski et al. 1999), e também no domínio do aulacógeno Paramirim em rochas graníticas do Complexo Lagoa Real cujas intrusões revelaram idades U-Pb entre 1.75 e 1.71Ga (Turpin et al. 1988; Pimentel et al. 1994; Lobato et al. 2015) Nos limites do Espinhaço Meridional, o rifteamento estateriano é representado pelas formações Bandeirinha e São João da Chapada. Zircões ígneos datados a partir de um filito hematítico associado a essas sequências indicaram idade de cristalização em 1703±12 Ma (Chemale et al. 2012). Nesse domínio, o magmatismo estateriano também é registrado pelas rochas plutônicas ácidas da Suíte Conceição do Mato Dentro (1.72 Ga, Brito-Neves et al. 1979) e por granitos anorogênicos da Suíte Borrachudos, datados em 1.75 Ga por Silva et al. (1995). Com relação às rochas de natureza máfica, outros registros cronocorrelatos (1714 ± 5 Ma, U- Pb, Silva et al. (1995); 1740±54 Ma, Rb-Sr, Chaves & Correia-Neves 2005b; Ma, Ar-Ar, Carneiro & Oliveira 2005, ~1795Ma e ~1710Ma, U-Pb, Cederberg et al. 2016) são reportados na porção sul do cráton, constituindo um expressivo enxame de diques de direção N60W, denominado enxame de Pará de Minas (Oliveira & Montes 1984; Chaves 2013). Chaves (2014) apresentou algumas características químicas reveladas por esses diques, indicando que eles foram originados a partir de magmas basálticos subalcalinos em ambiente intraplaca. A figura 5.16 permite comparar as composições dos elementos traços entre os diques máficos do enxame de Pará de Minas e as rochas máficas estaterianas, reportadas nesse trabalho. De maneira geral, todas as amostras revelam padrões geoquímicos muito similares. Porém, mais estudos devem ser conduzidos na tentativa de investigar se existe uma relação efetiva entre esses corpos e se eles estariam relacionados a uma mesma fonte. Fato, é que todos esses registros podem ser interpretados como produtos da grande tafrogênese estateriana ocorrida no bloco São Francisco, responsável por episódios de rifteamento, sedimentação e magmatismo bimodal. 80

107 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura 5.16 Comparação das características geoquímicas dos corpos máficos que intrudem o Grupo Terra Vermelha no Espinhaço Central, com os diques máficos do Enxame de Pará de Minas (Chaves 2014). (a) Diagrama de elementos incompatíveis normalizados ao manto primitivo (Sun & McDonough 1989). (b) Diagrama de elementos terras raras normalizados ao condrito (Boynton 1984). Além disso, esses registros estaterianos de condições extensionais com magmatismo associado, também são reportados em outros blocos continentais, como no cráton Amazônico (Reis et al. 2013), no cráton Norte da China (Peng 2015) e no cráton da Sibéria (Larin 2014). E num contexto global, podem estar relacionados a tentativas de fragmentação de uma massa continental maior da qual esses blocos faziam parte no Paleoproterozoico, embora a configuração dessas grandes massas continentais (ou supercontinentes) ainda seja alvo de muitas discussões (Rogers & Santosh 2002; Zhao et al. 2002; Cederberg et al. 2016; D Agrela Filho & Cordani 2017) 81

108 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... 82

109 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 6 DISCUSSÕES 6.1 DIFERENÇAS QUANTO ÀS CARACTERÍSTICAS DOS CORPOS MÁFICOS ESTUDADOS Os resultados obtidos a partir das caracterizações geoquímicas e geocronológicas, além das diferenças petrográficas observadas para as três ocorrências estudadas, nos permitem agrupá-las em dois diferentes domínios (Fig. 6.1). Na porção centro-oeste da área de estudo estão as ocorrências que intrudem rochas do embasamento e do Grupo Sítio Novo, localizadas nas mediações da Serra do Ginete (amostras HGN) e na região da Serra Geral (amostras HMA). Essas duas ocorrências apresentaram características muito similares do ponto de vista petrográfico e geoquímico, além de resultados geocronológicos compatíveis com um único evento magmático. Dessa forma, para facilitar as descrições propostas neste capítulo, essas ocorrências serão aqui referidas como rochas do domínio I Figura Mapa local com destaque para os dois domínios definidos para as ocorrências de rochas metamáficas na área de estudo. Por outro lado, os corpos máficos localizados na porção nordeste da área, intrusivos em rochas metassedimentares do Grupo Terra Vermelha (amostras HVM) serão agrupados no domínio II, tendo em vista suas características distintas.

110 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Petrograficamente, os corpos máficos de ambos os domínios constituem rochas de composição gabróica e aspecto maciço, porém afetadas por metamorfismo de baixo grau. Do ponto de vista textural, as rochas do domínio I são mais homogêneas, enquanto as rochas do domínio II se caracterizam por apresentar textura inequigranular porfirítica de matriz fina, contendo fenocristais centimétricos de plagioclásio. Neste domínio os plagioclásios também ocorrem como ripas maiores, às vezes dispersos sem uma orientação preferencial, conferindo à rocha uma textura decussada. Quando homogênea, a textura das rochas do domínio II é geralmente mais fina do que no domínio I. Nas amostras do domínio I, as feições reliquiares do protólito ígneo estão mais preservadas ocorrendo, por exemplo, fenocristais de piroxênio exibindo textura ofítica. A química mineral revela que no domínio I os anfibólios são essencialmente actinolitas e os plagioclásios variam de termos labradoríticos a andesíticos. Em contrapartida, as amostras do domínio II se encontram mais afetadas pelo metamorfismo. Muitos plagioclásios estão quase totalmente recristalizados, e a composição, mesmo dos cristais que ainda preservam a forma tabular, é puramente albítica. Os piroxênios já não se encontram mais preservados e o anfibólio é a hornblenda sugestiva de que no domínio II as rochas podem ter alcançado uma temperatura um pouco maior que 500. Do ponto de vista geoquímico, as análises de elementos maiores revelam que as amostras do domínio II são relativamente mais silicosas, mais pobres em cálcio e mais enriquecidas em ferro do que as rochas do domínio I (Fig. 6.2), sendo também caracterizadas como rochas de alto titânio. Além disso, as amostras do domínio II apresentam números de magnésio (#Mg) bem menores que aqueles obtidos para o domínio I, indicando que as rochas intrusivas no Grupo Terra Vermelha são mais evoluídas. 84

111 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Figura Diagrama Harker de elementos maiores, obtido a partir de amostras de rochas máficas dos dois domínios. Analisando-se os teores de elementos traços, a diferença geoquímica entre os dois domínios fica ainda mais evidente. Nos padrões geoquímicos de elementos incompatíveis (Fig. 6.3a) é possível notar um maior enriquecimento desses elementos nos rochas metamáficas do Grupo Terra Vermelha, inclusive para os elementos menos incompatíveis (menos móveis), posicionados no lado direito do diagrama (Y, Yb e Lu). Tal feição é indicativa de um magma mais enriquecido e, portanto, diferente daquele que teria gerado os corpos máficos localizados no domínio I. O diagrama da Figura 6.3b também mostra o maior enriquecimento de elementos terras raras nas rochas do Grupo Terra Vermelha em relação àquelas do domínio I, corroborando a hipótese de 85

112 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... líquidos distintos para geração das rochas dos dois domínios. Apesar disso, todos os corpos máficos da área de estudo guardam uma assinatura geoquímica característica de ambiente continental intraplaca, possivelmente associada a regimes extensionais e processos de rifteamento. Figura Diagramas multielementares de elementos traços para as amostras de rochas máficas dos dois domínios. (a) Elementos incompatíveis normalizados ao manto primitivo (Sun & McDonough 1989); (b) Elementos terras raras (ETR s) normalizados ao condrito (Boynton 1984). Os símbolos adotados são os mesmos apresentados na legenda da Figura 6.2. O diagrama de razões La/Sm versus Sm/Yb (Fig. 6.4) normalizados ao condrito de Boynton (1984), conforme apresentado por Jourdan et al. (2009), revela que a possível fonte dos corpos máficos de ambos os domínios seria do tipo espinélio-lherzolito. Considerando a hipótese de uma mesma fonte, as diferenças geoquímicas observadas entre as rochas dos dois domínios, como o caráter mais enriquecido das rochas do domínio II, poderiam ter sido originadas pela diferença no grau de fusão parcial, gerando magmas com características distintas. Figura Diagrama La/Sm versus Sm/Yb normalizado ao condrito de Boynton (1984) de acordo com Jourdan et al. (2009). Os símbolos são os mesmo utilizados na legenda da Figura

113 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Haja vista todas as diferenças apresentadas entre as rochas dos dois domínios, os resultados geocronológicos obtidos também foram diferentes. As datações realizadas pela metodologia U-Pb em zircões de duas amostras do domínio I resultaram em idades tonianas de 895 ± 3 Ma e 896 ± 2 Ma, enquanto para as rochas do domínio II, a estimativa para idade de cristalização foi de 1730 ± 8 Ma. 6.2 SIGNIFICADO TECTÔNICO NO CONTEXTO DA EVOLUÇÃO DA BACIA DO ESPINHAÇO Danderfer & Dardenne (2002) realizaram caracterizações litoestratigráficas no segmento setentrional da Serra do Espinhaço, defendendo uma evolução bacinal descontínua e policíclica para esta bacia ao longo de toda sua extensão. Posteriormente, outros trabalhos baseados em dados geocronológicos foram desenvolvidos por vários autores (Martins et al. 2008, Danderfer et al. 2009, Chemale et al. 2012) ao longo da Serra Geral, corroborando a hipótese de que as unidades do Supergrupo Espinhaço não remontam uma única bacia, mas sim a diversos estágios de preenchimento em vários períodos de sua história, formando bacias superpostas. Trabalhos recentes (Costa 2013; Costa et al. 2017) também se dedicaram ao estudo da evolução tectono-estratigráfica das sequências metassedimentares que afloram no domínio do Espinhaço Central, mostrando que de forma análoga ao que ocorre na porção norte, o preenchimento das bacias é descontínuo, ocorrendo em diferentes episódios de rifteamento. Sendo assim, analisando-se o arcabouço estratigráfico em que as rochas máficas estudadas estão inseridas, mais diferenças são observadas entre os dois domínios. As associações sedimentares que compõem a unidade na qual os corpos máficos do domínio I estão intrudidos foram estudadas em detalhe no trabalho de Costa (2013) e sugerem o preenchimento de um rifte com sedimentação em ambiente fluvial, transicional e marinho. Com base em características litofaciológicas, Costa (2013) sugere que essas associações são correlacionáveis com aquelas que compõem o Grupo Sítio Novo definido por Danderfer & Dardenne (2002) no Espinhaço setentrional. De acordo com esses autores, essa unidade registra o preenchimento de um rifte assimétrico que teria se desenvolvido durante o Esteniano, ao final do Mesoproterozoico, entre 1.2 e 1.0 Ga (Danderfer 2000; Danderfer et al. 2009). Esse contexto deposicional em regime distensivo é totalmente compatível com as características apresentadas pelas rochas metamáficas tonianas estudadas, uma vez que essas apresentam afinidades toleíticas e são relativamente pouco diferenciadas, exibindo assinaturas típicas de um magmatismo associado a riftes bem desenvolvidos. Além disso, as idades tonianas obtidas para os corpos máficos do domínio I são correlacionáveis com outros registros máficos tonianos que ocorrem em regiões adjacentes à área de 87

114 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... estudo, conforme já mencionado. Esse cenário pode ser interpretado como reflexo do estabelecimento de um regime distensivo, de magnitude regional, ocorrido durante o Toniano ao longo da bacia do Espinhaço. De forma mais abrangente, esse regime pode ter afetado toda a borda sudeste do cráton São Francisco numa tentativa de fragmentação continental diacrônica, conforme proposto anteriormente. As rochas metamáficas do domínio II, conforme já discutido no capítulo anterior, ocorrem nas sequências do Grupo Terra Vermelha. Essa unidade, recentemente redefinida por Costa et al. (2017) é interpretada como registro do preenchimento de um rifte com sedimentação exclusivamente continental, sem ocorrências de fácies transicionais ou marinhas. As rochas metamáficas desse domínio também revelam afinidades toleíticas e características de magmatismo continental intraplaca. No entanto, elas são mais diferenciadas, com tendências alcalinas e mais enriquecidas em elementos incompatíveis. Tais características remetem a magmas gerados em estágios iniciais de rifteamento, com indícios de assimilação crustal por atravessarem grandes espessuras da crosta até atingirem os níveis mais rasos. O maior enriquecimento em elementos incompatíveis pode estar relacionado ao baixo grau de fusão parcial. De acordo com os resultados geocronológicos obtidos por Costa et al. (2017), o preenchimento do rifte que deu origem as rochas do Grupo Terra Vermelha deve ter ocorrido durante o Estateriano ( Ga). A idade 1730 ± 8 Ma obtida neste trabalho é similar a idade obtida em rochas vulcânicas ácidas (1758 ± 4 Ma) dessa unidade por Costa et al. (2017), sugerindo um magmatismo bimodal, sin-sedimentar ao preenchimento de um rifte intracontinental mais restrito durante os estágios iniciais da tafrogênese estateriana. Logo, as diferenças expostas para as rochas metamáficas dos dois domínios mencionados refletem eventos magmáticos distintos, com características, idades e significados tectônicos diferentes ao longo da evolução da bacia Espinhaço em sua porção central. 88

115 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. CAPÍTULO 7 CONCLUSÕES As caracterizações realizadas neste trabalho para rochas máficas do Espinhaço Central trouxeram novas contribuições acerca de seus aspectos petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, permitindo o melhor entendimento do significado tectônico desses corpos ígneos na evolução bacia Espinhaço. Com base nos resultados obtidos nesse projeto, pode-se concluir que: A. A bacia Espinhaço, em sua porção central, registra pelo menos dois magmatismos máficos distintos. O primeiro corresponde aos metagabros tonianos cujas idades U-Pb indicaram cristalização em 895 ± 3.4 Ma e 896 ±2.4 Ma. O segundo refere-se às rochas metamáficas que intrudem as rochas do Grupo Terra Vermelha, apresentando idade magmática de 1730 ± 8 Ma. B. Embora as assinaturas geoquímicas de todos os corpos máficos estudados guardem afinidades toleíticas e características típicas de um ambiente continental intraplaca, os corpos máficos de idade estateriana mostram-se muito mais enriquecidos em elementos incompatíveis, exibindo tendências transicionais para composições mais alcalinas. Tais características sugerem líquidos diferentes para geração dos dois magmatismo registrados, que pode ter sido originado por diferenças no grau de fusão parcial de uma mesma fonte. C. Os valores negativos e levemente positivos do parâmetro εhf indicam que o magma que originou os corpos máficos tonianos teve envolvimento de um manto sublitosférico contaminado ou atravessou crosta continental relativamente espessa, sendo passível de processos de assimilação de material crustal durante sua ascensão. As características geoquímicas das rochas máficas de idade estateriana também evidenciam processos de interação com a crosta continental. D. Os metagabros tonianos do Espinhaço Central podem ser correlacionados com outros registros máficos de idades semelhantes que ocorrem nos domínios do cráton São Francisco e faixa Araçuaí. Dessa forma, o seu significado tectônico pode estar relacionado a um processo de distensão crustal, de magnitude regional, que pode ter afetado a borda leste/sudeste do bloco São Francisco durante o Toniano, na fase rifte precurssora da bacia Macaúbas. E. Os metagabros estaterianos ocorrem intrudindo rochas paleoproterozoicas do Grupo Terra Vermelha. Assim, o significado tectônico dessas rochas máficas intrusivas pode estar relacionado a um magmatismo básico, sin-sedimentar ao preenchimento de uma bacia restrita durante o período Estateriano. Essa interpretação é corroborada pelas análises geoquímicas

116 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... dessas rochas que apresentam características de magmatismo típico de fases iniciais de rifteamento. F. Num contexto geodinâmico, tanto os registros tonianos quanto as rochas máficas de idade estateriana do bloco São Francisco podem estar associadas a processos de tentativas de fragmentação de massas continentais maiores durante o proterozoico, já que registros máficos de idades semelhantes também são extensamente reportados em outros blocos crustais. No entanto, mais estudos de correlação se fazem necessários para melhores interpretações. 90

117 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Referências Alkmim F.F., Brito Neves B.B., Alves J.A.C Arcabouço tectônico do Cráton do São Francisco - uma revisão. In: Dominguez, J.M., Misi, A. (eds.), O Cráton do São Francisco. Reunião preparatória do II Simpósio sobre o Cráton do São Francisco. Salvador, SBG, Alkmim F.F. & Martins-Neto M.A Proterozoic first-order sedimentary sequences of the São Francisco craton, eastern Brazil. Marine and Petroleum Geology, 33: Alkmim F.F., Pedrosa-Soares A.C., Noce C.M., Cruz S.C.P Sobre a evolução tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Geonomos, 15(1): Almeida F.F.M O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências, 7: Arculus R.J Evolution of arc magmas and their volatiles In: Sparks R.S.J. & Hawkesworth C.J. (eds.). The state of the planet: frontiers and challenges in geophysics. Washington, America Geophysical Union, Babinski M., Pedreira A.J., Brito Neves B.B., Van Schmus W.R Contribuição à geocronologia da Chapada Diamantina. In: Simp. Nac. Est.Tec., 7, Lençóis, Anais, 2: Babinski M., Trindade R., Pedrosa-Soares A.C., Martins M.S., Noce C.M., Liu D Neoproterozoic glacial deposits from the Araçuaí orogen, Brazil: Age, provenance and correlations with the São Francisco craton and West Congo belt. Gondwana Research, 21: Bahlburg. H., Vervoort J. D., DuFrane S. A., Carlotto V., Reimann. C., Cárdenas. J The UePb and Hf isotope evidence of detrital zircons of the Ordovician Ollantaytambo Formation, southern Peru, and the Ordovician provenance and paleogeography of southern Peru and northern Bolivia. Journal of South American Earth Sciences 32: Battilani G.B., Vasconcellos P.M., Gomes N.S., Guerra W.J Geochronological data of dykes and sills intruding Proterozoic sequences of thetombador Formation, Bahia, Brazil. In: Simpósio sobre o Cráton São Francisco, 3, Salvador, Anais, Bersan S.M Análise estrutural do embasamento e da cobertura no extremo norte do cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Dissertação de Mestrado, 107p. Biondi J.C Corrreção quantitativa dos efeitos de metassomatismo em rochas vulcânicas básicas. Exemplo dos metabasitos do Espinhaço Meridional (MG-Brasil). Rev. Bras. Geoc., 9: Bleeker W., Ernst R.E., Short-lived mantle generated magmatic events and their dyke swarms: the key unlocking Earth s paleogeographic record back to 2.6 Ga. In: Hanski E., Mertanen S., Rämö T., Vuollo J. (eds.), Dyke Swams -Time Markers of Crustal Evolution. London, Taylor and Francis/Balkema, Bouvier A., Verboort J.D., Patchett P.J The Lu-Hf and Sm-Nd isotopic composition of CHUR: constrains from unequilibrated chondrites and implications for the bulk composition of terrestrial planets. Earth Planet. Sci. Lett., 273: Boynton W.V Cosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Henderson P. (ed.), Rare earth element geochemistry. Amsterdan, Elsevier, Brito D.C Geologia, petrografia e litogeoquímica dos diques máficos que ocorrem na porção sudoeste da Chapada Diamantina, Bahia, Brasil. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Bahia, Dissertação de Mestrado, 77p. Brito-Neves B.B., Kawashita K., Cordani U.G., Delhal J A evolução geocronológica da Cordilheira do Espinhaço: dados novos e integração. Revista Brasileira de Geociências, 9(1): Bruni M.A.L., Almeida J.T., Bruni E.C Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo - Folha São Francisco (SC.23) - Texto explicativo. Brasília, DNPM. 56p. Bruni M.A.L. & Shobbenhaus C Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo. Folha Brasília (SD.23) - Texto Explicativo. Brasília, DNPM. 162 p. 91

118 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Bryan S.E. & Ernst R.E Revised definition of Large Igneous Provinces (LIPs). Earth-Science Reviews, 86: Bryan S.E. & Ferrari L Large igneous provinces and silicic large igneous provinces: Progress in our understanding over the last 25 years. Geological Society of American. 125(7-8): Buchan K.L., Ernst R.E., Hamilton M.A., Mertanen S. Pesonen L.J., Elming S Rodinia: the evidence from integrated palaeomagnetism and U Pb geochronology. Precambrian Research, 110: Cahen L Geochronological correlation of the late Precambrian sequences on anda round the stables zones of Equatorial Africa. Precambrian Research, 1: Carneiro C. D., de Almeida F.F.M., Hasui Y., Zalán P. V. Teixeira J.B.G Estágios Evolutivos do Brasil no Fanerozóico In: Hasui Y., Carneiro C.D.R., Almeida F.F.M., Bartorelli A. (eds.) Geologia do Brasil. São Paulo, Beca, Carneiro M.A. & Oliveira, A.H Tectonic evolution of southern São Francisco Craton: three tectonothermal events based on 40Ar/39Ar isotopic data. In: Simpósio do Craton São Francisco, 3, Salvador, Seção técnica St5-05. CD-ROM. Castro M.P Caracterização geológica da Formação Capelinha como uma unidade basal do Grupo Macaúbas em sua área tipo, Minas Gerais. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Dissertação de Mestrado, 146p. Cederberg J., Söderlund U., Oliveira E. P., Ernst R.E., Pisarevsky S.A U-Pb baddeleyite dating of the Proterozoic Pará de Minas dyke swarm in the São Francisco craton (Brazil) implications for tectonic correlation with the Siberian, Congo and North China cratons. Geologiska Föreningen, 00:1-17. Chaves A.O Exames de diques máficos de Minas Gerais O estado da arte. Geonomos, 21(1): Chaves A. O Enxames de diques máficos do setor sul do Cráton São Francisco. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, Tese de Doutoramento, 153p. Chave A.O Litoquímica dos diques máficos Pará de Minas (MG-Brasil) Associados à uma provável pluma mantélica estateriana de Mato Grosso-Goiás, Geonomos, 22(2): Chaves A.O., 2011: O enxame de diques de anfibolito do Cráton São Francisco meridional. Revista Brasileira de Geociências, 41: Chaves A. O., Menezes C.B., de Paula S.C Litoquímica dos diques máficos de Formiga/Pedro Lessa (Brasil) e Kinga-Comba/Sembé-Ouesso (África): marcadores da tafrogênese toniana no craton São Francisco-Congo. Brazilian Journal of Geology, 44(1): Chaves A.O. & Correia-Neves J.M.C. 2005a. Radiometric ages, aeromagnetic expression, and general geology of mafic dykes from southeastern Brazil and implications for African-South American correlations. J. South Amer. Earth Sci., 19: Chaves A.O. & Correia-Neves J.M.C. 2005b. Magmatism, rifting and sedimentation related to late Paleoproterozoic mantle plume events of central and southeastem Brazil. J. Geodyn., 39(3): Chemale. F., Dussin I. A., Alkmim F. F., Martins M.S., Queiroga G., Armstrong R., Santos M. N Unravelling a Proterozoic basin history through detrital zircon geochronology: The case of the Espinhaço Supergroup, Minas Gerais, Brazil. Gondwana Research, 22: Christensen U Fixed hotsposts gone with the Wind. Nature, 391: Chula A.M.D Caracterização geológica e geoquímica dos metamagmatitos e metassedimentos da região de Planalto de Minas, Município de Diamantina, MG. Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, Dissertação de Mestrado, 157 p. Condie K.C Mantle Plumes and their Record in Earth History. Cambridge University Press, U.K., 303p. Coffin M.F. & Eldholm, O Large Igneous Provinces. JOI/USSAC workshop report The University of Texas at Austin Institute for Geophysics Technical Report, 114p. Corfu F., Hanchar J.M., Hoskin P.W.O., Kinny P Atlas of zircon textures. In: Hanchar J.M. & Hoskin P.W.O. (eds.). Zircon. Washington, The Geological Society of America (GSA), Correa-Gomes, L.C. & Oliveira, E.P Radiating 1.0 Ga mafic dyke swarms of Eastern Brazil and Western Africa: evidence of post-assembly extension in Rodinia Supercontinent? Gondwana Research, 3(3):

119 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Corti G., Bonini M., Conticelli S., Innocenti F., Manetti P., Sokoutis D Analogue modelling of continental extension: a review focused on the relations between the patterns of the deformation and the presence of magma. Earth- Science Reviews, 63: Costa A.F.O Estratigrafia e tectônica da borda oeste do Espinhaço Central no extremo norte da faixa Araçuaí, Minas Gerais. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Dissertação de Mestrado, 170p. Costa A.F.O., Danderder A., Bersan S.M Record of a Statherian rift-sag basin in the Central Espinhaço Range: Facies characterization and geochronology. Brazilian Journal of Geology. (In press). Costa A.F.O Evolução tectono-estratigráfica da porção norte do Espinhaço Central, norte de Minas Gerais. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Tese de Doutorado, 250p. Costa L.A.M., Baptista M.B., Silva W.G., Portela A.C.P., Mossman R., Stein J.H., Marchetto C.L.M Projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São Francisco LETOS. Relatório Final Integrado. Rio de Janeiro, PROSPEC S/A, convênio DNPM/CPRM, 557p. Costa L.A.M. & Silva W.G., Projeto Santo Onofre, mapeamento geológico. Relatório Final. Rio de Janeiro, Triservice, DNPM/CPRM, 21 vol., vol. 1. Courtillot V.E. & Renne P.R On the ages of flood basalt events. Comptes Rendus Géoscience, 335: Cox K.G., Bell, J.D., Pankhurst R.J The interpretation of igneous rocks. George Allen & Unwin, 450p. D Agrella Filho M.S, Feybesse J. L., Prian J.P., Dupuis D., N Dong G.E Paleogmagnetism of Precambrian rocks of Gabon, Congo craton, Africa. Journal of African Earth Sciences, 22: D Agrela Filho M.S., Pacca I.G. Renne P.R., Onstott T.C., Teixeira W Paleomagnetism of Middle Proterozoic (1.01 to 1.08 Ga) mafic dykes in southeastern Bahia State Sao Francisco Craton, Brazil. Earth and Planetary Science Letters, 10: D Agrela Filho M.S., Cordani U.G The Paleomagnetic Record of the São Francisco-Congo Craton. In: Heilbron M., Cordani U.G., Alkmim F.F. (eds.). São Francisco Craton, Eastern Brazil. Switzerlan, Springer International Publishing, Danderfer A Geologia Sedimentar e Evolução Tectônica do Espinhaço Setentrional, Estado da Bahia. Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brasília, Tese de Doutoramento, 498p. Danderfer A. & Dardenne M.A Tectonoestratigrafia da bacia Espinhaço na porção centro-norte do cráton do São Francisco: registro de uma evolução poli-histórica descontínua. Revista Brasileira de Geociências, 32(4): Danderfer A., Lana C.C., Nalini Júnior H.A., Costa A.F.O Constraints on the Statherian evolution of the intraplate rifting in a Paleo-Mesoproterozoic paleocontinent: New stratigraphic and geochronology record from the eastern São Francisco craton. Gondwana Research, 28(2): Danderfer A., Waele B. D., Pedreira A. J., Nalini H. A New geochronological constraints on the geological evolution of Espinhaço basin within the São Francisco Craton Brazil. Precambrian Research, 170: Deer W.A., Howie R.A., Zussman J An introduction to the rock-forming minerals. London, Longman, 696p. Dianzenza-Ndefi H Les sediments du Protérozoique supérieur et leurs transformations au nord-ouest de la cuvette congolaise (Afrique centrale); apport des datations par les méthodes Rb-Sr et K-Ar. Univs. Strasbourg, Thèse Doct., 147p. Dias Neto C.M., Correia C.T., Tassinari C.C.G., Munhá J.M.U Os Anfibolitos do Complexo Costeiro na Região de São Sebastião, SP. Geol. USP, Sér. cient., 9(3): Dossin, I.A., Uhlein A., Dossin T.M Geologia da faixa móvel Espinhaço em sua porção meridional, MG. In: Cong. Bras. Geol., 33, Rio de Janeiro, Anais, 7:

120 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Dossin T.M, Dossin I.A., Charvet J., Bonhomme M.G K-Ar chronology of Mesozoic dyke swarm from southern Espinhaço region (SE Brazil). Journal of South America Earth Science, 8(1): Drumond J. B.V., Von Sperling E., Raposo F.O Projeto Porteirinha-Monte Azul. Belo Horizonte, DNPM- CPRM, 559p. Dussin I.A. & Chemale F., Geologia estrutural e estratigrafia do sistema Espinhaço Chapada Diamantina e sua aplicação nas bacias mesozoico cenózoicas da margem passiva brasileira. Rio de Janeiro, PETROBRAS, 218 p. Dussin I.A. & Dussin T.M Supergrupo Espinhaço: Modelo de evolução geodinâmica. Geonomos, 3(1): Ernst R. E., Bleeker W., Söderlund U. Kerr C.A. 2013a: Large Igneous Provinces and supercontinents: toward completing the plate tectonic revolution. Lithos, 174: Ernst R.E. & Buchan K.L Large mafic magmatic events through time and links to mantle plume heads. In: Ernst R.E. & Buchan K.L. (eds.). Mantle Plumes: Their Identification Through Time, Geological Society of America, Special Paper, 352: Ernst R.E. & Buchan K.L Recognizing mantle plumes in the geological record. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 31: Ernst, R. E., Head J. W., Parfitt E., Grosfils E., Wilson L Giant radiating dyke swarms on earth and Venus, Earth Sci. Rev., 39: Ernst R. E., Pereira E., Hamilton M. A., Pisarevsky S. A., Rodrigues J., Tassinari C.C.G., Teixeira W., Van- Dunem V. 2013b. Mesoproterozoic intraplate magmatic barcode record of the Angola portion of Congo Craton: Newly dated magmatic events at 1550 and 1110Ma and implications for Nuna (Columbia) supercontinente reconstructions. Lithos, 230: Evans D., Trindade R., Catelani E., D Agrella-Filho M.S., Heaman L.M., Oliveira E.P., Söderlund U., Ernst, R.E., Smirnov, A.V. Salminen J.M Return to Rodinia? Moderate to high paleolatitude of the Sao Francisco/Congo craton at 920 Ma. In: Li Z.X., Evans D.A.D., Murphy J.B. (eds.). Supercontinent Cycles through Earth History. Geological Society of London, Special Publication, 424 (1): Fernandes P.E.C.A., Montes M.L., Braz E.R.C, Montes A.S.L, Silva L.L, Oliveira F.L.L, Ghignone J.I, Siga Jr O., Castro H.E.F Folha SD.23.Texto explicativo. Brasília, Projeto Radam Brasil. Levantamento de Recursos Minerais 29, Feybesse J.L., Johan V.,Triboulet C., Guerrot C., Mayaga-Mikolo F., Bouchot V., Eko N Dong J The West Central African belt: a model of Ga accretion and two-phase orogenic evolution. Precambrian Research, 87: Fitton J.G Active versus passive continental rifting: evidence from de west African rift system. Tectnophysics, 94: Fitton J.G The OIB paradox. In: Foulger G.R. & D.M. (eds). Plates, plumes and planetary processes. Geological Society of America, 430: Fowler C.M.R The solid Earth: an introduction to global geophysics. 2nd edition. Cambridge, Cambridge University Press, 728p. Frisch W., Meschede M., Blakey R Plate Tectonics, London, Springer, 212p. Geraldes M.C Introdução a Geocronologia. São Paulo, SBG, 146p. Gerdes A. & Zeh A Combined U Pb and Hf isotope LA-(MC-)ICP-MS analyses of detrital zircons: comparison with SHRIMP and new constraints for the provenance and age of an Armorican metasediment in central Germany. Earth Planet Science Letter, 249: Griffin W.L., Pearson N.J., Belousova E.A., Saeed A Comment: Hf-isotope heterogeneity in zircon Chemical Geology, 233: Gill, R Rochas e Processos Ígneos - tradução de Félix J. N. Porto Alegre, Bookman, 427p. Girardia V.A.V., Teixeira W., Mazzucchelli M., Oliveira E.P., Correa da Costa P.C Mafic dykes from the São Francico Craton, Brazil: ages and inferences regarding the mantle sources. Comunicações Geológicas. 101:

121 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Girardi V.A.V., Teixeira W., Mazzucchelli M., Oliveira E. P., Correa da Costa P.C In: Heilbron M., Cordani U.G., Alkmim F.F. (eds.). São Francisco Craton, Eastern Brazil. Switzerlan, Springer International Publishing, Girardi, V.A.V., Teixeira, W., Mazzucchelli, M., Corrêa da Costa, P.C Sr-Nd constraints and traceelements geochemistry of selected Paleo and Mesoproterozoic mafic dykes and related intrusions from the South American Platform: insights into their mantle sources and geodynamic implication. Journal of South American Earth Sciences, 41: Gradim R.J., Alkmim F.F., Pedrosa-Soares A.C., Babinski M., Noce C.M Xistos verdes do Alto Araçuaí, Minas Gerais: Vulcanismo básico do rifte Neoproterozóico Macaúbas. Rev. Bras. Geociên., 35: Guadagnin F., Chemale Jr. F., Magalhães A.J., Santana A., Dussin I., Takehara L., Age constraints on crystal-tuff from the Espinhaço Supergroup - Insight into the Paleoproterozoic to Mesoproterozoic intracratonic basin cycles of the São Francisco Craton. Gondwana Research, 27: Guimarães J. T.; Martins A. A. M.; Andrade Filho E. L., et al. 2005a. Projeto Ibitiara-Rio de Contas. CBPM/CPRM, Cd-ROM. Guimarães J. T., Teixeira L.R., Silva M. G., et al. 2005b. Datações U-Pb em rochas magmáticas intrusivas no complexo Paramirim e no rifte Espinhaço: uma contribuição ao estudo da evolução geocronológica da Chapada Diamantina. In: Simpósio sobre o Cráton do São Francisco, 3, Salvador, Anais, Halls H.C. & Fahrig W.F Mafic Dyke Swarms. Geological Association of Canada. Special Paper, 34. Hanski E., Mertanen S., Rämö T., Vuollo J. (eds.) In: Dyke Swarms - Time Markers of Crustal Evolution. Taylor & Francis Publisher, 273 p. Hasui Y Evolução dos Continentes. In: Hasui Y., Carneiro C.D.R., Almeida F.F.M., Bartorelli A. (eds.) Geologia do Brasil. São Paulo, Beca, Hawkesworth C., Kelley S., Turner S., Le Roex A., Storey B., Mantle processes during Gondwana breakup and dispersal. Journal of African Earth Sciences 28: Heilbron M Província Mantiqueira. In: Mantesso-Neto V., Bartorelli A., Carneiro C.D.R., Brito- Neves B.B (eds). Geologia do continente sul-americano. São Paulo, Beca, Hoffman P.F Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland inside out? Science, 252: Holm P.E The geochemical fingerprints of different tectonomagmatic environments using hydromagmatophile element abundances of tholeiitic basalts and basaltic andesites. Chemical Geology. 51: Hoppe A., Hormann P.K., Eulert M.H Padrões de terras raras de rochas básicas proterozoicas da Serra do Espinhaço-MG. In: Simp. Geol. Minas Gerais, Belo Horizonte, Anais, Hou G Mechanism for three types of mafic dyke swarms. Geoscience Frontiers, 3(2): Hou, G.T. Wang, C.C. Li, J.H., Qian X.L Late Paleoproterozoic extension and a paleostress field reconstruction of the North China Craton. Tectonophysics. 422: Inda H. A. V & Barbosa, J. F Mapa geológico do Estado da Bahia, escala 1: Texto Explicativo. Salvador, Secretaria de Minas e Energia. Irvine T. N. & Baragar W. R. A A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8: Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.l., Belousova E.A The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in sito U-Pb zircon geochronology. Cheochemical Geology, 211: Jardim de Sá E.F., Brito Neves B.B., Mcreath I., Bartels R.L. 1976a. Geocronologia e o modelo tectonomagmático da Chapada Diamantina e Espinhaço Setentrional. In:Congresso Brasileiro de Geologia, 29, Ouro Preto, Anais, 4: Jardim de Sá E.F., Mcreath I., Brito Neves B.B., Bartels R.L. 1976b. Novos dados geocronológicos sobre o cráton São Francisco no estado da Bahia. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 29, Ouro Preto, Anais, 4:

122 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Jensen L. S A new cation plot for classifying subalkalic vocanic rocks. OntárioDivision, Mines Miscellaneous Paper, 66: Jourdan F., Bertrand H., Féraud G., Lê Gall B., Watkeys M.K Lithospheric mantle evolution monitored by overlapping large igneous provinces: case study in southernafrica. Lithos, 107: Knauer L.G Evolução geológica no pré-cambriano da porção centro-leste da Serra do Espinhaço meridional e metalogênese associada. Universidade Estadual de Campinas, Campinas, Dissertação de Mestrado, 298p. Knauer L. G Serra do Espinhaço Meridional: considerações sobre a estratigrafia e a análise da deformação das unidades proterozóicas. UNESP, Rio Claro, Tese de Doutoramento, 244 p. Knauer L.G., Silva L.L, Souza F.B.B, Silva L.R. Carmo. R.C Folha Monte Azul, SD.23-Z-D-II, 1: (Programa Levantamentos Geológicos Básicos). Texto explicativo e mapas. Belo Horizonte, UFMG/CPRM, 72p. Kuno H High alumina basalt. Journal of Petrology, 1: Larin A.M Ulkan-Dzhugdzhur ore-bearing Anorthosite-Rapakivi granite- Peralkaline granite association, Siberian craton: age, tectonic setting, source and metallogeny. Geology of Ore Deposits 56: Leake B.E., Wooley A.R., Arps C.E.S. Birch W. D., Gilbert M.C., Grice J.D., Hawthorne F. C., Kato A., Kisch H., Krivovichev V.G., Linthout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W.V., Nickel E.H., Rock N.M.S., Schumacher W. V., Smith D.C., Stephenson N.C.N., Ungaretti L., Whittaker E.J.W., Youzhi G Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommitte of Amphiboles of the International Mineralogical Association, Comission on New Minerals and Mineral Names. American Mineralogist, 82: Leal L.R.B. & Teixeira W Geocronologia Rb-Sr e K-Ar do enxame de diques máficos de Uauá, Bahia. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 37, São Paulo, Anais, 496p. Le Bas N.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B A chemical classification of volcanic rocks based on the total al-kali-silica diagram. Journal of Petrology, 27: Li Z.X., Bogdanova, S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck,R.A., Gladkochub D.P., Jacobs J., Karlstrom K.E., Lu, S., Natapov L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrane K., Vernikovsky V Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: a synthesis. Precambr. Res. 160: Lobato L.M., Pimentel M.M., Cruz S.C.P., Machado N., Noce C.M., Alkmim F.F U-Pb geochronology of the Lagoa Real uranium district, Brazil: Implications for the age of the uranium mineralization. Journal of South American Earth Sciences, 58: Ludwig K. R User s Manual for Isoplot/Ex, Version 3.0: A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Barkeley Geochronology Center Special Publication 4, 73p. Macdonald R., Rogers N.W., Fitton J.G., Black S., Smith M Plume-lithosphere interactions in the generation of the basalts of the Kenya rift, east Africa, J. Petrol., 42(5): Machado N. & Carneiro M.A U-Pb evidence of late Archaean tectono- thermal activity in the southern São Francisco shield, Brazil. Can. J. Earth Sci., 29(11): Machado N., Schrank A., Abreu F.R., Knauer L.G., Almeida-Abreu P.A Resultados preliminares da geocronologia U-Pb na Serra do Espinhaço Meridional. In: Simp. Bras. de Geol. Belo Horizonte, Anais, Mackenzie W. S., Donaldson C. H, Guilford C Atlas of igneous rocks and their textures. Harlow Essex, Longman Group Ltda, 148p. Martins M., Karfunkel J., Noce C.M., Babinski M., Pedrosa-Soares A.C., Sial A.N., Liu D A sequência pré-glacial do Grupo Macaúbas na área-tipo e o registro da abertura do Rifte Araçuaí. Revista. Brasileira de Geociências, 38(4): Mayer A., Hofmann A.W., Sinigoi S., Morais E Mesoproterozoic Sm-Nd and U-Pb ages for the Kunene anorthosite complex of SW Angola. Precambrian Research, 133: Meert J.G Growing Gondwana and rethinking Rodinia: a paleomagnetic perspective. Gondwana Research, 4:

123 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Meert J Paleomagnetic Evidence for a Paleo-Mesoproterozoic Supercontinent Columbia. Gondwana Research. 5 (1): Meschede M A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb- Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56: Miyashiro A Nature of alkalic volcanic rock series. Contrib. Mineral. Petrol. 66 (1): Morimoto N Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52: Nance R.D., Murphy, J.B., Santosh, M., The supercontinent cycle: A retrospective essay. Gondwana Research, 25(1):4-29. Oliveira E.P. & Knauer L.G Corpos máficos e ultramáficos do cráton São Francisco. In: Dominguez, J.M. & Misi, A. (eds.). O Cráton do São Francisco. Reunião preparatória do II Simpósio sobre o Cráton do São Francisco. Salvador, Oliveira E.P. & Montes M.L Os enxames de diques máficos do Brasil. In: Congresso Brasileiro Geologia, 33, Rio de Janeiro, 9: Oliveira E.P., Silveira E.M., Söderlund U., Ernst R.E U-Pb ages and geochemistry of mafic dyke swarms from the Uauá Block, São Francisco Craton, Brazil: LIPs remnants relevant for Late Archaean break-up of a supercraton. Lithos. 174: Pearce J.A Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100: Pearce T.H. & Cann J.R Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letters, 19: Pearce J.A. & Norry M.J Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contribution Mineralogy Petrology, 69: Pearce J.A., Gorman B.E., Birkett T.C The relationship between major element geochemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters, 36: Pedrosa-Soares, A.C., Babinski, M., Noce, C. M., Martins, M., Queiroga, G., Vilela, F.,2011. The Neoproterozoic Macaúbas Group (Araçuaí orogen, SE Brazil) with emphasis on the diamictite formations. In: Arnaud, E., Halverson, G.P., Shields-Zhou, G. (eds.). The Geological Record of Neoproterozoic Glaciations. Memoir of the Geological Society of London, 36: Pflug R A geologia da parte meridional da Serra do Espinhaço e zonas adjacentes, Minas Gerais. Rio de Janeiro, DNPM, Div. Geol. Min., Bol.226, 51p. Peng P Precambrian mafic dyke swarms in the North China Craton and their geological implications. Science China Earth Sciences 58: Peng P., Zhai M., Li, Q., Wu F., Hou Q., Li Z., Li, T., Zhang, Y. 2011a. Neoproterozoic (900 Ma) Sariwon sills in North Korea: geochronology, geochemistry and implications for the evolution of the south-eastern margin of the North China craton. Gondwana Research, 20: Peng P., Bleeker W., Ernst R.E., Söderlund U., McNicoll V. 2011b. U Pb baddeleyite ages, distribution and geochemistry of 925 Ma mafic dykes and 900 Ma sills in the North China craton: evidence for a Neoproterozoic mantle plume. Lithos, 127: Pereira E., Tassinari C.G., Rodrigues J.F., Van-Dúnen, M.V., New data on the deposition age of the volcano-sedimentary Chela Group and its Eburnean basement: implications to post-eburnean crustal evolution of the SW of Angola. Comunicações Geológicas do LNEG, 98: Pflug R A geologia da parte meridional da Serra do Espinhaço e zonas adjacentes, Minas Gerais. Rio de Janeiro, DNPM, Div. Geol. Min., 51p (Boletim 226). Pimentel M.M., Machado N., Lobato L.M Geocronologia U Pb de rochas graníticas e gnáissicas da região de Lagoa Real, Bahia, e implicações para a idade da mineralização de urânio. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Balneário Camboriú, Anais, 2:

124 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Pinese J.P.P Geologia, geoquímica isotópica e aspectos petrológicos dos diques máficos pré-cambrianos da região de Lavras (MG), porção sul do cráton do São Francisco. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Tese de Doutoramento, 178p. Queiroga G., Dussin I.A., Martins M.S., Machado M.C., Kavashita K., Chemale Jr. F Roteiro de campo Rochas ígneas. In: Dussin I.A & Chemale J. F (eds.). Geologia estrutural e estratigrafia do sistema Espinhaço Chapada Diamantina e sua aplicação nas bacias mesocenozoicas de margem passiva brasileira. Belo Horizonte, Projeto Fundep/Petrobras, p. Reis J.N., Teixeira W. Mike A., Hamilton A.M., Bispo-Santos F., Almeida E.M., D Agrella-Filho S.M Avanavero mafic magmatism, a late Paleoproterozoic LIP in the Guiana Shield, Amazonian Craton: U Pb ID-TIMS baddeleyite, geochemical and paleomagnetic evidence. Lithos 174: Renger F. E Evolução dos conceitos geológicos da Serra do Espinhaço. In: Simpósio Geologia de Minas Gerais, Diamantina, Atas, 1:9-27 Renger F. E. & Knauer, L. G Espinhaço Quo vadis? (onde está? aonde vai?): a evolução dos conhecimentos sobre a Cordilheira do Espinhaço Meridional em Minas Gerais entre 1979 e Geonomos, 3(1): Renne P.R., Onstott, T.C., D Agrella-Filho, M.S., Pacca, I.G., Teixeira,W Ar/39Ar dating of Ga magnetizations from the São Francisco and Kalahari cratons: tectonic implications for Pan-African and Brasiliano mobile belts. Earth and Planetary Science Letters. 101: Rogers J.J.W., Santosh, M Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent. Gondwana Research, 5:5-22. Santos M.M., Lana C., Sholz R. Buick I. Kamo S.L., Gerdes A., Condon D.J., Corfu F., Tohver E., Storey D.S., Basei M.A.S., Krambrock K., Fantini C BB zircon A new Sri Lankan reference material for U-Pb and Hf isotopic laser ablation ICP-MS analysis. Geostandards and Geoanalytical Research, 41(3): Saunders A.D., Storey M., Kent R.W., Norry M.J., Consequences of plume lithosphere interactions. In: Storey B.C., Alabaster T., Pankhurst R.J. (eds.). Magmatism and the Causes Of Continental Break-up. Geological Society of London, Special Publication. London, Geological Society of London, Schobbenhaus C. 1972a. Relatório geral sobre a geologia da região setentrional da serra do Espinhaço, Bahia central. Recife, SUDENE/DRN/Div.Geol., 112p. Schobbenhaus C. 1972b. Geologia da Serra do Espinhaço entre Porteirinha e Monte Azul, norte de Minas Gerais. Recife, SUDENE/DRN/Div.Geol., 19p. Schobbenhaus C. 1972c. Estudo geoeconômico preliminar do depósito de ferro do rio Peixe Bravo, norte de Minas Gerais. Recife, SUDENE/DRN/Div.Geol., Ser. Geol. Econ. 8, 36p. Schobbenhaus C O Proterozoico médio do Brasil com ênfase à região Centro-Leste: uma revisão. Universidade de Freiburg, Freiburg. Tese de Doutoramento, 166p. Schobbenhaus C As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, Estado da Bahia: revisão e novas propostas. Revista Brasileira de Geociências, 26(4): Schobbenhaus C., Hoppe A., Baumann A., Lork A Idade U/Pb do vulcanismo Rio dos Remédios, Chapada Diamantina, Bahia. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Balneário Camboriú, Anais, 2: Silva A.M., Kuyumjian R.M. Chemale F Rochas básicas no Quadrilátero Ferrífero e Espinhaço Meridional Estudos preliminaries. Rev. Escola de Minas, 45 (1/2): Silva A.M., Chemale Jr.. F., Kuyumjian R.M., Heaman L Mafic dyke swarms of Quadrilátero Ferrífero and southern Espinhaço, Minas Gerais, Brazil. Revista Brasileira Geociências. 25 (2): Silva L.C., Pedrosa-Soares A.C. Teixeira L.R Tonian rift-related, A-type continental plutonism in the Araçuaí orogen, Eastern Brazil: new evidences for the breakup stage of the São Francisco-Congo Paleocontinent. Gondwana Resesarch, 13: Silva L. L.,Carmo R. Mapeamento geológico da Porção Central do Município de Monte Azul, Norte de Minas Gerais Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, Trabalho Geológico de Graduação, 175 p. 98

125 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Silveira E.M., Söderlund U., Oliveira E.P., Ernst, R.E., Menezes Leal A.B. 2013, First precise U-Pb baddeleyite ages of 1500 Ma mafic dykes from the São Francisco Craton, Brazil, and tectonic implications. Lithos. 174: Sláma J., Kosler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A., Nasdala L., Norberg N., Schaltegger U., Schoene B., Tubrett M.N., Whitehouse M.J Pleᵕ sovice zircon a natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis. Chemical Geology, 249: Söderlund U., Patchett P. J., Vervoort J. D., Isachsen C. E The 176Lu decay constant determined by Lu Hf and U Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions, Earth Planet. Sci., 219: Sousa F. R., Santos E.L., Jesus M.T., Medeiros V.C Carta Geológica da Folha Mansidão, escala 1: Teresina, Serviço Geológico do Brasil, Programa Geologia do Brasil. Souza J.D., Kosin M., Heineck C.A., Lacerda Filho J.V., Teixeira L.R., Valente C.R., Guimarães J.T., Bento R.V., Borges V.P., Santos R.A., Leite C.A., Neves J.P., Oliveira I.W.B., Carvalho L.M., Pereira L.H.M., Paes V.J.C., Folha SD.23-Brasília. In: Schobbenhaus C., Gonçalves J.H., Santos J.O.S., Abram M.B., Leão Neto R., Matos G.M.M., Vidotti R.M., Ramos M.A.B, Jesus. J.D.A. (eds.). Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo, Sistema de Informações Geográficas SIG, Programa Geologia do Brasil, CPRM. Souza M. E. S Caracterização litoestrutural e geocronológica dos metagabros e xistos verdes do Grupo Macaúbas na faixa terra branca Planalto de Minas, Minas Gerais. Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, Dissertação de Mestrado, 215p. Stacy J.S. Kramers J.D Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26: Sun S.S. & Mcdonough W.F Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and process. In: Saunders A.D., Norry M.J. (eds.). Magmatism in the Ocean Basins, Geological Society Special Publication, 42: Tack L., Wingate M. T. D, De Waele B., Meert J., Belousova E., Grifin B. Tahon A., Fernandez-Alonso M The 1375Ma Kibaran event in Central Africa: prominent emplament of bimodal magmatism under extensional regime. Precambrian Research, 180: Tack L., Wingate M.T.D, Liégeois J.-P., Fernandez-Alonso M., Deblond A Early Neoproterozoic magmatism ( Ma) of the Zadinian and Mayumbian Groups (Bas-Congo): onset of Rodinia rifting at the western edge of the Congo craton. Precambrian Research, 110(1): Tadurno J.A On the motion of Hawaii and other mantle plumes. Chemical Geology, 241: Távora F.I., Cordani U.G., Kawashita K Determinações de idade potássio-argônio em rochas da região central da Bahia. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 21, Curitiba, Teixeira L. R Projeto Vale do Paramirim: Relatório Temático de Litogeoquímica. Salvador, Convênio CPRM/CBPM. Teixeira L.R Projeto Ibitiara-Rio de Contas: Relatório temático de litogeoquímica. Salvador, Convênio CPRM-CBPM. Teixeira L.R Projeto Barra-Oliveira dos Brejinhos: Relatório temático de litogeoquímica. Salvador, Convênio CPRM-CBPM, 29p. Trompette R Geology of Western Gondwana ( Ma). Pan-African-Brasiliano aggregation of South America and Africa, Rotterdam, Balkema, 350 p. Turcotte D.L. & Emerman S.H Mechanisms of active and passive rifting. Tectonophysics, 94: Turpin L., Maruejol P., Cuney M., U Pb, Rb Sr and Sm Nd chronology of granitic basement, hydrothermal albitites and uranium mineralization, Lagoa Real, South Bahia, Brazil. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98: Uhlein A Transição cráton-faixa dobrada: exemplo do Cráton do São Francisco e da Faixa Araçuaí (Ciclo Brasiliano) no estado de Minas Gerais. Aspectos estratigráficos e estruturais. Instituto de Geociências Universidade de São Paulo, São Paulo, Tese de Doutoramento, 295 p. 99

126 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Uhlein A., Dossin I.A., Chaves M.L.S.C Contribuição à geologia estrutural e tectônica das rochas arqueanas e proterozoicas da Serra do Espinhaço Meridional-MG. In: Congresso Brasileiro Geologia, 34, Goiânia, Anais, Uhlein A. & Quemeneur J.J.G Estrutura e deformação brasiliana nos diques máficos da Serra do Espinhaço Meridional. Geonomos. 8(2): Vicat, J. P. & Pouclet, A Nature du magmatisme lie a une extension pre-panafricaine: les dolerites des bassins de Comba et de Sembe-Ouesso (Congo). Bulletin de la Societe Geologique de France, 166(4): Vicat J. P. & Vellutini P. J Sur la nature et la signification des dolérites du basin précambrien de Sembé- Ouesso (République du Congo). Precambrian Research, 37: Wang C., Zhang J.H., Li M., Li R.S., Peng Generation of ca Ma bimodal rifting volcanism along the southwestern margin of the Tarim Craton and its implications for the Tarim North China connection in the early Neoproterozoic. Journal of Asian Earth Sciences, 113: Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.l., Meier M., Oberli F., Von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses. Geostandards and Geoanalytical Research, 19 (1):1-23. Wilson M Igneous Petrogenesis. Dordrecht, Springer, 466p. Winge M Geologia da região das serras do Estreito e Boqueirão NW Bahia e SSE do Piauí - Relatório Final. Recife, SUDENE, Div. Geol., 80p. Winter. J. D An introduction to igneous and metamorphic petrology. New Jersey, Prentice Hall, 697p. Wood D.A The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic povince. Earth and Planetary Science Letters, 50: Zhao G., Cawood, P.A., Wilde S.A., Sun, M., Review of global Ga collisional orogens and accreted cratons: a pre-rodinia supercontinent? Earth-Science Reviews 59: Zhu W., Zheng D., Shu L., Ma D., Wan J., Zheng D., Zhang Z., Zhu X Geochemistry and SHRIMP U Pb zircon geochronology of the Korla mafic dykes: Constrains on the Neoproterozoic continental breakup in the Tarim Block, northwest Chin. Journal of Asian Earth Science, 42:

127 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Apêndice 101

128 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. 102

129 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.1 Electron microprobe analyses of clinopyroxene. Sample No. HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 Mineral Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Grain Site Rim Middle Core Core Middle Rim Rim Middle Core Middle Rim SiO TiO Al 2O FeO MgO MnO CaO Na 2O K 2O Total Number of cations on basis of 6 oxigens Si Ti Al Fe Mg Mn Ca Na K Mg (En) Fe (Fs) Ca (Wo)

130 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation... Sample No. HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 Mineral Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Cpx Grain Site Rim Middle Middle Middle Middle Middle Middle Middle Rim Rim SiO TiO Al 2O FeO MgO MnO CaO Na 2O K 2O Total Number of cations on basis of 6 oxigens Si Ti Al Fe Mg Mn Ca Na K Mg (En) Fe (Fs) Ca (Wo)

131 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.2 Electron microprobe analyses of plagioclase. Sample No. HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Grain Site Rim Middle Middle Rim Rim Rim Middle Rim Middle Middle Rim Middle SiO Al 2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Number of cations on basis of 8 oxigens Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

132 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation... Sample No. HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Grain Site Core Middle Middle Middle Middle Middle Middle Middle Rim Middle Rim Middle SiO Al 2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Number of cations on basis of 8 oxigens Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

133 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuation... Sample No. HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Grain Site Middle Middle Middle Rim Rim Rim Middle Rim Middle Middle Middle Rim SiO Al 2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Number of cations on basis of 8 oxigens Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

134 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation... Sample No. HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Grain Site Middle Middle Middle Rim Rim Rim Core Core Rim Rim Rim Middle SiO Al 2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Number of cations on basis of 8 oxigens Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

135 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Sample No. HGN-011 HGN-011 Mineral Pl Pl Grain Site Core Core SiO Al 2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Continuation... Number of cations on basis of 8 oxigens Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

136 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Appendix A Supplementary data Appendix A.3 Electron microprobe analyses of amphibole. Sample No. HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Grain Site Rim Rim Middle Core Core Middle Middle Rim Rim Rim Rim SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na 2O K 2O Total Number of cations on basis of 23 oxigens Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

137 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuation... Sample No. HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 HMA-06 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Grain Site Rim Core Middle Rim Rim Rim Rim Rim Middle Core Middle SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na 2O K 2O Total Number of cations on basis of 23 oxigens Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

138 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation... Sample No. HMA-06 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 HGN-011 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Grain Site Middle Rim Core Middle Middle Middle Middle Core Core SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na 2O K 2O Total Number of cations on basis of 23 oxigens Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

139 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.4 Whole-rock chemistry of samples of mafic bodies from HGN domain. Major (%) and trace element (ppm) concentrations (Metagabbro) Sample AS055* AS058* AS060* HGN1- GQ1 HGN1- GQ3 HGN1- GQ4 HGN1- GQ5 HGN2- GQ2 HGN2- GQ3 HGN2- GQ4 Major elements (%) SiO Al2O Fe2O CaO MgO Na2O K2O MnO TiO P2O Cr2O Ba wt < LOI SUM Trace elements (ppm) Ba Be < < < < Co Cs Ga Hf

140 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation Sample AS055* AS058* AS060* HGN1- GQ1 HGN1- GQ3 HGN1- GQ4 HGN1- GQ5 HGN2- GQ2 HGN2- GQ3 HGN2- GQ4 Nb Rb Sn < < < < < < < 2.00 < < Sr Ta Th U V W Zr Y La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Mo Cu

141 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuation Sample AS055* AS058* AS060* HGN1- GQ1 HGN1- GQ3 HGN1- GQ4 HGN1- GQ5 HGN2- GQ2 HGN2- GQ3 HGN2- GQ4 Pb Zn Ni As < < 0.70 < < 0.60 < Cd < < < < < < < Sb < < < < < < < Bi < < < < < < < Ag < < < < < < < Au Hg < < < < < < < Tl < < < < < < < Se < < < < < < < Parameters Na2O+K 2O K2O/Na 2O FeO* Mg# REE (La/Yb) N Eu/Eu* * Samples provided by Bersan (2015) 115

142 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Appendix A Supplementary data Appendix A.5 Whole-rock chemistry of samples of mafic bodies from HMA domain. Major (%) and trace element (ppm) concentrations (Metagabbro) Sample OPU 4013** HMA3-GQ 1 HMA3-GQ 2 HMA3-GQ 3 HMA4-GQ1 HMA4-GQ2 HMA4-GQ3 HMA5-GQ1 HMA5-GQ2 HMA5-GQ4 Major elements (%) SiO Al 2O Fe 2O CaO MgO Na 2O K 2O MnO TiO P 2O Cr 2O Ba wt 0.01 < < LOI SUM Trace elements (ppm) Ba Be 2.00 < < < < Co Cs < Ga Hf Nb

143 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuation Sample OPU 4013** HMA3-GQ 1 HMA3-GQ 2 HMA3-GQ 3 HMA4-GQ1 HMA4-GQ2 HMA4-GQ3 HMA5-GQ1 HMA5-GQ2 HMA5-GQ4 Rb Sn < < < < < < < < < < Sr Ta Th U V W Zr Y La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Mo Cu Pb

144 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuation Sample OPU 4013** HMA3-GQ 1 HMA3-GQ 2 HMA3-GQ 3 HMA4-GQ1 HMA4-GQ2 HMA4-GQ3 HMA5-GQ1 HMA5-GQ2 HMA5-GQ4 Zn Ni As < 0.60 < < 0.50 < < 1.20 < 0.50 Cd < < < < < 0.10 < 0.20 < < Sb < < < < < < < < < < Bi < < < < < < < < < < Ag < < < < < < < < < < Au < < Hg < < < < < < < < < < Tl < < < < < < < < < < Se < < < < < < < < < < Parameters Na 2O+ K 2O K 2O/Na 2O FeO* Mg# REE (La/Yb) N Eu/Eu* ** Sample provided by Costa (2013) 118

145 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.6 LA-ICP-MS U-Pb results from sample HGN-01. Grain Spot Core 238 U (ppm) Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ (%)

146 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Grain Spot Core 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ (%) 120

147 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuation... Grain Spot 238 U (ppm) Ratios Ages (Ma) Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ Conc. c (%) Rim a Corrected for background, within-run Pb/U fractionation (in case of 206 Pb/, 238 U) and common Pb using Stacy and Kramers (1975) model Pb composition and subsequently normalized to GJ-1 (ID-TIMS value/measured value); 207 Pb/ 235 U calculated using 207 Pb/ 206 Pb/( 238 U/ 206 Pb*1/137.88). b U and Pb content and Th/U ratios were calculated relative to GJ-1 reference zircon; c Degree of concordance: 1+ (( 206 Pb/ 238 U Pb/ 235 U ) / 206 Pb/ 238 U) x

148 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Appendix A Supplementary data Appendix A.7 LA-ICP-MS U-Pb results of the primary and secondary standards used for analyses of the sample HGN-01. Spot No. 238 U (ppm) Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ Primary Standard (GJ-1) GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ (%)

149 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Spot No. 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ (%) Secondary Standard (BB) BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB

150 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Spot No. 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB a Corrected for background, within-run Pb/U fractionation (in case of 206 Pb/, 238 U) and common Pb using Stacy and Kramers (1975) model Pb composition and subsequently normalized to GJ-1 (ID-TIMS value/measured value); 207 Pb/ 235 U calculated using 207 Pb/ 206 Pb/( 238 U/ 206 Pb*1/137.88). b U and Pb content and Th/U ratios were calculated relative to GJ-1 reference zircon; c Degree of concordance: 1+ (( 206 Pb/ 238 U Pb/ 235 U ) / 206 Pb/ 238 U) x 100. (%) 124

151 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.8 LA-ICP-MS U-Pb results from sample HMA-03. Grain Spot Core 238 U (ppm) Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ (%)

152 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Grain Spot 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ (%) 126

153 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Grain Spot 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ (%) Rim a Corrected for background, within-run Pb/U fractionation (in case of 206 Pb/, 238 U) and common Pb using Stacy and Kramers (1975) model Pb composition and subsequently normalized to GJ-1 (ID-TIMS value/measured value); 207 Pb/ 235 U calculated using 207 Pb/ 206 Pb/( 238 U/ 206 Pb*1/137.88). b U and Pb content and Th/U ratios were calculated relative to GJ-1 reference zircon; c Degree of concordance: 1+ (( 206 Pb/ 238 U Pb/ 235 U ) / 206 Pb/ 238 U) x

154 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Appendix A Supplementary data Appendix A.9 LA-ICP-MS U-Pb results of the primary and secondary standards used for analyses of the sample HMA-03. Spot No. 238 U (ppm) Primary Standard (GJ-1) Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ (%)

155 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Spot No. 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ GJ GJ GJ (%) Secondary Standard (BB) BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB

156 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Spot No. 238 U (ppm) Continuation... Ratios Ages (Ma) Conc. c Th b /U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb a / 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB a Corrected for background, within-run Pb/U fractionation (in case of 206 Pb/, 238 U) and common Pb using Stacy and Kramers (1975) model Pb composition and subsequently normalized to GJ-1 (ID-TIMS value/measured value); 207 Pb/ 235 U calculated using 207 Pb/ 206 Pb/( 238 U/ 206 Pb*1/137.88). b U and Pb content and Th/U ratios were calculated relative to GJ-1 reference zircon; c Degree of concordance: 1+ (( 206 Pb/ 238 U Pb/ 235 U ) / 206 Pb/ 238 U) x 100. (%) 130

157 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.10 LA-ICP-MS Lu-Hf isotope data of zircon from sample HGN-001. Spot No. Age a (Ma) 2σ 176 Yb/ 177 Hf b 2σ 176 Lu/ 177 Hf b 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 Hf SigHf c (V) 176 Hf/ 177 Hf 2σ d 176 Hf/ 177 Hf(t) e ehf(t) e 2σ d HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN

158 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Spot No. Age a (Ma) Continuation... 2σ 176 Yb/ 177 Hf b 2σ 176 Lu/ 177 Hf b 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 Hf SigHf c 176 Hf/ 177 Hf 2σ d 176 Hf/ 177 Hf(t) e ehf(t) e 2σ d (V) HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN HGN (a)206 Pb/ 238U age for ages lower than 1.0 Ga and 207 Pb/ 206 Pb for those greater 1.0 Ga. (b) 176 Yb/ 177 Hf = ( 176 Yb/ 173 Yb) true x ( 173 Yb/ 177 Hf) measured x (m 173(Yb)/m 177(Hf)) b(hf), b(hf) = ln( 179 Hf/ 177 Hf true / 179 Hf/ 177 Hf measured ) / ln (m 179(Hf)/m 177(Hf) ); m=mass of respective isotope. The 176 Lu/ 177 Hf were calculated in a similar way by using the 175 Lu/ 177 Hf and b(yb); (c) Mean Hf signal in volt; (d) Uncertainties are quadratic additions of the within-run precision and the reproducibility of the standard zircons GJ-1. Uncertainties for standars are 2S.D.; (e) Initial 176 Hf/ 177 Hf and ɛhf calculated using the estimated Pb-Pb ages of respective zircon domains, and the CHUR parameters: 176 Lu/ 177 Hf = , and 176 Hf/ 177 Hf = (Bouvier et al., 2008).; * The calculation of ɛhf(t) used the following parameters: λ Lu = x a -1 (Söderlung et al., 2004). 132

159 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.11 LA-ICP-MS Lu-Hf isotope data of zircon from sample HMA-003. Spot No. Age a (Ma) 2σ 176 Yb/ 177 Hf b 2σ 176 Lu/ 177 Hf b 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 Hf SigHf c 176 Hf/ 177 Hf 2σ d 176 Hf/ 177 Hf(t) e ehf(t) e 2σ d (V) HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA

160 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Spot No. Age a (Ma) Continuation... 2σ 176 Yb/ 177 Hf b 2σ 176 Lu/ 177 Hf b 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 Hf SigHf c 176 Hf/ 177 Hf 2σ d 176 Hf/ 177 Hf(t) e ehf(t) e 2σ d (V) HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA HMA (a)206 Pb/ 238U age for ages lower than 1.0 Ga and 207 Pb/ 206 Pb for those greater 1.0 Ga. (b) 176 Yb/ 177 Hf = ( 176 Yb/ 173 Yb) true x ( 173 Yb/ 177 Hf) measured x (m 173(Yb)/m 177(Hf)) b(hf), b(hf) = ln( 179 Hf/ 177 Hf true / 179 Hf/ 177 Hf measured ) / ln (m 179(Hf)/m 177(Hf) ); m=mass of respective isotope. The 176 Lu/ 177 Hf were calculated in a similar way by using the 175 Lu/ 177 Hf and b(yb); (c) Mean Hf signal in volt; (d) Uncertainties are quadratic additions of the within-run precision and the reproducibility of the standard zircons GJ-1. Uncertainties for standars are 2S.D.; (e) Initial 176 Hf/ 177 Hf and ɛhf calculated using the estimated Pb-Pb ages of respective zircon domains, and the CHUR parameters: 176 Lu/ 177 Hf = , and 176 Hf/ 177 Hf = (Bouvier et al., 2008).; * The calculation of ɛhf(t) used the following parameters: λ Lu = x a -1 (Söderlung et al., 2004). 134

161 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Appendix A Supplementary data Appendix A.12 LA-ICP-MS Lu-Hf isotope data of zircon from standards. Standards Age 2σ 176 Yb/ 177 Hf a 2σ 176 Lu/ 177 Hf a 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 SigHf b Hf (Ma) (V) 176 Hf/ 177 Hf 2σ c 176 Hf/ 177 Hf(t) d εhf(t) d 2σ c (1065 Ma): 176 Hf/ 177 Hf = ± BB (560Ma): 176 Hf/ 177 Hf = ± BB BB BB BB BB BB BB

162 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Standards Age (Ma) Continuation... 2σ 176 Yb/ 177 Hf a 2σ 176 Lu/ 177 Hf a 2σ 178 Hf/ 177 Hf 180 Hf/ 177 Hf 136 SigHf b (V) 176 Hf/ 177 Hf 2σ c 176 Hf/ 177 Hf(t) d εhf(t) d 2σ c BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB GJ (608Ma): 176 Hf/ 177 Hf = ± GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ GJ (a) 176 Yb/ 177 Hf = ( 176 Yb/ 173 Yb) true x ( 173 Yb/ 177 Hf) measured x (m 173(Yb)/m 177(Hf)) b(hf), b(hf) = ln( 179 Hf/ 177 Hf true / 179 Hf/ 177 Hf measured )/ ln (m 179(Hf)/m 177(Hf) ); m=mass of respective isotope. The 176 Lu/ 177 Hf were calculated in a similar way by using the 175 Lu/ 177 Hf and b(yb); (b) Mean Hf signal in volt; (c) Uncertainties are quadratic additions of the within-run precision and the reproducibility of the standard zircons GJ-1. Uncertainties for standars are 2S.D.; (d) Initial 176 Hf/ 177 Hf and εhf calculated using the estimated 206 Pb/ 208 Ub ages of respective zircon domains, and the CHUR parameters: 176 Lu/ 177 Hf = and 176 Hf/ 177 Hf = (Bouvier et al., 2008).;

163 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Apêndice B - Dados suplementares Apêndice B.1 Dados de análises químicas de plagioclásio em microssonda eletrônica Litotipo Metagabro Amostra No. VM-654 VM-655 VM-656 VM-657 VM-658 VM-659 VM-660 VM-661 VM-662 VM-663 VM-664 VM-577 VM-577 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl SiO Al2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Cálculo com base em 8 oxigênios Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

164 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuação... Litotipo Metagabro Amostra No. VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 Mineral Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl Pl SiO Al2O FeO CaO Na 2O K 2O BaO Total Cálculo com base em 8 oxigênios Si Al Fe Ca Na K Ba Ano Ab Or

165 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Apêndice B - Dados suplementares Apêndice B.2 Dados de análises químicas de anfibólio em microssonda eletrônica Litotipo Metagabro Amostra VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

166 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuação... Litotipo Metagabro Amostra VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-564 VM-577 VM-577 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total Cálculo com base em 23 oxigênios Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

167 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuação... Litotipo Metagabro Amostra VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 VM-577 Mineral Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf Anf SiO TiO Al 2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total Cálculo com base em 23 oxigênios Si (T) Al IV Al VI Ti Mg Fe Mn Ca Na K

168 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Apêndice B - Dados suplementares Apêndice B.3 Análises químicas de rocha total para amostras do domínio HVM Sample HVM9-GQ1 HVM8-GQ1 OPU-4010* HVM7-GQ2 HVM7-GQ1 OPU-4012* HVM6-GQ2 OPU 4011* Elementos maiores (%) SiO Al 2O Fe 2O CaO MgO Na2O K2O MnO TiO P2O Cr 2O 3 < < 0.01 < < 0.00 < 0.00 LOI Total Elementos traços (ppm) Ba Be < < 2.00 < Co Cs Ga Hf Nb Rb Sn < < 2.00 < 2.00 Sr Ta

169 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Continuação... Sample HVM9-GQ1 HVM8-GQ1 OPU-4010* HVM7-GQ2 HVM7-GQ1 OPU-4012* HVM6-GQ2 OPU 4011* Th U V W Zr Y La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Mo Cu Pb Zn Ni As < < < < < < < < Cd < < < < < < < < 143

170 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Continuação... Sample HVM9-GQ1 HVM8-GQ1 OPU-4010* HVM7-GQ2 HVM7-GQ1 OPU-4012* HVM6-GQ2 OPU 4011* Sb < < < < < < < < Bi < < < < < < < < Ag < < < < < < < < Au < < 1.80 < Hg < 0.01 < < < < Tl < < Se < < < < < < < < Parameters Na2O+K2O K2O/Na2O FeO* Mg# REE (La/Yb)N Eu/Eu* * Amostras cedidas por Costa (2013). 144

171 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Apêndice B - Dados suplementares Apêndice B.4 Análises isotópicas U-Pb em zircão realizadas para amostra HVM-010. Grão Análise 238 U Th/U Razões Isotópicas Idades (Ma) Conc. (%) 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ Núcleo VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM VM

172 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Grão Análise 238 U Th/U Continuação... Razões Isotópicas Idades (Ma) Conc. (%) 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ Borda VM VM VM VM VM VM VM VM VM

173 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. Apêndice B - Dados suplementares Apêndice B.5 Padrões U-Pb utilizados para análises isotópicas realizadas na amostra HVM-010. Grão Análise Padrão BB 238 U Razões Isotópicas Idades (Ma) Th/U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB BB Conc. (%) 147

174 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica... Grão Análise 238 U Padrão Plesovice Razões Isotópicas Continuação... Idades (Ma) Th/U 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ 207 Pb/ 206 Pb 2σ 206 Pb/ 238 U 2σ 207 Pb/ 235 U 2σ Ples Ples Ples Ples Ples Ples Ples Ples Ples Ples Ples Conc. (%) 148

175 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol.76, nº 354, 148p. 149

176 Moreira, H.F., Caracterização Petrológica, Geoquímica e Geocronológica