UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS Trabalho de Conclusão de Curso Curso de Graduação em Geologia CONDIÇÕES DE METAMORFISMO NA PORÇÃO CENTRO-NORTE DA NAPPE SOCORRO-GUAXUPÉ: APLICAÇÃO DA GEOTERMOMETRIA DE ELEMENTOS TRAÇO EM PARAGNAISSE DA REGIÃO DE SÃO JOSÉ DO RIO PARDO- CACONDE (SP) João Guilherme Pereira Dias Rio Claro – SP 2022 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro JOÃO GUILHERME PEREIRA DIAS CONDIÇÕES DE METAMORFISMO NA PORÇÃO CENTRO-NORTE DA NAPPE SOCORRO-GUAXUPÉ: APLICAÇÃO DA GEOTERMOMETRIA DE ELEMENTOS TRAÇO EM PARAGNAISSE DA REGIÃO DE SÃO JOSÉ DO RIO PARDO- CACONDE (SP) Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do grau de geólogo Orientador: Prof. Dr. George Luiz Luvizotto Co-orientador: Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva Rio Claro – SP 2022 D541c Dias, João Guilherme Pereira Condições de metamorfismo na porção centro-norte da nappe Socorro-Guaxupé: aplicação da geotermometria de elementos traço em paragnaisse da região de São José do Rio Pardo-Caconde (SP) / João Guilherme Pereira Dias. -- Rio Claro, 2022 61 p. : il., tabs., fotos, mapas Trabalho de conclusão de curso (Bacharelado - Geologia) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: George Luiz Luvizotto Coorientador: Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva 1. Geologia. 2. Geotermômetros. 3. Retrometamorfismo. I. Título. Sistema de geração automática de fichas catalográficas da Unesp. Biblioteca do Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro. Dados fornecidos pelo autor(a). Essa ficha não pode ser modificada. JOÃO GUILHERME PEREIRA DIAS CONDIÇÕES DE METAMORFISMO NA PORÇÃO CENTRO-NORTE DA NAPPE SOCORRO-GUAXUPÉ: APLICAÇÃO DA GEOTERMOMETRIA DE ELEMENTOS TRAÇO EM PARAGNAISSE DA REGIÃO DE SÃO JOSÉ DO RIO PARDO- CACONDE (SP) Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do grau de geólogo Comissão Examinadora Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva (co-orientador) Dra. Regiane Andrade Fumes Dr. Otávio Augusto Ruiz Paccola Vieira Rio Claro, 14 de março de 2022 Assinatura do aluno Assinatura do orientador Assinatura do co-orientador DEDICATÓRIA À minha mãe Denise de Fátima Pereira Dias. AGRADECIMENTOS Gostaria de agradecer à minha mãe Denise de Fátima Pereira Dias, à minha irmã Gabriela Pereira Dias e à minha avó Maria Aparecida Pereira por toda motivação, apoio emocional e por terem sido a minha fortaleza durante a graduação. Agradeço também a nossa cachorrinha “Meg” por ter sido uma companheira brincalhona e me alegrar mesmo nos momentos mais difíceis. Amo muito todas vocês! Agradeço ao meu orientador Prof. Dr. George Luiz Luvizotto e ao meu co- orientador Mestrando Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva por todo o esforço, suporte e disponibilidade durante a elaboração desse trabalho. Pelas caronas, críticas, sugestões, e pela amizade que fizemos, fica o meu sincero muito obrigado. Agradeço as amizades que eu fiz ao longo desses 6 anos de graduação. Sou muito feliz por ter compartilhado vários momentos e experiências com vocês. Aos integrantes dos grupos “Passeio” e “Troca-troca Campo”: Enrico Marchi (TLG); Gabriel Pompeu; Henrique Monari (Esqui); João Carlos Porcel (Xusp); João Pedro Prado (Menininho); e Renato Francischet (Obama), eu agradeço por terem sido os meus melhores “geoamigos”. Agradeço também ao Gabriel Antunes (Motoba), à Jéssica Ramos, ao João Paulo Rosalin (Dourado), ao João Victor Grella e ao Rodrigo Rocha (Silte), que mesmo não fazendo parte desses seletos grupos, foram grandes “geoamigos” ao longo desses anos. Agradeço a todos da turma “Cabacitos 2016” por terem vivido comigo as alegrias e angústias que passamos tentando nos tornar geólogos e geólogas. Agradeço aos moradores, ex-moradores, agregados e agregadas da República Caçamba que compartilharam comigo os últimos meses da graduação: Amanda Molina, Felipe Garcia, Felipe Soldano, Leonardo Bristotti (Léo), Luís de Proença, Millke Morales, Paulo Henrique Raymundo (Prozac), Rafael Ferreira (Pinóquio), Raphael Parra, Uanderson Pateis (Manolo), Victória Blair, Vitória Parra (Vika), Vitor Estima (Vitinho) e Saul Riffel. Saibam que vocês trouxeram a felicidade de volta para a minha vida. Agradeço aos amigos que fiz na quitinete “Zé Pigossi”: Daniel Macedo, Matheus Missio, Nicholas Seiti, Rafael Alves e Rodrigo Arruda (Potter). Obrigado pelos bons momentos que tivemos quando eu não estava estudando sozinho na minha quitinete. Agradeço aos meus melhores e mais antigos amigos que me acompanham desde os tempos de infância: Lucas Escobar e Marcos Almeida. Ainda que a vida tenha nos levados para caminhos diferentes, guardo vocês no meu coração. Amo vocês! Agradeço aos profissionais que me inspiraram e são exemplos para mim: Eduardo Benvenuti (BRKsEDU); LeBron James; e Tom Brady, que me mostraram que trabalho duro e dedicação são a chave do sucesso. Gostaria de agradecer principalmente ao Kobe Bryant (Rest in Peace) por continuar me motivando a ser minha melhor versão todos os dias. Agradeço ao Rafael Vasconcelos (The MFW) por refazer a série do jogo Resident Evil 4 durante a última semana de trabalho. Os poucos minutos de intervalo entre as várias horas de estudo foram reconfortados por uma ótima nostalgia. Agradeço ao Lucas “Inutilismo” por fazer versões rock de várias músicas de 2019, 2020 e 2021, que tornaram toda a edição e formatação do trabalho muito mais divertida. Por fim, sou muito grato ao ser humano que inventou a cerveja. Quem quer que você seja, saiba que eu te amo. “Você precisa buscar ser a melhor versão de você mesmo. E assim todos os dias você vai tentar se tornar melhor. É uma missão constante. É uma missão infinita.” (Kobe Bryant) RESUMO A Nappe Socorro-Guaxupé (NSG) é um terreno cristalino alóctone neoproterozoico metamorfisado sob condições de fácies granulito. A NSG foi formada em um ambiente de arco magmático, que foi estabelecido na borda oriental do paleocráton Parapanema, durante o Neoproterozoico. Esse terreno foi dividido em três unidades: a basal granulítica, cujo principal litotipo é o granulito enderbítico, intercalado por gnaisses gabro-noríticos; a intermediária diatexítica composta por migmatitos metaluminosos, com granitos e ortognaisses anatéticos; e a superior metatexítica constituída por migmatitos pelíticos a semipelíticos. Rochas metamórficas de alto grau (fácies anfibolito a granulito) compõe os principais litotipos da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP) tais como migmatitos variados, gnaisses paraderivados (pelíticos e cálcio-silicáticos), rochas charnockíticas e metamáficas, como anfibolito e granulito máfico. Esse trabalho tem como objetivo principal determinar as condições P-T do metamorfismo de fácies granulito em paragnaisse pelítico da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP) (região centro-norte da Nappe Socorro-Guaxupé). Para tal, foram realizadas descrições macroscópicas e petrográficas, bem como análises químicas quantitativas em Microssonda Eletrônica, a fim de empregar de forma integrada os geotermômetros Zr-no-rutilo e Ti-no-quartzo. Os resultados obtidos para ambos os geotermômetros foram processados e interpretados de forma integrada. As condições metamórficas obtidas estão em torno de 8,5 a 13,5 kbar e 790 a 870°C e são consideradas retrometamórficas devido a várias texturas específicas identificadas durante a descrição petrográfica. Conclui-se que essa condições P-T representam um retrometamorfismo que ocorreu na área durante o resfriamento do sistema após o auge metamórfico. Supõe-se que, se as condições retrometamórficas registradas pelo litotipo aqui estudado apresentam temperaturas tão elevadas, então é possível que o conjunto litológico das regiões de São José do Rio Pardo e Caconde tenham atingido condições de ultra-alta temperatura durante o ápice metamórfico, tal como já reconhecido em alguns litotipos do Nappe Socorro- Guaxupé. Palavras-chave: Nappe Socorro-Guaxupé, geotermômetros, elementos-traço, paragnaisse, pressão, temperatura, retrometamorfismo. ABSTRACT The Socorro-Guaxupé Nappe (SGN) is a Neoproterozoic crystalline terrain, metamorphosed under granulite facies. The SGN was formed in a magmatic arc environment, which was established during the Neoproterozoic, in the eastern section of the Paranapanema paleocraton. This terrain was divided in three units: The basal granulitic, in which the main lithotype is the enderbitic granulite, intercalated with gabro-noritic gneiss; the diatexitic composed by meta-luminous migmatites, with anatetics granites and orthogneiss; and the upper metatexitic constituted by pelitic and semi-pelitic migmatites. High grade metamorphic rocks (upper amphibolite to granulite facies) composes the main lithotypes of the São José do Rio Pardo and Caconde (SP) region such as migmatites, pelitic and calc-silicate gneiss, charnockitic rocks and metamafics, such as, amphibolites and mafic granulites. The main objective of this work is to determine both the P-T conditions from the metamorphism of granulite facies in pelitic paragnaisses from the São José do Rio Pardo and Caconde (SP) (central- northern region from the Socorro-Guaxupé Nappe). For such, macroscopic and petrographic descriptions, as well as quantitative chemical analyses with electron probe microanalyzer were conducted in order to use the Zr-in-rutile and Ti-in-quartz geothermometers. The results from both geothermometers were processed and interpretated in an integrated way. The metamorphic conditions obtained are around 8.5 to 13.5 kbar and 790°C to 870°C and are considered retrometamorphic due to several specific textures identified during petrographic description. Therefore, it is concluded that these P-T conditions represent a retrometamorphism that occurred in the area during the cooling of the system after the metamorphic peak. It is supposed that, if the retrometamorphic conditions registered by the hereby studied lithotype presents such elevated temperatures, so it is possible that the lithological grouping of the São José do Rio Pardo and Caconde may have reached ultra-High temperatures during the metamorphic peak, as already acknowledge in some lithotypes of the Socorro-Guaxupé Nappe. Key words: Socorro-Guaxupé Nappe, geothermomether, trace-elements, paragnaisse, pressure, temperature, retrometamorphism. LISTA DE FIGURAS Figura 1 - Imagem de satélite da área de estudo (vermelho), das principais vias de acesso (amarelo), da divisa entre os estados de São Paulo e Minas Gerais (cinza) e dos principais municípios da região............................................................................16 Figura 2 - Diagrama P vs. T exemplificando a projeção de isopletas confeccionadas a partir dos geotermômetros Zr no rutilo (linhas tracejadas) e Ti no quartzo (linhas preenchidas)...............................................................................................................19 Figura 3 - Mapa geológico simplificado das principais Províncias Estruturais Brasileiras com destaque para a Província Tocantins e a localização das Faixas Brasília, Paraguai e Araguaia.....................................................................................22 Figura 4 - Mapa Tectônico da porção sul do Cráton São Francisco com os orógenos neoproterozoicos adjacentes. O polígono preto compreende a porção sul da Faixa Brasília Meridional......................................................................................................24 Figura 5 - Mapa geológico/geotectônico do Orógeno Brasília Sul, incluindo a nappe Socorro-Guaxupé. O polígono em vermelho representa a área de estudo..................25 Figura 6 - Mapa geológico (1: 50000) das folhas de São José do Rio Pardo e Caconde (Estados de SP e MG).................................................................................................28 Figura 7 - Fotografias ilustrando ocorrência de biotita-granada gnaisse com sillimanita (OS 14b).....................................................................................................................33 Figura 8 - Fotomicrografias da amostra OS 14b.........................................................35 Figura 9 - Mapa de fases minerais da lâmina OS14b..................................................37 Figura 10 - Imagens de elétrons retro-espalhados da amostra OS 14b. Nas figuras são identificados os pontos nos 6 primeiros cristais de rutilos analisados na microssonda eletrônica, com suas respectivas concentrações de Zr em ppm.............................................................................................................................38 Figura 11 - Imagens de elétrons retro-espalhados da amostra OS 14b. Nas figuras são identificados os pontos nos 4 últimos cristais de rutilos analisados na microssonda eletrônica, com suas respectivas concentrações de Zr em ppm.............................................................................................................................39 Figura 12 - Gráfico boxplot relativo às concentrações (ppm) de elementos traços nos grãos de rutilo.............................................................................................................42 Figura 13 - Gráfico boxplot relativo à concentração (ppm) de titânio nos cristais de quartzo........................................................................................................................44 Figura 14 - Diagrama P-T no qual estão projetados os cruzamentos das isopletas respectivas aos geotermômetros Zr no rutilo e Ti no quartzo relativas às amostras do biotita-granada gnaisse com sillimanita......................................................................46 Figura 15 - Gráfico comparativo da concentração de Zr (em ppm) dos grãos de rutilo inclusos em cristais de granada (vermelho) e dos grãos de rutilo distribuídos pela matriz (amarelo) da amostra OS14b...........................................................................48 Figura 16 - Mapas de temperatura relativos aos cristais de quartzo...........................50 LISTA DE TABELAS Tabela 1 - Composição modal média (em porcentagem) do biotita-granada gnaisse com sillimanita............................................................................................................34 Tabela 2 - Concentração de elementos traço (ppm), pressão e temperatura em rutilos analisados..................................................................................................................40 Tabela 3 - Concentração de Si eTi (ppm), bem como valores de pressão e temperatura dos cristais de quartzo analisados..............................................................................43 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO ....................................................................................................... 14 1.1 Objetivos ............................................................................................................. 16 1.2 Localização da área de estudo ............................................................................ 16 2 MÉTODOS DE TRABALHO ................................................................................... 18 2.1 Revisão bibliográfica, cartográfica e levantamento de dados pré-existentes ...... 18 2.2 Trabalhos de campo ............................................................................................ 18 2.3 Descrição das amostras ...................................................................................... 18 2.4 Química mineral .................................................................................................. 19 2.5 Processamento de dados .................................................................................... 19 3 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ................................................................. 22 3.1 Província Estrutural Tocantins ............................................................................. 22 3.2 Faixa Brasília ....................................................................................................... 22 3.3 Faixa Brasília Meridional ..................................................................................... 23 3.4 Nappe Socorro-Guaxupé ..................................................................................... 25 4 CONTEXTO GEOLÓGICO LOCAL ........................................................................ 29 5. RESULTADOS ...................................................................................................... 33 5.1 Descrição das amostras ...................................................................................... 33 5.2 Química Mineral .................................................................................................. 40 5.2.1 Elementos traço em rutilo ................................................................................. 40 5.2.2 Elemento traço em quartzo .............................................................................. 43 5.3 Geotermometria de elementos traço: Zr-no-rutilo e Ti-no-quartzo ...................... 45 6 DISCUSSÃO .......................................................................................................... 48 7 CONCLUSÃO ......................................................................................................... 54 REFERÊNCIAS ......................................................................................................... 55 14 1 INTRODUÇÃO O metamorfismo de alto grau (fácies granulito) compreende condições de temperatura de 820-850°C (PATTISON et al. 2003) até 1100°C para rochas basálticas e quartzo-feldspáticas (RINGWOOD, 1975). A paragênese mineral da fácies granulito muda em função das condições báricas e pode ser dividida (de maneira simplificada) em três grupos: pressão baixa (abaixo de 8 kbar) em que olivina e plagioclásio estão estáveis, pressão intermediária (8 até 10 kbar) na qual ortopiroxênio e plagioclásio estão estáveis, e de pressão alta (10 a 13 kbar) com diopsídio + granada + quartzo + plagioclásio (PATTISON et al. 2003; RINGWOOD, 1975). Existe uma variedade de litotipos formados em terrenos granulíticos, contudo há uma predominância de ortognaisse e paragnaisse, máficos e félsicos, derivados de rochas quartzíticas, pelíticas e calciossilicáticas (HARLEY, 1989). As rochas submetidas a condições de fácies granulito ocorrem com mais frequência em crátons extensos, expostas como porções e fragmentos em cinturões orogênicos recentes e como xenólitos assimilados por magmas básicos e kimberlíticos (HARLEY, 1989). Riftes continentais e hot spots também geram litotipos sob condições de metamorfismo granulíticas (BOHLEN, 1991). A importância de estudos sobre terrenos submetidos a condições de metamorfismo regional de fácies granulito está no fato que essas rochas ocorrem com frequência em extensos orógenos continentais (centenas a milhares de quilômetros quadrados) (HANSEN; NEWTON; JANARDHAM, 1984), ou seja, o estudo desses litotipos implica no entendimento dos processos geodinâmicos envolvidos na gênese dessas cadeias montanhosas. Além disso, a determinação de trajetórias metamórficas pressão-temperatura-tempo (P-T-t) fornece subsídio para interpretações a respeito dos ambientes tectônicos em que essas rochas de alto grau formaram-se (BOHLEN, 1991). Dessa forma, é possível investigar quais processos geotectônicos foram atuantes em determinados terrenos. A incorporação do zircônio no rutilo depende da temperatura e, minoritariamente, da pressão no instante de cristalização do mineral na rocha. Assim, a incorporação de Zr no rutilo, é utilizada como geotermômetro (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004). Destaca-se que o geotermômetro Zr no rutilo é uma excelente ferramenta para determinar picos de temperatura em rochas 15 de fácies granulito (HORTON et al. 2016), devido a sua estabilidade quando submetido a temperaturas altas (KOOIJMAN et al. 2012). O titânio no quartzo também é considerado um geotermômetro, pois a incorporação de Ti no quartzo é dependente da temperatura e da pressão. Mapas de catodoluminescência permitem ilustrar a disposição do Ti em cristais de quartzo e averiguar relações texturais com outros minerais (FUMES et al., 2021; KENDRICK; INDARES, 2018). O processamento em conjunto do mapa de emissão de catodoluminescência (CL) mais os pontos quantitativos, com a utilização de filtro azul, produz mapas quantitativos e mapas de temperatura que possibilitam determinar a temperatura de cristalização do mineral no litotipo, tal como foi realizado por Fumes et al. (2021). A área de estudo está localizada no domínio tectônico designado Nappe Socorro-Guaxupé (NSG) (CAMPOS NETO et al. 1984), que corresponde a um terreno cristalino alóctone neoproterozoico que expõe uma seção da crosta inferior parcialmente fundida e metamorfisada sob condições de fácies granulito (CAMPOS NETO; CABY, 2000). Estão inseridas neste contexto as rochas metamórficas de alto grau da porção nordeste do estado de São Paulo, as quais compõem o arcabouço geológico da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP), área de estudo do presente trabalho. Os litotipos mais comuns na região são migmatitos diversos, leucognaisse, granulito máfico, anfibolito, gnaisse granítico e paragnaisses pelíticos e calciossilicáticos. (OLIVEIRA; ALVES, 1974). As paragêneses minerais constituídas por ortopiroxênio e clinopiroxênio em granulito máfico (OLIVEIRA, ALVES; KIHARA, 1993; OLIVEIRA; HYPOLITO, 1978) somadas a ocorrência de rocha calciossilicática com wollastonita, escapolita e clinopiroxênio (OLIVEIRA; ALVES, 1976; OLIVEIRA; HYPOLITO, 1973) e paragnaisse pelítico/semi-pelítico com granada, cordierita, feldspato potássico e sillimanita (FREITAS, 2006; OLIVEIRA, ALVES, 1974; OLIVEIRA, RUBERTI, 1979) nesse contexto indicam que grande parte do conjunto litológico de São José do Rio Pardo e Caconde foi formado sob condições metamórficas de fácies granulito. 16 1.1 Objetivos Esse trabalho tem como objetivo principal determinar as condições P-T do metamorfismo de fácies granulito das rochas da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP) (região centro-norte da Nappe Socorro-Guaxupé). É nesse contexto que se inclui o presente trabalho, que visa investigar o metamorfismo das rochas da região por meio da aplicação de geotermobarômetros que levam em consideração a incorporação de elementos traço em minerais, isto é, o Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e o Ti no quartzo (THOMAS et al. 2010; WARK; WATSON, 2006). 1.2 Localização da área de estudo O presente trabalho foca seus estudos em rocha paraderivada da região de São José do Rio Pardo e de Caconde no Estado de São Paulo (Figura 1). A rota, com as principais vias de acesso, ligando o município de Rio Claro à São José do Rio Pardo é apresentada na Figura 1. Saindo de Rio Claro deve-se acessar a rodovia SP 191 a Leste em direção ao município de Araras. Após isso, é preciso seguir em direção a Pirassununga (SP) ao Norte pela rodovia BR 050. Depois de passar por esse município, é necessário seguir a Nordeste e acessar a rodovia BR 369 e rumar a Santa Cruz das Palmeiras. Mantendo-se na mesma rodovia deve-se seguir a leste em direção ao município de Casa Branca, passar por Itobi e, por fim, ir a nordeste até chegar a São José do Rio Pardo. 17 Figura 1: Imagem de satélite da área de estudo (vermelho), das principais vias de acesso (amarelo), da divisa entre os estados de São Paulo e Minas Gerais (cinza) e dos principais municípios da região. Destacam-se os municípios de São José do Rio Pardo e de Caconde (SP) inseridos na área e a rota (vermelho) ligando o Campus da Unesp de Rio Claro à São José do Rio Pardo. Fonte: Retirado do Google Earth em 23 de outubro de 2021. 18 2 MÉTODOS DE TRABALHO O presente trabalho se insere no âmbito do projeto de mestrado do Geólogo Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva, orientado pelo Prof. Dr. George Luiz Luvizotto, intitulado “Caracterização metamórfica e geocronologia de gnaisses e granulito de alta temperatura nas regiões de Caconde e São José do Rio Pardo (SP), Nappe Socorro- Guaxupé (SE, Brasil)”. Portanto, parte das etapas foram realizadas pelo mestrando e pelo orientador do trabalho. Os métodos aplicados no presente trabalho são apresentados a seguir. 2.1 Revisão bibliográfica, cartográfica e levantamento de dados pré-existentes Durante essa etapa foi efetuado o levantamento bibliográfico de trabalhos científicos e mapas que abordam os principais aspectos geológicos da área de estudo, tais como o arcabouço litológico, quadros metamórficos e estruturas locais. Os materiais consultados foram artigos científicos, teses e dissertações. Foram levantados também materiais cartográficos, rochas e lâminas petrográficas referentes ao acervo pessoal do Prof. Dr. Marcos Aurélio Farias de Oliveira, do Departamento de Geologia da Unesp. 2.2 Trabalhos de campo Foram empreendidas duas campanhas de campo, realizadas no âmbito do projeto de mestrado do co-orientador, Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva. Nestas campanhas, houve coletas de amostras representativas de charnockito, paragnaisses (granada gnaisse e rochas calcossilicáticas), gnaisse/migmatito granítico e anfibolito nas regiões de São José do Rio Pardo e Caconde (SP). 2.3 Descrição das amostras Com base no levantamento de amostras pré-existentes, bem como novas amostras coletadas em trabalho de campo, duas amostras foram selecionadas para confecção de duas lâminas polidas. As descrições petrográficas, realizadas com uso de microscópios óticos de luz transmitida e com um microscópio eletrônico de 19 varredura (MEV), tiveram o intuito identificar as reações que originaram a paragênese atual, os principais minerais índices do metamorfismo e as texturas indicativas de processos metamórficos. Além disso, realizou-se a descrição macroscópica de uma amostra representativa (utilizada na microscopia) com o auxílio de lupa e escala para evidenciar as principais estruturas e texturas, bem como a mineralogia visível. 2.4 Química mineral As lâminas delgadas selecionadas passaram por um processo de metalização com carbono, e depois foram analisadas na Microssonda Eletrônica (EPMA) da marca JEOL, modelo JXA-8230 superprobe, do Departamento de Geologia (IGCE/UNESP). Com este equipamento foram analisados os principais elementos traço em cristais de rutilo e de quartzo. As condições para análise de rutilo seguiram o procedimento descrito por Luvizotto et al. (2009), onde utilizou-se 20 kV de aceleração e corrente de 80 nA. Os elementos analisados e seus respectivos limites de detecção (em ppm) são: Si (33), Al (23), Cr (62), V (58), Sb (104), Sn (96), W (136), Ta (79), Hf ( 140), Fe (61), Zr (55), Nb (64). Para as análises de Ti no quartzo as condições foram 15 kV e 200 nA, e, além disso, três espectrômetros PET foram dedicados para a análise de Ti. O tempo de contagem no pico foi distribuído em medidas do background inferior e superior. Para a aquisição dos mapas composicionais, foi utilizado um feixe de elétrons com diâmetro de 5.0 a 9.0 µm, sob condições de aceleração de 15 kV, corrente de 100 nA, tempo de permanência (dwell time) de 90 ms e tamanho do pixel (step size) de 7.0 a 9.0 µm. Os elementos traço em rutilo e quartzo foram analisados e os resultados obtidos serviram para a aplicação dos geotermômetros Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e Ti no quartzo (THOMAS et al., 2010; WARK; WATSON, 2006). As condições de análises seguiram as recomendações apresentadas nos respectivos artigos. 2.5 Processamento de dados Os resultados obtidos para os geotermômetros Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e Ti no quartzo (THOMAS 20 et al., 2010; WARK; WATSON, 2006) foram processados e interpretados de forma integrada mediante a utilização do software Microsoft Office Excel. As curvas (isopletas) que representam a variação das concentrações dos referidos elementos nos minerais em questão, foram projetadas em um espaço P-T (Figura 2), onde o cruzamento dessas curvas representa a condição de metamorfismo das rochas estudadas. O diagrama também foi elaborado com o auxílio do software Microsoft Office Excel. Figura 2: Diagrama P vs. T exemplificando a projeção de isopletas confeccionadas a partir dos geotermômetros Zr no rutilo (linhas tracejadas) e Ti no quartzo (linhas preenchidas). Fonte: Extraído de Thomas et al. (2010). Com os dados obtidos na Microssonda Eletrônica (EPMA) gráficos do tipo boxplot e mapas de temperatura foram elaborados. Por meio da utilização do software Microsoft Office Excel esses dados passaram por tratamento, e assim foram produzidas planilhas de dados relativas aos geotermômetros Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e Ti no quartzo (THOMAS et al., 2010; WARK; WATSON, 2006). A inserção dessas planilhas no site Plotly - Chart Studio e no software Qtiplot possibilitou a criação e edição de dois gráficos tipo boxplot. Além disso, o processamento dos dados de Ti no quartzo, juntamente com 21 os mapas de emissão de CL, no software XMapTools (LANARI et al., 2014, 2019) viabilizou a elaboração de mapas de temperatura referentes a esse elemento traço, bem como a confecção de um mapa de fases minerais da lâmina delgada OS 14b, elaborados para o projeto de mestrado do co-orientador desta monografia. Os mapas de temperatura foram elaborados com base nos mapas de catodoluminescência (CL), utilizando filtro azul. Esses mapas de CL foram produzidos com a utilização da microssonda eletrônica, com o objetivo de mapear a disposição de Ti em cristais de quartzo (emissão de luminescência no espectro da cor azul é proporcional a incorporação de Ti no quartzo). Para a aquisição desse mapa, foi utilizado um filtro azul ligado a microssonda eletrônica, visto que esse filtro permite concatenar domínios de maior luminescência com as maiores concentrações de Ti nos cristais de quartzo, como foi realizado nos trabalhos de Kendrick e Indares (2018) e Spear e Wark (2009). O mesmo método empregado para os demais mapas composicionais auxiliou na conversão das intensidades de CL em concentração, por intermédio da padronização com análises pontuais de Ti em quartzo no software XMapTools, conforme foi apresentado no estudo de Fumes et al. (2021). 22 3 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 3.1 Província Estrutural Tocantins Segundo Almeida et al. (1977, 1981) o Sistema Orogênico Tocantins ou a Província Estrutural Tocantins constitui um sistema de orógenos formados durante o ciclo Brasiliano. Localizado na porção central do Brasil, essa Província foi originada durante estágios colisionais sucessivos relacionados a amalgamação do Gondwana Ocidental (VALERIANO et al. 2004), mais precisamente pela colisão de três crátons: o Amazonas a oeste, o São Francisco a leste e o Parapanema a sudoeste (encoberto pela Bacia do Paraná) (ALMEIDA et al. 1977). Fuck et al. (1993) e Fuck (1994) dividiram essa província em cinco unidades geotectônicas: Faixa Brasília, Faixa Paraguai-Araguaia, Maciço de Goiás, Arco Magmático do Oeste de Goiás e Zona Cratônica. 3.2 Faixa Brasília A Faixa Brasília é um agrupamento de terrenos e escamas de empurrão, em escala crustal, que convergiram para Leste em direção ao Cráton São Francisco (FUCK, 1994; DARDENNE, 2000; VALERIANO, et al., 2008). Sua gênese é resultado da subducção da litosfera oceânica da paleoplaca São Francisco em direção ao Oeste (relativo as coordenadas vigentes) seguida pela acresção de terrenos exóticos na margem passiva do paleocontinente São Francisco (VALERIANO, 2017). Esse orógeno localiza-se na porção sudeste da Província Tocantins e é limitada pela Bacia Sedimentar do Paraná a sudoeste, pelo Cráton São Francisco a nordeste e pela Província Mantiqueira ao sul (Figura 3). 23 Figura 3: Mapa geológico simplificado das principais Províncias Estruturais Brasileiras com destaque para a Província Tocantins e a localização das Faixas Brasília, Paraguai e Araguaia. Fonte: Extraído de Bizzi et al. (2003). A compartimentação tectônica da Faixa Brasília é definida por duas orientações diferentes e, não obstante, por dois estilos deformacionais distintos: a Faixa Brasília Setentrional com trend estrutural NE, e a Faixa Brasília Meridional (onde localiza-se a área de estudo) com trend estrutural NW (VALERIANO et al. 2004, 2008). Segundo os mesmos autores, além dessas duas porções existem ainda dois terrenos acrescionários que convergiram contra a margem passiva do paleocontinente São Francisco: o Maciço Goiano e o Arco Magmático de Goiás. Valeriano et al. (2004, 2008) complementam que a geometria dessa faixa de dobramentos apresenta uma clara concavidade direcionada para o leste, devido a uma saliência relativa à configuração original da margem do São Francisco. 3.3 Faixa Brasília Meridional Valeriano (2017) define a Faixa Brasília Meridional (FBM) como um cinturão orogênico constituído, principalmente, por rochas metassedimentares que se prolonga por 800 km ao longo da margem sudoeste do Cráton São Francisco (Figura 4). Segundo Campos Neto et al. (2004) a FBM é resultante de uma colisão entre a 24 margem passiva do paleocontinente São Francisco que veio do leste, com a margem ativa do paleocontinente Paranapanema (MANTOVANI; BRITO NEVES, 2005), do lado oeste dessa sutura. De acordo com Valeriano (2017), a estruturação da FBM corresponde a um cinturão de cavalgamento dobrado, constituído por rochas metassedimentares neoproterozoicas, intercaladas a lascas destacadas do embasamento e sobrepostas por um sistema sub-horizontal de nappes metamorfisadas em fácies xisto verde alto até granulito. O zoneamento tectônico que abrange a Faixa Brasília Meridional e a borda oeste do Cráton São Francisco é segmentada em cinco domínios: a zona cratônica; a zona externa; a zona interna; o arco magmático do oeste de Goiás; e o microcontinente do centro de Goiás (FUCK, 1994). Segundo os mesmos autores a zona cratônica é constituída por exposições restritas do embasamento e extensas coberturas fanerozoicas e pré-cambrianas, essas caracterizadas pelos grupos Paranoá e Bambuí; a zona externa é composta por unidades metassedimentares dos grupos Canastra e Paranoá e das formações Vazante e Ibiá, e também por porções do embasamento estruturadas em um cinturão de dobras e empurrões de antepaís; a zona interna consiste em unidades alóctones de micaxistos e rochas associadas, pertencentes ao Grupo Araxá, bem como a Nappe Socorro-Guaxupé (onde localiza- se a área de estudo) e o sistema de nappes de Andrelândia, além de porções do embasamento expostas entre as faixas de xistos; o arco magmático do oeste de Goiás é constituído por terrenos ortognáissicos e sequências vulcano-sedimentares neoproterozoicas; e o microcontinente do centro de Goiás que abrange os terrenos granito-greenstone arqueanos. O grau metamórfico na FBM cresce de Leste a Oeste, dos litotipos mais novos na zona cratônica (580-600 Ma) (VALERIANO et al. 2000) até os mais velhos do sistema de nappes (650-630 Ma) (VALERIANO, 2017). Na zona cratônica, a cobertura neoproterozoica é praticamente indeformada e não metamorfisada, enquanto no cinturão de cavalgamento dobrado (onde está inserida a área de estudo) as unidades metassedimentares apresentam condições de metamorfismo da fácies xisto verde e até granulito (VALERIANO, 2017). 25 Figura 4: Mapa Tectônico da porção sul do Cráton São Francisco com os orógenos neoproterozoicos adjacentes. O polígono preto compreende a porção sul da Faixa Brasília Meridional. O polígono vermelho compreende a área de estudo. Fonte: Extraído de Campos Neto et al. (2011). 3.4 Nappe Socorro-Guaxupé A Nappe Socorro-Guaxupé (NSG) (Figura 5) é um terreno cristalino alóctone neoproterozoico, que expõe uma seção da crosta inferior parcialmente fundida e metamorfisada sob condições de fácies granulito (CAMPOS NETO; CABY, 2000). 26 Figura 5: Mapa geológico/geotectônico do Orógeno Brasília Sul, incluindo a nappe Socorro-Guaxupé. O polígono em vermelho representa a área de estudo. Fonte: Extraído de Rocha et al. (2017). A NSG foi formada em um ambiente de arco magmático, que se estabeleceu durante o Neoproterozoico, na borda oriental da paleoplaca continental Parapanema (CAMPOS NETO, 1991; CAMPOS NETO; CABY, 2000). Esse terreno foi dividido em três unidades por Campos Neto e Caby (2000): a basal granulítica, cujo principal litotipo é o granulito enderbítico, intercalado por gnaisses gabro-noríticos, com 3 km de espessura; a intermediária diatexítica composta por migmatitos metaluminosos, com granitos e gnaisses anatéticos, e 6 km de espessura; e a superior metatexítica constituída por migmatitos pelíticos a semipelíticos. Tedeschi et al. (2018) sugerem que o primeiro estágio da evolução da Nappe Guaxupé foi o magmatismo de arco há 790 Ma com intrusão de magma intermediário a ácido, principalmente derivado da crosta inferior com assinatura juvenil (Bloco Paranapanema). Entre 690 e 640 Ma, o magmatismo associado a este arco magmático passou para intermediário a máfico concomitante ao início do metamorfismo (680-670 Ma), o qual está relacionado a esse magmatismo. (TEDESCHI et al., 2018). 27 Tedeschi et al. (2018) propõem que os litotipos da Nappe Guaxupé registram uma idade para o metamorfismo de 670-650 Ma. Contudo essa interpretação diverge da de Rocha et al. (2017, 2018) os quais afirmam que essas rochas foram metamorfisadas entre 625 e 600 Ma. Essa discordância vem do fato que Tedeschi et al. (2018) defenderem que a Nappe registra um evento metamórfico de ultra alta temperatura (998 ± 23°C) ocorrido durante o estágio de arco magmático pré- orogênese, no entanto Rocha et al. (2017, 2018) argumentam que esse metamorfismo ocorreu no estágio orogênico. Segundo Tedeschi (2018) três eventos principais ocorreram na Nappe Guaxupé e foram assinalados pela datação (U-Pb) em zircão: (i) 670-650 Ma, (ii) 640- 630 Ma e (iii) 615-600 Ma. O primeiro ocorreu durante uma subducção responsável pelo magmatismo de arco, que somado a intrusão de magmas máficos e ao espessamento crustal geraram condições metamórficas de ultra-alta temperatura (TEDESCHI et al., 2018), e os outros dois ocorreram em uma colisão seguida de descompressão, respectivamente. Rocha et al. (2017) utilizaram o método de petrocronologia com monazita e obtiveram que os estágios iniciais da descompressão ocorreram antes do pico metamórfico há 628 ± 4 Ma, e que foram seguidos pela migmatização, com auge térmico em 1027 ± 108° C e 11,7 ± 1,4 kbar (ROCHA et al., 2017). A partir desses dados Rocha et al. (2017) interpretaram uma trajetória metamórfica horária na qual após o pico bárico começa a descompressão, que é seguida pelo início da migmatização durante o pico metamórfico (térmico) que perdura até o resfriamento do sistema, resultando em um retrometamorfismo responsável pela cristalização do fundido. Motta et. al (2021) obtiveram que as condições do pico metamórfico compreendem de 900 a 1050°C e de 9 a 12 kbar, ou seja, dentro do intervalo proposto por Rocha et. al (2017). Motta et. al (2021) também consideram a trajetória metamórfica como horária e sugerem que a crosta inferior foi aquecida em condições de alto grau metamórfico (fácies granulito) por pelo menos 30 Ma (625 a 595 Ma) e que a cristalização do fundido durou 20 Ma, de 615 a 595 Ma. Campos Neto et. al (2004), Rocha (2016) e Motta et. al (2021) defendem que o pico metamórfico alcançou condições de ultra-alta temperatura há 625 ± 5 Ma. Campos Neto et. al (2004) justifica essas condições devido às isotermas adelgaçadas 28 que foram controladas pela proximidade do manto superior, o que gerou um gradiente termal intenso, similar à ambientes de margem ativa com o manto astenosférico raso. As rochas da Unidade Granulítica Basal da NSG apresentam condições de auge metamórfico por volta de 900°C e 12 kbar com reequilíbrio a 770°C e 10 kbar, por meio da anatexia de leucognaisse (ROCHA et al., 2018). Nas rochas da Unidade Diatexítica, o pico metamórfico foi alcançado entre 750°C e 950°C com pressão menor que 10 kbar (MARTINS; VLACH; JANASI, 2009) e, por fim, os dados geotermobarométricos para os litotipos da Unidade Metatexítica Superior indicam condições de ultra-alta temperatura (1030 ± 110°C) com pressão de 11,7 ± 1,4 kbar, reequilibrada posteriormente a 865 ± 38°C e 8,9 ± 0,8 kbar durante o resfriamento (ROCHA, 2016). Motta (2018) atribui o aquecimento da Nappe Socorro-Guaxupé, bloco setentrional da nappe Socorro-Guaxupé, à geração de um grande volume de material fundido com a concentração de U, Th e K que, por decaimento radioativo, geraram calor. Outro motivo foi a presença de fonte externa mantélica caracterizada pelo enriquecimento em Sr e Hf radiogênico nas Suítes Paraguaçu e Divinolândia. 29 4 CONTEXTO GEOLÓGICO LOCAL Rochas metamórficas pré-cambrianas de alto grau compõem os principais litotipos da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP) (Figura 6). Os mais comuns são os migmatitos, sendo eles divididos em três grupos: o mais abundante é o migmatito granítico (Unidade diatexítica), que ocorre principalmente na porção Sul da área (caracterizado pela predominância do neossoma e pela riqueza de microclínio); o migmatito anfibolítico granulítico (Unidade metatexítica), próximo ao município de Caconde, é acinzentado, bandado e frequentemente dobrado; e o migmatito quartzítico (Unidade Metatexítica), rico em quartzo e com intercalações quartzíticas (OLIVEIRA; ALVES, 1974). Figura 6: Mapa geológico (1: 50000) das folhas de São José do Rio Pardo e Caconde (Estados de SP e MG). Fonte: Redesenhado de Oliveira et al. (não-publicado). De acordo com Oliveira e Alves (1974), além de migmatitos, há ainda uma variedade de rochas ortoderivadas, como metamáficas (granulito máfico e anfibolito) e rochas da série dos charnockítos, e paraderivadas, como quartzito, mármore 30 dolomítico, paragnaisse com granada, leucognaisse e rocha calcossilicática. (OLIVEIRA; ALVES, 1974; OLIVEIRA; ALVES; KIHARA, 1993). Segundo Oliveira e Alves (1974) o Gnaisse/Migmatito Granítico ocorre como corpos lenticulares intercalados por migmatitos quartzíticos e quartzitos. Os mesmos autores classificam a estrutura dessa rocha entre duas predominantes: embrechito bandado e embrechito de olhos (tipo augen gnaisse). A assembleia mineral desse litotipo se divide em duas partes. O neossoma, que tem como mineralogia principal quartzo, microclínio, plagioclásio e pertita além de hornblenda verde e a biotita subordinadas. Ademais, o zircão é um acessório comum. No paleossoma a hornblenda, o plagioclásio e o quartzo compõem a mineralogia principal. Os secundários são a biotita pardo-avermelhada, clinopiroxênio e feldspato potássico, e os acessórios são a apatita, o zircão e opacos (OLIVEIRA; ALVES, 1974). Oliveira e Alves (1974) descrevem que o migmatito metatexítico ocorre como camadas estratiformes com estrutura bandada e comumente dobrada. Quanto à assembleia mineral, as bandas granitoides são constituídas por quartzo, microclínio ou pertita e plagioclásio; já os minerais menos comuns biotita e hornblenda. Quanto às bandas anfibolíticas, os autores reconhecem uma mineralogia composta por plagioclásio antipertítico, quartzo, hornblenda verde, clinopiroxênio e biotita. Opacos e apatita são os acessórios comuns (OLIVEIRA; ALVES, 1974). O migmatito quartzítico também ocorre como camadas estratiformes com estrutura bandada (OLIVEIRA; ALVES, 1974). No que tange a mineralogia, os mesmos autores descrevem um paleossoma monominerálico, constituído essencialmente por cristais de quartzo, mas, ocasionalmente, também apresenta outros minerais como plagioclásio, clinopiroxênio, hornblenda e biotita. Já o neossoma é essencialmente quartzo-feldspático (microclínio). Segundo Oliveira e Alves (1974) o gnaisse charnockítico ocorre como intercalações (leitos ou camadas) concordantes com a orientação das rochas correlacionadas e, estruturalmente, algumas amostras apresentam foliação. Esse litotipo possui como mineralogia essencial, nos tipos mais ácidos, plagioclásio An25, quartzo e hiperstênio, podendo conter hornblenda e diopsídio. Já os termos mais básicos apresentam plagioclásio (labradorita ou andesina), hiperstênio, hornblenda marrom e biotita marrom avermelhada subalternamente (OLIVEIRA; ALVES, 1974). O leucognaisse ocorre como camadas espessas aos migmatitos e quartzitos e, ocasionalmente, apresentam foliação (OLIVEIRA; ALVES, 1974). Os mesmos autores 31 descrevem como minerais essenciais o quartzo e a pertita, sendo essa rocha destituída de minerais máficos. Freitas (2006) descreve também o quartzo e o feldspato potássico como minerais predominantes, contudo ele complementa indicando a presença de outros minerais, sendo eles o plagioclásio (oligoclásio) e minerais acessórios máficos como a magnetita e a biotita. Freitas (2006) afirma que as rochas metamáficas/metaultramáficas apresentam uma foliação proeminente, contudo o autor não aborda sobre a forma de ocorrência. De acordo com Oliveira e Alves (1974) essas rochas tem como mineralogia principal plagioclásio (labradorita-andesina), clinopiroxênio, ortopiroxênio, hornblenda verde, biotita e, de modo restrito, ocorrência de leitos com granada. Freitas (2006) distingue esse litotipo de Caconde em três grupos: o granada-clinopiroxênio granulito, o clinopiroxênio granulito e o clinopiroxênio-granada-hiperstênio granulito com quartzo, sendo esse último um granulito básico e não um charnockítico, como consideram Oliveira e Alves (1974). Oliveira e Alves (1974) estabelecem que certas transformações mineralógicas e texturais ocorreram nessas rochas sob condições retrometamórficas de fácies anfibolito, tais como: (I) a passagem de clino e ortopiroxênio para hornblenda e, posteriormente para biotita; (II) a textura granoblástico cataclástica e (III) o crescimento porfiroblástico de microclínio pertítico acompanhado por mirmequitas. Segundo Oliveira e Alves (1976) as rochas granulíticas, principalmente as calcossilicáticas com wollastonita, se formaram entre 680 e 760°C e 5,3 a 6,6 kbar, sendo assim classificadas tanto de média como de baixa pressão. Oliveira e Hypolito (1978), por meio da aplicação da geotermometria em piroxênios (cpx e opx) presentes em granulitos máficos de São José do Rio Pardo, obtiveram o valor médio de 836 ± 50°C como condições térmicas do metamorfismo. Oliveira e Ruberti (1979) complementam o estudo anterior, através da geotermobarometria com base nos pares granada-cordierita, reforçando as condições de temperatura com valores entre 800 e 840°C e obtendo condições báricas inferiores a 8 kbar. As paragêneses minerais somadas a ocorrência das rochas wollastoníticas ao lado de granulitos típicos, indicam que elas se formaram sob condições metamórficas regionais de alto grau ou, mais precisamente, sob condições da fácies granulito (TURNER, 1968). A paragênese mineral da área reflete a ocorrência de um evento metamórfico marcado pelo ápice com clino e ortopiroxênio, que reflete a formação do orógeno, e a paragênese retrometamórfica composta por clinopiroxênio, hornblenda 32 e biotita, o que provavelmente reflete a exumação desse orógeno (OLIVEIRA; ALVES; KIHARA, 1993). De acordo com Freitas (2006) a maioria dos granulitos (Unidade granulítica) de Caconde-SP foi metamorfisada sob condições de alta temperatura e baixa pressão com o auge térmico atingindo 860°C e 8,5 kbar. As rochas metamórficas de Caconde registram uma trajetória horária típica de ambientes colisionais, sob regime térmico de alta temperatura, possivelmente ocasionado pela imediação de um arco magmático pré-colisional ou pelo sobreaquecimento sucedido durante a própria colisão continental (FREITAS, 2006). 33 5. RESULTADOS A seguir, são apresentados os resultados referentes ao trabalho, que envolve a descrição petrográfica de rochas representativas das unidades diatexítica e metatexítica. Ademais, também é apresentado os gráficos tipo boxplot, o diagrama de isopletas P-T, as tabelas referentes aos dados de química mineral obtidos na microssonda eletrônica e o mapa de fases minerais. 5.1 Descrição das amostras A rocha objeto de estudo do presente trabalho é um biotita-granada gnaisse com silimanita, aqui representado pela lâmina de uma amostra representativa coletada em campo OS14b e pela lâmina obtida do acervo do Prof. Dr. Marcos Aurélio Farias de Oliveira MY 205/89. Esse litotipo apresenta uma estrutura gnáissica incipiente, marcada pela orientação preferencial de minerais quartzo-feldspáticos e minerais máficos com granulação fina a média (Figura 7). 34 Figura 7: Fotografias ilustrando ocorrência de biotita-granada gnaisse com sillimanita (OS 14b). A) Afloramento onde foi realizada a coleta em campo; B) Amostra de mão selecionada para análise de química mineral; C) Estrutura gnáissica da amostra e presença de cristais de granada avermelhados. Fonte: Fotografias coletadas por João Guilherme Pereira Dias e Otavio Sant’Anna Gonçalves Silva. A rocha apresenta foliação contínua ardosiana e mal definida, marcada pela isorientação incipiente de cristais inequigranulares (finos a médios) de sillimanita (Figuras 8A e 8B) e biotita (Figuras 8C). Esse litotipo é composto por quartzo, plagioclásio, granada, biotita, feldspato potássico e sillimanita. Ademais, ocorrem como acessórios minerais opacos (ilmenita e pirita), rutilo, monazita, zircão e apatita (Figura 9 e Tabela 1). 35 Tabela 1 – Composição modal média (em porcentagem) do biotita-granada gnaisse com sillimanita. Minerais % Quartzo 40 Plagioclásio 26,5 Granada 15,3 Biotita 5,3 Opacos 4,2 Feldspato K 3,5 Sillimanita 3,4 Rutilo traço Monazita traço Zircão traço Apatita traço Total 99,9 Os cristais de quartzo e plagioclásio são inequigranulares, mas não exibem orientação preferencial. Contudo, os cristais de quartzo exibem extinção ondulante (Figura 8D) e há antipertitas inseridas nos cristais de plagioclásio (Figura 8D). Alguns desses cristais de plagioclásio apresentam sericitização (Figura 8E). Os cristais porfiroblásticos de granada (Figura 8F) são poiquiloblásticos (textura predominante da rocha), inequigranulares de granulação média e não apresentam orientação preferencial. Frequentemente hospedam inclusões quartzo-feldspáticas, de biotita e de minerais opacos (Figura 8F). 36 Figura 8: Fotomicrografias da amostra OS 14b. A) e B) Cristais isorientados de sillimanita (Sil); C) Cristais isorientados de biotita (Bt); D) Antipertitas nos cristais de plagioclásio (Pl) e extinção ondulante dos cristais de quartzo (Qtz); E) Sericitização dos cristais de plagioclásio (Pl); F) Cristais poiquiloblásticos de granada (Grt). Nicóis descruzados em A, C e F. Nicóis cruzados em B, D e E. Os cristais de quartzo possuem granulação fina à média (0,75 a 1,75 mm) com formato granular anedral, ocorrem como inclusões lobuladas em granada e estão distribuídos homogeneamente pela amostra, principalmente seguindo a gnaissificação. Estão associados com os demais minerais por meio de contatos lobulados a retos. Notou-se extinção ondulante em alguns cristais. Os cristais de plagioclásio têm granulação fina à média (0,5 a 1,5 mm) com formato granular anedral e estão homogeneamente dispersos pela amostra, principalmente seguindo a gnaissificação, e mantém contatos lobulados a retos com outros minerais. Alguns cristais apresentam textura antipertítica e enquanto outros estão sericitizados. O tamanho dos cristais de granada varia de 1 a 4 mm e esse mineral apresenta textura poiquiloblástica com inclusões de quartzo, plagioclásio, feldspato potássico, biotita e minerais opacos. Possuem um formato granular euedral a subedral e ocorrem 37 dispersos homogeneamente na amostra, estabelecendo contatos lobulados com os demais minerais. Além disso, apresentam-se muitos fraturados e com relevo forte marcante. Os cristais de biotita têm granulação fina (0,25 a 1 mm) com formato lamelar euedral a subedral e ocorrem tanto na matriz como inclusos nas granadas, sendo que alguns cristais substituem as bordas das granadas. Esses cristais estão isorientados e concentrados heterogeneamente pela gnaissificação, exibindo contatos retos a lobulados com os outros minerais. Esse mineral possui uma coloração amarronzada com pleocroísmo variando de marrom claro à marrom escuro. Os minerais opacos (Figura 9), sendo a ilmenita o mais frequente deles. Os cristais de ilmenita possuem granulação fina (aproximadamente 0,2 mm), com formato granular anedral e ocorrem dispersos na lâmina, muitas vezes inclusos em granada, biotita, rutilo e plagioclásio. Esse mineral estabelece contatos lobulados com os demais e possui um hábito granular. O outro mineral opaco presente na lâmina é a pirita. Seus cristais têm granulação muito fina a fina (0,05 a 0,2 mm), com formato granular anedral e ocorrem na lâmina dispersos, embora alguns estejam inclusos em outros minerais, como a granada. Apresenta contatos lobulados com os outros minerais e hábito granular. O feldspato potássico é melhor observado no mapa de fases minerais (Figura 9) e nas imagens de elétrons retroespalhados (BSE) obtidas no MEV (Figura 10 e 11). Esses cristais têm granulação fina (0,1 a 0,3 mm), formato granular anedral e alguns deles estão dispersos pela lâmina, enquanto outros estão inclusos como antipertitas em cristais de plagioclásio, exibindo contatos lobulados a retos com os demais minerais. Apresenta um relevo muito fraco. Os cristais de sillimanita possuem granulação fina (0,5 a 1 mm) com formato prismático subedral a anedral, e estão isorientados concentrando-se em planos que marcam a foliação com contato lobulado a reto com os demais minerais. 38 Figura 9: Mapa de fases minerais da lâmina OS14b. Siglas minerais de acordo com Warr (2021). Fonte: Confeccionado no software XMapTools. Os cristais de rutilo (Figuras 10 e 11) têm granulação fina (0,1 a 0,5 mm) e formato granular subedral, sendo que os poucos cristais presentes estão inclusos ou próximos aos fenocristais de granada mantendo contatos lobulados a retos. Apresenta relevo forte característico. Os cristais de monazita (Figuras 10 e 11) possuem granulação fina (0,1 a 0,3 mm) com formato granular anedral. Os poucos cristais estão bem distribuídos na amostra e apresentam contatos retos a lobulados com os demais minerais. Os cristais de zircão (Figura 10) têm granulação muito fina (0,04 a 1 mm) com formato granular anedral. Ocorrem distribuídos pela lâmina e por vezes estão inclusos nos cristais de granada mantendo contatos lobulados com outros minerais. Esse mineral apresenta-se como grãos irregulares. Os cristais de apatita possuem granulação fina com formato hexagonal da seção basal e hábito euedral, sendo que há poucos cristais na lâmina e o contato deles com os demais é reto. 39 Figura 10: Imagens de elétrons retro-espalhados da amostra OS 14b. Nas figuras são identificados os pontos nos 6 primeiros cristais de rutilos analisados na microssonda eletrônica, com suas respectivas concentrações de Zr em ppm. Além disso, a mineralogia presente nas fotomicrografias também foi identificada. A) Rutilo 1; B) Rutilo 2; C) Rutilo 3; D) Rutilo 4; E) Rutilo 5; F) Rutilo 6. Ilm=ilmenita, Rt=rutilo, Bt=biotita, Ap=apatita, Ksp=feldspato potássico, Pl=plagioclásio, Qtz=quartzo, Zrn=zircão. 40 Figura 11: Imagens de elétrons retro-espalhados da amostra OS 14b. Nas figuras são identificados os pontos nos 4 últimos cristais de rutilos analisados na microssonda eletrônica, com suas respectivas concentrações de Zr em ppm. Além disso, a mineralogia presente nas fotomicrografias também foi identificada. A) Rutilo 7; B) Rutilo 8; C) Rutilo 9; D) Rutilo 10. Py=pirita, Grt=granada, Mnz=monazita, Qtz=quartzo, Bt=biotita, Rt=rutilo. 5.2 Química Mineral 5.2.1 Elementos traço em rutilo Os dez cristais de rutilo que foram analisados estão expostos nas figuras 10 e 11. A Tabela 2 apresenta as concentrações, em ppm, dos principais elementos traço em cada ponto analisado nos dez cristais de rutilo, bem como os valores de temperatura obtidos com o geotermômetro Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) sob pressão constante de 8.0 kbar. Foi utilizada essa pressão constante, pois esse valor é próximo do que foi obtido nos trabalhos de Oliveira e Ruberti (1979) e Tedeschi et al. (2018), realizados na região da área de estudo do presente trabalho. 41 Tabela 2: Concentração de elementos traço (ppm), pressão e temperatura em cristais de rutilo analisados. bd=abaixo do limite de detecção. O rutilo R10 (Luvizotto et al., 2009) foi analisado como material de referência. Os limites de detecção são apresentados em 2 sigma. Nota-se que o valor máximo de Si é 81 ppm (ponto Rt7-2-1), obtido em um rutilo incluso em granada (Figura 11A) e o valor mínimo é 42 ppm (ponto Rt9-2), obtido de um rutilo localizado na matriz (Figura 11C). A média dos valores corresponde a 65 ppm e a mediana é 67 ppm. Contudo, observa-se 28 dos 36 pontos analisados estão abaixo do respectivo limite de detecção do equipamento. Para o Al o valor máximo é 1003 ppm (ponto Rt3-2), obtido em um rutilo localizado na matriz (Figura 10C), e o mínimo é 28 ppm (ponto Rt6-2), referente à um rutilo também na matriz (Figura 10F). A média dos valores é de 211,7 ppm e a mediana corresponde a 154 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento traço estão acima do limite de detecção. O valor máximo de Cr obtido é de 3246 ppm (ponto Rt8-1), fornecido por rutilo situado na matriz (11B), enquanto o mínimo é de 646 ppm (ponto Rt4-2-2), obtido de um rutilo incluso em granada (Figura 10D). A média dos valores é de 2017,1 ppm e a Ponto analisado Si Al Cr V Sb Sn W Ta Hf Fe Zr Nb P (kbar) T (°C) OS-14b_Rt1-1 bd 131 1849 3429 bd bd bd bd bd 1825 1844 2929 8 813 OS-14b_Rt1-2 bd 128 1870 3499 bd bd bd 89 bd 1784 1890 2849 8 816 OS-14b_Rt1-3 bd 318 1803 3456 bd bd bd bd bd 2108 1822 2942 8 812 OS-14b_Rt2-1 bd 71 2151 3246 bd bd 271 bd 201 2864 2688 3234 8 857 OS-14b_Rt2-2 bd 229 2120 3143 bd bd 176 139 bd 1543 2298 3101 8 838 OS-14b_Rt2-3 bd 136 2046 2992 bd bd bd bd bd 1338 1881 2749 8 815 OS-14b_Rt3-1-1 bd 197 2046 1730 bd bd 283 bd 188 1821 2215 2351 8 834 OS-14b_Rt3-1-2 bd 412 2056 1872 bd bd 347 bd bd 1434 2166 2312 8 831 OS-14b_Rt3-1-3 75 75 2020 1889 bd bd 275 bd bd 1337 2186 2374 8 832 OS-14b_Rt3-2 84 1003 2548 3301 bd bd 672 1052 bd 14743 1877 33028 8 815 OS-14b_Rt4-1 bd 298 1741 2276 bd bd bd 112 bd 3476 1202 3657 8 767 OS-14b_Rt-4-2-1 bd 55 682 2226 bd bd 190 bd bd 3485 2304 2395 8 839 OS-14b_Rt-4-2-2 bd 94 646 2120 bd bd bd bd bd 2914 2302 1795 8 839 OS-14b_Rt-4-2-3 bd 203 692 2195 bd bd bd bd bd 3283 2198 1459 8 833 OS-14b_Rt-5-1 50 288 2446 3322 bd bd bd 380 bd 2479 1970 5278 8 820 OS-14b_Rt-5-2 bd 231 2421 3289 bd bd bd 227 bd 2624 1939 5283 8 819 OS-14b_Rt-5-3 bd 298 2346 3205 bd bd bd 331 bd 2214 1961 5322 8 820 OS-14b_Rt-6-1 bd 129 2853 4468 bd bd bd bd bd 1016 2216 1797 8 834 OS-14b_Rt-6-2 bd 28 2783 4396 bd bd bd bd bd 1194 2195 1868 8 833 OS-14b_Rt-6-3 79 121 2873 4249 bd bd bd bd bd 548 2217 1819 8 834 OS-14b_Rt-7-1-1 bd 53 2310 2340 bd bd bd bd bd 1975 2191 111 8 833 OS-14b_Rt-7-1-2 bd 77 2486 2416 bd bd bd bd 164 1472 2328 83 8 840 OS-14b_Rt-7-1-3 bd 72 2309 2275 bd bd bd bd bd 2953 2164 74 8 831 OS-14b_Rt-7-2-1 81 158 2370 4917 bd bd bd bd bd 1392 2055 2654 8 825 OS-14b_Rt-7-2-2 bd 98 2403 4772 bd bd 149 bd bd 1936 2008 2580 8 823 OS-14b_Rt-7-2-3 bd 205 2371 4490 bd bd bd bd bd 2881 1993 2553 8 822 OS-14b_Rt-8-1 bd 536 3246 4657 bd bd bd bd bd 607 2119 2574 8 829 OS-14b_Rt-8-2 bd 432 3218 5093 bd bd 162 bd bd 559 2115 2587 8 829 OS-14b_Rt-8-3 59 498 3198 4760 bd bd bd bd 150 365 2150 2544 8 831 OS-14b_Rt-9-1 42 194 1713 2995 bd bd bd bd bd 1044 1568 2281 8 795 OS-14b_Rt-9-2 bd 93 1852 2934 bd bd bd bd bd 1468 1530 2248 8 792 OS-14b_Rt-9-3 bd 145 1800 3184 bd bd bd bd bd 1555 1532 2242 8 793 OS-14b_Rt-10-1-1 50 92 1278 2890 bd bd 172 bd bd 2315 2978 1783 8 870 OS-14b_Rt-10-1-2 bd 171 1363 2859 bd bd bd bd 174 2172 2687 1908 8 857 OS-14b_Rt-10-1-3 bd 203 1361 3338 bd bd bd bd bd 3447 2873 2006 8 865 OS-14b_Rt-10-2 bd 150 1291 3346 bd bd bd bd bd 6080 1814 487 8 811 Média 65 213,8 2115,0 3261,3 269,7 332,9 175,4 2256,6 2082,0 3257,1 8 826 Mediana 67 154 2088 3225,5 230,5 227 174 1880,5 2134,5 2384,5 8 830 q3 2216,5 834 Limites de detecção 33 23 62 58 104 96 136 79 140 61 55 64 42 mediana de 2088 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento traço também estão acima do respectivo limite de detecção. Foi obtido para o V o valor máximo de 5093 ppm (ponto Rt8-2), fornecido por um rutilo situado na matriz (Figura 11B), e o valor mínimo é de 1730 ppm (ponto Rt3- 1-1), também obtido de um rutilo na matriz (Figura 10C). A média é de 3265,8 ppm e a mediana de 3225,5 ppm. Novamente todos os pontos analisados para esse elemento traço também estão acima do respectivo limite de detecção. Para o Sb e o Sn nenhum valor esteve acima do limite de detecção de 104 e 96 ppm, respectivamente. O valor máximo de W obtido é 672 ppm (ponto Rt3-2), obtido de um rutilo localizado na matriz (Figura 10C), e o valor mínimo é 149 ppm (ponto Rt7-2-2), fornecido por um rutilo incluso em granada (Figura 11A). A média corresponde a 269,7 ppm e a mediana é 230,5 ppm, entretanto 26 pontos analisados ficaram abaixo do respectivo limite de detecção. Foi obtido para o Ta o valor máximo de 1052 ppm (ponto Rt3-2), em um rutilo localizado na matriz (Figura 10C), e o valor mínimo de 89 ppm (ponto Rt1-2) em rutilo situado na matriz (Figura 10A). A média dos valores é de 332,9 ppm e a mediana corresponde a 227 ppm. Entretanto 28 dos 36 pontos analisados estão abaixo do respectivo limite de detecção. Para o Hf, o valor máximo é 201 ppm (ponto Rt2-1), fornecido por um rutilo situado na matriz (Figura 10B), e o valor mínimo é 150 ppm (ponto Rt8-3) também obtido de um rutilo na matriz (Figura 11B). A média é 175,4 ppm e a mediana é 174 ppm. 31 pontos analisados ficaram abaixo do respectivo limite de detecção. No caso do Fe o valor máximo encontrado é 14743 ppm (ponto Rt3-2), obtido em um rutilo localizado na matriz (Figura 10C), e o mínimo é 365 ppm (ponto Rt8-3), também obtido de um cristal na matriz (Figura 11B). A média corresponde a 2395,9 ppm e a mediana é 1880,5 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento traço estão acima do respectivo limite de detecção. O valor máximo de Zr obtido é 2978 ppm (ponto Rt10-1-1), obtido de um rutilo límpido incluso em granada (Figura 11D), e o valor mínimo é 1202 ppm (ponto Rt4-1), fornecido por um cristal também incluso em granada, porém fortemente ilmenitizado (Figura 10D). Ambos são outliers no gráfico boxplot (Figura 12). A média corresponde a 2096,6 ppm, a mediana corresponde a 2134,5 ppm e o valor do terceiro quartil é de 2216,5 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento traço também estão 43 acima do respectivo limite de detecção. O valor de concentração correspondente ao limite superior do boxplot é de 2688 ppm (ponto Rt2-1), obtido de um rutilo situado na matriz e o limite inferior é 1530 ppm (ponto Rt9-2). Esses valores estão ilustrados na Figura 12, logo abaixo. Figura 12: Gráfico boxplot relativo às concentrações (ppm) de elementos traços nos grãos de rutilo. Destaque para os valores do zircônio em linhas mais grossas. Os limites superiores e inferiores dos gráficos (whiskers) determinam os intervalos em que ocorrem 90% dos valores de concentração dos elementos traço. Os outliers estão fora desses limites e são representados pelo símbolo “x”. Os limites superiores e inferiores dos retângulos representam os terceiros e primeiros quartis, respectivamente. O símbolo “quadrado” dentro dos retângulos representa a média dos valores de concentração. As retas horizontais são as medianas dos valores de concentração. Foi obtido para o Nb o valor máximo de 33028 ppm (ponto Rt3-2) em rutilo situado na matriz (Figura 10C), enquanto o valor mínimo foi de 74 ppm (ponto Rt7-1- 3), obtido em rutilo incluso em granada (Figura 11A). A média dos valores é de 3257,1 ppm e a mediana de 2384,5 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento também estão acima do respectivo limite de detecção. 5.2.2 Elemento traço em quartzo Abaixo segue a tabela de dados (Tabela 3) com a concentração, em ppm, de Ti em cada cristal de quartzo analisado. Foi utilizado a pressão constante de 8 kbar, seguindo o mesmo critério da Tabela 2. 44 Tabela 3: Concentração de Si eTi (ppm), bem como valores de pressão e temperatura dos cristais de quartzo analisados. A concentração de SiO2 (em porcentagem) é apresentada para controle de qualidade da análise. O limite de detecção de Ti no quartzo (2 sigma) é de 14 ppm. O material de referência Q6 (vidro sintético) possui concentração de Ti de aproximadamente 30 ppm. O valor máximo (outlier) de Ti no quartzo para a amostra é 212 ppm (ponto Qtz- 29), o valor mínimo (outlier) é 137 ppm (ponto Qtz-14), a média é 166 ppm, a mediana corresponde a 167 ppm e o valor do terceiro quartil é de 172 ppm. Todos os pontos analisados para esse elemento traço estão acima do respectivo limite de detecção. Ademais, o valor de concentração que corresponde ao limite superior do diagrama boxplot é 186 ppm (ponto Qtz-13) e o limite inferior é 141 ppm (ponto Qtz-12). Ponto analisado SiO2 (%) Ti ppm P (kbar) T (°C) OS-14b-Qtz-1 99,5 159 8 762 OS-14b-Qtz-2 100,3 169 8 769 OS-14b-Qtz-3 100,2 165 8 766 OS-14b-Qtz-4 99,9 171 8 771 OS-14b-Qtz-5 100,1 177 8 775 OS-14b-Qtz-6 100,0 167 8 767 OS-14b-Qtz-7 100,1 174 8 773 OS-14b-Qtz-8 100,2 166 8 767 OS-14b-Qtz-9 99,9 177 8 775 OS-14b-Qtz-10 100,0 168 8 768 OS-14b-Qtz-11 100,0 162 8 764 OS-14b-Qtz-12 100,2 141 8 748 OS-14b-Qtz-13 99,9 186 8 781 OS-14b-Qtz-14 100,0 137 8 745 OS-14b-Qtz-15 100,1 153 8 757 OS-14b-Qtz-16 100,3 167 8 768 OS-14b-Qtz-17 99,9 147 8 752 OS-14b-Qtz-18 100,1 171 8 770 OS-14b-Qtz-19 99,9 176 8 774 OS-14b-Qtz-20 100,0 178 8 775 OS-14b-Qtz-21 100,1 144 8 751 OS-14b-Qtz-22 100,2 159 8 762 OS-14b-Qtz-23 100,1 144 8 750 OS-14b-Qtz-24 100,1 152 8 757 OS-14b-Qtz-25 99,9 171 8 771 OS-14b-Qtz-26 99,9 167 8 767 OS-14b-Qtz-27 100,0 171 8 770 OS-14b-Qtz-28 100,1 160 8 763 OS-14b-Qtz-29 99,5 212 8 797 OS-14b-Qtz-30 100,0 170 8 770 OS-14b-Qtz-31 99,9 178 8 775 OS-14b-Qtz-32 100,1 164 8 765 OS-14b-Qtz-33 99,9 167 8 768 Média 100,0 166 8 766 Mediana 100,0 167 8 768 q3 172 8 771 Q6-1 98,3 40 8 621 Q6-2 98,4 43 8 629 Q6-3 98,5 39 8 628 Q6-4 98,5 40 8 622 Q6-5 98,7 42 8 624 Q6-6 98,6 44 8 628 Q6-7 98,6 40 8 621 Q6-8 98,7 41 8 623 45 Os valores dos outliers e dos limites superiores e inferiores estão ilustrados na Figura 13 logo abaixo. Figura 13: Gráfico boxplot relativo à concentração (ppm) de titânio nos cristais de quartzo. Os limites superiores e inferiores dos gráficos (whiskers) determinam os intervalos em que ocorrem 90% dos valores de concentração de titânio. Os outliers são os pontos fora desses limites. Os limites superiores e inferiores dos retângulos representam os terceiros e primeiros quartis, respectivamente. A reta horizontal caracteriza a mediana dos valores de concentração. A reta tracejada corresponde à média dos valores de concentração. 5.3 Geotermometria de elementos traço: Zr-no-rutilo e Ti-no-quartzo Neste capítulo são apresentados os resultados relativos dos geotermômetros Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e Ti no quartzo (THOMAS et al., 2010; WARK; WATSON, 2006) (Figura 14). Quanto às temperaturas obtidas na Tabela 2, o maior valor é 870°C (ponto Rt10-1-1), o menor valor é 767°C (ponto Rt4-1), a média é de 826°C, a mediana corresponde a 830°C e o valor do terceiro quartil (q3) é de 834°C. Esses valores são referentes à pressão constante de 8 kbar. Em relação às temperaturas obtidas na 46 Tabela 3 o maior valor é 797°C do cristal Qtz-29, o menor valor é 745°C do cristal Qtz- 14, a média é de 766°C, a mediana corresponde a 768°C e o valor do terceiro quartil (q3) é de 771°C. Esses valores também são referentes à pressão constante de 8 kbar. Ao considerar as isopletas dos outliers, é obtido para o cruzamento dos geotermômetros um intervalo de temperatura e pressão em torno de 760 a 900ºC e 7 a 15 kbar, respectivamente. Por sua vez, ao desconsiderar os outliers esse intervalo é de 790 a 870°C e 8,5 a 13,5 kbar. Por fim, ao considerar apenas a intersecção dos terceiros quartis de ambos os geotermômetros os valores de temperatura e pressão são 850°C e 11,5 kbar. Além disso, o cruzamento das isopletas indicou condições de fácies granulito, como esperado, no entanto, as pressões mais elevadas cruzam a curva da sillimanita/cianita (Figura 14), o que é condizente com os litotipos pertencentes a Nappe Socorro-Guaxupé, pois eles foram metamorfisados sob condições de alto grau. 47 Figura 14: Diagrama P-T no qual estão projetados os cruzamentos das isopletas respectivas aos geotermômetros Zr no rutilo relativas à amostra OS14b do biotita-granada gnaisse com sillimanita. As linhas vermelhas tracejadas representam os outliers máximos e mínimos dos gráficos boxplot. As linhas amarelas horizontais representam os limites superiores, os limites inferiores e os terceiros quartis dos gráficos boxplot. O polígono com o traçado em preto representa o campo de estabilidade, ao considerar os outliers. O polígono pequeno em verde representa o campo de estabilidade, sem considerar os outliers. A elipse em branco representa o cruzamento das isopletas dos terceiros quartis de ambos geotermômetros. Fonte: Base do diagrama de fácies metamórficas modificado de Bucher e Grapes (2011). 48 6 DISCUSSÃO A classificação do biotita-granada gnaisse com sillimanita foi feita a partir de cinco aspectos diferentes: composição química, estrutura principal, assembleia mineral, natureza pretérita e gênese. Tendo em vista esses parâmetros, o litotipo é classificado como uma rocha aluminosa, gnáissica, quartzo-feldspática, de natureza semi-pelítica e gerada por metamorfismo regional sob condições da fácies granulito, zona do feldspato potássico. Como esse litotipo foi formado sob essas condições, é inferido que a reação metamórfica que gerou a paragênese atual em equilíbrio é: biotita + sillimanita + plagioclásio + quartzo = granada + feldspato potássico + líquido (BRETON; THOMPSON, 1988). Waters (2001) descreveu texturas semelhantes às observadas na amostra OS14b, então as interpretações aqui atribuídas são com base nas semelhanças às texturas das rochas analisadas por esse autor. Algumas texturas metamórficas observadas no microscópio ótico (Figura 8) são indicadoras de processos retrometamórficos. É possível visualizar esse controle textural nas seguintes figuras: cristais de sillimanita em blocos na matriz quartzo-feldspática (Figura 8A) e cristais de biotita secundária substituindo a granada (Figura 8C). Ademais, outro aspecto do litotipo estudado que reforça a ocorrência de um retrometamorfismo é a ilmenitização dos cristais de rutilo (Figuras 10C, 10D e 10E; Figura 11A) e a presença de lamelas de ilmenita (Figuras 10A e 10F; 11B e 11C) em rutilos, porque segundo Meinhold (2010) rochas formadas na crosta inferior passam por processos retrometamórficos quando são exumadas à superfície, logo essa substituição de fases minerais atesta o retrometamorfismo da rocha estudada no presente trabalho. No entanto uma das texturas mais comuns na lâmina é a poiquiloblástica (Figura 8D), e segundo Waters (2001) essa textura indica metamorfismo progressivo durante a fusão parcial com formação de melt e granada peritética, então ainda há evidência textural na amostra do ápice metamórfico. Foi observado que a diferença da concentração de Zr na borda e no núcleo dos grãos de rutilo não é significante. Portanto, é admitido que não há um controle textural da concentração desse elemento traço no que tange as variações intra-granulares. Essa característica também foi observada nas amostras estudadas por Luvizotto e 49 Zack (2009), as quais também não mostraram relação proporcional da concentração de Zr com a borda e o núcleo dos cristais. Quanto à variação da concentração de Zr em função do tamanho dos cristais que foi percebido os valores de Zr (ppm) são similares entre os cristais maiores e menores. Esse aspecto também foi abordado no trabalho de Luvizotto e Zack (2009), no qual eles também não observaram nenhum tipo de controle quanto a essa característica. Com base no gráfico abaixo (Figura 15), observa-se que a concentração de Zr (ppm) é semelhante, tanto nos cristais de rutilo inclusos em granadas quanto nos cristais situados na matriz quartzo-feldspática da rocha. Logo, a disposição dos grãos de rutilo na amostra não influencia a concentração de Zr. Mais uma vez, houve um resultado semelhante nas amostras estudadas por Luvizotto e Zack (2009), as quais também não mostraram relação proporcional da concentração de Zr com a localização dos cristais de rutilo. Figura 15: Gráfico comparativo da concentração de Zr (em ppm) dos grãos de rutilo inclusos em cristais de granada (vermelho) e dos grãos de rutilo distribuídos pela matriz (amarelo) da amostra OS14b. Contudo, há um controle textural relativo à concentração de Zr. Notou-se que os cristais onde não ocorreu ilmenitização ou não há lamelas de ilmenita, a concentração de Zr tende a ser maior. Isso ocorre justamente por causa do processo de metamorfismo: os cristais que ainda não estão muito avançados nesse processo têm menos Zr (Figura 10D), porque esse elemento traço se concentra no rutilo, sendo 50 assim os cristais de rutilo mais avançados possuem uma concentração maior de Zr (Figura 11D). Um dos cristais de rutilo analisados apresentou os valores máximos para uma série de elementos traço. Nota-se pela Tabela 1 (Capítulo 5.2.1) que o cristal Rt 3-2 possui as maiores concentrações (ppm) de Si, Al, W, Ta, Fe e Nb, 6 dos 13 elementos traço analisados nos grãos de rutilo. Dentre esses elementos traço, Nb é o elemento com maior concentração, com mais de 33 mil ppm. Luvizotto e Zack (2009) e Zack, von Eynatten e Kronz (2004) propõem que um cristal de rutilo com grande quantidade de Nb (mais de 3000 ppm) pode ter sido originado em assembleias minerais com biotita, nas quais esse último prefere o Ti em detrimento ao Nb. O grão Rt 3-2 (Figura 10C) está próximo a um enorme cristal de biotita, logo esse mineral pode ter acumulado muito Ti, o que deixou o Nb livre no sistema para concentrar-se nesse rutilo. A variação da concentração de Zr na amostra representativa estudada foi 1202 a 2978 ppm. Segundo Luvizotto e Zack (2009) essa variação é resultado da disposição dos cristais de rutilo: os grãos próximos ou inclusos em granada ou dispersos pela matriz possuem concentrações mais altas, enquanto os que estão próximos a grãos de zircão possuem concentrações menores. Isso ocorre porque durante a formação do zircão, esse mineral adere grande parte de Zr do sistema, logo onde não há grãos de zircão “sobra” Zr para entrar na estrutura cristalina do rutilo. Isso ficou evidente no presente trabalho, visto que o rutilo 4-1 (Figura 10D) tem a menor concentração de Zr (1202 ppm) e está próximo a grãos de zircão, ao passo que o rutilo 10-1-1 (Figura 11D) possui a maior concentração de Zr (2978 ppm) e está situado na matriz. Luvizotto e Zack (2009) notaram evidências de ápice metamórfico, mas também de retrometamorfismo nas suas amostras. Portanto, a variação 700 a 5000 ppm é indicativa de um metamorfismo de alto grau e também de um retrometamorfismo subsequente. A variação da concentração de Zr no presente estudo é 1202 a 2978 ppm. Comparativamente ao trabalho de Luvizotto e Zack (2009) pode-se afirmar que essa variação indica o mesmo, sendo que os menores valores são indicativos de processos retrometamórficos, enquanto os maiores atestam o auge metamórfico. Foi observado nos mapas de temperatura (Figura 16) que existem cristais de quartzo que recordam temperaturas altas e baixas, tanto inclusos na granada quanto 51 na matriz, logo não existe um controle textural no que tange a concentração de Ti no quartzo e a disposição desses cristais na rocha. Em relação ao tamanho dos cristais, nota-se, na mesma figura, que esse aspecto textural não tem relação com a temperatura, uma vez que existem cristais de diversos tamanhos com temperaturas distintas. O mesmo é percebido na relação entre as bordas e o núcleos, visto que os cristais de quartzo não estão zonados, o que indica que não há controle textural. Contudo, após a comparação dos mapas temperatura com o mapa de fases minerais (Figura 9) foi observado que os cristais de quartzo que registram maior temperatura são os que estão em contato com as granadas poiquiloblásticas. Segundo Waters (2001) essa é uma textura indicativa de metamorfismo progressivo formada durante a fusão parcial, ou seja, esses cristais estão mais quentes porque se formaram no ápice metamórfico. Figura 16: Mapas de temperatura relativos aos cristais de quartzo. A) Pressão=6 kbar; B) Pressão=9 kbar; C) Pressão=12 kbar; D) Pressão=15 kbar. Fonte: Confeccionado no software XMapTools. A variação da concentração de Ti na amostra representativa foi 137 a 212 ppm. É uma variação menor que a obtida no trabalho de Huang e Audétat (2012) cujo valor é 17 a 478 ppm, contudo é maior que a obtida no estudo de Thomas et al. (2010): 370 52 a 414 ppm. Vale ressaltar que a variação obtida por Kendrick e Indares (2018) de 15 a 90 ppm é idêntica a variação do presente trabalho. De acordo com Huang e Audétat (2012) essa diferença na concentração de Ti no quartzo é consequência do tempo de formação do quartzo, ou seja, o simples fato dos cristais não se formarem ao mesmo tempo é o suficiente para gerar diferentes concentrações desse elemento traço. Kendrick e Indares (2018) interpretaram condições retrometamórficas para as amostras de quartzo que apresentaram a variação de 15 a 90 ppm. Em comparação a esse estudo, a variação obtida de 137 a 212 ppm é exatamente a mesma. De acordo com o diagrama P-T que exibe o cruzamento das isopletas dos terceiros quartis respectivos aos geotermômetros aplicados no estudo (Figura 14), as condições metamórficas que afetaram os paragnaisses da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP) condizem com a fácies granulito, mais precisamente dentro intervalo 8,5 a 13,5 kbar de pressão e 790 a 870°C de temperatura. Trabalhos recentes realizados na região apontam valores de temperatura mais altos. Rocha et al. (2017) definem o auge térmico em 1027 ± 108° C e 11,7 ± 1,4 kbar, Tedeschi et al. (2018) consideram que o ápice térmico foi de ultra-alta temperatura (998 ± 23°C), e Motta et al. (2021) obtiveram os intervalos 900 a 1050°C e de 9 a 12 kbar para o pico metamórfico. No que tange as unidades da Nappe Socorro-Guaxupé compreendidas pelo presente estudo, Rocha (2016) definiu para a Unidade Metatexítica um ápice metamórfico de ultra-alta temperatura (1030 ± 110 °C) com pressão de 11,7 ± 1,4 kbar, reequilibrada posteriormente a 865 ± 38°C e 8,9 ± 0,8 kbar ao longo do resfriamento, contudo Martins, Vlach e Janasi (2009) afirmaram que o pico metamórfico da Unidade Diatexítica está entre 750 a 950°C e com pressão inferior a 10 kbar. Trabalhos mais antigos também apresentaram valores menores, Oliveira e Alves (1976) definem o auge metamórfico entre 680 a 760°C e 5,3 a 6,6 kbar e Oliveira e Ruberti (1979) obtiveram valores entre 800 e 840°C e com pressão inferior a 8 kbar. Em relação com os estudos apresentados acima, os intervalos de temperatura e pressão obtidos no presente trabalho são valores referentes a processos retrometamórficos, uma vez que os valores de temperatura obtidos na literatura consultada são mais altos e relativos ao ápice térmico, logo o intervalo 790 a 870°C representa condições de retrometamorfismo. O estudo de Martins, Vlach e Janasi (2009) apresenta valores mais baixos, no entanto dentro desse intervalo de temperatura pode estar contido o retrometamorfismo em valores próximos a 800°C e o ápice térmico em valores próximos a 950°C. Os trabalhos de Oliveira e Alves (1976) 53 e Oliveira e Ruberti (1979) apresentaram valores mais baixos devido à utilização da geotermometria clássica, que empregava Fe e Mg como geotermômetros. Esses elementos traço apresentam uma alta difusão quando submetidos a metamorfismo de alto grau, o que diminui a concentração dos mesmos em minerais e, assim, resulta em valores de temperatura e pressão mais baixos dos que as reais condições metamórficas que suas amostras foram formadas. Os valores de pressão, notou-se que o intervalo de pressão do presente estudo (8,5 a 13,5 kbar) engloba a maioria dos valores obtidos pela literatura consultada acima. Portanto, dentro desse intervalo podem estar os valores retrometamórficos (próximos a 8,5 kbar) e os valores do auge bárico (próximos a 13,5 kbar), mas como esse intervalo teve uma variação abrangente de 5 kbar e a maioria dos valores fica acima de 10 Kbar (ápice bárico obtido pela literatura) ele é considerado inconclusivo. Após a análise comparativa dos dados obtidos nesse trabalho com a literatura, supõe-se que o ápice térmico ocorreu durante uma colisão continental, o que resultou em valores de ultra-alta temperatura de aproximadamente 1000°C e após a exumação do orógeno formado por essa colisão ocorreu o retrometamorfismo que reduziu a temperatura, ainda que consideravelmente alta, de aproximadamente 850°C. 54 7 CONCLUSÃO O objetivo principal desse trabalho foi determinar as condições térmicas e báricas do metamorfismo de fácies granulito das rochas da região de São José do Rio Pardo e Caconde (SP), onde localiza-se o centro-norte da Nappe Socorro-Guaxupé. O metamorfismo das rochas da região foi investigado por meio da aplicação de geotermômetros que levam em consideração a incorporação de elementos traço em minerais, no caso desse estudo o Zr no rutilo (TOMKINS; POWELL; ELLIS, 2007; ZACK; MORAES; KRONZ, 2004) e o Ti no quartzo (THOMAS et al., 2010; WARK; WATSON, 2006). Os aspectos texturais presentes na amostra são condizentes com a literatura consultada, visto que indicam o ápice metamórfico responsável pela geração desse paragnaisse sob condições de alto grau metamórfico, mas que também demonstram, principalmente, que essa rocha passou por processos retrometamórficos posteriores. A reação metamórfica proposta (Capítulo 6) como formadora da paragênese mineral é esperada nas condições P-T obtidas. Os valores P-T obtidos pelo cruzamento das isopletas não são condizentes com os valores de auge metamórfico da literatura consultada, mas alguns aspectos texturais na amostra evidenciaram que, os valores obtidos pelo presente trabalho representam o retrometamorfismo que ocorreu na região, sendo assim, as condições térmicas obtidas pelo diagrama P-T são complementares ao que está contido na literatura até então (auge metamórfico sob condições de ultra-alta temperatura). Por fim, os métodos aplicados e as análises empreendidas durante a elaboração do trabalho atingiram parcialmente o objetivo do trabalho. Foi obtido no cruzamento das isopletas um intervalo de temperatura que representa as condições térmicas que as rochas da área de estudo foram submetidas, o qual completa o conhecimento atual sobre as condições metamórficas da região. Contudo o intervalo de pressão foi muito amplo e com valores muito altos, o que não permitiu avaliar com precisão as condições báricas. 55 REFERÊNCIAS ALMEIDA, F. F. M. de; HASUI, Y.; BRITO NEVES, B. D.; FUCK, R. A. Províncias estruturais brasileiras. Simpósio de Geologia do Nordeste, v. 8, n. 1977, p. 363-391, 1977. ALMEIDA, F. F. M. de; HASUI, Y.; BRITO NEVES, B. D.; FUCK, R. A. Brazilian structural provinces: an introduction. Earth-Science Reviews, v. 17, n. 1-2, p. 1- 29, 1981. AMARAL, A. E.; SANTOS, M. J. 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