UNIVERSIDADE DE SO PAULO INSTITUTO DE GEOCINCIAS

"EVOLUO CRUSTAL DA PLATAFORMA SUL AMERICANA,

COM BASE NA GEOQUMICA ISOTPICA Sm-Nd

Kei Sato

Orientador: Prof.Dr. Umberto Giuseppe Cordani

, 3 ! P t ! . . . ' O ' ' ' ; . <

T E S E D E D O U T O R A M E N T O \ ... v > .v _ ^ ^

Programa de Ps-Graduao em Geoqumica e Geotectnica

DEDALUS - Acervo - IGC

3 0 9 0 0 0 0 9 4 4 2

S O P A U L O 1 9 9 8

A G R A D E C I M E N T O S

O autor externa seus mais sinceros agradecimentos a todos colegas que

colaboraram direta ou indiretamente na realizao deste trabalho.

Inicialmente ao orientador professor, Dr. Umberto G. Cordani pelas inmeras

sugestes e crticas construtivas recebidas durante a execuo deste trabalho.

Acrescente que o mesmo sempre esteve presente nos momentos mais difceis da

carreira profissional, desde a contratao em 1974 pelo CPGeo , quando era estudante

de Fsica.

Sinceros agradecimentos so devidos tambm ao professor Pr. Oswaldo Siga,

Jr. pela cuidadosa reviso do texto, e pelas inmeras sugestes recebidas.

Agradecimentos so igualmente extensivos aos (s) professores (as) doutores

(as) do Instituto de Geocincias - U S P e de outros Institutos, Colombo C. G .

Tassinari , Enio Soliani Jr. , Koji Kawashita, Wilson Teixeira, Benjamim B. de Brito

Neves, Mrio Campos Neto, Mrcio M. Pimentel, lan McReath, Miguel A. S . Basei ,

Marly Babinski e Maria H. Macedo, pelas proveitosas discusses, e pelas sugestes

recebidas de fundamental importncia no desenvolvimento deste trabalho.

Os professores Doutores Gunter Lugmair (Univ. Califrnia S. Diego - La Jolla -

USA) , R. W. Carlson (Carnegie Institution of Washington - USA) , Riccardo Petrini

(Istituto di Geocronologia e Geochimica Isotpica de Pisa - Itlia), W. R. Van Schmus

(Univ. de Kansas - USA) e Nuno Machado (Universidade de Quebec - Canad) ,

prestaram inestimvel colaborao durante o desenvolvimento nas tcnicas analticas

de Sm e Nd no C P G e o , em vrias ocasies, no perodo 1990-1994.

Muito obrigado aos colegas do Centro de Pesquisas Geocrolgicas - Liliane A.

Petronilho, Ivone K. Sonoki, Solange Lucena de Souza , Valria Cristina S. R. Santos,

Artur T. Onoe, Helen M. Sonoki, Walter M. Sproesser, Dcio Duarte, Cludio dos

Santos, Mercedes D. Vergara, Vasco Antnio P. Silva e Jos Elmano Gouveia (em

memria), pela imensa colaborao recebida.

Gratido especial igualmente endereada aos colegas do Inst. de

Geocincias - U S P : Dalton Machado da Si lva, Edmir de Oliveira, Claudionor Barbosa,

Jos G. Neto e Henrique Martins - grafica; Jaime de Souza - fotografia; Cludio Hoppe

- laminao; Rita P. Conde, Mareia C. Ponte - informtica; e Reynaldo P. Castellon -

desenho.

S U M R I O

A G R A D E C I M E N T O S I N D I C E D E C A P T U L O S II N D I C E D E F I G U R A S IV N D I C E D E T A B E L A S IX R E S U M O XII A B S T R A C T X I V

CAPTULO 1

I N T R O D U O / O B J E T I V O S 1

CAPTULO 2

E V O L U O D A C R O S T A T E R R E S T R E 3

2.1 - N o s s a or igem c o m u m 3 2.2 - F o r m a o do s i s t e m a so lar 4 2 .3 - P r o c e s s o s f o r m a d o r e s de c rosta terrestre, no tempo geolgico 4 2.4 - E v o l u o d a c ros ta continental 8

CAPTULO 3

M E T O D O L O G I A 9 3 .1- Pr inc p ios b s i c o s d a geocronolog ia 9 3 .2- G e o c r o n o l o g i a S m - N d 10 3.3 - T c n i c a d e a n l i s e 13 3.4 - C r o n o g r a m a d e e x e c u o do presente trabalho 15

CAPTULO 4

S I S T E M T I C A I N T E R P R E T A T I V A S m - N d 16 4.1 - G e n e r a l i d a d e s 16 4 .2 - V a r i a o q u m i c a no manto super ior 18 4 . 3 - Ut i l i zao d o s i stopos d e Nd e m p e t r o g n e s e 2 0 4 .4 - D a t a e s g e o c r o n o l g i c a s pelo mtodo S m - N d 21 4 .5 - I d a d e s mode lo S m - N d e m estg io nico 2 2 4 .6 - P r o b l e m a s n a interpretao d a s i d a d e s modelo 2 5 4 .7 - C l c u l o s d e i d a d e s modelo e m estg io duplo 3 0

CAPTULO 5

D I S C U S S O D O S R E S U L T A D O S 5.1 - A n t e c e d e n t e s a respeito d a e v o l u o d a P lataforma Su l A m e r i c a n a 33

5.2- Craton A m a z n i c o 38 5.3 - F r a g m e n t o Cra tn ico R io A p a 6 2 5.4 - Craton S o L u i s 6 6 5.5 - F a i x a s d e Dobram. P a r a g u a i - A r a g u a i a / T o c a n t i n s / M. C o r e a u 6 8 5.6 - Craton S o F r a n c i s c o 76 5.7 - Domnio B o r b o r e m a 121 5.8 - Domnio Jequ i t inhonha 151 5.9 - C o m p l e x o G o i s Centra l 171 5.10 - Domnio U r u a u 189 5.11 - Domnio Bras l i a 195 5 . 1 2 - Domnio A r a x - Alto R io G r a n d e 199 5.13 - F r a g m e n t o s C r a t n i c o s L u s A l v e s e R io d e L a P lata 2 1 4 5.14 - F r a g m e n t o Crus ta l Curit iba 2 2 8 5.15 - Domn ios P a r a n a g u e D o m F e l i c i a n o 2 3 9

CAPTULO 6

C O N S I D E R A E S F I N A I S 2 6 3

REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS 2 7 8

APNDICES

A p n d i c e 1 - Nota expl icat iva d a s t a b e l a s ut i l izadas no captulo 5 291 A p n d i c e 2 - L e g e n d a d a s litologias e n c o n t r a d a s n o s t raba lhos prvios. 2 9 2 A p n d i c e 3 - T c n i c a s d e m e d i d a s i sotpicas d e Nd no espectrmetro de 2 9 3 m a s s a A p n d i c e 4 - E spec t rmet ro d e m a s s a 301

i n

NDICE DAS FIGURAS

Fig. Ttulo Pag-

2.1 Taxa de produo de calor da Terra 5 3.1 Espectro de Nd 11 3.2 Espectro de Sm 11 4.1 Exemplo de evoluo isotpica de Nd no tempo geolgico 19 4.2 Diagrama de evoluo isotpica de Nd. Definies de idades TCHUR e TD\i 23 4.3 Diagrama s S r x ENJ - Variao isotpica do manto 26 4.4 Diagrama de mistura 28 4.5 Exemplo de evoluo isotpica de Nd, segundo modelo de estgio duplo 31 5.1-1 Curva de crescimento da crosta continental no tempo geolgico 34 5.1-2 Compartimentao geotectnica da Plataforma Sul Americana 35 5.2-1 Mapa geolgico do Craton Amaznico 40 5.2-2 Histograma de idades Rb-Sr das Provncias Ventuari-Tapajs e Rio Negro

Juruena 41 5.2-3 Mapa de localizao das amostras datadas no Craton Amaznico 43 5.2-4 Diagrama de evoluo isotpica de s\-a - Provincia Amazonas Central 44 5.2-5 Diagrama s,sr x sNd - Provncia Amazonas Central 44 5.2-6 Diagrama de evoluo isotpica de S \ d - Provncia Maroni - Itacaiunas 45 5.2-7 Diagrama S s r x SN

Complexo Contendas-Mirante 86 5.6-8 Diagrama de evoluo isotpico de e \ a das rochas do Bloco Gavio e da

regio de Jacobina 87 5.6-9 Diagrama Esr x S \ a das amostras da regio de Jacobina e do Bloco de

Gavio 87 5.6-10 Iscrona de referncia Sm-Nd (rocha total) das rochas granulticas do

Complexo Jequi 90 5.6-1 1 Diagrama de evoluo isotpico de s s a das rochas granulticas do

Complexo Jequi 90 5.6-12 Diagrama s S r x S N < i das rochas granulticas do Complexo Jequi 91 5.6-13 Diagrama N a versus tempo geolgico T(Ga) das amostras da regio de

Lagoa Real 91 5.6-14 Diagrama s r x S N < i das rochas grranitides da regio de Lagoa Real 94 5.6-15 Mapa geolgico simplicado da regio Sul do Craton do S. Francisco 95 5.6-16A Diagrama e N a versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granitides e

bsicas de Bonfim (Belo Horizonte - MG) 96 5.6-16B Diagrama &m versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granitides e

bsicas do Complexo Campo Belo (Belo Horizonte - MG) 96 5.6-16C Diagrama S w a versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granitides do

Cinturo Mineiro 97 5.6-17 Diagrama e S r x s^-a das rochas granitides da regio meridional do Craton

So Francisco 97 5.6-18 Diagrama E N M versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granitides e

vulcnicas da regio nordeste do Craton S. Francisco 100 5.6-19 Diagrama s ^ a versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granulticas da

regio de Salvador-Itabuna 100 5.6-20 Diagrama es r x S N a das rochas nordeste do Craton S. Francisco 101 5.6-21 Diagrama S N d versus tempo geolgico T(Ga) das rochas granitides da

regio de Correntina - Mansido. 104 5.7-1 Mapa geolgico simplificado da Provincia Borborema 123 5.7-2 Mapa de localizao aproximada das amostras datadas pelo mtodo Sm-

Nd - Provincia Borborema 124 5.7-3 Diagrama de evoluo isotpica s N a no tempo geolgico das rochas

granitides e bsicas do Macio Rio Piranhas 125 5.7-4 Diagrama de evoluo isotpica \-

plutnicas brasilianas da Faixa Dobrada Pianc - A. Brgida 131 5.7-12 Diagrama de evoluo isotpica e \ d no tempo geolgico das rochas

granitides da Linha Sienitide (Alto Teixeira) 131 5.7-13 Diagrama de evoluo isotpica S N J no tempo geolgico das rochas

granitides do Macio Pernambuco Alagoas 132 5.7-14 Diagrama de evoluo isotpica Ssa no tempo geolgico das rochas

granitides da Faixa de Dobramento Sergipana 132 5.7-15 Diagrama de evoluo isotpica s N l i no tempo geolgico das rochas

granitides da Faixa de Dobramento Riacho do Pontal 135 5.7-16 Diagrama de evoluo S rversus s N j . Faixa de Dobram. Riacho do Pontal

/ Rio Preto 135 5.7-17 Diagrama de evoluo isotpica e N d no tempo geolgico das rochas

granulticas e granitides da regio Santa Quitria, Tria e Jaguaribe 136 5.7-18 Diagrama de evoluo s s r versus E \ a . Poro Norte da Prov. Borborema 136 5.7-19 Principais domnios de acreo manto-crosta continental da Provncia

Borborema 138B 5.8-1 Unidades tectncas do Domnio Jequitnhonha 153 5.8-2 Mapa de localizao aproximada das amostras datadas pelo mtodo Sm-

Nd - Domnio Jequitinhonha 154 5.8-3 Diagrama S N versus tempo geolgico - Guanhes. 155 5.8-4 Diagrama z^d versus tempo geolgico - Mantiqueira 155 5.8-5 Diagrama N d versus tempo geolgico - Juiz de Fora 158 5.8-6 Diagrama S M versus tempo geolgico - Embu 158 5.8-7a Diagrama S N M versus tempo geolgico - Costeiro (NE de S. Paulo) 159 5.8-7b Diagrama sNd versus tempo geolgico - Costeiro (regio de S. Paulo) 159 5.8-8 Diagrama E n a versus tempo geolgico - Aracua 162 5.8-9 Diagrama s S r versus e N d - Embu e Costeiro 162 5.8-10 Diagrama s S r versus s N d - Guanhes, Mantiqueira, Juiz de Fora e Costeiro

(NE de S. Paulo) 163 5.8-11 Histograma das idades modelo Sm-Nd ( T D M ) - Domnio Jequitinhonha 163 5.9-1 Compartimentao tectnica da regio Centro-Oeste do Brasil 173 5.9-2 Mapa geolgico simplificado da poro Centro-Oeste do Brasil 174 5.9-3 Localizao aproximada das amostras datadas pelo mtodo Sm-Nd -

Poro Centro - Oeste do Brasil 175 5.9-4 Diagrama isocrnico Sm-Nd da regio de Crixs - Hidrolina 176 5.9-5 Diagrama s N d versus tempo geolgico - regio de Crixas-Hidrolina 176 5.9-6 Diagrama SNd versus tempo geolgico - regio de Jussara - Gois 177 5.9-7 Diagrama N d versus tempo geolgico - regio de Ipor-Arenpolis-

Ribeiro 177 5.9-8 Histograma das idades modelo Sm-Nd ( T D M ) - regio de Ipor 180 5.9-9 Diagrama s S r versus sNd - Gois - Central 181 5.10-1 Diagrama s N d versus tempo geolgico - complexo Canabrava 191 5.10-2 Iscrona Sm-Nd das rochas ultrabsicas e bsicas do complexo Canabrava 191 5.10-3 Diagrama ENd versus tempo geolgico - complexo Niquelndia 193 5.11 Diagrama \ M versus tempo geolgico - Domnio Braslia 196 5.12-1 Mapa geolgico simplificado com localizao das amostras datadas -

Domnio Arax 201 5.12-2 Diagrama isocrnico Sm-Nd das rochas granulticas da regio Anpolis-

Goinia 202

VT

5.12-3 Diagrama s\a versus tempo geolgico - Domnio Arax 202 5.12-4A Mapa geolgico simplificado com principais cidades - FARG E NESG 203 5.12-4B Mapa de localizao aproximada das amostras datadas -Faixa Alto Rio

Grande / Nappe de Empurro Socorro - Guaxup 203 5.12-5 Diagrama S \ d versus tempo geolgico - Faixa Alto Rio Grande/Nappe de

empurro Socorro-Guaxupe 208 5.12-6 Diagrama s S r versus s\-

5.15-3 Principais cidades e localizao aproximada das amostras datadas pelo mtodo Sm-Nd no Escudo do Rio Grande do Sul 242

5.15-4 Mapa geolgico simplificado do Domnio Dom Feliciano - Santa Catarina 243 5.15-5 Diagrama evoluo isotpica S X J versus tempo geolgico das rochas

granitides do Domnio Dom Feliciano (Faixa Tijuca) - Santa Catarina 244 5.15-6 Diagrama evoluo isotpica S \ d versus tempo geolgico das rochas

granitides do Domnio Dom Feliciano (Faixa Tijuca)- Rio Grande do Sul 244 5.15-7 Diagrama evoluo isotpica S \ j versus tempo geolgico das rochas

granitides do Domnio D. Feliciano - Batlito de Pelotas- Santa Catarina 245 5.15-8 Diagrama evoluo isotpica S x d versus tempo geolgico. Batlito de

Pelota e Encruzilhada do sul (RS) 245 5.15-9 Diagrama evoluo isotpica S x d versus tempo geolgico. Integrao dos

dados das figuras 5.15-7 e 5.15-8 246 5.15-10 Resumo dos principais domnios de acreo manto-crosta continental.

Domnio Dom Felciano 249 6 1 Histograma da acreo de crosta juvenil da Plataforma Sul Americana no

tempo geolgico 265 6.2 Curva de crescimente da crosta continental juvenil da Plataforma Sul

Americana 265 6.3 Principais domnio de acreo manto-crosta continental 266 6.4 Histograma da acreo de crosta juvenil no tempo geolgico relativo a

poro NW do Lineamento Transbrasiliano. 269 6.5 Histograma da acreo de crosta juvenil no tempo geolgico relativo a

poro SE do Lineamento Transbrasiliano. 269 6.6 Taxa de crescimento setorial para as crostas continentais separadas pelo

lineamento Transbrasiliano. 269 6.7 Diagrama T D M x fsm,Nd 272 6.8 Diagrama s N d x T(Ga) . Evoluo isotpica de S X M no tempo geolgico em

rochas granitides selecionadas (tipo TTGs) da Plataforma Sul Americana 272 6.9 Diagrama T R b-s r x T D M e T R b-s r x TCHUR 277

vrn

N D I C E D E T A B E L A S

TAB. T T U L O Pg

3 1 Medidas das razes isotpicas nos padres de La-Jolla e BCR-1 14

3 2 Concentraes de Sm e Nd obtidas por tcnica de diluio isotpica - Padro

BCR1 14

4 1 Concentraes mdias de Sm e Nd - (Faure 1988 modificado) 17

4 2 Valores de s.\d nos diferentes ambientes geoctectnicos 21

CRATONS AMAZNICO - SO LUIS - RIO AP A e FAIXA PARAGUAI-

ARAGUAIA / TOCANTINS

5.2-1 Dados Sm e Nd das rochas da Provincia Amaznia Central 53

5.2-2 Dados Sm e Nd das rochas da Provncia Maroni - Itacaiunas 55

5.2-3 Dados Sm e Nd das rochas da Provincia Ventuari - Tapajs 56

5.2-4 Dados Sm e Nd das rochas da Provncia Rio Negro - Juruena 58

5.2-5 Dados Sm e Nd das rochas da Prov. Rondoniana- S. Igncia / Sunss 59

5.2-6 Idades modelo em areias fluviais de Madre Dios - regio da Prov. Sunss 61

5.3 Dados Sm e Nd das rochas do Fragmento Cratnico Rio Apa 63

5.4 Dados Sm e Nd das rochas do Craton So Luis 66

5.5 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa de dobram. Paraguai-Araguaia /

Tocantins / Domnio Mdio Corea 74

CRATON SO FRANCISCO

5.6-1 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Contendas-Mirante (embasamento) 106

5.6-2 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Contendas-Mirante (seqncia

vulcano sedimentar) 107

5.6-3 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Contendas - Mirante (granitides

intrusivos) 109

5.6-4 Dados Sm e Nd das rochas do Bloco Gavio / Jacobina 110

5.6 -5 /6 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Jequi (embasamento) 112

5.6-7 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Jequi (supra - crustais) 113

5.6-8 Dados Sm e Nd das rochas da Regio de Lagoa Real / Riacho de Santana 114

5.6-9A Dados Sm e Nd das rochas dos Complexos Bonfim. C. Belo e B. Horizonte 115

5.6-9B Dados Sm e Nd das rochas do Grupo Bambu (Regio de Minas Gerais) 118

5.6 - lOA Dados Sm e Nd das rochas da regio NE do Craton So Francisco 118

5.6-10B Dados Sm e Nd das rochas da regio Salvador - Itabuna 119

I X

5.6-11 Dados Sm e Nd das rochas da regio Oeste de Craton So Francisco 120

PROVNCIA BORBOREMA

5.7-1 Dados Sm e Nd das rochas do Macio Rio Piranhas 139

5.7-2 Dados Sm e Nd das rochas do Macio Caldas Brando 140

5.7-3 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Serid 140

5.7-4 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Dobrada Pianco-A.Brigida 142

5.7-5 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Dobrada Paje - Paraba 143

5.7-6 Dados Sm e Nd das rochas do Macio Pernambuco-Alagoas 145

5.7-7 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Dobrada Sergipana 146

5.7-8 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Dobrada Riacho do Pontal 147

5.7-9 Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Dobrada Rio Preto 147

5.7-10 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Cear 148

DOMNIO JEQUITINHONHA

5.8-1 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Guanhes 165

5.8-2 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Mantiqueira 165

5.8-3 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Juiz de Fora 166

5.8-4 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Embu 166

5.8-5 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Araua 167

5.8-6 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Costeiro 168

5.8-7 Dados Sm e Nd das rochas do Sub-Domnio Cabo Frio 169

DOMNIOS CENTRO-OESTE E LESTE DO BRASIL

5.9-1 Dados Sm e Nd das rochas do Complexo Gois - Central 183

5.9-10 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Uruau 197

5.9-11 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Braslia 198

5.12-1 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Arax 210

5.12-2A Dados Sm e Nd das rochas da Faixa Alto Rio Grande 211

5.12-2B Dados Sm e Nd das rochas do Nappe de Empurro Socorro - Guaxup 212

DOMNIO SUL DO BRASIL

5.13-1 Dados Sm e Nd das rochas do Fragmento Cratnico Lus Alves 250

5.13-2 Dados Sm e Nd das rochas dos Blocos Taquaremb e So Gabriel 252

5.14-1 Dados Sm e Nd das rochas das Faixas Itaiacoca e So Roque 254

5.14-2 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Curitiba 257

5.15-1 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Paranagu 259

x

5 15-2 Dados Sm e Nd das rochas do Domnio Dom Feliciano -(Faixa Tijucas) 260

5 15-3 Dados Sm e Nd das rochas do Dominio Dom Feliciano -(Batlito de Pelotas) 261

6 1 Tabela de nmeros de dataes pelo mtodo Sm-Nd por intervalo de tempo

geolgico e por domnio geolgico. 273

6 2 Areas de acreo manto-crosta continental por intervalo geolgico da

Plataforma Sul Americana 275

6 3 Tabela de idades modelo TCHUR e TDM das rochas granitides (TTGs)

selecionadas da Plataforma Sul Americana 277

XT

RESUMO

A sistemtica Sm-Nd um dos melhores mtodos para a investigao dos processos

maiores de evoluo relativa a formao da crosta continental no tempo geolgico. Idades

modelo Sm-Nd podem indicar a poca dos eventos de diferenciao mantlica e formao da

crosta continental juvenil, e as incertezas interpretativas decorrem da falta de informao

adequada sobre a qumica do manto superior e sobre os processos de fracionamento qumico

durante diferenciao do magma matlico, bem como sobre os processos secundrios que

ocorrem em ambiente crustal (mistura de fontes, fracionamento qumico entre Sm e Nd durante

refuso de material crustal, etc) .

Metodologias da sistemtica Sm-Nd so apresentadas e aplicadas em rochas da

Plataforma Sul Americana.

As principais concluses indicam acrees juvenis com perodos de intensa atividade

entre 3,1 e 3,0Ga (~ 8% do volume total da crosta continental), 2,8 e 2,7 (~ 20%), 2,2 e 1,9

(-40%) e 1.3 e 1,1 (~7%). Tais perodos correspondem aproximadamente aos valores mais

freqentes observados em escala mundial.

A curva de crescimento da crosta continental no tempo geolgico indica que cerca de

35% da crosta continental era formada no final do Arqueano (2,5Ga) , mas a maior taxa de

acreo de material juvenil ocorreu durante o Paleoproterozico com 88% de volume acumulado

ao final deste perodo e atingindo a 98% no incio do Neoproterozico, restando muito pouco

para pocas posteriores. Portanto, o Paleoproterozico mostra-se claramente como a principal

poca de formao de crosta continental juvenil da Plataforma Sul Americana, correspondendo a

aproximadamente 54% em volume.

O Lineamento Transbasiliano uma megasutura, ativa durante o Neoproterozico, que

separa duas grande massas continentais: a poro NW que inclui os Cratons Amaznico, So

Luis e Rio Apa e suas regies marginais e a poro SE, formada por um mosaico de blocos que

compreende os Cratons do So Francisco, do Rio de La Plata e de Luiz Alves, bem como as

respectivas regies marginais e outros fragmentos menores.

Em termos de evoluo crustal setorial observou-se certa semelhana em ambas as partes

das massas continentais durante o perodo entre 3.0 e 1.7 Ga com concentraes similares (picos)

tanto no Arqueano como no Paleoproterozico. Diferem em relao ao Arqueano precoce, visto

que no h dados do lado NW, com valores to antigos (3.7-3.5Ga) como os do Bloco Gavio,

XTT

Contendas-Mirante e Caldas Brando, perodo em que a massa NW (Cratons Amaznico-So

Luis) permaneceu virtualmente inafetada pelos eventos tecto-orognicos, a no ser em suas

regies marginais, enquanto que a massa SE teve uma evoluo muito mais complexa, tendo

participado da formao de pelo menos dois supercontinentes (Rodnia e Gondwana).

xi n

ABSTRACT

Sm-Nd isotopic systematics is relevant to the topics of origin and evolution the of continental

crust, where model ages refer to the time when crustal material was differentiated from the upper

mantle. Alternative interpretations are due to a lack of adequate information on crustal processes and

the variable composition of the mantle sources.

The Sm-Nd methods are presented, and applied on rock materials from the South American

Platform.

The main conclusions indicate juvenile accretion with higher growth rates (peaks), around

i 3.7-3.5Ga (~ 0.5% in volume), 3.1 - 2.9Ga (~ 16%), 2.7 - 2.6 (-9%), 2.2 - 1.9 (35%) and 1.3-1.0

(7%).

The continental growth curve indicates that about 35 % of the crust was formed by 2.5Ga,

88% by 1.8Ga and 99% by l.OGa, and the remaining ~ 1 % was added in the Phanerozoic. Rapid

crustal growth occurred between 2.2 and 1.9Ga. The main period of continental crust formation

ocurred during the Paleoproterozoic, corresponding to 54 % in volume.

Sm-Nd model ages, when compared with the crystallisation ages of granitoid rocks, furnish a

rough estimate of juvenile vs. reworked material. Within the South American Platform about 45% of

juvenile continental crust is still preserved within tectonic provinces of different ages. The remainder

represents continental crust reworked in younger tectono-thermal events. In particular crustal

reworking was predominating over juvenile accretion during Meso-Neoproterozoic.

The Transbrasiliano Lineament is a megasuture, active in the Neoproterozoic, which

separates a large northwestern mass, including the Amazonian and So Luis Cratons, from a

southeastern mass, formed by a collage of cratonic fragments, of which the So Francisco and Rio de

La Plata are the largest. The crustal evolutions of these two large continental masses are considered

individually, and can be resumed following form:

1 - Old Archean rocks (>3.4Ga) are found only within the south-eastern part (Gavio

Block, Contendas-Mirante Complex (So Francisco Craton) and Caldas Brando Massif

(Borborema Province);

2 - On both continental masses, crustal evolution between 3.0 and 1.7 Ga is very similar;

3 - During Meso and Neoproterozoic times, the northwestern mass (Amazonian and So

Luis Cratons) remained virtually unaffected by tectono-orogenic events, while the southeastern

mass is composed of smaller cratonic fragments, which later took part in the formation of two

large supercontinents: Rodinia during the Mesoproterozoic, and Gondwana in the

Neoproterozoic.

X T V

CAPTULO 1

INTRODUO / OBJETIVOS

INTRODUO/OJETIVOS

As razes isotpicas 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd podem ser utilizadas com grande propriedade

para a investigao dos processos maiores de evoluo crustal, e em especial o da

formao de crosta continental.

objetivo principal deste trabalho empregar a metodologia isotpica Sm/Nd para

estudar a evoluo geotectnica da Amrica do Sul, no Precambriano, luz de diversas

centenas de determinaes geocronolgicas obtidas pelo autor, a partir de 1991, no

Centro de Pesquisas Geocronolgicas da USP (CPGeo-USP). Alm dessas anlises, foram

tambm compilados, recalculados e utilizados todos os dados que se fizeram disponveis,

obtidos por diversos pesquisadores em laboratrios estrangeiros, de modo que este

trabalho pretende ser uma sntese mais ou menos completa e atualizada da evoluo

crustal da Plataforma Sul Americana.

Como objetivo complementar do trabalho, foi feita a completa implantao da

metodologia Sm-Nd nos laboratrios do Centro de Pesquisas Geocronolgicas do

Instituto de Geocincias da Universidade de So Paulo (CPGeo-USP). Este segundo

objetivo pode ser considerado como plenamente atingido, uma vez que, desde 1992, j

foram realizadas com sucesso cerca de 1000 determinaes completas Sm-Nd, em rochas

que abrangem todo o territrio nacional, e partes da Argentina, Uruguai, Portugal e

Angola, em trabalhos de geocronologia de interesse de vrios dos pesquisadores ligados

ao CPGeo. A parte metodolgica, acompanhada de alguns exemplos da aplicao do

mtodo, foi adequadamente descrita no trabalho de Sato et al. (1995).

Com relao ao assunto principal deste trabalho, o autor balizou suas hipteses de

trabalho pela sntese anterior (Cordani et al., 1988), realizada h cerca de uma dcada, e

baseada essencialmente em anlises Rb-Sr e nas razes iniciais 87Sr/86Sr de muitas

centenas de rochas granitides de todas as provncias tectnicas maiores da Plataforma

Sul Americana. A sistemtica empregada na discusso dos resultados isotpicos Sm-Nd

(captulo 5) utiliza, com poucas modificaes, as mesmas unidades tectnicas

caracterizadas por Cordani et al. (op.cit). O mencionado captulo 5 constitui a parte

principal, original, do trabalho, onde se interpretam os resultados analticos Sm-Nd, quase

1

sempre em termos de idades modelo TDM, O indicador mais empregado em situaes

similares.

Por outro lado, para que os leitores tenham claras as idias do presente autor a

respeito dos processos de origem e evoluo da crosta continental, no tempo geolgico, e

das potencialidades interpretativas do mtodo Sm-Nd, foram includos dois captulos

especficos a respeito ( captulos 2 e 4), aos quais intercalado o captulo 3, com a parte

metodolgica, onde se descrevem as tcnicas analticas empregadas no CPGeo-USP.

Finalmente, as concluses parciais resultantes das interpretaes efetuadas caso a

caso, para todas as provncias tectncas consideradas, foram reunidas no captulo 6, onde

procura-se elaborar a sntese enunciada pouco acima. A evoluo crustal da Plataforma

Sul Americana ento descrita a partir da anlise da curva de crescimento da crosta

continental no tempo geolgico, e esta pode ser comparada com curvas anlogas de

outras partes do globo.

2

CAPITULO 2

EVOLUO DA CROSTA TERRESTRE

CAPTULO 2

PROCESSOS MAIORES NA EVOLUO CRUSTAL

2.1 - Formao planetria, nossa origem comum

Conforme nos ensinado pelos astrofsicos modernos, a origem do Universo

atribuda ao "Big Bang", a grande exploso inicial ocorrida h cerca de 13-15 bilhes de anos,

a partir de um volume muito pequeno em que se concentrava toda a matria, com densidade

extrema. Os fsicos tericos, que trabalham com modelos e simulaes dos estgios iniciais do

Big Bang, nos dizem que foram sendo formados, sucessivamente, e durante o primeiro milho

de anos, fotons, as partculas elementares, e finalmente tomos de hidrognio. Num Universo

inicial constitudo apenas de hidrognio, formaram-SE as primeiras estrelas, integrando as

primeiras galxias, e no interior delas comearam a funcionar as fbricas dos elementos que

conhecemos, formados em reaes nucleares.

A evoluo estelar indica um estgio de estabilidade que leva alguns bilhes de anos,

em que o combustvel nuclear (hidrognio) consumido para formar hlio, e em seguida passa

por um estgio de temperatura mais alta em que ocorrem fuses nucleares dos tomos de hlio

e de elementos mais pesados (estgio de Gigante vermelha), e finalmente, um estgio terminal,

de curta durao (as supernovas), em que so formados os demais elementos pesados.

O ciclo de evoluo estelar se repete indefinidamente em todas as partes do Universo, e

a produo dos elementos no interior das estrelas obedece a regras bem definidas, que

dependem das propriedades fsicas dos nucldios envolvidos, de modo que a proporo relativa

dos elementos resulta similar, qualquer que seja a estrela produtora. Aps os primeiros bilhes

de anos desde o Big Bang, os processos conduzidos pelas primeiras estrelas condicionaram as

propores relativas em que os diferentes elementos so encontrados, em todas as galxias. A

composio qumica resultante denominada "Abundncia Csmica" ou "Abundncia Solar"

dos elementos.

2.2 - Formao e Evoluo do Sistema Solar

Como parte integrante da galxia denominada "Via Lctea", os elementos que a

integram foram formados no interior de pelo menos uma supernova que explodiu h no mais

do que 4.8 Ga., e foram lanados no espao para posteriormente serem aglutinados na

"nebulosa solar", que viria a dar origem ao nosso Sol, bem como aos corpos planetrios que

integram o sistema, h cerca de 4.6 Ga.

Dessa nebulosa solar, composta por gs e poeira csmica, com composio qumica

correspondente abundncia solar dos elementos, alm do Sol, formaram-se os planetas que

conhecemos, durante processo de acreo por atrao gravitacional. Maiores informaes a

respeito podem ser encontradas em Safronov (1972), Anderson (1989), e tambm em Cordani

eSigolo(1997).

Durante a evoluo do Sistema Solar, num estgio inicial de alta temperatura foram

perdidos grande parte dos elementos mais volteis (H, He, C, N, F, Ne, etc.) nos planetas

internos em formao (Mercrio, Venus, Terra e Marte) e tambm nos corpos parentais dos

asterides (e dos meteoritos) que existiam, naquela poca remota, entre as rbitas de Marte e

Jpiter. Perda de volteis ocorreu em muito menos escala nos planetas externos (Jpiter,

Satumo, Urano, Netuno) que retiveram seus envoltrios gasosos. A origem comum dos

planetas internos e dos corpos parentais dos meteoritos o que justifica o modelo

"condrtico" para a composio qumica global da Terra.

Aps o processo de acreo planetria, os planetas internos, aquecidos pelos impactos

de corpos menores relativos ao prprio processo de aglutinao, e tambm pelo calor interno

produzido pelos nucldios radioativos, passaram por um estgio de diferenciao primria, que

levou formao de um ncleo metlico denso, com composio anloga dos sideritos, e de

um manto silictico, com composio anloga dos acondritos. Dataes efetuadas em

numerosos meteoritos indicaram que tais processos de diferenciao ocorreram praticamente

em seguida acreo planetria, h cerca de 4.56 Ga.

2.3 - Processos formadores da crosta terrestre, no tempo geolgico

Durante toda a evoluo do planeta Terra, grandes quantidades de material lquido

foram extrados do manto silictico, por fuso parcial. Os magmas assim formados, primrios,

de natureza basltica, foram incorporados assim denominada "crosta ocenica", de espessura

pequena (5-10 Km), mas cobrindo grandes reas da superfcie do planeta. Como parte da

i 4

( G a ) ^ 3 2 -i o FIG. 2.1 Produo de calor da Terra atravs do tempo geolgico (Chrlstensen in Patchett 1992). A produo de calor 2 vezes maior a 2,5Ga em relao ao presente dia.

litosfera ocenica, a crosta ocenica tem vida curta na superfcie do planeta (dezenas de

milhes de anos), sendo reciclada de volta para o manto em processos tectnicos denominados

de "subduco", e que ocorrem nos limites convergentes entre placas tectnicas.

Acredita-se que processos similares aos da tectnica de placas do presente (regime

tectnico plataformal) tenham ocorrido no passado, pelo menos desde o fim do Arqueano, e

acredita-se tambm que o regime tectnico permvel, caracterstico do Arqueano, tenha sido

de muito maior intensidade, visto que a energia liberada pelos elementos radioativos (U, Th, K,

e outros elementos de meia-vida curta) era pelo menos trs vezes maior do que no presente

(fig. 2.1 - James 1989 ).

Se crosta ocenica apenas transiente, na histria da Terra, e seu destino voltar para

o manto, crosta continental pode ser estabilizada na superfcie do planeta, como

comprovado, por exemplo, pelos Gnaisses Acasta, de cerca de 4 Ga., encontrados no Canad.

Crosta continental pode crescer por magmatisrno intra-placa, por adio de material de

carter normalmente bsico, produzido no manto (Rudnick, 1995). Entretanto, o processo

mais comum de crescimento da crosta continental por adio de material nas mesmas

margens convergentes de placas onde ocorre subduco de crosta ocenica. Ao voltar para o

manto, a placa litosfrica descendente pode sofrer fuses parciais, que produzem magmas

secundrios, j no mais de natureza basltica. Tais magmas voltam para nveis mais altos, e se

incorporam crosta continental em arcos magmticos, com componentes vulcnicos ou

plutnicos, de carter bsico a cido, de acordo com o estgio de diferenciao e

fracionamento do material. Este processo de crescimento continental, que implica na

diferenciao unidirecional manto-crosta em pelo menos dois estgios (crosta ocenica e crosta

continental) tem ocorrido desde o Arqueano, com a formao de TTGs (suites de tonalitos -

trondhjemitos - granodioritos) at o presente, com o magmatisrno calcio-alcalino das zonas de

subduco.

Segundo Martin (1987), os mecanismos de formao de TTGs podem ser resumidos da

seguinte forma:

6

M A N T O

I T O L E I T O

-FUSO PARCIAL

FUSO NA ZONA DE SUBDUCO

resduo: hbd+gd+cp.\+ilm

M A G M A

G R A N O D I O R T I C A

Cumulato hbd+plg+ilm+allan

S E R I E T T G

IDADE MODELO Sm-Nd

FUSO INTRACRUSTAL

G R A N I T I D E C R O S T A S U P E R I O R

IDADE U-Pb ZIRCO

G R A N U L I T O C R O S T A I N F E R I O R

1 - Fuso parcial do manto superior, com produo de magmas toleiticos. Formao

de crosta ocenica.

2 - Fuso parcial da crosta ocenica, com produo de magmas granodiorticos, e

deixando resduo de granada anfbolitos na crosta inferior.

3 - Cristalizao fracionada dos magmas granodiorticos, produzindo as variedades

diferentes de rochas granitides, instaladas na crosta superior.

Processos anlogos formao dos TTGs ocorrem at o presente, no regime tectnico

plataformal, nos arcos magmticos das margens ativas cordilheiranas. Tais processos indicam

crescimento da crosta continental a partir do manto, um dos assuntos mais fascinantes da

histria da Terra, e que pode ser investigado atravs das assinatura isotpica de diversos

elementos (Sr, Pb, Nd, Os, e outros) nos sistemas rochosos. Por exemplo, a crosta continental

teria sido ela formada mais ou menos continuamente, desde o Arqueano Inferior at o

presente? Haveria episdios de maior intensidade de formao de crosta continental ? Em que

proporo poderia dar-se a sua reciclagem para o manto (subduco A) ?

7

2.4 - Evoluo da Crosta Continental

A distribuio aparentemente episdica das idades radiomtricas, em termos globais,

tem sido apontada desde a dcada de 60. Em histogramas, os registros radiomtricos parecem

apontar "picos" de valores de idade aparente em torno de 2.7, 1,9 e 1,3 Ga em todos os

continentes, alm de cerca 0,6 nos continentes que se originaram da fragmentao do

Supercontinente Gondwana (Condie 1997).

Ao que parece, crosta continental "juvenil" (formada a partir do manto da maneira

apontada pouco antes) foi formada em grande proporo no Arqueano e incio do

Proterozico. Posteriormente prevalecem materiais retrabalhados (por exemplo por refuso a

partir de protolitos crustais), embora haja evidncias de formao de crosta juvenil no

Neoproterozico e mesmo no Fanerozico na Amrica do Norte e na Eursia (p. ex. Sengr

et. al, 1993).

Segundo muitos autores, como por exemplo Cordani e Brito Neves (1982), os regimes

tectnicos do passado foram condicionados pela evoluo termal do planeta, e pela formao

de grandes massas continentais, estabilizadas na superfcie do planeta a partir do fim do

Arqueano. As fases principais teriam sido as seguintes:

1 - At cerca de 2.8 Ga. - Regime permvel, com grande mobilidade, reciclagem e

formao de microcontinentes, os quais por coliso poderiam ter formado uma ou mais

grandes massas no final do Arqueano.

2 - Entre 2.8 e 1.3 Ga. Formao de super continentes por aglutinao, e conseqente

disperso por fraturamento, com formao relativamente importante de crosta continental

juvenil, acompanhada de certo retrabalhamento crustal. O ltimo supercontinente do perodo

foi Rodnia, formado pela aglutinao de massas continentais durante o Ciclo denominado

Grenville.

3 - Aps 1.3 Ga. Predomina o retrabalhamento crustal, embora continue o processo de

adio de crosta continental juvenil nos cintures orognicos cordilheiranos. Formao de

grandes massas com crosta continental tais como Laursia, Bltica, Gondwana, e tc , atuando

como placas tectncas coerentes durante o Neoproterozico e todo o Fanerozico.

8

CAPITULO 3

METODOLOGIA

Este trabalho est baseado essencialmente em medidas isotpicas de Sm e Nd em

rochas da Plataforma Sul Americana. Neste captulo sero resumidas as informaes essenciais

de geocronologia e de geoqumica isotpica, de carter metodolgico, necessrias para o

completo entendimento das interpretaes efetuadas, em termos de evoluo geolgica.

3.1 - Princpios bsicos de geocronologia

Nucldios radioativos so os que se encontram na natureza em estado energtico

metaestvel, e que acabam desintegrando-se espontaneamente, emitindo radiaes

eletromagnticas, emitindo partculas nucleares ( alfa, beta, beta+), e/ou capturando eltrons

da rbita K (captura K). O produto final da(s) transformao(es) nuclear(es), que atinge o

estado fundamental (de energia mnima), denominado nucldio radiognico.

A equao fundamental da geocronologia baseada no processo fsico de decaimento

radioativo, definido por uma exponencial negativa, que se apresenta da forma seguinte:

N = N 0 e-^T ou T = ( l / \ ) l n ( N Q / N ) se N 0 = N + F ento T = ( lA , ) ln [ l +QF/N)] equao 1

onde

X, = constante de desintegrao (esta definida pela probabilidade de decaimento radioativo).

N = nmero de nucldeos de um determinado elemento radioativo medido hoje na amostra (pai).

N 0 = quantidade inicial do nucldeo radioativo no momento do fechamento do sistema.

F = n- de tomos transmutados (filho - radiognico).

9

F = nmero de tomos do elemento filho que foram transmutados, que na prtica

igual quantidade total de tomos presente (Fp, medida atual) menos a quantidade inicial de

tomos (F0), preexistente no sistema no momento de seu fechamento (F = F p - F 0).

Para que uma datao geocronolgica tenha significao geolgica necessrio que a

quantidade inicial de tomos do elemento filho (Fo) seja conhecida, ou possa ser calculada, e

tambm que o sistema tenha permanecido fechado com relao a modificaes na quantidade

de tomos de ambos os istopos, radioativo (pai) e radiognico (filho).

Finalmente, os istopos radioativos naturais de interesse para os estudos de

evoluo geolgica so os que possuem meia vida da mesma ordem de grandeza do tempo

geolgico (bilhes de anos), e que so suficientemente abundantes na natureza, em diversos

tipos de rocha, para permitir medidas com a preciso adequada. Tradicionalmente, os

mtodos radiomtricos utilizados em geocronologia so o Rb-Sr, o K-Ar e sua variante Ar-

Ar, os mtodos U- Th -Pb e suas variantes Pb-Pb, o Re-Os, o Lu-Hf e finalmente o que nos

interessa neste trabalho, o mtodo Sm-Nd.

3.2 - Geocronologia Sm-Nd

O Sm e o Nd possuem sete istopos cada um, respectivamente (144, 147, 148, 149,

150, 152 e 154) e (142, 143,144, 145, 146, 148 e 150), (figs 3.1 e 3.2) onde o istopo 1 4 3 N d

radiognico e o istopo l 4 7 S m e radioativo, sendo os demais istopos estveis. O mtodo

radiomtrico Sm-Nd baseia-se na desintegrao do * 4 7 S m e m 1 4 3 ^ , atravs de uma emisso

espontnea de partculas a segundo a constante de desintegrao ~k$m-

1 4 7 S m 6 2 > 1 4 3 N d 6 0 ( k = 6 > 5 4 x 1 0 " 1 2 a 1 )

No caso do mtodo Sm-Nd, a equao fundamental da geocronologia (equao 1)

toma a forma seguinte:

T = (1/)ln [1 + ( 1 4 3 N d - 1 4 3 N d 0 ) / 1 4 7 S m ]

onde 1 4 3 Nd 0 a quantidade inicial, existente antes do fechamento do sistema. Istopos

so medidos em espectrmetros de massa na forma de razes isotpicas. Desta forma, para

uma melhor preciso nos clculos, na expresso acima ambos os membros so divididos por l 4 4 Nd, resultando.

143 144 143 -i A T 144 T = (1/X)ln [ 1 + ( Nd/ N d - N d o / 1 4 4 N d ) / ( 1 4 7 S m / Nd)] equao(2)

10

11

A equao fundamental da geocronologia pode ser representada tambm pela seguinte

expresso genrica:

T = ( l /X) ln[ 1 + ( Y - Y Q ) / X ] equao (3)

onde Yo denominado razo inicial (RI) do elemento radiognico, que no nosso caso

o neodmio ( 1 4 ? Nd/ 1 4 4 Nd) 0 . Esta forma da equao fundamental interessante no caso da

possibilidade de contar com vrias amostras cogenticas de uma mesma unidade rochosa, para

as quais o valor de RI idntico. Neste caso as idades so calculadas atravs de diagramas

isocrnicos, em que os resultados das medidas efetuadas em vrias amostras so inseridos, e a

equao isocrnica expressa da seguinte forma.

( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) m e d = ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d / ) o + ( 1 4 7 S m / 1 4 4 N d ) m e d ( e X T . 1 ) e q ( 4 )

Sabendo-se que e^T = 1 + A.T + (XT)2/2\ + (XT)3/3! + etc., mas que todos os

termos deste desenvolvimento so muito pequenos a partir do terceiro, visto que A. da ordem

de IO"'1 e T d a o r d e m d e 10 9 , pode-se aproximar a equao para a forma :

Y = (XT)X + Y 0

que corresponde a uma equao linear do tipo Y = aX + b, onde a = XI = AY/AX (coeficiente

angular) e b=Y 0 (razo inicial RI). A forma da equao isocrnica, no caso do mtodo Sm-Nd,

a seguinte.

( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) p = ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d / ) o + ( 1 4 7 S m / 1 4 4 N d ) ^ T

Para calcular idades atravs de diagrama isocrnico necessrio medir os valores de X

e Y em vrias amostras cogenticas (idealmente em nmero de pelos menos sete). No caso

especfico do mtodo Sm-Nd, iscronas podem ser obtidas em muitos tipos de rocha ,

inclusive rochas ultramficas, ou em amostras isoladas, utilizando-se fases minerais

apropriadas.

12

3.3 - T c n i c a s de anl i se

A grande maioria das anlises Sm-Nd deste trabalho foi realizada pelo autor, no Centro

de Pesquisas Geocronolgicas da USP. Maiores pormenores a respeito das tcnicas

laboratoriais (digesto qumica, eluio, preparao e calibrao das colunas de troca

catinica, deposio das amostras, anlises espectromtricas e clculos de diluio isotpica)

pode ser encontrada em Sato et al. (1995). Os procedimentos analticos podem ser resumidos

como segue:

1 - As amostras aps adicionados os "spikes" combinados I 4 9 Sm e 1 5 0 Nd em dosagens

adequadas, em cada caso, so atacadas em copo de savilex utilizando-se solues cidas (HF +

HNO3 + HC1). No caso da presena de granada, zirco e de outros minerais refratrios as

amostras so atacadas dentro de uma bomba do tipo Par a 180C.

2 - Aps a digesto qumica, a separao de Sm e de Nd efetuada em duas etapas. Na

primeira, as ETR so separadas mediante utilizao de uma coluna de troca catinica, com

resina AG 50W-X8; na segunda, a separao fina de Sm e Nd efetuada em outra coluna,

mediante utilizao de p de teflon revestido com cido ortofosfrico.

3 - Aps concentrao, Sm e Nd so depositados sobre filamentos ultra-limpos.

Normalmente, Nd dissolvido com HNO3, e depositado sobre filamento simples de Re, na

forma de (NdO)\ Para anlises de Nd na forma metlica, amostra dissolvida com HC1 (0,1N)

e depositado sobre um dos lados do filamento triplo (Ta-Re-Ta). Sm dissolvido com H3PO4,

e depositado sobre filamento simples de Ta, e analisado na forma metlica.

4 - Em alguns casos, a deposio da amostra de Nd feita com H3PO4 e silica gel em

monofilamentos de Re, quando as medidas isotpicas so efetuadas na forma de (NdO) + em

multicoletores.

5 - As razes isotpicas l 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd, bem como as demais razes isotpicas de Sm e

de Nd para os clculos das concentraes de cada elemento, por diluio isotpica, so

obtidas atravs de espectrmetro de massa multicoletor, tipo VG-354. As razes isotpicas de

Nd foram normalizadas com 1 4 6 Nd/ 1 4 4 Nd = 0.7219

Na poca em que foram realizadas as determinaes Sm-Nd deste trabalho, foram

executadas tambm muitas medidas de controle em padres internacionais inter-laboratrios

(La Jolla e BCR-1). Os resultados, como pode ser verificado nas tabelas 3.1 e 3.2, abaixo,

13

foram plenamente satisfatrios. Para cada anlise do CPGeo-USP foram medidas pelo menos

uma centena de razes, e os erros nas razes isotpicas so dados com intervalo de confiana

de 95% (critrio 2a ).

Tab 3.1 ; medidas das razes l 4 3 Nd/ ' 4 4 Nd nos padres de La-Jolla e BCR-1 Padres l43Nd/44Nd y l43Ndf44Nd ' N.de sistemas de medidas -

valores de cosenso valores de anal. CPGeo

La JoIIa 0,511850 (29) 22 monocoletor (metal) La folia 0,511853 (15) 15 monocoletor (oxido) La JoIIa 0.511857 (23) 4 multicoletor (oxido

din/est. La Jolla 0,511847 (22) 14 multicoletor (metal)-

esttico La Jolla 0,511848* (4)

BCR-1 0,512662 (27) 4 monocoletor (oxido) BCR-1 0.512650 (20) 4 multicoletor (oxido - din/est BCR-1 0.512639**(20)

Obs.: (*) valor de La Jolla; (**) Wasseburg et. al. (1981);

valores de valores de consenso^ CPGeo

Sm(ppm) 6,58 6,530.005 Nd (ppm) 28,7 28,52+0.01 razo Sm/Nd 0.229 .228 ((#) Gladney (1982) apud Nakamura e Misawa (1989);.

Os erros nos dados Sm e Nd para o padro BCR-1 so relativo ao desvio padro de 8 anlises efetuadas em dias diferentes.

BRANCO - A contaminao total do laboratrio durante obteno dos dados Sm-Nd

deste trabalho foi em torno de 30 pg para Sm e em torno de 70pg para o Nd. Para anlises de

rochas mficas e ultramficas com teores abaixo de lppm foram iniciadas com 150 a 200mg de

material para minimizar o efeito de contamino. As reprodutibilidades nas idades em duas

anlises qumicas/isotpicas para tais rochas foram concordantes, com os valores situando-se

dentro do erro experimental.

14

3.4 - Cronograma

A metodologia empregada na elaborao do trabalho obedeceu aos seguintes critrios:

1 - Extensa compilao bibliogrfica de trabalhos geocronolgicos regionais, de toda a

Amrica do Sul, com a finalidade de selecionar amostras especiais para as anlises Sm-Nd.

Basicamente, foram escolhidas aquelas amostras consideradas adequadas e disponveis no

acervo do CPGeo-USP

2 - Desenvolvimento e operao das tcnicas analticas para as anlises de Sm e de Nd

no CPGeo-USP. Os procedimentos qumicos foram implantados com a colaborao de vrios

pesquisadores, e encontram-se plenamente descritos em Sato et al. (1995).

3 - Interpretao geotectnica regional, efetuada com a colaborao de diversos

pesquisadores do Instituto de Geocincias da USP, e tambm de outras instituies

congneres.

4 - Elaborao de ilustraes, desenhos e grficos interpretativos, inteiramente via

computacional, utilizando programas (softwares) AUTOCAD, Corel, e Excel.

CAPTULO 4

SISTEMTICA INTERPRET ATIVA Sm-Nd

15

4 - S I S T E M T I C A I N T E R P R E T A T I V A Sm-Nd

4.1 - Generalidades

Ambos os elementos, Samrio (Sm) e Neodmio (Nd), pertencem ao grupo das terras

raras (ETR) ou lantandios. Formam ons positivos de mesma Valencia (carga 3+), e raios inicos

muito prximos (0.96 e 1.00 A), o que faz com que se tornem elementos praticamente

isoqumicos. Consequentemente, nos minerais e nas rochas, as razes Sm/Nd so pouco

diferenciadas, variando, na prtica, apenas entre 0.10 a 0.54.

Como integrantes dos ETR, Samrio e Neodmio so encontrados em quase todos os

sistemas minerais, normalmente como substitutos de ons grandes. A Tabela 4.1, adaptada de

Faure (1988), inclui valores mdios de concentraes de Sm e Nd nos minerais e rochas mais

comuns.

A tabela 4.1 indica que os ETR tm preferncia pelos retculos cristalinos de micas,

anfiblios, feldspatos potssicos, clinopiroxnios, e tambm de granadas, que so os sistemas

minerais com razes Sm/Nd mais elevadas. Estes so os principais minerais a serem analisados

pelo mtodo Sm-Nd. Em alguns casos, os ETR concentram-se como constituintes importantes de

minerais acessrios de rochas granitides, como o caso de ailanita, apatita, monazita, xenotima,

fluorita, cassiterita, etc.

Como os ETR tm forte carga (3+) e nmero atmico elevado (57 a 71), eles no se

difundem facilmente no estado slido. Desta forma, durante um evento metamrfico, embora

possa ocorrer uma redistribuio de ETR (e portanto de Sm e Nd) entre as fases minerais

neoformadas, normalmente os sistemas de rocha total permanecem fechados com relao a

migraes de ETR.

Apesar de um comportamento aproximadamente isoqumico de Sm e Nd, como o on

Nd 3 + possui volume e massa inferiores aos do on Sm 3 + , durante certos processos geoqumicos

pode ocorrer ffacionamento entre estes dois elementos. Isto observado, em especial, naqueles

processos de fuso parcial de determinados protolitos mantlicos ou crustais, que levam

formao de magmas diferenciados.

16

TAB. 4.1 : concentraes mdias de Sm e Nd

MINERA s olivina 0.07 0.36 0.19 0.115 -0.42 clinopiroxnio 3.34 9.09 0.367 0.222 0.13 anfiblio 6.03 17.3 0.347 0.209 0.06 biotita 37.02 171.5 0.215 0.130 -0.34 plagioclsio 0.547 1.85 0.292 0.177 -0.10 k-feldspato 3.77 26 0.14 0.085 -0.57 granada 1.17 2.17 0.539 0.326 0.66 apatita 223 718 0.311 0.188 -0.04 monazita 15000 88000 0.17 0.102 -0.48 allanita* 1750 23500 0.074 0.045 -0.77

VULCNICA komatiito 1.14 3.59 0.317 0.192 -0.02 toleto (arqueano) 1.96 6.67 0.293 0.177 -0.10 toleto (MORB) 3.3 10.3 0.32 0.193 -0.02 toleto (continental) 5.32 24.2 0.22 0.133 -0.32 basalto calc.-alcalino 6.07 32.6 0.186 0.112 -0.43 basalto acalino 8.07 41.5 0.194 0.117 -0.41 traquito 14.1 73.2 0.192 0.116 -0.41 fonolito 15.1 81.4 0.185 0.118 -0.40 andesito 3.9 20.6 0.189 0.108 -0.45 dacito 5.05 24.9 0.202 0.122 -0.38 riolito 4.65 21.6 0.215 0.130 -0.34

PLUTNICAS piroxenito 0.0025 0.0085 0.294 0.177 -0.10 peridotito 0.582 2.28 0.255 0.154 -0.22 gabro 1.78 7.53 0.236 0.142 -0.28 eclogito 2.61 8.64 0.302 0.182 -0.08 tonalito 4.01 16.8 0.238 0.143 -0.27 qz monzonito 5.31 26.4 0.2 0.12 -0.39 granodiorito 6.48 29.9 0.216 0.13 -0.34 granito 8.22 43.5 0.188 0.188 -0.04 granulito 4.96 31.8 0.156 0.094 -0.52 sienito 9.5 86.8 0.11 0.066 -0.66 nef. sienito 14 75.5 0.185 0.118 -0.40 kimberlito 8.08 66.1 0.122 0.073 -0.63 carbonatito 38.7 178.8 0.216 0.13 -0.34

condrito 0.199 0.620 0.320 0.194 -0.01 guas de rios de grande extenso -0 .182 - 0 . 1 1 0.44

gua do mar 0.545 10"6 2.58 10"6 0.211 -0 .127 0.35 sedimentos Faner. ( 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd=0.512) -5 .15 -24 .0 -0 .214 -0 .129 - 0 . 3 4 * valor mdio das allanitas da regio de Ipor/Israelndia, Gois (Pimentel e Chamley 1991). Valores de CHUR (reservatrio uniforme condrtico )e DM ("depleted mantle" ) utilizados nos clculos de idades modelo - CHUR: 1 4 7 Sm/ 1 4 4 Nd =0.1967 e , 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd=0.512638 (se normalizado com 1 4 6 Nd/ 1 4 4 Nd = 0.7219); manto empobrecido "DM" : 1 4 7 Sm/ , 4 4 Nd = 0.222 e 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd = 0.513114.

A modificao mais significativa da razo Sm/Nd, observada sistematicamente, a que

ocorre durante os eventos de diferenciao do manto superior, quando magmas toleito-

tonalticos primrios so formados a partir de processos de fuso parcial do material peridottico.

Neste processo, modelado por De Paolo (1988), o valor de ctsm/Nd e sempre menor do que 1 no

magma basltico resultante, e maior do que 1 no resduo slido ultramfico. O parmetro a

definido como:

Cone. Sm (liq., resd.) / Cone. Sm (slido.original) S m / N d =

Cone. Nd (liq., resd.) / Cone. Nd (slido original)

Analogamente, em quaisquer outros processos envolvendo fuso parcial de fontes

mantlicas ou crustais, o lquido magmtico se enriquece preferencialmente em Nd, resultando

portanto em rochas magmticas com razes Sm/Nd sempre mais baixas do que as do material

original (fig.4.1). Mais ainda, a partir do momento em que magmas tonalticos primrios so

incorporados crosta, nos processos de diferenciao mantlica, modificaes posteriores na sua

razo Sm/Nd, com raras excees, so pequenas, quando comparadas com o fracionamento

inicial. Isto quer dizer que os sistemas Sm/Nd, normalmente, so pouco afetados por processos

crustais tais como alterao intemprica ou hidrotermal, metamorfismo, e produo de magmas

secundrios. As consideraes acima so as que habitualmente regem as interpretaes geolgicas

de dados isotpicos Sm-Nd.

4.2- Variaes geoqumicas no manto superior

Com a formao de crosta ocenica, por extrao de material basltico, e com a

incorporao de boa parte desse material, que no retorna ao manto, este torna-se gradativamente

empobrecido em elementos litfilos de ons grandes, tais como Ba, K, Rb, U, Th, e tambm ETR.

Neste contexto, tambm diminuem as concentraes de Sm e Nd no manto superior empobrecido

(DM = "depleted mantle"), em relao do manto primordial (considerado homogneo e

denominado CHUR . reservatrio uniforme condrtico). Os valores mdios aproximados desses

reservatrios geoqumicos podem ser vistos na tabela 4.1. Alm disso, desde que o Nd um

18

O 5 0 0 1000 2 0 0 0 3 0 0 0 T C H U R 4000

F u s o p a r c i a l R e c r i s t a l i z a o Fig. 4 . 1 : D i a g r a m a de evoluo isotpica da razo 1 4 J N d 7 1 4 4 N T d do manto condrtico (CHO^l e da crosta cont inenta l n o tempo geolgico . N o p o n t o de interseco da l inha de evolu^O oO C H U R com rocha crustal def in ido como idade m o d e l o T c h u h (3 .5Ga) , que correspYvk poca de d i ferenc iao d o m a g m a d o manto para crosta. Este material diferenciado & o \ r e o um processo de recristal izao a 2 . 0 G a assoc iado a um evento metamrfico de a l t o g r . o que por sua vez sofreu uma fuso parcial a 0 .5Ga.

pouco mais "incompatvel" do que o Sm, a razo Sm/Nd diminui na crosta continental em

formao, e aumenta , de modo complementar, a razo Sm/Nd do manto superior empobrecido.

O fato da razo Sm/Nd sofrer fracionamento significativo e relevante somente durante a

diferenciao manto superior - crosta ocenica permite obter, para qualquer rocha da crosta

continental, a poca aproximada em que o seu magma parental diferenciou-se do manto, qualquer

que tenha sido sua histria geolgica posterior (fig. 4.1). Este o raciocnio utilizado para o

clculo das assim chamadas "idades modelo", que utilizam as medidas das relaes atuais 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd e 1 4 7 Sm/ 1 4 4 Nd das amostras em questo, inseridas num modelo de evoluo isotpica

de Nd no manto, como ser descrito a seguir.

O paradigma das idades modelo Sm-Nd serem consideradas como relativas a poca de

extrao dos protolitos das rochas crustais analisadas, a partir do manto superior, foi largamente

utilizado logo aps o desenvolvimento do prprio mtodo, seguindo as propostas de De Paolo

(1981). Mais recentemente, com a conscincia da heterogeneidade inicial do prprio manto, bem

como da complexidade dos processos mantlicos e crustais, tal paradigma simplista inicial tem

sido questionado ( Arndt, 1987; Patchett, 1992), e as interpretaes da evoluo isotpica do Nd

nas rochas crustais tm sido mais elaboradas.

4.3 - - Utilizao dos istopos de Nd em petrognese

As razes 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd iniciais so largamente utilizadas como indicadores de processos

formadores de rochas crustais, e especialmente na caracterizao de seu material fonte.

Mediante o clculo de um parmetro, denominado s N d (veja a equao 8), que

corresponde comparao entre o valor atual da razo 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd da amostra em questo, ou do

valor da mesma razo em qualquer poca da histria geolgica dessa amostra, com o valor que

teria o reservatrio condrtico uniforme (CHUR) j definido, e representativo da "Terra Global",

na mesma poca, temos idia da origem e do tempo de residncia crustal do material analisado.

Por exemplo, se o valor de 8N

Evidentemente, as situaes imaginadas no pargrafo anterior so simplistas, visto que na

natureza os processos geoqumicos e tectnicos so freqentemente complexos, envolvendo

fontes anmalas, misturas de material, processos de assimilao e de diferenciao, e t c , que

ocasionam modificaes e flutuaes importantes dos valores de eNa- Os valores mdios atuais de

N J . O U O S intervalos de variao mais comuns, em vrios sistemas e reservatrios geoqumicos

maiores da Terra, segundo DePaolo (1988) esto relacionados na Tabela 4.2.

Tabela 4.2 : Valores de SN em diferentes ambientes geotectnicos .

Feio geotectnica E N d

CHUR (Manto inferior "primitivo" = Terra Global) zero

Manto superior empobrecido (DM) +10

Vulcanismo de dorsal mdio-ocenica (MORB) +10

Ilhas ocenicas e montes submarinos (IOB) +5 a +10

Vulcanismo ocenico intraplaca ("Hot spots") zero a +8

Cratons continentais -30 a -5

Vulcanismo de "rifts" continentais -5 a +8

Arcos magmticos em margens continentais -20 a +8

4.4 - Dataes geocronolgicas pelo mtodo S m - N d

O comportamento geoqumico similar dos ons Sm e Nd faz com que modificaes

posteriores na razo Sm/Nd sejam pequenas, quaisquer que sejam os processos sofridos pelos

sistemas a que pertencem. Desta forma, no h fases minerais, na natureza, em que predomine

grandemente o istopo radioativo (o Sm), para permitir dataes geocronolgicas precisas e

diretas, tal como ocorre nos outros sistemas geocronolgicos.

Dataes Sm-Nd so efetuadas, normalmente, atravs de idades denominadas modelo, de

acordo com determinadas premissas, como ser verificado mais adiante, ou ento atravs de

diagramas isocrnicos, quando so disponveis materiais cogenticos das rochas a serem datadas

Neste ltimo caso, o significado geolgico das idades isocrnicas similar ao de outros sistemas

(Rb-Sr, Pb-Pb) A principal vantagem de se aplicar o mtodo Sm-Nd est no fato destes

elementos serem pouco mveis no estado slido, e portanto os sistemas que os possuem pouco

21

sofrem por modificaes geoqumicas posteriores aos eventos significativos datados pelas

iscronas. Por outro lado, a sistemtica isocrnica em rocha total dificultada devida a pequena

disperso das razes Sm/Nd, no permitindo uma distribuio adequado dos pontos analticos em

diagrama isocrnico.

Iscronas Sm-Nd em minerais so comumente utilizadas, visto que as razes Sm-Nd

podem ser bastante distintas (ver tab. 4.1). Geralmente utilizam-se concentrados de granada,

anfiblio, clinopiroxnio, plagioclsio e biotita, alm de ponto representativo do sistema rocha

total. Como no caso de outros sistemas geocronolgicos, as idades isocrnicas obtidas devem ser

interpretadas como relativas s pocas de formao das paragneses minerais analisadas.

4.5 - Idades modelo Sm-Nd em estgio nico

Hoje em dia, em funo de estudos geoqumicos, abrangendo principalmente geoqumica

isotpica, o manto no considerado como integralmente homogneo. Os materiais provenientes

do manto superior denotam muitas vezes caractersticas geoqumicas distintas. Dois modelos de

evoluo isotpica de Nd para o manto superior so utilizados (fig. 4.2): um baseado na evoluo

dos condritos (CHUR - "Chrondritic Uniform Reservoir"), e um outro baseado na evoluo do

manto superior, que admite uma modelagem em que o manto sofreria episdios de fracionamento

envolvendo a extrao de magmas baslticos, permanecendo um manto residual enriquecido na

razo Sm/Nd e empobrecido geoquimicamente em elementos litfilos de ons grandes (DM,

"Depleted Mantle").

O clculo de idades modelos TCHUR O U T D M feito atravs da seguinte maneira:

Da equao 4 temos,

( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) x = ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d / ) o + ( 1 4 7 S m / 1 4 4 N d ) x ( e ? i T . 1 ) .._> (manto)

( 1 4 3 ^ 1 4 4 ^ ) ^ = ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d / ) o + ( 1 4 7 S m / 1 4 4 N d ) a m ( e ? i T . 1 ) _._> (amostra)

onde X pode ser CHUR ou DM e am = amostra (razo medida hoje)

No ponto de interseo das duas retas acima define-se a idade modelo TCHUR O U TDM

Subtraindo-se a equao da reta do manto pela equao da amostra temos a seguinte frmula:

T(x)=(l/X)ln{ 1+ [ ( 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd)x- ( ' ^ N d / ^ N d ) ^ ] / [ ( 1 4 7 Sm/ 1 4 4 Nd) x - ( 1 4 7 Sm/ 1 4 4 Nd)]} eq. 5

2 2

TCHUR 1 / I

2

Idade (b.a.)

+ 1 0 -

o -

Nd

- 1 0 -

B

CHUR / i "

* S\ 1

s \ !

* i i TCHUR\| l / T O M

1 2 3 4

Idade (b.a.)

Fig. 4.2 - Diagramas de evoluo isotpica e Nd no tempo geolgico: A - linha de evoluo isotpica de Nd no tempo geolgico (modelo linear). As idades modelo Toara T D M so calculadas com base na equao 5. B - Evoluo isotpica de Nd baseada segundo modelo de DePaolo 1981. A idade modelo ( T D m ) calculada com base nas equaes 6 e 7 .

A equao acima caracteriza uma evoluo linear dos istopos de Nd no manto superior.

DePaolo (1981), modelou uma evoluo isotpica de Nd no linear para o manto superior

fracionado, mas uma evoluo segundo uma equao do segundo grau em T (parbola), (fig. 4.2)

e neste caso a idade modelo obtida resolvendo-se a seguinte equao.

eN dfT) = 0,25T 2 -3T+8,5 curva do manto empobrecido (DM) eq. (6)

END(T) = S N d (0 ) - Qf ( S m / N d ) {0 .512638/( 1 4 3 Nd/ I 4 4 Nd) C H U R (T) } [e X T - 1 ] eq.(7a)

considerando eXJ - 1 = XT e 0.512638/( 1 4 3Nd/ 1 4 4Nd)CHUR (T) = 1

END(T) = Na(0) - Q f(Sm/Nd) T evoluo da rocha crustal eq. (7b)

onde o parmetro QN

1 4 7 S m / , 4 4 N d = 0,6049 x [ Sm(ppm) / Nd (ppm)]

O ponto de interseo relativas as curvas das equaes (6) e (7b) definido como idade modelo

T D M . Igualando-se as equaes (6) e (7b) obtida uma expresso matemtica do segundo grau

em T:

a T 2 + bT + c = 0 onde a = 0.25, b = -3 + Qf Smlm , c = 8.5 - s N d (0)

T = { -b - l b 2 - 4ac j 1 / 2 } / 2a onde T dado em Ga

As diferenas entre as idades modelo obtidas atravs das equaes 7a (sem aproximao) e

7b (com aproximao) so relativamente pequenas: Neoproterozico < ~10Ma.

Paleoproterozico ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) D M = 0,513114 e ( 1 4 7 S m / 1 4 4 N d ) D M =

0,222. Para idades mais antigas que 2,8Ga a evoluo isotpica de Nd no manto superioi

fracionado torna-se praticamente assinttica do "bulk earth" (CHUR) ou seja, assume-se que;

crosta continental produzida entre 4,55 a 2,8Ga tinha vida muita curta e a maior parte dela era

reincorporada ao manto. Dessa forma, o processo de empobrecimento no manto superior tornou

se significativo apenas aps a 2,8Ga., e o valor utilizado para as constantes acima so passa a ser

para 0,512638 e 0,1967 respectivamente. Outros de pesquisadores adotam diferentes parmetros

de DM para o modelo de manto empobrecido, para toda a escala de tempo geolgico (par

exemplo ver Rollinson, 1993). A incerteza na curva de evoluo do manto empobrecido poda

acarretar discrepncias nos clculos das idades modelos . As constantes relativas ao CHUR

utilizadas nas equaes 8 e 9 so as mesmas referidas acima.

4.6 -Problemas na interpretao de idades modelo:

i) Variao qumica e isotpica do manto:

As idades modelo no tero qualquer significado geolgico, se o manto que produziu o

magma parental da rocha estudada for diferente do reservatrio DM (manto empobrecido

"normal"). Por exemplo, atravs de estudos isotpicos dos basaltos de cadeias meso ocenica e

ilhas ocenicas (OIB) foram revelados padres distintos para o enriquecimento e / o

empobrecimento dos elementos traos (He, Ne, Sr, Nd, Hf, Os e Pb) em regies do manto

superior atual. Zindler e Hart (1986) observaram 4 componentes isotpicos mantlicos para os

basaltos ocenicos, que podem ser caracterizadas resumidamente da seguinte forma:

D M M ("depleted Morb Mantle") - fonte empobrecida nos elementos incompatveis (Rb,

Nd, Hf, etc), para a maioria dos basaltos das dorsais meso ocenicas (MORB). O DMM

apresentam razes 8 7 Sr/ 8 6 Sr muito baixa (geralmente < 0,703), altas razes 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd

(-0,51315), e 1 7 6Hf7 1 T 7Hf(>0,2381).

H I M U (manto com alta razo U/Pb). Enriquecimento pronunciado em Pb e Pb,

indicativo de fonte mantlica enriquecida em U e Th e altamente empobrecida em Pb. Esta

componente poderia ser gerada pela reciclagem de litosfera ocenica subductada, ou pela

migrao ascendente de fuses subsaturadas em silica, a partir da astenosfera, gerando um

reservatrio enriquecido localizado no manto litosfrico. A componente HIMU pode ser

diferenciada de DMM atravs das seguintes composies isotpicas. Pb > 2 0 6 Pb/ z 0 4 Pb > 20 e

Os - > 1 8 7 Os/ 1 8 8 Os>0,134. (bulk-earth - > 1 8 7 Os/ , 8 8 Os-0,1275).

.702 .703 87Sr/86Sr

.704 .705 .706 .707 .708 16.8

depleted mantle

-4.6

-8.5

-12.5

\Rb/Sr baixai Sm/Nd alta

Hb/Sr baixa Sm/Nd baixa EM1

Rb/Sr alta Sm/Nd alta \

JWSr alta 1

Sm/Nd baixa

crosta

continental

.5136

.5134

.5132

.5130

.5128 2 .512638 .5126 "O

.5124

.5122

.5120

CO

-35.5 -21.3 21.3 35.5 49.7 -7.1 0 7.1 E(Sr)

FIG. 4-3: DIAGRAMA E(Sr) X E(Nd) - V A R I A O Q U M I C A E I S O T P I C A D O M A N T O .

Ref. : Zindler e Hart, (1986), DePaolo e Wasserburg, (1979). BSE = "bulk silicate earth"; DMM = "depleted MORB mantle"; HIMU = manto enriquecido em U e Th; EM1 e EM2 = manto enriquecido (enriched mantle); PREMA = "prevalent mantle"

26

E M ( manto enriquecido). Corresponde a componentes mantlicas enriquecidas em Rb, Sm

e U (e Th) relativamente a Sr, Nd, Pb, quando comparadas com o manto primordial. A

componente do manto enriquecido pode ser classificada em dois tipos: EMI e EM2.

EM1- Pode ser identificada atravs das seguintes razes isotpicas: 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd

1 [ r -T 2 T , T 0

I d a d e

Fig. 4-4 - Diagrama de mistura caracterizando modificao da unha de evoluo isotpica de e N d da rocha crustal diferenciado do manto em T Q . em funo da adio de 3 0 % de magma juvenil em Tj . Em T2 ocorreu apenas o metamorfismo.

2 8

Af = [fsm/nd cm -[-(ic) - fsm/nd cm T( ip) ] relativo mudana na razo Sm/Nd ocorrida, Tfp a idade

cristalizao da rocha, e Tfc a idade do protolito relativa poca da separao manto-crosl

(TDM).

O erro devido ao fracionamento Sm/Nd ocorrido durante processos de fuso parcial nc

excede mais que lOOMa quando (Tfc-Tfp) menor que 400 - 600 Ma., de acordo com o modek

de Hanson (1978), no qual A f g ^ ^ ^ < |0,2|. No entanto, quando ocorre cristalizao, po:

exemplo, de allanita, o f poder ser muito maior que 0,2 e por conseguinte a idade modelo no

ser confivel (Pimentel e Charnley, 1991). No recomendad, portanto, a utilizao de idade

modelo em granitides enriquecidos em allanitas e granadas.

iii) Misturas de duas ou mais fontes: Quando ocorre fuso com participao de fontes

distintas (manto/crosta ou crosta A/crosta B), a interpretao das idades modelo bem

complicada. De um modo geral a idade modelo representar uma poca intermediria paraD^

derivaes ltimas dos protlitos, a partir de materiais do manto. DePaolo (1988) mostra a&w\

exemplo onde a rocha crustal sofre assimilao de 30% de material juvenil (fig. 4.4).

iv) Sedimentos e metassedimentos, incluindo paragnaisses: Outro fator que poie.

produzir idades modelo Sm-Nd que no correspondem ao processo de diferenciao mantlici

dos protlitos crustais das rochas estudadas, ocorre quando se trabalha com materiais derivadfe

da fuso parcial de sedimentos heterogneos, provenientes de diversas fontes. A idade obtita

seria um valor intermedirio entre os diversos episdios de diferenciao manto-crosta qsc

geraram os protlitos das rochas fontes dos sedimentos. A idade obtida ser em funo iP

contedo em ETR proveniente de cada fonte, e o valor ser mais prximo daquela, ap.

participao na constituio dos sedimentos e/ou metassedimentos foi mais significativo.

2

4.7 - C l c u l o s de idades modelo e m estgio duplo

Para rochas que possuem grandes quantidades de minerais acessrios tais como a

granadas ou allanitas, em que o Sm fraciona muito fortemente em relao ao Nd as idades

modelo de um estgio nico no teriam qualquer significado geolgico. Isto ocorre tambm nos

casos de rochas de natureza mfica e ultramfica, quando devido aos baixos teores de Sm e de

Nd, pode ocorrer o fracionamento entre Sm e Nd durante evento metamrfico de mdio a alto

grau .

O grau de fracionamento pode-se ser medido atravs do valor f S m /Nd da equao 9. A

tabela 4.1 fornece uma estimativa dos valores de fsm/Nd para diferentes graus de fracionamento de

minerais e das rochas crustais em relao ao CHUR.

Os problemas interpretativas que decorrem da heterogeneidade mantlica, ou da evoluo

complexa sofrida pelos sistemas rochosos crustais j foram indicados no item anterior (4.6). N o

caso de rochas granitides, incorporadas crosta continental por acreo, por magmatisrno em

arcos magmticos, normalmente os valores 1 4 7 S m / 1 4 4 N d so da ordem de 0.085 a

0.125. Quando os valores escapam do intervalo referido, muito provavelmente o clculo pelo

modelo do estgio nico estar desprovido de significao geolgica.

Neste trabalho, para situaes em que o valor de f S m /Nd mostrou-se incompatvel com o

modelo de estgio nico, buscou-se um modelo alternativo (estgio duplo, a partir de um

processo inicial gerador de protolito com fsm/Nd =0.11) , na tentativa de obter valores compatveis

com a histria geolgica regional.

A equao matemtica para o modelo em estgio duplo, conforme a figura 4 .5, pode ser

deduzida de seguinte forma :

30

Fig. 4.5; EXEMPLO DE EVOLUO SEGUNDO MODELO em ESTGIO DUPLO - Diagrama de evoluo isotpica de Nd em funo do tempo geolgico. Em 3.2 Ga o magma separou-se do manto tendo 1 4 7Sm/ , 4 4Nd = RT,= 0,11. A l,7Ga ocorreu re-fuso deste material, com novo fracionamento entre Sms Nd a (razo U 7Sm/ 1 4 4Nd= R T 2 ) Em T=0 (hoje) o valor de oeNd igual a Nc. A regresso direta de E N d = Nc com a inclinao de Rn at a linha de manto empobrecido (DM) condicionaria um valor de T D M seu significado geolgico.

Da eq. (1) > N m = N 0 + R, ( e* T d m -1) para manto empobrecido.

N ' = No + R-n (e x r d m -1) rochas crustais formadas em eventos tectono-magmticos primrio.

N m - N ' = (R m - Rn ) ( e X T d m -1).

( e X T d m - l ) = ( N m - N ' ) / ( R m - R T 1 ) .

T d m = (1 / X) In i 1 + (N m - N') / (RN, - R T I ) r --> equao (11).

onde N= 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd e R = I 4 7 Sm/ , 4 4 Nd; Tj = I o estgio e T 2 = 2 o estgio (valor imposto

correspondendo a idade do evento tectono magmtico secundrio).

N c = NT2 + RT2 ( e X T 2 -1) rochas crustais com fracionamento em T2.

N' = N T 2 + RTi(e X T 2 -1) rochas crustais sem fracionamento em T 2 .

N ' - N c = (R T 1 - R-n) ( e X T 2 - l ) . N ' = Ne + ( R T I - R T 2 ) ( e X T 2 -1) >equao (12).

substituindo-se N ' da eq. (12) em eq.(l 1) temos,

CAPTULO 5

DISCUSSO DOS RESULTADOS

J

T d m = (1 / X) In \l + {N m - [N c + (R T 1 - R T 2 ) ( e X T 2 -1)]}/ (R m - R T 1 ) \ ->eq . (13)

onde N c = ( "Nd/ Nd) > medido hoje, na rocha crustal;

N m = ( 1 4 3 Nd/ , 4 4 Nd) = 0,51315 (manto empobrecido)

R T 2 = 1 4 7 Sm/ l 4 4 Nd --> medido hoje, na rocha crustal;

Rn = , 4 7 Sm/ 1 4 4 Nd) = valor estimado.

Rn, = 0,219 > manto empobrecido.

Obs.: as constantes Nm e Rm foram baseadas em Millisenda et. al. (1994).

DePaolo e Schubert 1991 apresentam o clculo de idades modelo Sm-Nd (TDM ) em

estgio duplo atravs da seguinte expresso matemtica:

N d - Q j N d f s m / N d T 2 = (8.6 -1.91T D M )+ Q N d l - 0 . 2 5 - 0 .08T n M ] ( T D M - T 2) onde T2 o

evento de cristalizao secundrio. Nesta equao adotado uma evoluo da razo 1 4 3 Nd/ 1 4 4 Nd

do manto superior "DM" linear no tempo geolgico {SNd ( T ) = 8.6 -1.91T}. O termo -0.25 -

0.08TDM representa a razo fsm /Nd emprica da amostra, relativa a separao manto-crosta

(evento primrio). Resolvendo a equao em T temos a seguinte expresso.

aT 2 + bT + c=0 (T em Ga)

onde a = -2.0072; b = -8.1725 + 2.0072T 2; c = 8.6+6.2725 - e N d + 25 .09f S m /Nd

5.1 - Antecedentes a respeito da Evoluo da Plataforma Sul

Americana

Embora existam vrios estudos parciais anteriores, a primeira sntese a respeito da

evoluo geotectnica, incluindo avaliao do crescimento da crosta continental da Plataforma

Sul Americana no tempo geolgico, devida a Cordani et al. (1988). Esses autores basearam-se

no acervo de cerca de dez mil dataes individuais Rb-Sr em rocha total, a maioria delas obtida

no CPGeo-USP, e caracterizando cerca de 500 diagramas isocrnicos, bem como a.<

relativamente poucas anlises U-Pb, Pb-Pb e Sm-Nd disponveis na poca, e obtidas em diverso;

laboratrios estrangeiros, em projetos de colaborao cientfica com o CPGeo.

Segundo o citado trabalho, os principais perodos de acreo crustal, na Platafonrc

Brasileira foram:

Arqueano (3 .1 a 2.5 Ga. - vrios episdios)- 45% da crosta continental

Eoproterozico (2.1 a 1.9 Ga.- Ciclo Transamaznico) - 35%

Proterozico Mdio (1.8 a 1.6 Ga. - Arco RioNegro-Juruena) - 15%

(1,3 a 1,0 Ga. - Ciclos Rondoniano e Sunss) - 5%

Neoproterozico (0.8 a 0.6 Ga. - Ciclo Brasiliano) - mnima.

Os ciclos orognicos Rondoniano e Sunss, que contriburam para a formao Jb

Supercontinente de Rodnia, e o Ciclo Brasiliano, que resultou na consolidao da parte ocidental

do Supercontinente Gondwana, foram caracterizados como sendo essencialmente de natural

ensilica, contribuindo dessa forma muito pouco para o crescimento de crosta continental.

Pela quantificao acima resumida, a taxa de acreo foi de 45% durante o Arqueano;

chegando a 80% no final da orognese Transamaznica, e atingindo virtualmente 100% anteso

Neoproterozico. Portanto, em termos quantitativos, segundo Cordani et al.(1988), o

Proterozico foi mais importante em termos de acreo de crosta continental do que o Arqueano

no caso da Plataforma Sul Americana. A fig. 5.1 mostra a curva de crescimento da Platafoiw

Sul Americana mostrando o super evento de acreo durante o Paleoproterozico'(curvai)

Crescimento com padro similar ocorre na poro SW do Est. Unidos (curva 2; DePaolo 1991)

Na concepo do presente trabalho, o ponto de partida foi justamente a sntese referitl

de Cordani et al.(1988), aproveitando-se, para efeito comparativo, praticamente os mesmos

domnios crustais estabelecidos por aqueles autores. Apenas alguns dos limites de domnios foiaw\

r

70 60^ 5 0l

Venezuela

Gulanas

Colmbia

1 - Cr. Amaznico 2 - Frag. Cr. Rio Apa 3 Cr. SO Luis 4 - Dom. Mdio Coreau 5-Fx. Dobr. Paraguai-Aragauia/

Tocantins 6-Cr. So Franc i sco 7 - Pr. Borborema 8 - Dom. Jequitinhonha 9 - Cpx. Gois Centrai 10 - Dom. Uruau 11 - Dom Braslia 12 - Dom. Arax - Alto. R. Grande

13 - Frag. Cr. Lu i s Alves -Frag. Cr. R. de La Plata

14 - Frag. Crustal Curitiba 15 - Dom. Paranagu 16 - Dom. D. Feliciano

Rio de Janeiro So Paulo

ritlba

Montevidu

Porto Alegre

OBS: Contorno geogrfico do mapa do Brasil baseado em mapatectono - geolgico do Brasil, CPRM (1995)

FIG. 5.1- 2 - COMPARTIMENTAO G E O C T E C T N I C A B A S E A D O E M C O R D A N I E T . A L . ( 1 9 8 8 , M O D I F K I

F1G.5.L* CURVA DE CRESCIMENTO DA CROSTA CONT1NETAL NO TEMPO GEOLGICO

1 - Cordani et. al. 1988; 2 - DePaolo et. al., 1991.

modificados, por causa de informaes adicionais recentes, seja de geologia regional como de

geocronologia.

Como no caso do trabalho de Cordani et al. (op ci t) , foram utilizados os limites das

unidades geotectnicas maiores, os cratons sin-brasilianos em relao s suas faixas mveis

adjacentes. Desta forma, foram destacados para anlises em separado os cratons Amaznico e do

So Francisco, bem como os fragmentos cratnicos menores (So Luiz, Luiz Alves, Rio de La

Plata, e Rio Apa). Alm disso, em cada uma das faixas mveis brasilianas estudadas, foram

separados para anlises individuais determinados blocos tectnicos, separados quase sempre por

descontinuidades tectnicas importantes, e sempre que possvel caracterizados pela coerncia de

suas histrias geolgicas.

A figura 5.2 exibe a compartimentao geotectnica escolhida para os estudos

interpretativos deste trabalho. Cada uma das unidades maiores indicada foi objeto de anlise

interpretativa individualizada, num dos sub-itens deste captulo 5. Na figura, muito ntida a

importncia do Lineamento Trans-brasiliano, que corta completamente a Plataforma Sul

Americana de NE para SW, e representa quase seguramente a sutura principal que conectou as

grandes massas continentais contendo os cratons Amaznico e do So Francisco/Congo, no

Neoproterozico, como etapa maior do processo de aglutinao do Gondwana (Brito Neves e

Cordani, 1991). O craton Amaznico atuou de modo mais ou menos rgido, mantendo sua

integridade tectnica, apesar da ativao tectnica em suas faixas marginais. Entretanto, a

articulao das massas cratnicas menores do lado sudeste do lineamento Trans-brasiliano, So

Francisco, Luiz Alves, Rio de La Plata e Paran(?), produziu um complexo "collage" de faixas

marginais, microcontinentes, blocos e fragmentos tectnicos, etc. completamente afetados pela

tectnica Brasiliana.

H duas diferenas importantes no conhecimento das duas grandes reas a NW e a SE do

Lineamento Trans-brasiliano. Primeiramente em termos de conhecimento geral da geologia e da

geotectnica, visto que a regio a SE inclui todas as regies mais conhecidas do Brasil (Minas

Gerais e Bahia, Nordeste, Sudeste, Sul e Centro-Oeste ). Em segundo lugar, em termos de

geocronologia e geoqumica isotpica (e especialmente no tocante a dataes Sm-Nd), visto que

na regio Amaznica os trabalhos atingem apenas o nvel de reconhecimento. Isto se reproduz

neste trabalho, de modo que as interpretaes a respeito da evoluo crustal somente podem ser

efetuadas de modo incipiente na regio centro-norte da Plataforma Sul Americana (sub-captulos

5.2 a 5.5 ) enquanto que podem elas serem mais elaboradas nas demais regies.

36

Nos sub-captulos que se seguem, o autor procurou sempre apresentar um mapa de

localizao das amostras analisadas, em contexto geotectnico simplificado. Acompanham cada

sub-captulo tabelas contendo os dados analticos completos das amostras analisadas, inclusive

aqueles mais utilizados nas interpretaes (T D M , f, EN

5.2 - C R A T O N A M A Z N I C O

5.2-1 - GENERALIDADES

Embora trate-se de um rea enorme da Plataforma Sul-Americana, cobrindo pelo

menos 4 5 3 0 x IO'1 Km', visto que seus limites ocidentais perdem-se sob as coberturas meso-

cenozicas das bacias marginais andinas, so disponveis para a interpretao da sua

evoluo crustal apenas 7 0 idades modelo Sm-Nd (T DM), principalmente em granitides de

amostras isoladas provenientes de diversas regies do Craton. As rochas analisadas foram

coletadas principalmente pelo PROJETO RADAMBRASIL e se encontram disponveis no

acervo do CPEGeo-IG-USP.

5.2-2 - CONTEXTO GEOLGICO-GEOTECTNICO DO

CRTON A M A Z N I C O

O Craton Amaznico estabilizou-se tectnicamente no final do Mesoproterozico.

Dados geocronolgicos (U-Pb, Rb-Sr, Pb-Pb e K-Ar) obtidos em amostras do embasamento

e de granitides ps-tectnicos, tm demonstrado que a sua evoluo crustal pode ser

descrita a partir de alguns ncleos arqueanos, que foram amalgamados atravs cintures

mveis do ciclo orognico Transamaznico, e que, por sua vez, s grandes massas

continentais assim formadas foram adicionados arcos magmticos sucessivos, com idades

variveis desde 1.9 Ga. at 1 .55 Ga. Finalmente a imensa rea continental resultante

aglutinou-se, em sua borda sudoeste, com outra massa continental menor, durante dois

eventos orognicos, de natureza predominantemente ensilica, denominados de Rondoniano -

San Igncio e Sunss (Cordani et. al., 1 9 7 9 ; Teixeira et. al. 1 9 8 9 , Tassinari 1996) .

Neste sentido, o Crton dividido nas seguintes provncias tectncas e

geocronolgicas: Provncia Amaznia Central (> 2 ,5 Ga), Provncia Maroni-Itacainas ( 2 , 2 -

1,95 Ga), Provncia Ventuari - Tapajs ( 1 , 9 5 - 1 ,80 Ga), Provncia Rio Negro-Juruena ( 1 , 8 0

- 1,55 Ga) Provncia Rondoniana - San Igncio ( 1 , 5 - 1,3 Ga) e Provncia Sunss ( 1 , 2 5 - 1,0

Ga) (Fig. 5 . 2 - 1 ) .

A Provncia Amazonia Central (PAC) constitui uma importante entidade tectnica

do Craton Amaznico, que inclui fragmentos continentais com idades radiometrica

arqueanas. Esses fragmentos foram preservados pela orogenia transamaznica, mantendo-se

tectnicamente estveis desde o arqueano. servindo entretanto de palco para importantes

atividades gneas cratognicas durante todo o Proterozico.

A Provncia Maroni - Itacainas (PM1) teve sua evoluo metamrfca entfcr&-

aproximadamente 2.2 - 1.95 Ga. Este domnio possui uma grande extenso, ocorrendo

Suriname, Guiana Francesa e partes do Brasil (Par e Amap) e da Venezuela. Em grander

traos esta provncia geocronolgica compreende uma parte formada por terrenos gnissicc-

granulticos com protlitos arqueanos, e outra parte com terrenos granito-greenston,

incluindo inmeros granitides do tipo TTG diferenciados do manto durante a orognee>.

Transamaznica.

A Provncia Ventuari - Tapajs (PVT) e a Provncia Rio Negro (PRNT^

ocorrem na poro ocidental do Craton Amaznico constituindo uma zona de inten&

granitizao e migmatizao, desenvolvida atravs de uma sucesso de arcos magmticos

juvenis entre 1,95 e 1,55 Ga. A primeira teve a sua evoluo crustal entre 1,95 e l,8fcva

enquanto que a segunda que desenvolveu-se entre 1,80 e 1,55 Ga (Tassinari et. al. 1996) 0

histograma da tig.5.2-2 mostra claramente que a orognese Ventuari - Tapajs mais antiga

que a Rio Negro-Juruena.

A Provncia Rondoniana - San Igncio (PRSI) situa-se na parte sudoeste do Craton

Amaznico, e inclui rochas polimetamrficas em grande parte granitides, formas

principalmente dentro do intervalo de tempo 1, 5 a 1,30 Ga, mas tambm contem ncleos

preservados de rochas mais antigas. A presena destes ncleos antigos , aliada a parmetf05>

de geoqumica isotpica de Sr e Nd, confere ao domnio Rondoniano - San Igncio

carter ensilico, com o evento datado em 1,50 - 1,30 Ga retrabalhando rochas mais antig?

formadas principalmente no Paleoproterozico.

A Provncia Sunss (PS) ocorre no extremo sudoeste do Crton Amaznico e incli/i

as rochas geradas durante a orogenia Sunss, definida por Litherland e Bloomfield (198l).

Atividade grantica relacionada orogenia Sunss compreende vrios tipos de pltons,. .

grande maioria deles tipicamente cratognicos, de natureza subvulcnica, e com idades ey-^-

1100 e990Ma.

3 ^

OGoano Atlntico

P R O V N C I A S G E O C R O N O L G I C A S UNIDADES G E O L G I C A S

FIG

A m a z o n i a Cent ra l > 2 . 3 G a

Maron i - I taca iunas 2 . 2 - 1 . 9 G a

Ventuar i -Tapajs 1 ,9 -1 ,8Ga

Rio Negro - Juruena 1.8-1.55 Ga

Rondon iana - San I gnc io 1.5-1.3 G a

Sunss 1.25-1 .OGa

Cober turas Fanerozicas

Gran i t ides

Cober tu ras Sedmentares Pr-cambr ianas Cober tu ras Vu lcn icas cdas- ln termedir ias

Vu lcan ismo bs ico

Greens tone Belts

Comp lexos Granul t icos

Faixa d e Dobramentos Neopro te roz ico

5 . 2 . 1 - P R O V N C I A S T E C T N I C A S D O C R A T O N A M A Z N I C O

(TASSINARI 1996)

4 0

freq Regio Ocidental do Craton Amaznico

Venluari-ITaDais 90 T

80 70 -60 50 -4 0 30 20 10

0 - 1U

R.Negxo-:.Tuniena

i 1 . 2 -1 .3

1 . 3 -1 .4

1 . 4 -1 .5

1 . 5 -1 .6

1 . 6 -1 .7

1 . 7 -1 .8

1 . 8 -1 .9 T = G a

Fig. 5.2-2: Histograma mostrando a freqncia nas idades Rb-Sr de todos os tipos de litologias na regio

Ocidental do Craton Amaznico nas faixas Ventuari-Tapajs e Rio Negro - Negro Juruena. Na regio da

PVT ocorrem rochas granitides sistematicamente mais velhas em relao regio PRNJ. com pico de

idade entre 1.9Ga a 1.8Ga (retngulos com listras horizontais). Entre 1,6 a 1.4Ga. na PVT. ocorreram

intruses anorognicas tais como granitos Rapakivi (Venezuela). Por outro lado as idades Rb-Sr da PRNJ

variaram entre 1.8 a l,4Ga (retngulos com listras verticais). Aqui tambm as idades mais novas

correspondem intruses anorognicas. (Dados compilados a partir de Tassinari.1981) e Barrios. 1983).

A seguir sero discutidos os dados Sm-Nd obtidos nestas provncias. Na fig. 5.2-3

encontram-se representadas as localizaes aproximadas das amostras datadas pelo mtodo

Na regio da Serra dos Carajs as idades T D M obtidas para os granitides do

embasamento, distribuem-se entre 3,04 a 2,8 Ga (amostras A,C