As rochas metaultramáficas escolhidas para este trabalho formam um acervo impar na contribuição ao entendimento da geologia do Quadrilátero Ferrífero (QF), Cinturão Mineiro (CM) e Complexo Mantiqueira (CMA), pois por não terem sido completamente metamorfizadas e preservarem ainda algum mineral e/ou textura da rocha ígnea original, são de grande importância para estudos petrogenéticos.
O estudo geoquímico e petrogenético das metaultramáficas e a comparação com as totalmente metamorfizadas como serpentinitos e esteatitos, visou investigar se estas rochas de diferentes regiões tinha relação genética entre si e se pertenciam ao mesmo evento magmático. Além do estudo dos metaperidotitos foi realizada uma investigação detalhada, em termos geoquímicos e geocronológicos, dos terrenos de gnaisses atribuídos ao CMA e também ao CSB encaixantes de inúmeros corpos metaultramáficos a leste do QF. Optou-se pela datação de rochas atribuídas aos CMA e CSB por se tratarem de terrenos encaixantes de um grande número de corpos metaultramáficos a fim de contribuir para o conhecimento da sua evolução geológica.
Os metaperidotitos apresentam minerais ígneos preservados, dos quais olivina é o mais abundante. A textura equigranular de minerais como olivina, piroxênio e espinélio distribuídos em matriz metamórfica fina com talco, serpentinas, cloritas, anfibólios e minerais opacos, indicam que estas rochas são de origem plutônica.
A transformação metamórfica foi somente parcial em talco, serpentinas, anfibólios e/ou carbonatos, que contrasta com a esteatitização ou serpentinização completa da maior parte das rochas ultramáficas, isso deve ser decorrente principalmente do aporte irregular de fluido aquoso e sílica.
Na região de Amarantina foram identificados raros minerais, arita (NiSbAs) e breithauptita (NiSb) formados a partir de pentlandita durante o metamorfismo associado a hidrotermalismo.
Dados de petrografia, química mineral e geoquímica dos litotipos metaultramáficos deste estudo que ocorrem no QF, CM e CMA permitiram concluir que as metaultramáficas são semelhantes a peridotitos komatiiticos. Por meio da análise dos dados geoquímicos, as rochas metaultramáficas possuem conteúdo de MgO > 22% em peso e TiO2 < 0,9% em peso e, quando comparadas a importantes ocorrências mundiais de komatiitos, conclui-se que são quimicamente semelhantes aos komatiitos não-desfalcados em alumínio.
Embora muito semelhantes em termos mineralógicos, as rochas estudadas distinguem-se, no entanto, pela sua assinatura geoquímica, em particular ao conteúdo de ETR, que permitiu agrupá-los em dois grupos associados a região do QF e do CM.
Os litotipos encontrados no QF possuem empobrecimento em ETRL, possivelmente refletindo a fonte mantélica, enquanto as rochas do CM são enriquecidas em ETRL, sugerindo uma fonte de manto possivelmente metassomatizado. Sugere-se que as rochas foram geradas a partir de diferentes fontes de manto. As rochas de Lamim e Queluzito, na região do cinturão Mineiro, foram formadas em um ambiente de arco magmático, que possibilitou o enriquecimento do manto em ETRL. Possivelmente a placa subductante liberou fluidos que causaram um enriquecimento metassomático na fonte do manto, dando origem a um magma ultramáfico enriquecido em ETRL. Por outro lado, os metakomatiitos e metaperidotitos do Quadrilátero Ferrífero possuem um padrão ETR “spoon shaped”, empobrecido em ETRL e enriquecido em ETRP, característico de um manto empobrecido. A depleção pode ser causada pela fusão parcial sucessiva e extração de componentes basálticos do manto, resultando em uma exaustão química.
Portanto, os resultados deste trabalho sugerem que houve dois eventos de magmatismo ultramáfico nas regiões estudadas. O mais antigo, no QF (regiões de Amarantina, Rio Manso e Mariana), que teve como fonte manto empobrecido, está associado ao greenstone belt Rio das Velhas cuja idade é postulada na literatura como Arqueana (Moreira et al. 2016). O segundo tipo, no CM (regiões de Lamim, Queluzito e Lagoa Dourada) possivelmente originou-se a partir de manto metassomatizado durante acreção do arco magmático paleoproterozoico que deu origem ao CM, está correlacionado ao greenstone belt Rio das Mortes, cuja idade estaria relacionada à geração deste cinturão no Paleoproterozoico (Ávila et al. 2010).
Os terrenos gnáissicos atribuídos ao Complexo Mantiqueira e Complexo Santa Bárbara a leste do QF foram caracterizados com detalhe em termos de petrografia, geoquímica e geocronologia por serem encaixantes de inúmeros corpos metaultramáficos. Predominam biotita gnaisses, leucognaisses, augen gnaisses e anfibolitos. De acordo com os resultados geoquímicos, os gnaisses são rochas ácidas, com conteúdo de SiO2 de até 76% em peso, possuem Al2O3 entre 12 - 16% em peso e baixa quantidade de óxidos ferromagnesianos (FeOt + MgO < 5% em peso). Segundo o diagrama de O’Connor (1965), as amostras se distribuem entre os campos tonalito, trondjemito, granito, granodiorito e quartzo monzonito. Em relação a quantidade de K2O, as amostras são divididas em quatro grupos, série baixo-K (tonalito BA-3), série médio-K (trondjemitos AV-1, DV-3, FUM-1 e FUM-2), série alto-K (granodiorito BL-4, quartzo monzonito BL-5 e os granitos (PF-1A, PN-3, MA-1, AV-2A, ML-8, BL-1, MA-2) e série shoshonítica (AV-3, BL-3 e PF-2). Quando comparadas com os dados de Farina et al. (2015), observa-se que as rochas que ocorrem no QF são mais ricas em SiO2 e
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formados pela fusão de rochas meta-ígneas máficas, biotita gnaisse, provenientes da fusão de TTGs e metassedimentos, e granitos híbridos de alto-K, formados por mistura de magmas.
Os anfibolitos descritos no CMA e CSB são rochas básicas a intermediárias com teores de sílica entre (48 - 58% de SiO2). Classificam-se como tholeiíto de alto ferro (PN-5, DV-2 e BL-2) e andesito tholeiítico (PF-1B e AV-2B).
Os diagramas de ambiente tectônico indicam origem em ambiente de arco magmático para a maioria das amostras.
Por meio do método LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass
Spectrometer) foram obtidos dados geocronológicos U-Pb em zircão de 16 amostras de gnaisse e três
de anfibolito distribuídas dominantemente ao longo da área cartografada como Complexo Mantiqueira pela CPRM (Brandalise 1991; Baltazar & Raposo 1993). A formação das rochas datadas deu-se em um período bastante amplo. Há evidências de cristalização magmática que vão desde o Arqueano ao Paleoproterozoico, de 3141 ± 21 a 2440 ± 11 Ma para os gnaisses. Para as rochas máficas (os anfibolitos), as idades compreendidas entre 3146 ± 79 e 2498 ± 24 Ma são semelhantes às dos gnaisses.
O evento Santa Bárbara, identificado na região do CSB por Lana et al. (2013), compreende o intervalo de 3220 - 3200 Ma, compatível com as idades mais antigas deste estudo (3141 ± 79 Ma e 3141 ± 21 Ma. Zircões detríticos provenientes da região do QF com idades de 3600 – 3000 Ma foram descritos por Machado et al. (1996) e Hartmann et al. (2006).
Não foram encontradas rochas com idade de cristalização magmática correspondente ao evento Rio da Velhas I (2920 – 2850 Ma; Lana et al. 2013, Farina et al. 2015; 2016). Entretanto, algumas amostras foram datadas com idades de cristalização compreendidas entre 2812 a 2778 Ma, correlacionáveis ao evento Rio da Velhas II (2800 – 2760 Ma; Lana et al. 2013, Farina et al. 2015; 2016).
O evento magmático mais recente ocorrido no QF foi descrito por Romano et al. (2013) e denominado por Farina et al. (2015) de evento Mamona (2760 - 2680 Ma). De acordo com Romano et
al. (2013), rochas com idades inferiores ao evento Mamona representam volumetricamente menos de
1% da crosta continental do QF. Das amostras aqui estudadas, cinco possuem idades ígneas que são correlacionáveis ao evento Mamona intervalo de idades entre 2738 Ma e 2678 Ma) e nove amostras apresentam idades de cristalização magmática mais novas do que 2680 Ma, mostrando que houve intenso magmatismo de idade inferior ao evento Mamona.
As amostras localizadas na porção norte da região deste trabalho possuem as idades magmáticas mais jovens, de 2501 a 2440 Ma. Nunes (2016) descreve a idade máxima de sedimentação de 2520 ± 13 Ma para zircões detríticos em metarenitos que afloram na Serra do Caraça, localizada a
norte da área estudada. Provavelmente estas rochas mais jovens seriam a fonte para os sedimentos da Serra do Caraça, que apresentam correlação lito e cronoestratigrafica com a Formação Moeda (Nunes 2016).
A idade do metamorfismo entre 2100 - 1978 Ma está bem representada em inúmeras amostras e é equivalente ao Ciclo Transamazônico. Segundo Aguilar et al. (2017), a parte sul do Cráton São Francisco bem como os arcos magmáticos circundantes foram afetados por um evento metamórfico de longa duração em torno de 2100 a 1940 Ma. Este intervalo de idades inclui um episódio de metamorfismo sin-colisional entre 2100 e 2070 Ma, que representa a fusão dos núcleos arqueanos de ambos os crátons São Francisco e Congo com arcos magmáticos e microcontinentes.
Não há, na região estudada, evidências do metamorfismo do Ciclo Brasiliano conforme identificado por alguns autores em outras porções do CMA (Silva et al. 2002, Noce et al. 2007a, Heilbron et al. 2010).
Para um biotita gnaisse (BA-3), que se encontra em contato com rochas metaultramáficas em uma pedreira de esteatito a leste de Mariana, a idade de 2795 ± 26 Ma pode indicar um sobrecrescimento metamórfico nos zircões proveniente de magmatismo associado ao evento Rio das Velhas II.
O Complexo Santa Bárbara caracteriza-se por idades de magmatismo entre 3211 ± 8 e 3212 ± 9 Ma (Lana et al. 2013). A única amostra datada neste trabalho, que se localiza nos terrenos cartografados pela CPRM (Baltazar & Raposo 1993) como deste Complexo, foi datada em 2621 ± 5 Ma (este trabalho). Esta idade mais jovem é equiparável à de cristalização magmática de diversas rochas deste trabalho localizadas em terrenos atribuídos ao CMA pela CPRM. Portanto, na região estudada não é possível distinguir, em termos geocronológicos, o CSB do CMA. Como ambos terrenos são encaixantes de inúmeros corpos de rochas metaultramáficas, é possível que se trate, em termos geológicos, de um único complexo. Um argumento adicional desta hipótese é que o limite oriental do CSB na região estudada foi colocado por Baltazar et al. (1993) na faixa de quartzitos que eram considerados como pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas. No entanto, a população mais jovem de zircões, datada de 2035 ± 21 Ma, mostra que a idade máxima de sedimentação destes quartzitos é paleoproterozoica, correlacionável ao Grupo Itacolomi (Jordt-Evangelista et al. 2015). Portanto, o citado contato entre os dois complexos não pode ser balizado pela ocorrência de quartzitos supostamente arqueanos que, na realidade, pertencem a uma unidade alóctone de idade proterozoica.
Em resumo, conclui-se que os dados geocronológicos obtidos neste trabalho apontam para a inexistência do CMA conforme descrito na literatura e uma maior distribuição do CSB na região estudada, o que constitui uma relevante contribuição para o conhecimento do embasamento oriental do QF.
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