UNIVERSIDADE DE SÃO PAULOINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PETROGÊNESE DE GRANITOS SINTECTÔNICOS EMAMBIENTE PóS-COLISIONAL DO ESCUDO

CATARINENSE: ESTUDO INTEGRADO DE GEOLOGIAESTRUTURAL, GEOQUÍUrCn ELEMENTAL E rSOTóprCA

SR-ND-PB E GEOCRONOLOGIA [J-PB EM ZIRCÃO

Luana Moreira Florisbal

Orientador: Prof. Dr. Valdecir de Assis Janasi

Co-orientadora: Profa. Dra. Maria de Fátima Bitencourt

TESE DE DOUTORAMENTO

Programa de Pós-Graduação em Mineralogia e petrologia

SÃO PAULO2011

UNIVERSIDADE DE SÃO PAULOINSTITUTo DE GEoCI ÊIrIc¡Rs

"PETRocÊ¡¡ese DE GRANtros srNTEcrôr.¡rcos EM AMBTENTE pós-col-tstoNAL DoESCUDO CATARINENSE: ESTUDO INTEGRADO DE GEOLOGIA ESTRUTURAL,ceoouíu¡cn ELEMENTAL E lsoróprca sR-ND-pB E GEocRoNoLoctA u-pB EMzrRcÃo".

LUANA MOREIRA FLORISBAL

Orientador: Prof. Dr. Valdecir de Assis Janasi

TESE DE DOUTORAMENTO

COMISSAO JULGADORA

Nome

Presidente: Prof. Dr. Valdecir de Assis Janasi

Examinadores: Prof' .Dr". Maria do Carmo Gastal

Prof. Dr. Pedro Oyhantçabal

Prof. Dr. MiguelAngelo Stipp Basei

Prof. Dr. Silvio Roberto Farias Vlach

SAO PAULO2011

Versão original

Assinatura

UNIVERSIDADE DE SAO PAULOINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

DEDALUS-Acervo-lGC

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3090003071 0

PETROGÊNESE DE GRANITOS SINTECTONTCOS EM AMBIENTB PÓS-COLISIONAL DO BSCUDO CATARINENSE: ESTUDO INTEGRADO DE GEOLOGIA

ESTRUTURAL, GEOQUÍMICA BLBMENTAL E ISOTÓPICA SR-ND-PB EGEOCRONOLOGIA U-PB EM ZIRCÃ,O

Luana Moreira Florisbal

Orientador: Prof. Dr. Valdecir de Assis JanasiCo-orientadora: Prof". Dro. Maria de Fátima Bitencourt

TBSE DE DOUTORAMENTOPrograma de Pós-Graduação em Mineralogia e Petrologia

SÃo PAULo20tI

Ficha catalográfica preparada pelofnst.ituto de Geociências

Serviço de Biblioteca e DocumentaÇãoda Universidade de São Paulo

do

Florisbal, Luana MoreiraPetrogênese de granitos sintectônicos em

ambiente pós-colisional do Escudo Catarinense:estudo integrado de geologia estrutural, geoquimicaelemental e isotópica Sr-Nd-Pb e geocronologi-a U-Pbem zírcão / Luana Moreira Florisbat. - São Paulo,201_r.

153 p.: il. + anexos + mapas

Tese (Doutorado) : IGclUSPOrient.: Janasi, Valdecir de AssisCo-orient: Bitencourt, Maria de Fátima

1. Magmatismo sintectônico 2. Neoproterozóico3. Granitos aÌto-K 4. Escudo Catarinense 5. Pós-colisional I. TítuÌo

Pqra Lauro, ûtair'qrrc uu ídolo, nois qtte un ¡trofes:;or, um adorável ønigo e

felizmenle unt grande ¡tcn c:airo, c1.tia plûcÌdez, ,sìmplicidade e o ontor. pela cìëltciune desperlqrqn?, encanlarun e ne noÍiycun q,\eguit ntÌno oo qtte acredilo

DOîS'Ll Ol)LtDL!.t2.4

'' D t.t¿.) t ) li I u tt 5sb'Ð,\1Ð I

)lstt¿O,) ()¡)tt/ 't) Opt)^! ¿t;^1\'¿ llS,tat t.).!t O ¿ b-tO¿:r^lDl ¿tstrA ?ts.t\¿ i)ttl) ap ,l

Este t¡abalho fbi construído a muitas e muitas mãos e também contou com a colaboração

de diversos saberes qne, seja de ciênoia, seja de vida, são infindos. Assim, tento nestes

próximos parágrafos manifestar meu sincero agladecimento a todos qìie contribr-ríram para a

concletização de mais um sonho melr.

Em primeiro lugar, sempre e como não poderia deixar de ser, agradeço ao meu quericlo e

amado pai por tel'me dado a vida e por ter feito dela algo de grandioso e especial. Seu Derli, a

ti o meu máximo obrigada por tuclo. Também Êrca aqui o agradecimento eterno aos meus

irmãos Luciano, Denise e Fernando, por toda a força e por compteenderem a minh¿ distância

e as minhas rabr"rgices nos tantos retornos.

Agradeço aos meus queridos orientadores, admiráveis professores e amigos Valdecir de

Assis Janasi e Maria de Fátima Bitencoutt. Vocês são muito especiais! Ao Valdecir agradeço

a col'agem em orientar uma pessoa desconhecida em utra área também clesconhecida, por ser

uma pessoa multi- (saberes, funções e atribuições), compreensiva, dedicada, sábia, impolgada

e sobretuclo, focado e interessado. Teu encanto pela geologia me encanta e incentiva! À

Fátima sem palavlas... minha amiga e professora cle longa data, parceira de tantas e tantas

discnssões, artigos e minha gtande parceira clos mens maiores feitos cientílÌcos. Obrigada por

tr.ra fòrça, pl'esença, foco (sempre o fboo!), paciência, impolgação, par.ceria e também pelo

amor e dedicação que colocas em tudo o que fazes e que me servem não só cle exemplo, mas

também de f'orça propulsora. Contigo já aprendi e clividi muito mais do qr-re geologia e

pretendo segnit e levar adiante esta fabulosa parceria por muito mais tempo.

Ao Lauro, grande Lautinho, minha motivação tanto na ciência quanto na eclucação. I)evo

agradecer-te pela confiança depositada em mim, por teres me ensinado a ser uma pessoa e

uma pesquisadora mais tranquila e humilde e por rn() mostlares o quanto a ciência deve ter

seus meios bem assegurados para que se busqne um honesto e concreto fim. obrigacla

também pelos questionamentos d la "advogado do cliabo" qì.Ìe sempre me fìzeram olhar por

outro viés algo que er.r já tomara como ce1to. Foste, és e serás sempre uma inspiração para

r¡im. Em mais esta etapa foste um grande oolaborador e espcro que sejamos sempre grandes

parceiros.

Agradeço à universidade de são Paulo e ao IGc-usP pela acolhida, bem como a todos os

funcionários que aqui trabalham, pol sua presteza e atenção. Merição especial é feita aos

Agradecimentos

fi-rncionários Sônia e Aninha (Seclctalia), Marcos Manslteto (l-ab. Mict'ossonda Eletrônica),

sandra Andrade e Paulo Mori (Lab. de Química), Vzrsco, valter e Ione (cPGeo), e Samucl.

Figuras ilustres e imprescinclíveis no "time educativo da casa", como os professores Gergely

Szabó, Sílvio Vlach, Renato Moraes, Daniel H. Schorscher, Mário da Costa Campos Neto,

Antônio Fragoso-Cesar, Rogério Az,zone, Adriana Alves e L,ucelene Martins, merecom um

especial e carinhoso agradecimento pela ajuda nos mais diversos temas abordaclos nesta tese,

recomendação cle bibliografia ou mesmo discussão c1e daclos, r'esultados, tectônica e também

pela agaldável companhia diária. A ajucla de vocês foi sem dÍrvida indispensável,

À p¡pESp pela concessão cla bolsa de doutorado e por todo o supoúe 1'tnanceito

Aos meus amaclos colegas, amigos e fiéis companheiros e escudeiros de campo: Tiago

Gregory, Giusepe Betino de Toni e samuel Sbarain. Guris vocês são clemais!!ll obrigada por

toda a força nas etapas cle campo e vida longa ao magmatismo sintectônico!

Aos colegas, amigos e estimados companheiros de ciência dos grltpos de pesquisa

"Magmatismo Sintectônioo" e "Petrologia e Geoquímica" cla l.iniversidade Fecleral do Rio

Grancle clo Sul: Ingke, Mari, Moni, G|egoly, Jepeto, Samuel, Damita, Amós, Dani, Duda e

Sargento. Tenho orgulho de lazer palte cle um grupo tão heterogêneo no que tange a qr-lase

tudo, mas tão uníssono com relação ao amor que têm pela geologia

Agracleço à acolhida calorosa quanclo aqui recém chegada da Alice, Bruna e c[is. Sem

vocês não sei o que eu teria leito nesta Babilônia. E tambóm a sempre calotosa e fèliz

acolhicla nos meus constantes retornos a Porto Alegre clas qnericlas irmãs Casagrande, dos

tantos habitantes clo Ap. da Santa Cecília e sobretuclo ao Duda, e também ao Vieira e Gtegory.

Aos meus super companheiros de casa Brasil agradeço pelas festas, jantas, discussões,

enfìrn, aos meus quatro grandes companheiros cle vida que mltitO me ensinaram nestes anÔs de

convivôncia: Alice, Rafa, Léo, e Rafà obrigada pela companhia, pelos ombros amigos e pelo

imenso aprendizado que creio que pr.oporcionamos uns aos outros. Ao Rafa, em especial

agracleço pot ter me mostrado, mesmo que de uma maneira inusitacla, o quanto Sou Lln'ìa

pessoa sincera, coerente, lbrte, centrada e capaz.

A todos os meus colegas e amigos de pós-graduação: Gabriel (Rã), Brenda, Cauê, Liza,

Renato (i.esma), Bruna (Asna), Vivian (Cachorra), Frederico (Jaú), Raiàel (Vivi), Maurício

(Pavão), Felipe (Colômbia), Alba, Vinícius (Mikuim), Taís (Tchitcho)' Giovana, Rafàel

(Cofrinho), Alice (Kenga), Cláudio (Kabong), Leonardo (Halry), Maurício (Borba), Bruno

(Melado), Roberta (Pisa), Diana, Felix, Caê, entre tantos outros. Obrigada pelas couversas,

cafés, discussões, trabalhos cle campo, cervejinhas e festas pat'a descontração.

Aos tantos amigos que a vida me deu e cujas visitas, efêmeras ou não, ou apenas as

lembranças, as ligações, os encontros, as viagens ou mesmo apenas as lembranças me f-tzeram

e me fazem mais forte a cada dia... os laços qrJe nos unem são muitos mais do que os de rocha

e as emoções são muitas: Carol, Gra, Juca, Joaninha, Barney, Passarinho, Gregory, Jepeto,

Ingke, Sargento, Ducla, Casta, Lóo, Tunicão, Romualdo, Malieta, Renan (Cachopa), Kama,

Xalala, Cacholra, Diegão, Karine, Juazeiro, Segundo, Pirita, Alex, Pará, Ari, Borba, Dali,

Cristão, Punk, Aninha, Basei, Minero, Xurume, Coisinha, Elias, Carlir-rha, Iágaro, Léo,

Marlice, Rafa, Gorka, Laura, Josi, Dudu, Flavinha, Clalissa, todos meus amigos etelnos do

CAEG-UFRGS e a todos os outros que eu possa ter esquecido pela emoção do momento...

vosso amor é grande parte daquilo que me nutre! Amo vocês!! ! !

Um parágrafo é aqui especialmente dedicado a cinco pessoas que o destino colocou no

meu caminho e que desde este dia tudo hcou mais colorido, mais bonito e mais amável:

Carol, Gra, Joana, Juca e Alicc, vocôs são mais do que irmãs, vocês são uma parte

indissociável da minha alma e cle tuclo aquilo que en acrcdìto. É por cstas c por outrîs que

"...eu sei tnclo o qne amor é capaz cle me dar, er.r sei já sofri, mas não deixo de amar, se chorei

ou se soni, o impol'tante é que emoções eu vivi..." Amo vocês demais minhas irmãs metralhas

e espero provocar e viver muitas outras emoções com vocês!

Aos amigos qne aqui hz e que fizeram esta jornada de quatro anos muito mais agradável,

com seus sotrisos, seus sons, suas cores, suas flores, sua companhia, apoio e alegria: Alice,

Ral'a, Bruna, Lesma, Carol, Bisteca, Kabong, Brenda, Cofrinho, Basei, Cachorra, Guzela,

'I'itica, Rodolfo, Pará, Rã, Fio, ,Atolaclinha, Pinhão, Camila (Chava), Cotoco, Pig, Bixa,

Emília, Clô, Oncinha, Scheila, Pulga, Mikuim, Tchitcho, Melado, Aedes, Sabr.r, Sextinha, .,.

são rnuitos, não consegr.rirei esorever aqui todos...

Aos alunos das turmas de Petro ignea/ 2009 e de Sistema T e tral 2011 agladeço a fantástica

tl'oca de conhecimentos e a oportunidade de ter compaÍilhado diversos bons momentos com

vocês, seja em sala de aula, seja nos trabalhos de campo. Com vocês aprendi muito e agr.adeço

a paciência com esta aspirante a eclucadola apaixonacla por o que faz.

I also woulcl like to say many thanks for the "UA Dream Team": l,arry Heaman, Jr.rdy

Schultz, Barry and Andy DuFrane. Thank yor.t for all your kindness and patience with me in

everything that I clicl over there in UA. For Larry ancl Andy I also worlld like to say thank you

1ôr all your help in improving my knowledge

Po[ fìm, agracleço a todos aqÙeles que torceram por mim e qr.te do seu jeito me apoiaram e

colabo¡aram para a finalização cle mais ssta etapa. E claro, agracleço demais ao meu povo

brasileiro, fascinante, brilhante, cheio cle gatra, ltz, e f'or'ça e ainda cliativo e capaz, pol fàzer

parte de mais esta etapa da minha f'ormação e sobretudo da minha ahna. Ei de tetribuir!

O Escudo Catarinense abrange diversos plutons graníticos cor'¡elacionáveis no espço e notempo com zonas de cisalhamento translitosféricas . A Zona de Cisalhamento Major Gercino(ZCMG) é uma megaestrutura que consiste em diversos segmentos anastomosados quecontrolam a ascenção e o posioionamento de suoessivos pulsos graníticos. A conexão entre ocisalhamento e as fontes dos magmas é ainda pouco clara e resulta em distintas intepretaçôes.A legião de Porto Belo couesponde à zona cle mais alta deformação na ZCMG, onde a faseprecoce do magmatismo pós colisional é representada por granitos subalcalinos alto-K(Granitóides de Quatro Ilhas, GQI) que são intrudidos por um muscovita-biotitâ gtanitoperaluminoso Granito Mariscal, GM); estas duas associações foram datadas por LA-MC-ICPMS em ó30-615 Ma e 610 Ma, respectivamente. A região de Camboliir, situada em umazona de baixa deformação, localizada imediatamente a norte da ZCMG, também écatacterizacla por biotita-horblencla granito subalcalino e metaluminoso (-620 Ma Glanito l{ioPequeno, GRP) que é intrudido por muscovita-biotita granito peraluminoso (Granito Serua dosMacacos, GSM, datado em -610 Ma). Apesar das idades de cristalização similares, ospadrões de herança dos zircões são notavelmente diferentes nas duas regiões. Nos granitos daregião de Porto Belo as idades de herança são predominantemente neoproterozóicas (900,700-650 Ma), com raras idades paleoproterozóic as (2.0-2.2 Ga) apenas identificadas no GMperaluminoso. Pol outro lado, nos granitos da região de Camboríu, idades de herançaneoproterozóica (730-650 Ma) foram também identificados em ambos GRP e SMG, além deidacles mesoproterozóicas (1.6 Ga), restritas ao GRP e paleoproterozóicas (2.1-1.8 Ga) e

al'quenas (3.4-2.9 Ga) no GSM. As assinaturas isotópicas Sm-Nd também distinguem osgranitos afìorantes a nofte da ZCMG, com eNdlr¡ fortemente negativo (GIìP: -12 to -i6; GSM:-22 to -24), dos glanitos dentro da ZCMG (eNd1: -6 to -10 nos GQI e GM). Estas dif'erençassão refletidas nas idacles moclelo Sm-Nd T(DM), mais altas para o GSM (2.5-2.6 Ga) e GRP(1.7-2.1 Ga) qrnndo comparadas aos GQI (-1.5 Ga) e GM (2.2 Ga). A razão 875r/86511,¡

érelativamente baixa nos GRP e GSM (0.708-0.711); particularmente para o GSM, com maiselevacla idade modelo Sm-Nd T(DM), estes valoles implicam em L'ontes com baixas razõesRb/Sr integradas no tempo. Razões ETSr'/86Sr1t¡ mais elevadas caracte¡izam os gr.anitos daregião de Porto Belo, especialmente os GQI (0.712-0.725); as rochas máficas associadasmostram valores menores (0.708-0.710). A assinatuta isotópioa Pb-Pb em feldspatos alcalinos

4q. QltP e GSM sào geralmente similares, com baixas razões 206PbP0aP6:16.0-16.1 ,20tl'b/201Pb=

I 5.J- 15.ó c 208pbi 20n pb:l6.0-i 7.5. enquanto os uel e GM sào muito maisra<liogênicos (206pb/20apb: 18.0-18.6; 207pbPjapb= 15.6-16.0; 208pb/204pb: 37.7-38.8). Ascaracter'ísticas geoquímicas e isotópicas do magmatismo precoce pós-colisional em ambosdomínios apontam para predomínio de fontes clustais, mas a ocorrência de rochas máficascontemporâneas atesta a pal'ticipação de magmas toleíticos como unL componente importanteao menos am algumas das rochas menos diferenciadas. Considelando a existência de umaimponante estrutura tectônica, bem como os contrastantes dados U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr e Pb-Pb obtidos nos cliferentes granitos ocorrentes em ambos lados desta estrutura, a intepletaçãoda mesma como uma sutura parece uma hipótese viável. Por outro lado, o claro carátertranscorrente da ZCMG, bem como a assinatura pós-colisional e as idades similares domagmatismo granítico ocorrente em ambos os lados da mesma, argumenta contra aintepretação desta como uma sutura mais jovem que 630 Ma. Desta forma, as diferençasisotópicas podem ser atribuídas à intercalação tectônica pré-trasoorrôncia relacionada acolisão prinoipal por volta de ca. 650 Ma, assim como à justaposição de diferentes segmentoscrustais como resultaclo da transcorrência clestral.

RESUMO

The Catarinense Shield comprises several g|anitic plutons linkecl in space and time with

translithosphetic shear zones. T'he Major Gercino Shear Zone (MGSZ) is a megastlucture

consisting of several anastomosing segments that controlled the ascent and emplacement ofsuccessivi granitic pnlses. The connection between shearing and sourcc of the magmas is still

,.rnclear and gives iise to clistinct interpretations. The Porto Belo region cortesponds to the

highest deformation site in the MGSZ, where the eatly-phase post-collisional magmatism is

represented by high-K subalkaline granitoicls (Quatro Ilhas Granitoids, QIG) that were

inirucled by peraluminous muscovite-biotite granite (Mariscal Granite, MG); these two

associationi were datecl by LA-MC-ICPMS at 630-615 Ma and 610 Ma, respectively. The

camboriú region, situated within a low strain zone immediately to the ¡¡¡¡þ 6f lt{Ç$7-. also

features high-K, subalkaline metaluminous biotite+hornblencle gtanite (the -620 Ma Riopequeno Gianite, RPG) intrucled by peraluminous muscovite-biotite granites (Serra dos

Macacos Granite, SMG, datecl at -610 Ma). In spite of the similar crystallization ages, the

pattern of zircon inheritance is remarkably different in the two tegions. In the Porlo Belo

iegion granites the inheritance ages are predominantly Neoproterozoic (900,700-650 Ma)

*iìn ,ur" paleopr.oterozoi c (2.0-2.2 Ga) ages, just identifìed in the peraluminous MG. on the

other hand, in ihe camboriir region granites, Neoproterozoic (730-650 Ma) inheritance ages

were also iclentified in both RPG ancl SMG, besides Mesoproterozoic ages (1.6 Ga) restrictecl

to the RPG ancl Paleoprotefozoic (2.1-1.8 Ga) ancl Archean Q.a-2.9 Ga) to the SMG' The Sm-

Nd isotopic signatwe also distinguishes the granites outcropping north of the MGSZ, with

strongly ìegati.t " eNd¡¡ (RpG: -12 to -tS; SMG: -22 to -24), from the granites within the

ITCSZ-1eNã,= ,6 to -1d in QIG and MG). Such dilferences are reflected in the Sm-Nd model

aees T(DM), higher t'or SMG (2.5-2.6 Ga) and RPG (1.7-2.1 Ga) as oompared to QIG (-1 5

G"a) anà H,lC lZiZ Ga¡. 8?5r/86511,¡ ratio is relatively low in RPG and SMG (0.708-0.711); in

paiticular.f'oL the SMô, with high_Sm-Nd T(DM), these valnes imply sontces with low time-

integratecl Rb/Sr ratios. Flighei 87sr/86sr(t) ratios characterize granites from the Porto Belo

regiãn, especially the eIG (o.l tz-o.lzs); lower values are shown by assooiatecl mal.tc rocks

r0.70S-0.710t. The Pb-Pb isotope siAnature ol'K-leldspars lrom RPG and SMC are broadly

ìir¡ì*," *i,"r-'' tå* toòpulotpo: te .olto.z. 20?Pb/20+Pb:15.3- 15.6 and 'otPblo'Pb-36 6-37 5

ratios. whereas the elG and MG are much mo.e racliogeni. 1206p67zoap6= 18.0-18.6;207pb/20apb: 15.6-16.0i 2o8pb/20apb- 3l .7-38.8). The geochemical and isotope chalacteristics

of the early post-cotlisional magmatism in both domains point to clorninantly crustal soltrces,

but the ocóuirence of coeval mafic rocks âttests to the palticipation oltholeiitic nagmas as an

important component at least in some of the less clifferentiated rocks. Considering the

existence of a major.tectonic structufe, as well as the contrasted u-Pb, Sm-Ncl, Rb-Sr ancl Pb-

Pb data obtained fi.om granites on either sicle of it, which point to distinct sources, the

interpretation that this structure is a suture seems a viable hypothesis On the other hand, the

clearìy transcurrent character of the MGSZ, as well as the post-collisional signature ar,d

similar age of granitic magmatism on both sides of it atgue against its interpretation as a

suture younger than 630 Ma. Likewise, the isotopic differences could be attributed to pre-

transctrirence tectonic interleaving related Io a ca. 650 Ma main collision, as well as to the

juxtaposition of cliff'erent crustal segments resr.rlting from dextral transcùrrence.

AIISTRACT

Resumo.....

Abstract.....

CAPÍTULO r - TNTRODUÇAO.......

SUMÁRIO

CAPÍTULO II - MATERIAIS E MÉTODOS

1 Mapeamento Geológico e Estrutural ....... ..................28

2 Análise Petrográfìoa e MicroestruturaI........................ ........................28

3 Litoquímicu ............29

4 Quimica Mineral............. .................li)

5 Geoquímica Isotópica Ilb-Sl e Sm-Nd em rocha total ........................30

6 IsotopiaPb-Pbemleldspato........... ...........................31

7 (ieocronologia tJ-Pb em zircão por LA-MC-ICP-MS...........-.. ...................................31

7.1 Separação mineral.............. ...........32

7.2 Catação manual e montagem das pastilhas em resina.......... ............32

7.3 Imageamento das seções polidas em microscópio eletrônico <le valreclura (MEV)...33

7.4Datações[J-PbemzitcãoviaI-.4-MC-ICP-MS.....,.. .......................33

CAPÍTULO III - REVISÃ.O CONCEI]'IJAL

...... I 1

......12

......23

I -['erminologia de tochas graníticas com leições de recristalização dinâmica................35

2 Gênese e evolução de associações de magmas máfìcos e ácídos contemporâneas.......39

3 Defìnição de magmatismo pós-colisional... ...............42

4 Comparação entrc as associações litológioas de ambientes colisionais e pós-colisionais43

5 Magmatismo Pós-colisional no sul do Brasil .......

...35

CAPÍTIJT,O IV - GEOI.,OGIA REGIONAi., L] CONTITX"IO GEOTEC'I'ONICO .................47

I A¡rcscntaçâo.......................

2 Domínios 'lectônicos clo Escudo de Santa Catalina

2.1 DomínioNorte................

2.2 Domínio Cent1al .............

2.3 Domínio SuI....................

3 Zona dc Cisalhamento Major Gercino ..

4 Modelos Geotectônicos propostos para o Escuclo Catarinense....

CAPÍTULO V - CONT.EXTO GEOLÓGICO E ESTRUTUIìAL D,,\ ÁREA DE ESTUDO 75

I Apresentação........................

2 Geokrgia da Região de Porto 8e1o..................

3 Geologia da Ilegião cle Camboriú .........

CAPITULO VI - ASPECTOS PETROGRAFICOS E MICROESI'RIJTURAIS DASROCI-IAS GRANÍTICAS ESTUDADAS ..........,..,.......,.., 106

LAprcscntaçào.....................

2 Rcgião de Porto tsclo........

3 Rcgiào dc Camhoriú..........

cApÍTULo vtr - DISCUSSÃO Dos RIrsULTADOS E coNSIDttIìAÇÕES FrNAIS.... 132

1 Geologia Regional e Geotectônica.. ........................ 132

2 O caláter sintectônico do magmatismo granítico e o estabeleoimento da lelação espaço-tempo nos granitos dos difèrentes domínios........... ....... 133

3 Fontes e ambientc geotectônico do magmatismo gtanítico .............. 134

3.1 Geoquímica elemental ........... 134

4 Geoquímica Isotópica Sr-Ncl r:m rocha total e Pb-Pb em fèldspatos......... ................. 131

5 Considelaçòcs l-inais............ ......... 139

....47

....49

....49

.... 5l

....58

....64

....67

CAPíTULO VIII - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS,.. ........ 142

ANEXO A. MAPA GROLOGICO DA RËGIAO DE PORTO BEI.,O-CAMI]ORII]

ANF,XO R - MAPA DI] PONTOS Iì AMOSTRAGF,M

ANEXO c - ARTtco sUBMETIDO À Rp,vlsr¡ pRECAMBRIAN IIBSEARCFT

ANEXO D - AII"IIGO SUBMETIDO A REVISTA I,ITHOS

ANEXo u - AR'nco s(JBMETtDo À Rnvlst¡ lotJIìNAL oF sotJTI-t AMF.IRIcAN

EAIì'I'FI SCIENCL,

Figura l. Localização e acessos da ár'ea de eshrdo.

lìigura 2. Seção idealizada de LLma colisão continente-continente simplcs, modificada de Hanis e¡ ¿l (1986). (a)

pré-colisional, (b) sin-colisional, (c) pós a tardi-colisional, I. Granitóides Pré-colisionais ou de arco vulcânico; II.

Glanitóidos sin-colisionais; lll. Glanitóides pós-colisonais e IV. Glanitóidos Intla-placa.

t,igura 3. P|incipais unidades geotectônicas do sul do Brasil. (a) Compartimentação geotectônica da P|ovincia

MantiqueiÏa segundo Chemale et al. (1995) e (b) Compartimcntação lectônica do Escudo Catar¡nense, segundo

tlitencoLrrt (1996). Os nírmeros indicam as oco|r'ências abordadas natese: I Suíto Paülo t,opes,2 -' Cranitóides

de Quatlo llhas c Clanito Maliscal e 3 Granito Rio Pequeno e Crallito Selra dos Macacos.

Figrua 4. Modelo tectônico simplificado enfàtizando as principais unidades geológicas que foram justapostas

dutante as colisões associadas a formação do Gondwana. Remanescertes de crosta oceânica são apenâs

conheciclos na legião de Piên: (a) siruação pré-colisão e (b) após as colisões. Exhaído de Basei et al (2008).

Figura 5. Modelo esquemático dâ evolução pré-cambliana da legião de Canrboliú, Santa Catarir'ìa, baseado em

dados de mapeamento geológico e idades U-Pb SHRIMP em zircão. O esquema não está em escala e incertezas

nas relações geológicas lequerem maioles investigações. (a) Orogênese Encantadas no Ciclo Transamazônico,

gerada predominantemente por reh abalhamento de crosta Neo-Arqueana com alguma acresção juvenil. A zona

de subducção h¡potélica é baseada na pÌesença de tonalitos e antrbolitos e em suites granílicas de afinidade

calcialcalina alto-K. O Complexo VLrlcânico hipolético é baseado na presença de xenólilos de rochas

supracrustais nas rochas graníticas, incluindo anfibolitos. A presença de closta Alqueana no embasamento é

ptoposta com base nas idades modelo Nd 't DM das lochas graníticas. (b) lntmsão do Glanito ltapema durante a

Orogônese CamboIiÍr no Ciclo Tlansamazônico. (c) Geração do i'fl e preenchimento predominantemente clástico

e tambóm calcár'eo e quaftzito. (d) Longo periodo de quiescência tectônica. (e) Possivel thrusting das Lrnidades

Paleoproter ozó icas em 0,ó30 Ma. (f Volumoso magmalismo granítico durante o pico térmico do Ciclo

LISTA DE FIGURÄS

Brasilìano, a Or.ogênese Dom F'eliciano. Zonas de cisalhanento subverticais são significativas no fìnal da

ologênese. Convenções: (l) Suíte granltica Valsungana-Cuabi|uba; (2) Xistos do Conrplexo Ilrusque ou

pl.otólitos sedimentares; (3) Complexo Vulcânico Hipotético, preservado cotno xenólitos; (4) GLanito Itapema;

(5) Cornplexo camboriú: (a) r.ochas graniticas, (b) anfibolitos, e (c) r'ochas metassedimentales; (6) closta

Arqueana; (7) Ctosta oceânica hipotética; e (8) manto Modificado de Flartmann et al (2003)

F'igula 6, Mapa geológico da tegião de Polto Ilelo (nrodilìcâdo dc Uitencoud 1996)'

FigLrr.a 7, Distribuição espacial clas principais est[Lturas planarcs e lineares nos dilcrentes domínios e liLologias

da ZCMG. (a) e (b) Dominio Sul - Complexo cranítico llstaleilo e Granilo Zimbros; (c) e (d) Domínio norte -Complexo Granftico Estaleilo e Granito Zimblos; (e) l)omírio leste - Complcxo Camboriú, Granitóides de

euatto llhas e GraniLo MaLiscal; (f) l)omínio lesle estruLLrras pré-transcotrência; (g) estruluras ttrrdias pós-

transcoüôncia da ZCMG, plesentes om todos os dominios (exLraído de Bitencourt, 1996)

Figura 8. Feições mesoscópicas dos GQI. (a) fácies rica em máficos ou fácies biotítica, com matliz tica em

máficos e megactistais de leldspatos espaLsos e (b) täcies leLrcogt an ítica.

Figura 9. Fcições mesoscópicas dos GQI: (a) vista ampla da foliação milonltica (S,,,) relacionada ao evento

transcon.ente v¡sta em planta, (b) detalhe da foliação milonítica dos GQI, mostrando deformação dos

negacr.istaris cle lèlclspatos c schlieren t;râftco, (c) transposição da fbliaçãro magniática (S) clos GQI pela foliação

S,,,, (d) contato concorclante suborizontal entle a fäcies leucogl"nítica e o ombasamenlo gnáissico, (e) xenólito

com banclamento lnil¡métrico, clc gcometria tabulaÍ o contatos interdigitados nas bordas colll os GQI e (t)

megaXenólito dos gnaisses cncaixantcs nos GQI com veio pegmatít¡co em ângulo com bandamento do xenólito.

Figura 10. Aspectos geológicos e estrulurais dos colpos tabulares granfticos de coloração cinza e textura

ecluigr.anular' fina dos CQI: (a) diqLre sinplutônico cotn xenólito clos GQI (PMP- 0 lC) em ângulo com a S',, dos

GQI, (b) dique sinplutônico conr projeção fina quc injetâ o GQI, de orientação em ângulo com a s,,, do mesmo

(pMP-0lLl), (c) clique cle contato Ieto, mas com Ielação de mírttìa intrtrsão localizada (canto infètiot da foto) etn

alto ângulo com a S,,, dos GQI (PMP-028) e (d) Çorpo tabular com borcla estratificada, sem interação apatente e

palalelo à S,,, dos GQI (PMP-01 D),

FiguLa ll. Feições dc incorporação cle palte clos corpos graníticos tabulates pelos GQI: (a) Vista ampla clas

lentes de material graní!ico cinza fino similal ao dos corpos tabulates, com contaminação mecânica por Afs dos

GQI c (b) detalhe dâs porções de material granítico cinza fino paralelos à S,,, dos GQI que patece se desmembrar

no inteliot dos GQl,

FiguLa 12. Diques sinp¡utônicos nos CQI do PMP-05: (a) diques sinplutônico de male¡ial de composição máfic¿l

contornado por acumulações de megacristais de Afs dos GQl, líquidos graníticos injetados em zonas do l L¡ptLìra

que ftagmentam e deslocam os cliques, clique vertical de granito cinza fino no Çanto direito da tbto, discordante

cle toclo o conjunto, (b) detalhe dos contatos lobados a crenrLla<los entro os diqtLes e as acrtmttlações de Als do

GQI, megacristal de Af necanicamente irfilt|ado nÒ canto direito da loto e (c) ultra-detalhe do contato

crenrrlado dos diques com as âglometações de megacristais de A,fs e :;chilierer nráfico do CQI pr'óximo ao

contato com o dique (canto dileito infeLior da foto).

ligura 13. Aspectos geológicos e estlL¡tulais do magnatismo m¿lfìco associado aos GQI: (a) sheet mâfico

paralelo à S,,, dos GQI corn côntaminâção por Afs e líquidôs granilicos mccanicamente infilûados no centro,

porção supeliol da loto (PMP- 02A.); (b) vista ampla dos sheets e schilieren rnáficos do GQI; (c) detalhe dos

sheets e ¡chiliercn máficos coltados e deslocados por veio de matelial granítico cinza fino paralelo à S,,, do GQI;

(d) dobra lecümbente conleudo sre¿ß máficos de composição cumulática com dique de granito cinTa fino

truncaûdo a palte inferior da dobla, (e) vista ampla em petfil da lente deformadâ de natelial diorítico paralela à

S,,, dos GQI e (Ð detalhe da lente dioritica com líquidos do GQI injetados na mesma, o que podeindicar uma

relação de contemporaneidado cntre os dois magmas.

F'igura 14. Duas gerações de veios de pegmatitos paralelos e disco|dantes à foliação milonítica dos GQI.

Figula 15. Estlâtigraña dos eventos rnagmátìcos ocollontcs no sistema Quatl.o llhas: (a) ordenamento dos

eventos magmáticos obsefvados em campo lelacionando as dilerentes fases de pegmatito (l e 5) com material

máfico (3) e as diferentcs fases de entrada dos colpos tabulares de granito equigranular fino de coloração cinza

(2 e 4), vista âmpla em planta, (b) detalhe da vista em colte lateral das diferentes relações estruturais e

cstratigráficas obscruaclas no afloramento o sintetizadas om a, (c) dctalhe das Ielaçõcs ocorrentes entre o diqLre de

granilo cinza fino (4) e o pegmatito (5) lÌnaìs e (d) dctalhe destacando o posicionamento do mâteÌial máfico (3)

na estratigraña dos eventos magmáticos.

Figura 16. Feições mesoscópicas do GM c lelações com o GQI: (a) toxlura hetorogranulâÌ média a fina, (b)

Contatos nítidos e letilíneos do GM com os GQI com direção sLrbpalalela à da lbliação principal das encaixantes

e me|gLrlho subvertical; (c) contato intrusivo irregula| do GM nos GQI lìlostrando o baixo contÍaste de

viscosidade entrc os dois; (d) apófises de matelial mais dil'elenciado do GM nos GQI; (e) apófisc do GM nos

GQI sendo alot¿ìdo por urrra zona de cisalhamento sin-magmáLica quândo ainda errr estado plástico e (l) xenólito

de contatos nítidos dos GQI dentro do GM, ambos cortados por veìos de líquidos bem dife|enciados tardios.

Figrra 17. Feições eslulrìrais do GM: (a) vertìcalização p|ogressiva dos contatos e estÍututas planares,

verificada nas ploxirlidades das zonas de transconência, (b) zona de mais alta deformação onde se formaram

milonitos de glanulação média a fìna, onde o CM é reconhecido principalmente pela presença de porfiroclastos

de fèldspatos e muscovita, além de tìtas de qrìartzo recristâlizado, (c) geração de ulhamilonitos de granulação

muito fina em zonas estreitas de alta det'ormação e (d) lente de malerial metatonalitico, r'ico em biotita e com

texlura granoblástica.

l igura I8. Mapa geológico da região de Camboliú (nodilÌcado de UFRGS, 2000).

Fìgura 19. Feições mesoscópicas do GRP: (a) textura porfirítica delìnida poI megacristais ovóìdes do

feldspatos em mat|iz heterog|arLrlar, qualtzo e biotita eln aglegados; (tr) textura porfl itìca corn megacristâis de

feldspatos subédricos a euédricos esp¿rrsos, inrersos em matriz rica em mátìcos; (c) GRP leucogranítico; (d)

aglomelações de I'eldspatos gerâdos por segregaçâo pol fìuxo; (e) clorr biotíticos gerados por seglegação por

fluxo e (t) acr.rrrulações de feldspatos de geometria oval.

tìigura 20. Feições estrulurais clo GRP: (a) Foliação magrnática (S¡1) do GRP clefinicla pela orientação de lolmâ

dos fèldspabs e trilhas de máficos; (b) vista ampla, enl planta, de zonas de cisalhamonto sin-magmáticas no

GRP; (c) zona de cisalhamento ilregula| e (d) vista em planta de zona de alta deformâção milonítica no GRP,

Figura 21, Relações e contatos do GRP com as rochas encaixanles: (a) negaxenólito do Granito Itapema no

interior do GRP leucogranitico; (b) xenólito cle orlognaisse do Complexo Camboriú parcialmente assimilados

pelo GRI'; (c) gnaisse rico em biotita, com bandamento milimétrico, geometlia tabular e contatos retos dentlo do

GRP; (d) contato concordante do GRP (à esquetda da tbto) com mármore do Complexo Metamórtìco Brusque (à

dile¡ta da f'oto) - Pedreira da Votorantim; (e) xenólito de xisto rico enÌ biotita, com contatos retos a lobados no

GRP e (f) xenólito de gnaisse quartzo-feldspático concordante conl a 36 subveltical do GRP.

FìgtL|a 22. Magmatismo máfico associado ao GRP: (a) enclave máfico com bordas desmembradas no GlìP; (b)

schilieren máfico paralelo à S0 do Gl{l'; (c) inl|usão máfica contâminada, n]ostrando conta[os típicos de

interação liquido-liquido; (d) dique sinplutônico dc macelial máfico contaüinado pelo GRP; (e) vista ampla cle

zona com enxame de enclaves máficos de rnorfologia e contatos variados no iìllP e (f) enclave máfico

microgtanulal de contatos nitidos paLalelo à Sç do GRP,

Figura 23, Feições mesoscópicâs do GSM: (a) textura heterogranular hipidiomórfica típica do GSMj (b) c/.ts

biotÍticos de tananhos variados e tblmas arredondadas a ovaìs, tipicos do GSM; (c) clot friotítico com borda

roativa; (d) cristais de Afs de tamanho anômalo com texlura de manteamento por biotita; (e) xenólito do GRP

patcialmente assimilaclo e (1) xenocristais de A1ì com manto de biotita.

Figur¿ì 24. Rclações e coiìtato do GSM corn as lochas encaixantes: (a) xenólito (le contâtos nítidos do GRP no

GSM; (b) xenólito de dimensão rnétrica, com bordas crenuladas e feições de assimilação palcial do GRP no

GSM; (c) xenólito do GRP pârciâlmente assimilado no GSM; (d) resto de assimilação dos xenólitos do GRP; (e)

megaxenólito de gnaisse quartzo-l-eldspático do Complexo Cambor¡[r, dc contatos retos e ì¡em definidos no GSM

Praia das Latanjeiras e (Ð xenólito do Glanito ltapema, de contatos nítidos, mas irregulares no GSM - PeIfìl

Interplaias.

Í'igtLla 25. Relações de contato entro GRP e GSM: (a) bolsão de contatos iuegulares do GSM dentlo do GRP; (b)

xenólito palcialmente assimilado do GRP no GSM; (c) contato irregular desenvolvido entre dique do GSM e

GRP; (d) dique do GSM de contato illegulal injetando apólise no cRP; (e) apófise do GSM no GRP de contatos

rotilineos e (l) apótìse do CSM no CRP de çontatos predominantemenle retos, mas localmente illegulales a

lobados.

FiguLa 2ó. Aspectos petlográlÌcos e nicr oestr utur ais dos C|anitóides de Quatro llhas. Fotos a, c e d lado rnaio|

da fbto com l0,40rnm e lotos b, e e f com 3,25mm. Fotos de a-e toma(las a polatizadores cruzatlos e foto f

tomada a polarizadores paralelos: (a) megacristal de Af con dupla macla, agregados de grãos recristalizados de

Pl fo|mando um segundo tamanho de grãos na rocha, megacristais de Pl de contatos iüegulares e Qz com

extinção ondulante; (b) aglomeLação de megacristais de I'eldspatos com boldas de BtlClo+MS2, Qz com

subgrãos e ag|egados cle Qz recristalizados; (c) negâcristâl de Aî pertítico com bolda matcacla pôr dupla rnâcla,

geração de segundo tamanho de grão na matriz por recristalização de feldspatos ¡i Qz e comedores de defolnração

lbrmado por Qz finamente recrìstalizado com buklging tardio tornando os contatos dos cristais crenulados e

inlerpenetrados; (d) r'ec|istalização cìe grãos maiores gerando Af pertílico e bolsões miÌmequíticos na matl iz e Qz

com ext¡nção ondülante e fo[]'ìação de subgrão; (e) folmação de subgrãos grandes,e recristal¡zîção do Qz,

MSlem equilíbrio con demais üistais da rocha; (Ð ctistais de Bt castanha em agloürerados com cloritìzação das

boxlas e gelação de M52 fina e euédrica peliférica j u ntamente com opacos.

Figura 27. Aspectos petrográfìcos e micloestrut!r'ais dos diques graniticos (Cct) sinplutônicos aos CQI. Todas as

fotos com lado maior de 3,25mm, exceto foto c de l,30mm e tomadas a polârizadores cruzados: (a) textura

equiglanLrlar com porções mais de granulação majs grossa, definidas pela aglomeração de clistais maiores de

feldspatos arredondados, S¡ palalela à orientação da foto e S,,, discÌeta em alto ângulo (pontilhados na foto),

recristalização dos feldspatos (PMP-028); (b) textura heterogranular, microperlitas irregulaÌes, formação de

subgrãos nos clistais de feldspatos, bem como reclistalização marginâI, fiatura sin-magmática em cristal maior

de fèldspato com enhada de matelial da rratliz lecristalizada e agrcgados de Qz recr'ìstalizado (PMP-0t4.); (c)

contatos irregulares dos megacristais de fèldspato com reclistalização marginal (PMP-0lA); (d) detalhe da fbto

antetior mostlando leclistalização narginal clo clistal de fèldspato e miglação do limitc clo gr'ão, geração de

biotita fina e mica branca na pelif'elia do cristal e agregados granobláslicos de quartzo com formação de

subgLãos (PMP-olA); (e) pcttitas e dupla macla nos f'eldspatos alcalinos, clistais alongados de I'eldspato

alongados na So, megacristal de tst ondlrlado e deformado nâ So, agregados poligonais de Qz circundando o

clistal de feldspato e folmando corredores de deformação (PMP-01B).

Figula 28. Aspectos geológicos, petrográficos e mictoestmturâis clo dique composto do PMP-0 l.

Figura 29. Aspectos petrográIìcos e m icroestnrtulais as rochas máficas contempor'âneas aos CQI (PB-048 e

PMP-024). Em ambas as fotos laclo maior da foto de 3,25mm. Foto a tomada a pola|izado|es paralelos e foto b

tomada a polarizadoles cruzados: (a) textura equigranular em diorito, máfìcos em agregados com Tit2 associada,

inclusão de Apt em Pl; (b) textura equigranular em quartzo diorito, agregados de minerais fëlsicos e máficos, Pl

zonado e corredores de defbrmação com Qz finamenle recÍistalizado gerando um segundo tamanho de grào na

Iocha na porção mais fëlsica, geração de Epd como prodr.rto de alteração de Pl.

Figrua 30. Aspeclos pehográficos e microestmtulais do Granito Maliscal. Irotos b e d, lado maior da loto de

10,40mm, fotos a, c e e de 3,25mm e fbto fde l,30mm, Todas as fotos tomadas a polarizadores cÌuzados, exceto

a folo e tomada a pola|izadoles paralelosr (a) texluÌa heterogranular do GM com clistais maiores de fèldspatos

arredondados, Al cotn pertitâs do tipo lìo, fbrmação de milrneqrLitos de bolda de grãos e agregados de Qz com

Ìecristalização gtanoblástica poligorlal, Ms I e Btl clorit¡zada; (b) micropettitas tegulares, f'ormação cle subgrãos

nos cristais de fleldspatos, bem como ncofolmação de grãos por rotação de subgtãos nos Afs, IìatLrra sin-

magmática em clistaL mâior de Af cotrl elìLlada de material da matriz lecristalizada e foÌmação de sombra de

pressão de Qzl.Bt2 nos cristais rnaiores; (c) GM em zona de alta deformação mostranclo porfiroc¡asto de

fcldspato totado com sombm de pressão indicardo sentido horário de movimento o maliz fortemente

comintticla; (d) cristal de Msl cleformado, destaque para o tamanho deste cristal que se equipara ao dos

f'eldspatos, recristalização granoblástica poligonal do Qz e lecristaliTação local de fèldspatos; (e) Bt castanha

cloli¡izada, com pequenos cristais de minelal opaco rosultantes da altelação, MsI da mesma otdem de tamanho

da tstl e Ms2 e Bt2 se tbrmando às expensas da Btl;(t) megacr'ìstais de feldspatos, Msl delbrmada mostlando o

sh'o¡n s(f ien¡ng nas m icas pt irnárias e getaç¿ïo de Ms2 a pa[ìr da Ms I nas áreas com maior grau de dctbrmação.

Figura 31. Aspectos petrográficos e m icl oeslÌulurais do Granito Rio Pequeno. [,ado maior das fotos a, b, c e cl de

l0,40mrn, em c e e 3,25mm, Fotos de a-d tomadas a polarizadoles cluzados e loto e-f tomadas a polalizadores

paralelosi (a) lextura heterogranular da matriz da locha; (b) megacristal de Pl zonado com fiatura sin-magmática

preenchida por materiâl recristalizado da matriz (inclicado na fofo com a seta); (c) megac[istal de Af com

incltsões valiadas mostrando seu caráter tardio e formação de Ëpd como produfo de alteração do Pl; (d)

megact istal de Af com pertitas dos lipos tros e t|anças; (e) máficos en] ag|egados, geração de Bt2 e MS a pallir

da Btl e cloritização dos minerais máfìcos; (f)detalhe dos miner'âis máficos associados a de Titl bem fbrmada.

tliguta 32. Aspectos petrogÌálicos e microcslr'ululais do Crânito Rio Pequeuo, Laclo maior das fotos a e f de

-5,20mm, em b e e 3,25mm, c com 1,63 mm e d com 2,03mm. lìotos de a e f tomaclas a polarizadores cruzados e

demais fotos a polarizadotes patalelos: (a) trilhas de máficos marcando a S¡ da locha e ocorrência de l.lb

associada à Btl, Iit2 e Al; (b) Hb beur fbrmada e preselvada na matriz da rocha; (c) cristâl grande de Aleuédt ica com borda de Epd; (d) cristais euédricos de Al e Epd; (e) crìstal euédrico de Al com coloa de Ti2 (?),

rolictos de anfibólio associados à Elt2; (f) cristal de Al bem formado e zonado na matriz cla rocha.

lliguta 33. ,Aspoctos pet|ográfìcos e microcstl'tLturais dos diques sinplutônicos no Gltrnito Iìio Pcqueno. I.,ado

lnâioldasl'otosa,b,ceedel0,40mmefolosdefde3,25mm.Fotosdea-dtomadasapolalizadoresctuzadose

f'oto e-f tomadas a polarizadotes palalelos: (a) textura equìgranular lina a média em clique qualtzo diorítico,

sttbgtãos gtandes no Qz, pertitas do tjpo fio nos Afs, P[ alterado e S0 incipiente marcada pelo aljnhamento de

f'olma de clistais de Bl e tèldspatos (PMP-078); (b) miclointercalações de porções mais licas ern máficos corn

potções ntais ricas em lélsicos e So marcada pela orientâção de foÌma dos cristais de biotitâ (trMP-078); (c)

microxenólito ci|cundado pol finos cl istais de Bt de djsposiç¡Ío discordânte da Sç (PMP-078); (d) Qz com

subgrão etn padlão tabuleilo de xadrez, recristalizado lolmando corrdoLes nas margens dos cristais de lèldspato

(PMP-078); (e) rnáficos en aglegados de distribuição espalsa e lelação das difelentes fases de gelação da Bt

com 'I it e MS em dique granítico (PMP-094); (f p|incipais minerais acessór ios e geração de MS tardia a pa|tir'

da Btl (PMP-094),

F-iguLa 34. Aspectos petrográfìcos e microestfutu|ais do Granito Serra dos Macacos. Lado maior das fotos a, c, d

ef de l0,40mm edas fbtos b e e de 3,25rnm. Iodas as lotos tomadas a polarizado|es cruzados, exceto a f'oto l'

tomadâ a polalizadoles palalelos: (a) lextura equiglanulat da rocha, destaque para os ctistais de tèldspato

zonados e com sobreclescimentos e Qz com subgrãos glandes (PMP-l2A); (b) zonação normal dos cristais de Pl,

f'orrnação de Epd2, Qz com subgão em padrão tabuleilo de xadrez e aìlanita gtande euédrica (l'MP- t2A); (c)

microxenocristal de feldspato em alto ângulo conr a foliação, citcLrndado por cristais de Bt e com clistais da

nratriz sendo detbrmados e se amoldando ao seu redor no canto inferior da lolo (PMP-l4A); (d) megacristal de

Pl zonado, com zonação interna bem delÌnida, zonação externa hetelogênea e desconlinua e ctescimenlo

secundár'io na parte inferìor do grão, feições que sugerem uma cristalização em clivelsas etapas com polencial

assinilação do grão e novas etapas de crescimento (PMP-l2A); (e) zonação normal dos cristais de Pl denunciada

pela altelação diferencial do centro clos cristais, Qz com subgrãos gtandes, getação de Epd a part¡r da alteraçào

do Pl, zilcões euécllicos (PCA-324); (f) principais minelais acessórios e ocotr'ôncia eÍt clusters dos málicos

(PCA-344).

Figula 35. Diagrama discr'ìminante de ambienta tectôn¡co de Peatce e1 al. (1996) ilustrando a afinidade das

lochas glaníticas esh¡dadas com granitos geraclos em ambientes a pós colisionais. Diamantes - GRP e triângulos

GSM. O canpo tlaçado corlesponde as rochas granílicas do Uatólito Flotianópolis (GQI e GM também

estudados ra pÌesente tese e rochas da SLrite Paulo Lopes de Flotisbal et a1.,2009), que apresentam correlação

espacial e tenpolal com as rochas estl¡dadas da região dc Calnboriú.

Figulâ 36, Diagrama d¡sclininante de ambiente tectônico de FIauis (1986) ilustrando a afinìdade das tochas

glaníticas estudadas com glanitos gerados em ambientes taldi- a pós colisionais e intra-placa. Simbologia c

campos tlaçados como referido na figura 35.

tìigura 37. Diaglama de classifìcação de granilos do tipo-A de Whalen el ü1. (198'1). Diamântes - GRP o

triângulos - GSM. Sirnbologia e campos tlaçados como |efelido na lÌgura 35. I - Granitos do Tipo-I, S -

Glanitos do I ipo-S e A - Glanitos do Tipo-A.

Figula 38, Diaglama sosr/*tsr¡ ,s eNd, pala as rochas da legião de Porto Belo e Camboliú. Dados Iecalculados

com base nas iclades de cristalização de Flot isbal el al. (20llla).

FiguLa 39. Diaglamas evolulivos para o sistema Sm-Nd sepalaclos por DomÍnios: (a) Domínio Sul e (b) Domínio

Norte. DM corlesponde à linha de evolução do Manto Ernpobrecitlo cle DePaolo (lq8ll. Áreas sotn brerdas j unto

ao eixo x colrespondem à valiação das idades modelo,

Figura 40. Diagramas de inter'-r'elação isotópica para o sistema Pb-Pb de todas as amostras estudadas

evidenciando a existência de clois distintos domínios isotópicos, 1a) 20('Pb/20aPb vs

totPb/'ooPb e 1b¡ 20óPb/20aPb

v.s

,orPb/rorPb.

,{b - 'Ieor dc Albita

Af - Álcali Feldspato

AFC - Assimilação e Cristalização Fracionada

Al - Alanita

An - Teor de Anortita

Anf - Anfibólio

Ap - Apatita

ATA - Ascensão pot FlLrxo 'I urbulento

BF - Batólito Ë lolianópolis

T,ÍSTA DIl ARRF,VIÄCOF.S

brngd - VaÌiedade Ms-Bt CÍanodioÌítica dos Granitóides de Quatlo llhâs

bmz - Va|iedade Bt Monzogranítica dos Granitóides de Quatfo IIhas

BSE - Back Scatteling lmages

Bt - Biotita

CAM - Complexo Águas Mornas

CAM - CompLexo Granulítìco Santa Catarina

CC - Clomplexo Camboriír

CICSb - Cinturão de Cisalhanento Sul-brasilciro

Cll)F - Cintur'ão Dom Feliciano

CGDF - Cinnu ão Gr'ânítico Dom Fcl¡ciano

CGE - Clomplexo Glanítico Estaleiro

Clo - Clorita

CMtì - Complexo Mefâmórfico IJ[rsquo

C'I - Cìnturão'lüucas

DM - Depleted Mantle

EC - Esclrdo Catarinense

Epd - [ipidoto

ÉTR - elemento tc a tara

gcf - Granito cinza fìno

CI - Granito Itâpema

GM - Grânito Maliscal

GQI - Grar¡tóides de Quatro Ilhâs

GRP - Glanito Rio Pequcno

GSM - Granito Sorra dos Macacos

llb - Flornblenda

IC - Índice de Cor

ICP-MS - Ion Coupled Plasma Mass Spectromctry

LA-MC-lCP-MS - LaseI Aìrlatìorr Multi-collector Ion Cou¡tled Plasnta Mass Speclrontett.y

lcg - Vâriedade l.eucoglauítica dos Gr.anitóides de euatlo llhas

LfL - Efc¡ne¡ltos dc Crandc Raio lólrico

MlìV - Mìcloscópio Elctrônjco dc Varredur.a

Miln - Mirmequito

MS - Muscovita

NAP - Núcleos Arqueano/Palcopr.orerozóico

NWII - Northwesler¡r Belt

Ol - Oltoclásio

Pl - Plagioclásio

PM - Província Mantiqueìt a

Qz - Quartzo

SIIMGl, - l-.ineamento Sielra lìalìena- Major Ger.cino

SEll - SoutlÌeastern Belt

SHRIMP - Sensitivc High Resolution Ion Micr.opobe

SIV - Suíte Inhusiva Valsungaua

SIZ - Suí1c lntlLrsiva Zi¡rblos

SVC - Seqtiôncias Vulcanosedímentar.es dc Cober.tur.a

'l'lMS -'l'hel.rnai lonization Mass Spectron.ìetry

'lil - Titanita

ZCI - Zona de Cisalhanento ltajaí-per irnbó

ZCIP - Zona de Cisalhanento Itajaí-perin]bó

ZCMG - Zo¡a de Cisalhamento Major. Cercino

Zt - zitcão

CAPITULO I

1. Aplesentação

A abordagem integrâda dâ geologia das rochas granlticas tern se tornado uma tendência crescente nas

últimas décadas, tanto pela necessidade de se obter uma visão holística dos fenômenos geológicos quanto pelos

resultados positivos que traz paft o entendimento da evolução da ffosta. Sendo seu constituinte principal, as

rochas gÌaniticas fornecem impottantes informações sobre as propriedades reológicas e evolução composicional

da crosta, e visto como um sistema palticular, cada corpo granftico representa üma histót¡a evolutiva

multifacetada, que comporta aspectos cstÏuturais, composicionais (químico-mineralógicos) e cronológicos

inlerdependentes (Bitencoult, 1996).

O posicionamento dos graniróides é governado pela intelação entre o campo tensional global e a leação

mecânica das Lochas encaixantes. A tensão global, por sua vez, resulta da intelação ent¡e o campo tensional

tegional e as tensöes intelnas ao sistema magmático e gemdas por ele, como suas forças de flutuação, tensões

tetmais e gradientes de tens¿to relacionados à difelença de viscosidade entre magmas coexistentes, As

componentes intelnas da tensão estâo, portanto, lelacionâdas à variáveis como composição químico-

minelalógica, temperiìtura e velocidade de resfriamento, as quais ìnteragem con as plopriedades físicas e

clLtímicas das rochas encaixantes para determinal a relação final entre elas. Por outlo lado, o campo tensional

externo resulta cla disl ibuição das tensões na closta, a qual é também afetada pela presença de grandes volumes

dc lochâs grâníticas, cotno é corìrum nos cilìtulÕes orogênicos. O lesfliamento dc glandes massas glanílicas nunr

espaço de tempo prolongado impõe modificações de nattlrezâ flsica ra ctosta, na medida em que a leologia da

mesma é progressivamente modiflcada, causando uma fedistribuição das tensöes em fìrnçâo das mudanças

relativamente brLtscas de compoúamento tisico dos magmas ao atrâvessal dois limiares reológicos pr'ìncipais

(Fernandez e Gasquet 1994).

Evidências da plesença simr¡ltânea de magmas félsicos e máficos na mesma câmâÌa são abundantes em

diversas situações geológicas, e o grau de interação entre esses dois materiais de propriedades distintas constitui

um fatot determinante nas plopliedades ffsicas e qufmicas de ambos. Um dos efeitos mais matcantes desta

interação diz respeito à heterogeneidade de propriedades fisicas e qulmicas que sc estabelecem em pequena

escala, oc¿rsionando uma grande va¡iação na taxa de delbrmação desses materiais, bem como na composição dos

mesmos. A aplicação direta de parâmetÍos comumente tidos como confìáveis na avaliação destas vatiações

torna-se questionável,já que a base teórica dessas determinações consiste na plesença de taxas de defolrnação

CAI'ITULO I

INTRODUÇÃO

Capí lo I hlttoùtÇão

'l ¿sc rh¿ Do¡tto¡n¡l¡¡

"nolmais", entendidas conìo tâl aquelas observadas no ânbito do metamorfismo e da deformação de estado

sólido, e a petlogênese destes "sistemas compostos" exige uma abordagem integrada cle diversâs metodologias

para uma compreensão efetiva dos pfocessos envolvidos na gênese e evolução dos magmas. Por outlo lado, o

desenvolvimento de critér'ìos pam distingu¡r processos geológicos similares é também uma questão de tempo e

ovolução das técnicas aplicadas ao estudo destes processos e, apesa| da gl.ande contÌibuição Ìepresentada pclos

resultados experimentais (Patiño-Douce, 1995, 1999, Sisson, 2000, Ulmer' 2001), o processo de matrnação

científicâ destes cÌitérios requer â comprovação cle sua validade em sitrLações naturais, quando o miiximo de

variáveis possa sel testado por meio da aplicação de parâmetros e metodologias diversas. Posto isto, para o

entendimento dâ evollLção pehogenética de magmas graníticos é indispensável o estudo dos processos de

tlanspo[te, ascensão e dìfelenc¡ação dos magmas.

O magmatismo granitico sintectôn¡co é comumente obse¡vado em regiões de construção de montanhas e

muilos autores apontam pala a conex¿io entre a ge¡ação, ascelìsão e o posicionamento destes magmas com

determinados tipos de estrutuÍas, sejam de carátcr compressìonal ou extensional, que compõem os cintur'ões

orogênicos. A relação temporal entre a tectônica c a gelação dos magmas é refletidâ em relâções de contato ou

de corte, de escalas pequenas a locais, entle duas intusões, bem como pela evo¡ução das tramas relacìonadas ao

resfriamento progressivo dos líqLridos magmáticos. A reconstrução dos eventos magmáticos relacìonados a cada

episódio de deformação pode ajudar a entender a relação entre estágios Ìeológicos resultantes do resfriamento

plogrcssivo e da cinemática local. A cornpleensão de conìo cân'ìaras n'ìagmálicas são construídas no espaço e no

tempo, se por eventos magmáticos episódicos ou contínuos, bem como sua telação com a tectônica tem sido uma

abordagem lieqLrente na literatura atual, oncle divetsos autores (l-lyndman, l98l; Vigneresse et al., 1996;

llouchez et a,1., 1997l. Wiobe et al., 1997; KoyaglLchi e Kaneko, 1999; Bergantz, 2000; McNulty et al., 2000;

Petlìord et al, 2000; Pettbrd, 2003; Coleman et al., 2004; Weinberg et a1.,20041' Glaznet e Bartley, 2006;

Bachmann et ã1.,200'l; Walker ct al., 2007; Michaut e Jaupart, 20 I l; Bulgisser e Bergântz, 201 l; Menand, 20 I t;

Millel et al., 201 l) destacam a importância deste tipo de estudo integlado como fùndamental.

A volumosa massa glanltica que compõe a porção sLLdeste do Escudo Catarinense vem sendo investigada

por diversos pesqLrisadores no intllito de estabeleceI sLra idacle, estratiglafìa inlerna, signilìcado geotectôn¡co e

collclação com associações similales no Rio Clande do Sul e Uruguai, quc tornados em coÌÙLlnto compõenl o

C¡ntruão de Cisalhamento Sul-blasileiro (Bitencourt, 1996). Apesa| do grande nLlmeto de determinações

geocronológicas obtidas, sobrerudo nos últimos vinte e cinco anos (e.g. Basei, 1985; Basei e Teixeira 1987;

Babìnskì ¿¡ al., 1997; Basei et ul., 2000, 2005,2008; Chemale et q1.,2003; Hartmann et ø1,2003; Silva et al.

2002, 2003,2005; Oyhantçabal et o1.2007, Passarellj ¿l a1.,2010), em gtande palte desta região, e

principalmente na sua metade sul, os mapas geológicos dìsponíveis ainda tôm escala tegional e a aboldagens

como a do magmatismo máfico como sincr'ônico às intlusões graníticas, bem como â investigação do catáter

sintectônico de diversas inttusões, é ainda bastante escassa.

Um modelo integrador' é importante para a compreensão da evolttção do magmatismo pós-colisional

precoce de idade neoprotelozóica no sul do Brasil, sobÌetudo no que tange à contribuição do mânto na génese

dos dil'erentes tipos de rochas gelados neste ambiente, o que representa uma impoftante acresção veúical durante

este petíodo e mostta o papel cla tectônica transcorrente na evolução destas associações petrotectônicas,

O reconhecimento do rnagmatismo pós-colisional (serr.ti Liègois, t998) tem ctesciclo no sul do Brasil na

CaÐítulo I lntrcducão

f¿ft ¿e Doutot.tdo

i¡ltima década através (la ampliação dos tlabalhos de mapeamento de semi-cletalhe e (letalhe, análise de dados

estrutlrais e aquisição de dados de geoquimica de elenentos tr'âço e isotópica, alérn de dados isotópicos

(Bitencourt e Nardi 1993, 2000; UFRGS, 2000; Garavaglia et al. 2002; Wiklner et a|.2002; Sonner et al. 2005;

Florisbal 2007; Florisbâl e¿ al, 2009; Phillip el al. 2004, Caûlpos, 2007; F'ontana, 2008). Contudo, a

compreensão integrada dos processos que ocorreram durante o per'íodo pós-colisional é ainda bastante

deficitária.

O magmatismo se relaciona com a tectônica transcorlente legional de divelsas maneiras dulante a

evol.rção do pellodo pós-coLisional, sendo na maìor palte das vezes seu agente controlador. As zonas de

cisalhamento são interpletadas como condutos pala o transporte dos magmas, bem como agentes na

desconpressão do manto, reativanclo fontes do magmatismo calcialcalino exislentes no periodo pré-colisão, bem

como desencadeando trsão crtlstal. A paftjcipação de fontes manté]icas modificadas peìa subducção prévia na

geração do magmatismo pós-colisional do sul do Brasil é apresentada por alguns autores (Bitencourt e Nardi

1993,2000; Galavaglia et a|,,2000; Flolisbal 2004; Fontana,2008; Fontana et al.20L0; Fontana,20ll) em

oposição às fontes relacionadas exclusivamente a pÌocessos de fusão de closta continental.

2. Localização e ac€ssos

A área de estudo abordada no dcsenvolvimento da tese da bolsista âbrange três ocorrências que estão

dispostas na porção leste do estado de Santa Catarina. A região mais a nofte compreende as localidades de

Camboriír e Porlo Belo, ambâs a norte de Florianópolis, e a regi¿ío mais a sLrl compreende a localidade de

Galopaba-Paulo Lopes. O principal acesso à ár'ea ó le¡to pela BR-101 e a mesma tàz a conexão das três áreas

aborclaclas no ptojeto (Fig. l).

.. ... ¿l

t;s^Nt .l

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Legenda

a Cid¡dê , -' R.t1Ni^

Figura l, Localização e acessos da área de estudo.

3. Objetivos e estruturàção do texto

A opção de uma aboldagem integrada tlaz embulida â premissa de que, p¿ra levá-la a tsrmo, é necessário

desclever e analisar compalativamente as calacteríslicas das diferentes intrusões ocorrentes na átea estudada.

Em contraposição ao trabalho de investigação de proccssos específicos, que visa aprofundaÌ e testa¡ critér'ios já

estabelecidos, este trabalho busca semelhanças e diferenças entle os processos que oconem no limiar de dois

campos distintos, mas transicionais, representados pela cristalização magmática e pela tr'ânsformação sxrósol¡d¿ls,

quando acompanhadas de deformação. Além disso, ainda visa elucidar os processos evolutìvos dos magmas

glaníticos, bem como as fontes envolvidas nestes processos, dentlo e fora do lbco de defotmação pt incipal, em

difeÌentes segmentos do Cinturão de Cisalhamento Sul-brasileiro (CCSb).

As rochas igneas que estudadas são correlacionáveis estrututal e composicionalmente ao magmatismo

pós-colisional precoce de idade neoproterozóica (Bilencourt, 1996; UFRGS, 1999, 2000:, Flotisbal, 2007,

Florisbal er al., 2009, Peternell ?/ al., 2010). Dado que as associações tepresontaln suítes de granitóides

potfitíticos sintranscorrentes com rochas máficas e granitos hetel ogrânulat es a equigranulares sinclônicos, uma

proposta de caracterização das difeÌentes associações, seguida de compamção entre as mesmâs, objetiva

invrlstigar as fonles e processos de geração e evolução dos magmas, bem como o papel da tectônica, neste

contexto.

O objetivo principal deste estudo é gerar dados que embasem a discussão da oligem, diversidade e o

contlole tectônico do magmatismo pós-colisional neoprotelozóico no sÙl do Brasil através de uma revisão e

discussão colî enfoqLre petrológico integrado. Para tal, foram obtidos novos dados geológicos, petrográficos,

geoquímicos, isotópicos e geoctonológicos para a investigaçíIo e proposição de um nrodelo de getação e

evolLrção clas Iochas glaniticas, ptocurando entendel a rolação enle as fontes crustais e manlélicas no periodo

pós-colisional precoce e a inflLLência da atividade tectônica na gênese das associações. A investigação de

processos de difetenciação magmática (e.g. cristalizaçã,o flacionada, liacionamento durante ascensão pol fluxo

tulbulento, contaminação crustal e mistu|a de magmas) e da influência da tectônica tlanscorreÌrte no

desenvolvimento e na extensão destcs processos visa aprirnorar o conhecimento âceÌca destes mecanismos, O

estudo do magmatismo sintectônico de associações de rochas télsicas e máficas contemporâuoas, disposto enì

zonas com difetentes g|ar.rs de detblmação, busca estabeleceÌ a importância da deformação no desenvolvimento

dos processos de modificação da conposição oliginal dos magmas, AIém disso, este tipo de estudo integrado

visa enlender e idenlifical com maior precisifo onde estas modificações se desencadeiam: se na fonte, dulante o

transporle ou no local de posicionamento dos magmas. Como conseqrrência, desta abordagem integrada, sio

discutidos tambéln, as difetentes forma de construção de plutons e câma|as magmáticas, abordando qttestões

como terìlpo, conhole estllLtuIal e forìles ativadas na coÌrstrtlção dos l'nesmos.

A tese corlesponde, nesse sentido, a lLma proglessão dos estudos iniciados pot Bitencouft (1996),

Bitencouft e Nardi (1993, 2000), Florisbal (2007), Florisbal et al. (2009) e Pete ell et al., (2010), dando agota

maior'ênfase no condicionamento tcctônico das fontes do magmatismo estudado, bem como na idenlificação da

influência da lectônica nos processos de evolução magmática. Os estudos folam realizados em ocottências

selecionadas dc rochas glaníticas, que en sua maioria já tinhâm s¡do alvo de estudos de algum dctalhe realizados

pelos glupos de Petrologia e Geoquimica das Rochas Ígneas e Magmatismo Sintectônico da Univelsidade

C píl oI lntrcduÇ¿ío

'l¿se de Douloru¿.)

l'ederal do Rio Glande do Sul, ber¡ como pelos alunos da disciplina de Mapearìrerìto Geológico llásico dâ

mesna univelsidade (UFRGS, 1999, 2000).

A discussão de aspectos petrogr'áficos, estlutulais e químicos é centfalizada nas rochas glanfticas

porfiríticas; entretanto, são apresentados também dados obtidos enl algurnas ocorrências nráfìcas interpÌctadas

corìlo contenpoÌâreas, no intuito de embasa| algumas considelações soble a interação dos nresmos co¡¡ os

granitóides encaixantes, bem como en colpos graníticos hctelo a equigranì.rlales gerados no rrresrlo irtervalo

ternporal dos granitos porfi ríticos.

Os dados geoqufrnicos e geoclonoìógicos são utilizados colno fellarnonta fundaurental no

estabelecimento da esfratigrafia dos glanitóides, bern como no estabelecimento da evolução do rragmalismo ent

escala mais ampla.

A opção ent lavor da geração e irÌt€gração de divelsos dados coln a utilizaçãô de rnulti-felramentas do

presento estudo não petmite o aprofundanrento de aspectos petlológicos de nraior detalhe ou mesmo

intepretações tectônicas de anrpla escala.

A tese é cornposta pol altigos cielìtificos submetidos a revistas intelnacionais. Assinr, a esllr¡lulação da

tcse é feita de nlodo a contextualizar o tema abordado na tese, aplcsentat os ob.jetivos e ¡rateliais e métodos

utilizados pata a lelaização da mesma, Estes itenìs são âpreserìtados em um capítulo irìtrodutório que antecede a

apresentação dos arligos, qne constanr conìo anexo.

O primeiro attigo apresentado na tese entitulado "Spqceline relation o.f post-collisional granific

ulognqlistit fu Sanl.l Cqtqrinq, southern Brqzil: U-Pb LA-MC-ICP-MS zircon geochronology of coevol nøfic-

,felsic nagmalistn related to the Major Gercino Sheqr Zor¿" aplesenta os dados geoclonológicos U-Pb em zitcão

e djscute questões tectônicas ben como a lelação esllaço-tenrpo existente entre associações glaníticas

localizadas tanto na Zona de Cisalhamento MajoÌ Gercino quanto a norte da tnesna.

O segutrdo alligo, entitulado "Petogenesis of synfectonÌc gronites enplaced qt the h.qnsition .rt.oú1

lhrtrsling to lronscurrenl leclon¡cs itl posl-colli,sionol setting: whole-t ock qnd Sr-Nd-Pb i;otope geochenlisû..y illhe Neoproterczoic Quatto llhas and Mctiscql grqn¡tes, southem Brqzil" aborda geologia, petlogralÌa,

geoquhica e isofopia Sr-Nd-Pb das tochas graníticas e rnáficas ocollentes na Ìegião de Porto Belo,

coÌlespondente a zona de mais alta deformação. Neste tlabalho são apresentados e discutidos dados sobte â fonte

do magtttatistno, beln como a fotnta de consh'ução dos plutons e o papel da tectônica transcoüente conìo agente

coutloladol da ativação de divelsas fontes, ascenção e posicionamento dos rnagrnas.

O telceilo artigo, entitulado "Pelrcgenesis of the eorly posrcolli,sonal grunitic mqgnlut¡su tpithin the

Soulhern Bt (rzilitlt Shear llelt: whole-rock qnd Sr-Nd-Pb isotope geochemistry ¡n the Neoproterozo¡c Rio

Pequeno ancl Serrq dos Macac1s granites" tem abordagern bastante semelhante ao segundo artigo, mas

apresenta os dados obtidos na região de Calnboliír.

,41ént da ilìtrodução e altigos cm alrexos, é apresentado em ì.rnì item de discussão, onde é apresentada a

integração e compatação dos dados obtidos nas diferentes regiões e o fechâmento da 1ese, que se dá no itern de

considerações finais,

'lÞse dc Do torudo

CAPITUI,O IT

A metodologia ploposta para o desenvolvimento da tese consiste na aplicação de diferentes técnicas de

estudo de fochas plutônicas, no intuito cle compreender e integrar os divelsos aspectos da geologia destas rochas.

Por meio desta integração, tenta-se obter uma visão global dâs rochas nos seus aspectos estratigráficos,

petlológicos e estrutu[ais, bem como uma visão compalativa do compoftamento das unidades abordadas.

l. Mapeamento Geológico e [struturalA base deste trabalho não está fundamentada em mapeamento geológico tegional, mas sim em um

cletalhamento de ár'eas alvo. Assìm, na região de Porto Belo foram lealizados trabalhos de campo para

detalhamenlo estrutural e coleta de amostlas, pala aquisição de mais dados petl'ogÍáficos e geoquÍmicos, alérrr de

dados isotópicos inex¡stentes pala as tochas da região. Já na região de Camboriú, porção norte da ár'ea de estudo,

f'oi feito um reconhecimento legional para uma melhor compreonsão da extensão dos gÍanitos Rio Pequeno e

Serra dos Macacos na Folha Camboriir, bem como sua posição estrâtigráfìca e sua Ielação com telmos málìcos.

Realizadas estas etapas, folam selecionadas áreas especifìcas parâ levantamentos do detalhe ainda maior,

visando compreender as relações geométricas entre o magmatismo félsico e máfico nas zonas com difelentes

concentÍações da detormação e também para a seleção criteriosa das amostras a se¡em utilizadas nos est dos

isotópicos e geocronológicos. Ttabalhos especlficos de detalhe em escala de afloramento foram realizados

tambétn em locais com maior oconência de diques sinphrtônicos, com intu¡to de avaliar as dimensõcs e o grau

de orientação preferencial destes corpos e sua relação com a foliação das lochas ercaixantes, bem como buscar

evidências da interação destes magmas e de plocessos de rìlistura nestas localidades.

2. Análise Petrográfïca e Microestrutural

A pafiir das amostlas coletadas nos tÌabalhos de campo folam realizados estudos petrográficos colìl os

seguintes objetivos: (i) caracteriza| os granitóides e rochas máficas e definil suas variações faciológicas; (ii)

comparar a mineralogia encontrada em cada conjunto de rocha das diferentes unidades a serem estudadas; (iii)

selecionar as amostras a serem utilizadas nos estudos de quimica mineral, de rocha total e isotópica; (iv)

identificar as principais microestruturas de cada uma das unidades estudadas nos diferentes s¡tios defolmacionais

e desenvolvel um estudo comparativo das nesmas visando entender a progressão da defo nação no

magmatismo pós-colisional e (v) buscar feições petrográficas que perrnitam identilÌcaÍ ptocessos de mistura de

mâgmas.

CAPÍTULO II

MATERIAIS tr MÉTODOS

Copílttlo ll ^lcrttnats

e lIlèto¿os

AclassifìcaçãopetrográfìcatrocliagramaQAPdestt.eckeisen(1976)teveporbaseacontagemmodalde

pontosemseçöesdelgaclas,eventuâlmentecombinadascomcontagensemfàtiasdeLocha'nocasodeamostras

de granulação grossa.

os daclos de microestrutufas foram obtidos em lôminas orientadas, A seleção das litologias investigaclas

obecleceu aos seguintes critérios: (i) pertencel a unidades litoestratigráficas onde folam efetuados ttabalhos cle

maior cletalhamento ostrutural; (ii) ¿ìpresent feições micloestruturais passlveis cle investigação; (iii) conter

marcadores de ditèlenles comportamentos reológicos, que permitam a comparação entle as diferentes unidades'

3. Litoquimica

NirregiãodePorloBelo,Bitencoufl(1996)aplesentouunrasériededadosgeoqttímicosdosct'anitóides

deQuatlolllraseGr.anitoMaliscat,bemcomodet.alosenclavesmáficosmict.ogranulat'esecorposmenoresde

composição diorítica, que representam o magmatismo máfico sincrônico àquelas tochas As análises quimicas de

elementos maiores e traços lb|am realizaclas no Laboratório de Geoquímica do centto de Estudos em Petlologia

e Geoquímica (CPGq), InstitLlto cle Geociências, UFRCS, por fluorescência de raios-X e alguns clados

complemental.es de elemontos traço pÌesentes em teofes mais baixos, irrcluindo os elementos tetras-ratas, foLam

ainda obtidos por lcP-MS, tro Acl¡vatíon Labotatoties, canadá. Maiores detalhes sobre condições analíticas

destes dados podem ser encontlados em Bitencoutt (1996)'

os tr.abalhos de Florisbal (2007) e Flolisbal et qt. (2009) apresentâm dados das rochas g|aníticas da sPL

Estesdadosdeelementosmaioresfblamobtidosporfluorescênciadet.aios-Xe[ìelloresetl.aços,belnconìo

elementos tetms laras, por ICP-MS, todos no Acl¡vation Laborutorìes' C'?.na(l¿L

EnboLaobancodecìados<lelitoqtrlmicadaáreadeestudopaleçabastanteamplo,aescassezdedados

deslo tipo nas rochas máficas e fólsicas sincrônicas aos Granitóides de Quatro llhâs' betn como a irìexistência de

dadoslitoquímicosparaosgranitosRioPeqtlenoesen.adosMacacos,justifìcaaescolhadestemétodode

rnálise para a realização do e\ttldo.

o estudo geoquímico cle rocha total foi lealizado com a finalidade cle classilicar as tochas e investigat sua

gêneseeevoluçãto¿ìh.avéSdaanáliscrlocomportamentocìoselementosmaiores,tl.açosetetlaslatas.A

calacterizaçãoquimicaclosdiferÊntesptllsosilonragnratisnomáficocgl.attítico,bemcomoostet.tnoshílrr.idos

gerados pela interação de magmas mantélicos e fusões crttstais sob a atividade de dilierentes campos tensionais

também foi investigada com intuito de buscar entender â telação dos pfocessos de mistura e contaminação de

magma com a atividade tectôtrica

Pata realização destes estudos, as amoshas foram preparadas nas seguintes etâpas: (i) lavagem das

amostras e extração cle eventuais porções âlteradas, (ii) obtenção de brita em prensa hidráulica, (iii)

quarteamento para extração de ca l00 g representativos da amosha; (iv) moagem das amostras em moinho ágatâ

de tipo planetá¡.io até a obtenção de pó na fração com tamanho de gr'ão inferior a 200 ffiesh. o pó obtido loi

utilizado para análise de elementos maiores pot fluorescôncia de raios-X pâIa elementos maiores e traço e pol'

ICP-MS par.a elemenlos traço presentes em concentrações mais baixas, incluindo os elementos te[Ias-lalas, no

Labolatór.io de Química e tCP do fnstituto de Geociências da Universidade de São Paulo, de acordo com as

metodologias desctitas em (Moli e/ rr/ , 1999) e (Navarro et al ,2008), rcspectivâmente'

Cat,íhttî ll ^ht¿t'ta¡\

e lvl¿toclos

Tese ¿e DoLttotdtlo

4. Química Mineral

Análise química mine|al de minelais essenciais foi lealizada com intu¡to de aprimoral a investigação

petrográfica, não sendo seu objetivo um estudo detalhado da composição química destes minelais, rnas uma

calacterização das mesmas,

Nas amostras coletadas nos trabalhos de campo efetu¿lclos por Bitencout ( 1996), na região de Porto Belo

utilizou os dados de química mineral para caracterizar a química da mineralogia primária, r'ec|istalìzada e

neoformada dos granitóides.

Os dados de qulmica minelal oque constam na tese foram obtidos através da utilização da Microssonda

Ëletr'ônica do Instituto de Geociências da USP, para análise dos elementos maiores e cálculo das f'órmulas

estruturais dos minerais (essencialmente plagioclásio e minerais máficos).

Os principais objetivos desta etapa do trabalho foram a caracterização da quínricâ mineral dos minerais

essenciais dos corpos granlticos e de algurnas ocorrências máficas, bem como a avaliação das condições de de

pressão e temperâtura em que estes magmas folam gelados.

5. Geoquímica Isotópica Rb-Sr e Sm-Nd em rocha total

Divelsos trabalhos têm demostrado que magmas graníticos são ploduto de processos eyolutivos

complexos, que geralmente envolvem mais de uma fonte, sendo necessár'ia a r,rtilização de metodologias de

estudo quo procurem revelar esses pÌocessos através da busca da conrpreens¿fo das fontes heterogêneas e/ou

múltiplas envolvidas na sua geração.

O esludo das razöes isotópicas Sr-Nd fbi utilizado para o detalhamento da investigação da gônese das

rochas granfticas e máficas, sobretudo na busca do reconhecimento dos diferentes pulsos magmáticos, além de

uma rnelho| caracterização de suas fontes, bem como da rclação entre as fontes ctustais e manfélicas no

desenvolvimento do magmatismo pós-colisional.

O uso combinado dos sistemas Rb-Sr e Sm-Nd foi escolhido para o desenvolvimento dos estudos de

geoquímica isotópica por lelem se mostrado efetivos na investigação da fonte em diversos trabalhos.

As 40 amostras de geoqLrímica isotópica Rb-SÍ c Sm-Nd em locha totâl f'oram realizadas no Centro de

Estudos Geoctonológicos (CePeGeo) da Universidade de São Paulo, via'ftMS (Thermal lonizøtion Mctss

Spectrcnetty), utilizando-se um espectrômelfo VG354 em um detectoÌ Faraday único, segundo a metodologi¿ì

apresentada por Torquato e Kawashita (1994), Sato e/ ø¿ (1995) e Souza (2009).

Para o cálculo das razões iniciais, folam emplegadas correções para as idades de clistalização dos

plútons e razões Rb/Sr e SnNd elementais obtidas por' fluolesc6encia de raios-X e ICP-MS, respectjvamelìte.

Pala análises 'nRb/'7sr fo¡ adicionado spike à fraçã.o contendo o Sr previarnente extraÍdo. Todas as análises

isotópicas foram conduzidas em Espectr'ômetro de Massa VG 354 e Finnigan MA'f 262. As razöes

normalizadoras são 'uSr/EtSr = 0.1194 e r46Nd/r44Nd = 0.':'219 e as constantes utilìzaclas conforme Steiger e

Jäeger ( 1978) e De Paolo (1981) para Sr e Nd, respectivamente.

Capilulo 1l - Mateûo¡s e lvt¿to¿os

6. Isotopia Pb-Pb em feltlspato

Forarn realizadas análises isotópicas de Pb-Pb em feldspatos em 3l amostras das diferentes litologiâs

abordadas na tese com intuito de averiguar a existência de diferenças isotópicas intra e inter plutons e elucìdar a

existência de diferentes domínios isotópicos. Este trabalho foi realizado sob a coordenação do Prof. Dr', Larry

fleaman e o D¡, Andrew Dufiane cla Univelsidade de Alberta, Canadá.

A plepa|ação das amostlas para os estudos isotópicos Pb-Pb em t'eldspatos foi realizada na

Universidade de São Paulo. Esta preparação é bastante simples e exige o corte de tabletes de rocha, com

dimensões iguais ou um pouco inl'eriores às de lâminas petrogr'áficas e espessuras da ordem de 2 a2,5 mm, que

devem sel polidos progressivamonte com abmsivos de diferentes granulometrias, começando com carbeto de

silÍcio e finalizando com ablasivos de granulometria de I ¡rm, O processo de polimento é considerado aceitável

quando os minerais opacos podem ser identificados em microscópio de luz lefletida. Para limpeza dos

fiagmentos os tâbletes foram colocados em panela ultÌassônica p|eenchida com água, por aproximadamente dois

minutos, par'â gâr'antia do desprendimento do pó ulilizado para polimento. Foram realizadas deteÌminações

isotópicas Pb-Pb em feldspâtos nas mesmas amostras para as quais estão sendo obtidos dados isotópicos Sr-Nd e

em algumas amostlas da região de Garopaba-Paulo Lopes, totalizando 31 amostÌas - 26 de feldspato alcalino e

05 de plagioclásio,

As análises in situ via MC-LA-lCP-MS foram realizadas sob¡e os cristais maiores, mais límpìdos e com

superflcie exibindo melhor polimento. Os pontos foram selecionados de modo a evital potenciais feições de

¿ìlteração, zonas fiaturadas or¡ com inclusões. A determinação de composições isotópicas diretamente sobÍe

cristais tem como vantagem o melhor controle textural; entretanto, limitações óbvias quanto à presença de

inclusões o!r tamanho reduzido dos cristais são inevitáveis. Diversos autores, como Connelly e Thrane (2005) e

Cagnevin et al. (2005), comparararn os resultados oblidos por esse mélodo com aqueles obtidos via soluções

adicionadas cle splie por TIMS e não encontraram diferenças significativas nos resultaodos obtidos. As análises

foram conduzidas na Universidade de Alborta. Edmonlon. Canadá, utilizando Multi Collectot ICP MS Nu

Plasma, acoplaclo a um sistema de lasel ablation Nd: YAG de fieq encia qì.rintupla (),:213 nm), As correções

envolvem contagem de isótopos 'ool-lg " 'n'Hg t¡tilizados para correção das interlerôncias isotópicas de 20'rHg

solrre 20aPb. Aclìcionalmcnte o contlole de Mctss Bicts é feito com a utilização de padr'ões extarnos, r'Ìo caso o

vidro NIST-612. As análises fbram realizadas em modo / astel utilizando-se diâmet¡ o do rpol de 160 pm.

Dada quantidade mais baixa de Pb contida nos cristais de plagioclásio, nas análises de isótopos de Pb

neste nlinelal fbi aumentado tempo de contflgeln de urn minuto para aproximadamente dez minutos, o que toma

a detecção dos sinais de Pb mais efetiva. Alérrr disso o nírmero de integrações foi aumentado de 30 para 40 a

cada dez segundos,

Das 3l amoslfas selecionadas para a realização deste estudo, fbram analisadas 27, sendo apenâs uma

para plagioclásio.

7. Geocronologia U-Pb em zircão por LA-MC-ICP-MS

A geocronologia atrayés do método U-Pb em zircão por L,A-MC-lCP-MS é conside¡ada uma ferramenta

fundamontal pala o estabelecimento da cÌ ono-estrâtigrafia da região. As análises pontuais em zircão revelatam,

ll lvlqletio¡s e lvl¿to.los

'l¿.\¿ d¿ Dôubru¿o

âlém da idade magmática, heranças qrLem quando avaliadas enì conjunto com as ida(les modelos Sm-Nd,

colabolalarn na investigação das fontes envolvidas na gênese destas associações.

A pleparação das amostras a serem utilizadas nos estudos dc geoclonologia U-Pb er¡ zircão foi

integralmente realizacla no Labolatório de Preparação de Amostlas do CePeGeo-USP sob a coordenação dos

técnicos Vasco Antônio P. Lois, Walter Maurfcio Sproesser e Paulo Robelto Molinalo, ab|angendo as seguintes

etapas:

7,1 Separação mineral

As amostras tbram primeiramente prensadas e posteriormerìte pulvelizadas utilizardo-se um moinho de

disco, de maneira semelhante à preparação das amostras para quimica de rocha total. SeguiLr-se peneilamento em

malhas progressivamente menores c as etapas de concentlação foram:

(i) Mesa de Wiffley: consiste na inserção da amostra em um funil que a despeja lentamente pequenas

porções em uma mesa vibratór'ia, que possui válias canaletas e unìa pequena inclinação lateral. Há um fluxo de

água constante que, combinado com â viblação da mesa, sepala mineraìs com sjgnifìcat¡vas diferenças de

densidade em canecas de coleta dife|entes, sendo uma destinada a minelais pesados e a outra a minelais leves,

localizadas ao final da mesa.

(ii) Separação Magnética: a separação magnética foi realizada em duas etapas: (i) a primeila é feita

imediatamente à separação por densidade na Mesa de Wiffley e antecede a etapa dos líquidos densos e (ii) foi

utilizada uma segunda etapa de separação magnética após a utilização dos llquidos densos para a eliminação de

eventuais minerais magnéticos e densos, como os sulfetos, qLre poderiam estar na mesma fração de concentração

dos zircões. Para a realização desta etapa é utilizado um sepalador magnético Frantz, A magnetita é r'etirada

inicialmente com auxílio de um imã de m¿fo anteriolmente à inserção da amostra no Sepalador F'rantz. O Ìestante

da amostra é colocado em um pequeno flrnil e submeticlo a uma colrente inicial muito baixa, em torno de 0 A. Os

lninerais são divididos em magnéticos e não lnagnéticos e fecolhidos. Cada amostla é então submetida a

correntes de 1,0; 0,8 e 0,7 A. Segue-se a etapa de espalhamento do mine¡al, onde a f|ação acirna é submetida a

correntes de 0,4 e 0 ,6 A. O zircáo ti concentlado na fiação não magnéticâ.

(iii) Líquidos Densos: daclo o glande volume de amostras utilizado pala a separação de zircão, o

material contido na caneca de minelais pesados foi separado em blomofór'mio e posteriormente em iodeto dç

metileno. Dentle os minelaìs que possuem densidade maior que a dos líqr.ridos está o zilcão, cuja densidade é de

4,7 glcm'.

7.2. Catctção manual e ntontogent dcts pctstilhas em rcsina

Após a etapa de separação mineral obtêm-se os concentrados de mine|ais pesados e não magnéticos

onde se encontla a maior parte dos clistais d,e zircão, Conludo, esta fÍação não é ainda composta apenas de

cristais de zitcão, mas contém comumente apatita, alguns sulfelos e outros minerais, Procede-se então a catação

manual em lupa Olympus@ com r.rtilização de pequenas agulhas para separação dos cristais de zilcão. Feito isso,

segue-se uma etapa de seleção dos cristais a serem utilizados no estudo. São selecionados cristais de diferentes

populações, priorizando os cristais sem fraturas, feições de metamictização ou inclusões. Após a seleção de

apl oximadalnente cem cristais por amostra, estes são capturados com auxílio de uma micropipeta e colocados

em uma lamfnula, Estes cristais serão então caputados com auxflio de urna agulha fina e dispostos em linha em

Il Mûleùais e |vl¿to¿os

'l¿se ¿e Dôutañ¿a

uma fita dupla face

Após a disposição dos cristais na fita dupla face a mesma fbi encaminhada para implegnação de lesina

Epoxi em moldes redondos de aproximadamente 2,5 cm de diâmetro.

Quando seca a resina, esta seção é polida alé que a face dos cristais a serem analisados seja atingida. A

seguir', as mesmas são metalizadas com película de catbono pala que sejaln imageâdas no microscópio eletrônico

de va edura (MEV).

7.3. Imageømenlo dls seções polidcts ern nicroscópio eletrònico devarredura (MEV)

As imagens de elétrons retro-espalhados (BSE - óaci scatter¡ng it qges) são de extrema importância na

lealização de estudos geocronológicos pontuais U-Pb em zircão por LA-MC-ICP-MS, pois permitem uma

melhol visualização das diversas estrutulas internas, como zonações, zonas de reabsolção e fialuras, bem como o

planejarnento e otimização dos ponlos a setem analisados no laser'. São imageados gÌupos de t¡ês a cinco clistais

e detalhes são realizados em c|istais que mostlam estrutrLrâs intelnas importantes, Os ctistais selecionados são

repÌesentâtivos das diferentes populações encontradas na amostra e todas as catacterlsticas físicas como forma,

hábito, geometria das zonações, entÌe outros, foram minLLnciosamente documentados pâr'a auxilial não só na

escolha dos locais onde foram alocados os pontos, mas também pala arLXilio na interpretação dos dados obtidos.

O MEV também foi utilizado pala a identificação dos diminutos cristais de badeleíta nas rochas básicas a serem

estudad¿ìs pelo método U-Pb. Dado que os cristais têm em média l0-25¡rm, com raros cristais com 100pm, esta

metodologia foi essencial pala selecional as hês amost¡as que seriam u[ilizadas pala os estudos geoclonológicos

U-Pb nas rochas b¿lsicas. Neste caso folam efetuadas não ap€nas irnagens BSE, mas também análises semi-

quârtitaliyas de micloarálise quírnicâ elemental (EDS). Todas as imagens loram oblidas no Conho do

Micloscopia Eletr'ôrica (CEM) cla Universidade Federal do l{io Grande do Sul, em um MEV JSM 5800, sob a

supervisão da técnica Kalina Malckmann.

7.4. Datuções U-Pb e¡n zirctiovia I"A-MC-ICP-MS

F'oram realizadas análises em sete amostlas dos difelentes tipos litológicos abordados na tese, na

tjnive|sidadc de Albe|ta, em Edmonton, Canadá sob supervisão do Profèssor Dr. l,alry l-leaman e do Dr.

Andlew Duflane. As análises folam obtidas via multi-collector.lcP-Ms com sisstemâ de lasel ablation

acoplaclo, com detecção simultânea de massas entte 238U e 2o3Tl, como fatot condicionante da leprodutibilidade

das lazões Pb-Pb e Pb-U, A configuração utilizada, com rnírltiplos contadores iônicos, petmite a leitura de baixos

sinais cle Pb, resultando na possibilidade de execução das análises de pontos com diâmetros da ordem de 40 pm,

uma vantagem clara para os casos em que os cristais apresentam zoneamento complexo e/ou dominios herdados,

A leitura dos brancos se dá anteriolmente ao início da rotina de análise, e visa determinar a contribtlição

cle 203llg aos sinaìs dos isótopos de interesse. A ablação do material dura em mCdia 40 segundos e ul¡ novo

ponto pode sel analisado imediatamente após sua localização.

A amostra cJ-32-l foi utilizada como padrão e a amostla LH-94-15 (Ashton ¿/ a/. 1999) foi utilizada

como "padrão cego", orL seja, as determinações de idade são lealizadas neste padrão apenas para controle, No

começo cla análise de ca(la alnostra t'oram realizadas quatlo determinações em cada um dos padrões e a cada

ciclo de 10 a l2 análises foram realizadas outtas duas determinações nos mesmos

II - lrloleria¡s e lvlëto¿os

T¡¿se ¿e Dô|tôtd¿o

ll lt4atet iais e ^4¿totloi

A ledução dos dados foi efetuada seguindo a nretodologia de Sirnonetti e/ al. (2005), que possìbilita a

coueção dos valo:es de Pb comuur através das flutuações obselvadas no padr'ão de composìção isotópica bern

estabelecida pela rnetodologia TIMS.

Para cálculo das idades e representação dos dados em diagrarnas co¡cór'dia util¡zou-se o Softwale

Isoplot@ (Ludwig, 1993).

'lh.t¿ ¿¿ DotúÒt n

CAPíTULO ilI

L Terminologia de rochas graníticas com feições de recristalização clinâmica

A classificação e denominação de rochas graniticas com estruturas planales e lineares bem desenvolvidas

é semple passivel de alguma discussão em relação aos termos a serem utiìizados pâta sua denominação,

sobretudo se feições cle reclistalização são também identificadas. Em plincipio, clevc ser lembrado que a

utilização de um ou outro termo pata classificar uma rocha é uma questão de escolha,.já que urna mesma rocha

pode recebet diferentes designaçöes de acordo com a feição ou processo que se queira ressaltar (Bitencouft,

1996). Contttdo, detelminados prcfixos e/ou classificações têm caráter essencialmente interpretativos e, por isso,

deve-se analisar o melhol possível a origem ou mesmo a natureza das esttutuLas observadas,

Em divetsos trabalhos podemos observar o uso, muitas vezes algo indisclirninado, do prefixo mela- pata

se ref'et ir' às lochas granfticas com feições de tecristalização, sobreludo em quartzo e feldspato. A cscolha de um

termo denorninativo par'â a locha é de extlema importância, pois cada designação tlaz embutida uma

conseqüência interpletativa, que pode levat à trajetórias conclusivas completamente divelsas. A nomenclatura

metamórfìca, que utiliza telmos como "metagÍanitóides" ou "ortognaisses" irnplica necessaliamonte que esta

rocha foi submeticla a modificações nas condições de temperatura e/ou pressão, isto é, foi submetida a

metamorfismo, e que as feições de tecristalização são otiundas ou ao menos lelacionadas a esto plocesso, quc

por sua vez inclui transfolmações minetais ou blastese.

Quando se estucla umâ rocha granitica do ponto de vista estrutr¡r'al, a plincipal feição n]esoscópica

utilizada como modificadol do seu nome é a sua estrutu¡a planar. Assìm, é possível se referir a ela como um

to¡alito foliado, como um oltognaisse tonalítico, ou como un'l metatonalito. Entretalìto, os três termos não têm

necessariamenle o mesmo significado, visto que a eslrutura planar das rochas ígneas pode ser geracla por'

diferentes mecanismos, e não está restrita à atuação de tensão dif'eÌenci¿l druante o metamolfislno ou mesmo em

estado sólido. A foliação de uma locha granítica pode ser dada por: (i) um alinhamento exclusivamente de forma

dos cristais, sem deformação interna - neste caso, a gênese da foliação é facilmente atribuída ao fluxo do magma

dulante a cristalização, e pode set gerada sem a plesença de tensão externa, ou seja, não irnplica um

condicionanento tectônico especffico dutante a sua formação; (ii) um alinhamento predominantemente de foÌma

dos cristais, âcompânhado de alguma deformação interna dos mesmos; e (iii) po| uma alinhamento de fotma

localmente pfeservado, acompanhado de uma trama com del'ormação interna concordânte. Nos írltimos dois

casos sua gênese é discutível (Bitencourt, 1996),

CAPÍTULO III

REVISÃO CONCI,ITUAL

Ill - Relirão Conce¡t ctl

35

Se considerarmos qlLe nos processos de recristalização a rnodifìcação interna da I'orma dos clistais ó

obtida através de processos de plasticidade intracristalina, cuja atuação é demonstradamente ctìr'igida pela

ativação tçrmal (Passchiel e Trow,2000; Vemon,2004), ao constatalmos feições de recristalização nos minerais

marcadores das estruturas identificadas nas tochas lgneas, devemos minimâmente nos questionar soble qual a

oligenì da ativação telmal que desencacleou estes plocessos. Tome-se colno exemplo interpretações acerca da

origem da temperalura que p|opotciona a recristalização dos fèldspatos, que tem como limite inf'erior

tempeÌatura da ordem de 450 a 550 0C, de rochas de composição quarlzo-feldspáticas (TtLllis er a/. 2000). Se esta

rocha tem como protólito ttma locha sedimentar fìca bastante evjdente qte o ptocesso que ocasionou a

doformação dos f'eldspatos é metarnór'fico, pois as mesmas devem tet sido submetidas a uma tlajetóriâ de

actéscimo progÌessjvo de temperatrua e/oLr pressão que se traduz em lecristalização dos cristais de feldspato,

sendo neste contexto ttma defotmação da lede cristalina no estado sólido. Contudo, se esta rocha tem como

protólito uma rocha grânítica, sabe-se que em alguma etapa de sua tlajetória de resf¡iamento, esta rocha esteve

submetida a temperaturas desta oldem, aliás muito pr'óxima de sua temperâtura solldris. Assirn, se pode admitir'

pelo menos duas alternativas distintas em Ielação à história geológica desta rocha. A escolha de uma delas deve

seÌ feita através de uma série de clitér'ìos, que devem ser desenvolvidos de acordo com as características

regionais, bem como observações criteriosas locais, pois tem diferentes implicações (Bitencourt, 199ó).

Atualmente, o estlrdo das microestruturas encontradas em quartzo e feldspatos tem se intensificâdo não só

como conseqiiência da necessidade de balizar as condições de temperatu[a nas zonas de cisalhamento dúctil, mas

tarnbém pelo irìlercsse crescente cle muilos autoles ell'ì compteendel melhor as condições de colocaç¡o c

evolução do magmatismo sintectônico ocorrente ern vár'ios batólitos (BitencouÌt, 1993, 1996 e Bitencourt e/ a¿

2006; Bitencoult e Khrull,2000; Kluhl, 1996; Calavaglia et ú1.,2002i Phillip,2002; Flolisbal, 2004, 2005 e

Flolisbal ¿¡ ø/. 2009;.Mancktelow e Pennacchioni,2004, Petelnell et ql.20l0; Passarelli e/ ¿7l.2010).

As zonas de cisalhanento agem cou'ro grandes descontinuidades clustais, condiciorando o

posicionamento de magmas graníticos em sucessivas gelações ao longo de sua história ativa, ou mesmo após

cessadâ a ativ¡dadc tectônìca, pelmanecendo como zonas de liaqueza e vias de acesso aos magmas ern ascensão.

Algttmas zonas de cisalhanento tlanslitosfél icas servem de condutos parâ magmas de origem profinda, e são

interpretadas como impoltantes canais de conclì.Ição cle magmas mantélicos juntamente com os magmas de

composição mais ácida. Estas zonas proporcionam a ascensão em conjunto de magmas de composição

contrastante, promovendo processos de mistr,ua de magmas, seja hetero- ou homogênea, desde a fonle até o

posicionamento dos magmas em ascensão. Assim, se estabelece um vinculo estreito entre a atividade magmática

e a história geológica das zonas cle cisalhamento, em que o intelvalo de tempo da primeira é claramente contido

e menol qlle o da última. Logo, o inícìo e o término da cristalização de um determinado magma posicionado

dentro (ìe uma zona de cjsalhamento ativa é geralmente sucedido no tempo pela continuidade da hìstória

defolmacional da mesma, acarretando a necessidade de se estabelecer a posição, do modo mais preciso possível,

da atividade magmática em relação à atividade tectônica (BitencoLrrl, 1996).

Dado que a cristalização de um rnagma granftico pode ocoller durante a novimentação de uma zona de

cisalhamento, ainda que esta cristalização se complete bem antes do término da atividade tectônica, faz-se

necessár'io analisal de que folnla ¿ tensão externa pode se transferir para o magnla à meclicla qtte o mesmo se

Ca¡irttlo /l/ Rews.i¡ Conc¿¡ttkrl

Tes¿ da Doutoftdo

aproxima do compoltarnento sólido pelo aumento de sua porcentâgem de cristais e, ainda, de que forma a

dinâmica da cristalização pode atuar no sentido de permitir a distribuição heterogênea da tensão na intrusão

como um todo, já que a relação volumétrica llquido/cristais é geralmente variável numa mesma câmara

magmática (Fernandez e Gasquet 1994; Bitencourt 1996). Assim, pode-se tomar como exemplo uma situação

hipotética, mas provável, em que a tlajetória de cristalização permite a ocorrência de acumulâções de cristais

feldspáticos precoces. Nesta escala restrita, a quantidade de líquido entre os cristais é muito pequena, e o

aglegado vai se comportar essencialmente como um sólido, mesmo antes de o conjunto atingir o valor crltico

geralmente aceito de 55 a70%o de clistais (Van der Molen e Paterson, 1979; Fernandez e Casquet, 1994). Neste

caso, os cristais precoces se tocâm e interferenÌ mutuamente, e na presença de terìsão externa podem desenvolver'

feições de recristalização marginal, ainda que de folma restrita e localizada, já que o meio ciÏcundânte tem

comporlamento próximo do hidrostático, ainda que não necessaLiamente ilìcompressível. As temperaturâs em

que tais estÌuturas serão impressas nos clistais (limite inferior entte 450 e 550 0C) setão evidentemente

compatfveis com os dados experimentais estabelecidos como condição de deformação no estado sólido, já que

estar'ão situadas acima çla solidus. A continuidade da cristalização das mesmas fäses vai fesLlltal na formação de

cristais de feldspatos mais ta¡dios, clue podem ou não apresentar as mesmas feições, já que a sua distribuição

itregular na câmara pode determinar, em certos locais, que o volume maior cle llqtido absorva a tensão atlavés

de strqin softening, não se transmitindo aos cristais. ^.ssim,

tem-se ao mesmo tempo, a oco|lência de

clistalização plopriarnente, a partir do llquido, e recristalização dinâmica nos cristais que lazen pafte de

acumulações precocenlente fo nadas. Uma vez que a atividade tectônica tlanscende a magmática no tempo, os

processos de recristalização podem continLra| a ocoÏr'er à medida que a temperatura decresce alé a telnperatrÌta

solidus, e mesmo após, qrtando a temperatula do corpo decrescer para se ec¡rilibrar com a da encaixante. O

estabelecimento dâ Jolrdas atua como um limiar cr'Ítico, na meclida em que a escala do processo de tlansm¡ssão e

distribuição da tensão externa mLrda, pelo falo de o colpo en sua totalidade ser capaz de leagìr'como um sólido

e, conseqi.lentemente, â escala dos processos de recristalização passâ a ser deterrninada essencialmente pelâ

dinâmica da zona de cisalhamento, condicionando a deforrnação a zonas estreitas, cotno conseqiiência do ór-aø?

softening (Bitencouü, 1996). Umâ vez que a fonte de salor do corpo é essencialmente deco ente dâ teÌl]peratuÌa

do magma, a tempelatur¿ì determinada pelas feiçifes microestrutura¡s observadas nos feldspatos dos granitóìdes

sintectônicos, embora coerente com os valoles determinados, não reflete a temperatura da zonâ de cisalhamento,

que pode estar localizada em ptofundidades lelalivamcnte rasas e, portanto, seÌ caractetizada por condições de

temperatura bem inferiores. Nestes casos, a determinação da temperatura da zona dever sel balizada pelas

feições microestruturais compatíveis com as temperatuÍas mais baixas obsetvadas, já que estas estat¡ant nta¡s

pr'óximas do valor de equilíbrio subsolidus da rocha glanítica,

Se tomadas as feições de recristalização dinâmica como indicativas de metanlorfismo, então a

recÌistalização restrita de agregados plecocemente formados faria com que a locha fosse denominada de

metagranitóide, o que contrâria a lógica da sua história, já que na escala mais ampla não se tlatâ de uma

transformação no estado sólido. Assim, a denominação se aplicaria unicamente a uma escala restrita do corpo e,

portanto, não expressa adequadamente os processos a que esteve submetido como um todo, podendo mesmo

resultar em inteÌpretação eflada, quando não considerâda nun contexto maìs amplo. Entretanto, a locha gtanítica

( opitrlo lll Rcrts¿io ('onceitual

7¿s¿ dr¿ Dô t1t.1.1¡)

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êp lâ^Jssodul êsPlìb utUJoJ âp Jeuol.llsusJl uepod 'op¿llc€Ìdns o ouloc lPlêultll og5uttl IoJSut?ìl êp ossotoJd

so ,soprnu ep opóulncltc €ldue Q slo^]lêasns stusol ops oluotucqluslc op seuoz elìb opPC ecruglculs PcuJuoll(U

opó¿uroJâp Èlâd upulâ8 'elsodruoc oPáulloJ u osec ou 'seruueld sêpPpnlulluo?sep âp tlcuglslxâ u¡ed epelt¡tce3

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opåen1rs cutnu enb op susuêlur sluru upul? ruules segáctu.to;suul1 sPlss ânb u¡01 opuozlì 'socluglseluls sâpl9:ìtuclã

mo sêgòeêr sessâ.rustl€l€c orusâru no Jâ^oruoJd ruê leluâuu?purg Jos âPod'ogåuzllulslJc up luulJ oP o9óollP tuo

olueruu¡rsset8o:d sop¿lluocuoc ,soplnu sop ¡ecled g se9Óua.t sl?ssâ .¡lrêPll3uâs3p u.tud :o¡ec ep €tllelxo oluo.] uun

âp opåue^râlut efuq enb rues'opllgs oPelsê ou olusl¡od e 'ocr19ur8uru-sqd u -lp¡ul ollqlllnbêol eP sêQSutuJoJsuuJl

uenlrlsuoo 'ottÌsuJourelâu ep elcuçr.l.lolo E ruuecsâp e¡ru:ed oc¡39¡oa3 olueuleuolclpuo' olnc septgltuurS ue

ìlPu^râsqo êluotunuoc 'u3ll9tl]8uLu-lp,lul altlotq uts ecoceld eptre¡qu:oq ep opÓuuuoJsuull otrloc 'soct19u3aru-sgd

orusâru r1o sreur¡ sorSglse sou soluâ.rioco 'elas ro'snll¡/. sq s sêgÓouìJoJsuuJ.I (9ó6J 'l.llìocuâll8) ocluçrlceluìs

eprglruu:8 ulnu supe^.lãsqo sa,rlssa:8o.¡ler sêgÓueJ sP oÈólsode¡luoâ Lue 'o^lssâl3old ousll louuleu êp

su^rluorpur segáue: ruuttet.toco op¡ua opuanb'ouJ â oPezllelsuc alodloc un ep olueuttcenbt'o t'orusUJotuPleu

êp olue^â un .¡€uecsâp ellur:ed enb 9l segóre¿ sussâp opSuleldlêluJ €u l?lllxns ulgquel oduel snste"t

p.rnl¿rêduât elrglêfEJl e'uPulV opóuzIJslsl.tc e sqcle e êlu€rnp opÓurutoJêp ep oËóIlrrd 3p oluêLUlîoìêq¿lso o ll¡üd

usol¡u,r opórnqr:1uoc ¿lunu Jellnsel opod oct¡ue.t8 eu8eu ou sâsuJ sep o9óozll¿]sllo eP uepJo ep oluêtul3âlequlsê

o ute¡r¡rqrssod enb stuuotc¡sodtuot o sleJnlxêl soqólâ.+ otuoc suollslJâlculec âp ÈsolJollll eslJ9u€ V'suco,T¡trbsut

srur-u sepåu1e.td.te1u¡ rucsnq epod es 'sollettÌV¡ud sosrâ^rp opllPzllun 'tulsse oluâLuoS sêluexlucuâ suns tuo oluunb

socluglooluls sâprçltu?J8 sou olrr€l sâluâJroco sPJnlnJlsê se ruâuolrclol.lot ettb sopnlse op s?^llJlll opEJoq¿Jâ

Jos o^op opol tull ou.loc ¿uoz l?P se0Ólpüoc sep ogó€ululolop ep sorleug:ed so slod '€clulgulp oBóuzt¡u¡st:cet

êp sêqóre.] uor suc¡¡uet8 sEtlcol ep JeJntrJlso êsllguu eu ¡a'rqsuedslput 'uttssu eu¡ol es ¡euot8er olxeluoc

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nesma. O uso de lermos com cunhos interpretativos e não descritivos, baseados apenas em observações locais

ou fbcados em apenas uma escala, não só acarretam erros dcsignativos como podem conduzir à perda cle

informações preciosas sobre a evolução da deformação. No que tange ao estudo de glanitos sintectônicos, uma

interpretação equivocada da trajetória de defomação pode ainda acarretar sérios erros de interpretação quando do

estabelecimento dos p¡ocessos evolutivos dos magmas.

2. Gênese e evolução de âssociações de magmas máficos e ácidos contemporâneas

Eshldos petrogenéticos de associações de rochas málÌcas e félsicas contempoÍâneas envolvem a

camcterização das fontes dos magmas, as condições de lusão parcial e a dimensão da subseqüente modificação

dos magmas derivados do manto e da crosta, desde a fonte até o tlanspolte e posicionamento. Estes estudos

devem ser baseados em observações de campo, envolvendo mapeamento de detalhe e amostragem dos diferentes

tipos de rochas expostas em uma dada localidade, análise petrográlìca e rn¡croestrutural, geoqufunica cle

elementos ¡naiores, traço e isotópica, Dados geocronológicos são essenciais no conhecimento da associação em

estudo, bem como para estabelecer a cronoestratig|afia das æsociaçÕes e eventos tectônicos Ielacionados.

Um objetivo ñrndamental do estudo petrogenético das rochas igneas é a distinção das característicâs da

fonte que são herdadas de fusÕes parciais primárias daquelas que se originalam de plocessos subseqiìentes

durante a evolt¡ção dos magmas.

Rochas granlticas, principalmente as de afinidade calcialcalina, são os constiluintes mais ablrndantes da

cÌosta continental; tipicamente associadas a cinturões pós-orogênicos, constituindo um indlcio de que os

processos geradotes destas rochas envolveram diferenciação a parlir de fusões geladas na litosfe|a continental

(Wilson, 1989).

A origem de grandes volumes de magrna granítico tem sido um grande problema na petlologia ígnea

devido à imensa va¡iedade composicional das rochas geradas pelo ftacionamento dos magmas delivados do

manto e dos magmas resultantes de fusão ctustal. Desta forma, a gênese dos magmas de composição gtanftica

tem sido estrÌdada sob duas óticas: (i) por fusão parcial da crosta ou (iì) pela diferenciação de magmas de

derivação mantélica. No entanto, trabalhos recentes de petrogênese Ígnea mostlam que grande parte das rochas

gtaníticas têm sido geradas por processos de mistura de magmas de origem crustal e mantélica, que evoluem de

dìversas maneiras dependendo do ambiente tectônico atuante €/ou controlador.

A tlansfelencia de calor', a dinâmica dos fluidos, o fluxo magmático e os plocessos de mistula homogênea

ou heterogênea podem conttibuit no desencadeamento de pÌocessos de fusão parcial da closta. O gtau de

interação etttre os magmas de cornposição contrastante será controlado pela espessura, tempetatutaJ pressão,

quantidade de calor e composição da crosta, bem como pelo tempo de lesidência, temper.atura, volume e

quantidade de calor do magma básico que €stá sendo inserido no sistemâ. 'lodos estes fatores, por sua vez, são

em grande palte controlados pelo ambiente geotectônico.

Os magmas básicos e ultlabásicos, gerados por processos de lisão no manto supelior, podem sofrer

segregação de sua região de otigem e então ser submetidos a uma sélie <ìe complexos processos de

fracionamento, mistura e contaminação durante o transpofte e posicionamento, A evolução dos rnagmas também

constittri um processo importante na produção da divelsidade de rochas fgneas atualmente expostas na superficie

Capirulo ll/ R(wsòù Cottccrnû[

da Ten a (Wilson, I98o).

Contudo, o gtande volume e variedade de rochas granítìcas que compõem a crosta continontal Èxigem

outros processos pata explicar suas fontes. Desta forma, uma interação entte processos cÌustais e mantélicos

parece mais razoável pala a explicação destas associações. Pode-se considerar', por exemplo, que mesmo nas

tegiões onde não se lem o regjstro de magma básico associado aos magmas gÌanítìcos, o manto pode tel'

contribLrído ao menos como fonte telmal para a formação dos mesmos.

Recentemenle, divelsos autorcs tem se interessado e focado seus estudos na investigação das fontes e

ambìentes tectônicos telacionados à ge¡ação de ¡ochas g|aníticas (Pitcher, 1983; Pearce et al., 1984; Blown el

al., 1984; Hatris et al,, 1986; Pitcher', 1987; Chapell e White, 1992; Robert e Clemens, 1993; Samson el ø/.,

1995; Pearce, 1996; Keay et a1.,1997; Bonin, 1990; Liégeois, 1998; Sylvester, 1998; Barbarin, 1999; Bitencourt

e Nardi, 2000; Haffis et 01.,2000; Clemens, 2003; Bonin,2004; Bogaerts et a|.,2006; entre muitos outros). Os

níveis crusta¡s de gelação, concentrâção e colocação; mecanismos de ascenção; processos de evolução e

c¡isfalização; a extensão dos eventos magmáticos, bem como o tempo necessfuio para construção das diferentes

câmaras magmáticas, têm sido alguns dos principa¡s pontos vastamente discutidos tanto na literature clássica

quanto na literatura moderna (Hyndrnan, l98l; Vìgneresse et al., 1996 Bouchez c/ ql., 199'1: Wiebe et ø1.,

1997; Koyaguchi e Kaneko, 1999; Bergantz,2000; McNulty et a1.,2000; Petforci e/ ¿rl, 2000; Petforcl,2003;

Coleman e/ a|,,2004; Weinberg et a|,,2004; Glazner e Bartley,2006; Bachmann et d|.,2007' Walkeï et .t1.,

2007; Michaut e Jaupart,20ll; Burgisser e Bergantz,20ll; Menand,20ll;Miller et a1.,2011). Ao mesmo

tempo, g|andes e clescontes esforços veem sendo empÌeendidos âtravés da petrologia expet ¡mental e dos estudos

termodinâtnicos, resultando em uma importante contribuição na compreensão da gênese de lochas graniticas

(Vielzeuf e flolloway, 1988; [,e Blenlon e Thornpson, 1988; Patiito-Dulce e Johnston, l99l; Skjerlie e Johnston,

199ó; McCalthy e Paliflo-Dulce, 1997; Monrel e Vielzeuf, 1997; Stevens et al, 1997; Patiilo-Dulce, 1999;

Vielzeuf e Scmidt, 200 I ; Ulmer, 2001).

Os trabalhos de Bonin e¡ al (1998) e Kay e Mahlburg-Kay (1991), consideram a composição da crosta

continental como lesultante da inteÌação entLe crosta e Ìnanto. A crosta infeÌior, enì margens convergentes do

tipo continente-oceano e continente-continente, constitui o local mais plovável pafa a ocouência de ologênese

compÌessionâl e corìseqilente espessamento crustal, seguido de delaminação. Segunclo os estudos de Kay e

Mahlburg-Kay (1991), a delaminação da crosta espessada é o principal processo de renovação da crosta, por

meio da geração de crosta andesítica. Os magmas de derivação exclusivarnente crustal, acompanhados por'

basaltos de¡ivaclos do manto, também estão associados corn soe¡guimento e extensão crustal devido ao

afinalnento do manto litosfér'ico subjacente.

A diferenciação de magmas de composição básica a intermediár'ia também é considelada üm plocesso de

geração de magmas glaníticos, seja pelo fracionamento ou segregação mineÌal, seja pol plocessos de mistura de

magmas e/ou assimilação crustal, Intrusões de nlvel raso ou erupções vulcânicas pod€m ter camadas

composicionalmente diferenciadas, em câmaras magmáticas estratificadâs, mostrando alternância de pulsos de

composição ota toleítica, ora calcialcalina, Variáveis graus de fusão parcial associados ao fracionaÌn€nto de

líqLLidos na átea fonte podem também produzir rochas co-magmáticas de diferentes composições. Outros

modelos incluem fisão parcial de diferentes protólitos em área-fonte heterogênea e plocessos de mislLtra onde

C¿tpíl lo Ill Reyisiio Conce¡ttßl

ocolle hibrid¡zação entle n'ìagmas cÌustais e mantélicos através de um mecanismo chamado de assirnilação por

cristalização fracionada (AFC), descrito por De Paolo (1981).

Estudos recentes têm demonstlado qUe, pala uma investigação petlogenética criteriosa, faz-se necessária a

consideração de modelos mais complexos de evoltrção dos magmas. Assim, o uso de elementos haço integlado a

estudos do compoftamento flsico dos magmas tem mostrado resultados mais plausíveis que aqueles onde se

consideram apenas processos isolados e não dinâmicos. Kerr et ql, (1995) utilizam o compoÍamento dos

elementos tlaços e isótopos para demonstrar que processos de assimilação de rochas encaixantes, bem como

pequenas fusões, associadas a proc€ssos de fracionamento mineral, são responsáveis pela geração de diferentes

tipos de rochas Ígneas. A contaminação dos magmas se dá através da assimilação de llquidos de composição

ácida lesultantes de lisão parcial da crosta inferior dutante um processo de ascensão turbulenta (ATA) através

de uma crosta fina, em unra câmara magmática pouco espessa, do tipo sll/, conectada à fonte pol diques, O

modelo é melho| aplicado em câmaras magmáticas com alta lazão superficie/vo[rme. Isto permite que Lrma

pequena quantidade de magma entre em contato com as encaìxantes, Ievando à fusão pa|cial cle Lrma porção mais

ácida e lica em voláteis, em um intelvalo de tempo l€lativamente curto.

Contudo, embola muitos avanços tenham sido alcançados, um dos maiores problemas na constÌução de

um modelo evolutivo para as lochas igneas reside no fâto de que muitas vezes não conseguimos distìnguir sc os

magmas sofreram modificação de sua composição na fonte ou drrrante a ascensão, or! mesmo duLante o

posicionamento. Os mecanismos de hibriclização podem ocorrer em difelentes estágios da geração e evolução

magmática até o posicionamento final. Segundo Chen et ql. (2002), a interação entte llquidos derivados do

manto e da closta, envolvendo mistura em graus variáveis, é o mecanismo capaz de produzh grandes colpos de

magma hfblido em profundidade. Evidências dessa relação de coexistência entre nìagmas básicos e ácidos

podern ser obtidas por meio da associação de enclaves microgranulares e diques rráficos sinplutônicos corn os

gLanitóides, bem como pela identificação de rochas de composição híbIida sincrônicas ao magmatisnlo glanftico.

Estudos desta natureza têm sido ef'etuados em diversos maciços graníticos referidos na literatura. No

Cornplcxo Quérigut, Maciço Central Francês, Roberts et al. (2000) efetuaram Llm estudo integlado dc pctrologia,

litoquímica e geoquímica isotópica, demonstlando que o mesmo conesponde a unra associação de rochas

máfìcas e lélsicas interpretadas como produto da mistura heterogênea enhe difèr'entes magmas de composição

granftica que coexistiram com magmas básicos.

No sul do Brasil, Bitencourl e NaIdi (1993,2000) e Nardi e Bitencour! (2007) admitem que o Cinturão

Gtanltico que se extende do Uluguai até Santa Catarina replesenta urna associaçðo de magmas b¿isicos e

pr'¡ncipalmente glanílicos, contemporâneos e vinculados geneticamente, produzida no peliodo pós-colisional do

Ciclo Brasiliano/Panafiicano. A forte similaLidade do magmatismo pós-colisional com o de arcos magmáticos

evoluídos decorre do fato de ambos serem produzidos dominântemente a partir dc fontes mantélicas afètadas por

contaminação crustal, seja pol subducção pr'évia de closta continental, seja por outros rnecanismos, como

assimilação de parte da crosta continental ou pelo aporte de fluiclos advindos d¿ c¡osta.

O controle estrutural também é importante nos processos de geração, ascensão e posicionamento dos

magmas granfticos e também tem sido alvo de grandes debates na literatura, A ascenção e cristalização de

nÌagmas granlticos ocorre em dif'erentes regimes tectônicos, Dado que as fontes dos magmas são fortemente

Capinlo lll - lle,risão Co ceiutal

'lese ¿e Da totado

couttoladas pela tectôl1ica, 0ln ca(la regime tectônico fontes e condições estrutL[ais são essenciais na definìção

da tipologia de rocha gtanltica gerada. Assìm, a elucidação destas Ìelações desenvolvidas entre fonte e atividade

tectônica é essencial pala a compreensão da gônese e evolução dos magmas gl.aníticos.

Dado que a geração de rochas graníticas são parte de processo crustais de larga escala, sua abordagem

como paÌte importante destes processos é chave para conpreensão da evolução dos segmentos crustais- O

magmâtismo sintectônico é comumente relacionado a eventos de construção de montanhas e vários autoles têm

apontado uma conexão da geração, ascenção e posicionamento dos magmas granfticos com detet,m¡nados

regimes tcctônicos, seja conptessional ou extensional (Bitencourt e Kruhl,2000). As relações temporais enhe

magmalismo e afividade tectônica em larga escala são também refletidas em pequenas relações de escala local

entÍe pequenas intrusões, assim como na evolução das fábricas lelacionadas ao resfriamento progressivo de

líquidos magmáticos posicionados em zonas de tectônica ativa. Quando adicionado de uma abordagem

pehÒlógica, a reconstlução dos eventos magmáticos relacionados a cada episódio tectônico ¡evela a diversidade

do magmatismo glanítjco como lesultante de diferentes ambientes tectônicos.

As 1älhas profundas, de escala translitosfér'ica, podem promover descompressão adiabática, dando inlcio a

pìocessos de tìrsão palcial da litosfela que lesultam na gelação de magmas graníticos na legião de origcm.

S[bsequentemenfe, contlolan] a ascensão e o posicionamento desses magmâs. No trabâlho de Fernandez e

Casquet ( 1994) ficâ bem demonstrada a integração de dados estrulurais e petlológicos na avalìação da evolução

leológica de sistemas que envolvem mistLtra hetelogênea de mâgmas.

O estudo das estlutL¡ras magmáticas geradas em u¡na detelmirìada tocha é importante pâÌa o entendimento

dos mecanismos de gelação e evolução do magma que lhe deu origem. Esttutulas magmáticas, como enclaves

náficos uricrogrârÌulares, schlieren rnáficos e alinhamento dime¡sional de crisl.ais, podeln ser ulilizadas no

entendimento dos ploccssos rnecâllicos e químicos que ocorrelam durantc a histór'ia de cristalizâção de rìma

locha, definindo a dinâmica do fluxo magrnálico e do posicionarnento do corpo. Dado que as estruturas

plimár'ias geradas por'fluxo de um sistema magmático ìndicam um ambiente dinâmico e permitem a correlação

clos cliferentes mecanismos ocollentes em sua evolução, podem-se utiliz as nÌesnas pârâ estâbelecel uma

cronologia reológica.

Assim, estudos integrados de campo, com detalhamento estrutural, petrogralìa, geoqr,rímica de elementos

traços e isotópica pode colaborar para â construção de um modelo consistente de geração e evolLrção dos

magmas sintectônicos, bem como elucidar as lelações tempo-espaço desenvolvidas no magmatismo posicionado

nos diferentes segmentos das zonas de cisalhamento e, consequentemente, contribuir de lotma integrada pata a

caracterização e compreensão dos diferentes segmentos ctustais.

3. Delinição de mâgmàtismo pós-colisional

O per'íodo pós-colisional inclui complexos eventos geológicos como grandes movimentos horizontais ao

longo de megazonas de cisalhamento, colisões subsidiár'ias ou mesmo subducção de pequenas placâs oceân¡cas e

geração de riftes, marcando o final de um ciclo ologênico. O magmatismo gerado é plincipalmente de caráter

calcialcalino alto-K, com rochas shoshonlticas e granitóides peraluminosos e alcalinos a peralcalinos

sLrbordinados (Liégcois, 1998; FIan is et al., 1986). Hants et al. (1986) enfatiza ainda o amplo espcctro de

lll - Revi.\ão Conceilùal

42 'lese de Doulota¿o

magmas get ados no ambiente pós-colisional, incluindo desde nagmas com carâcteristicas de alco, indicativos do

começo do período, até magmas do tipo intraplaca, sugestivos da progressão do processo de cratonização.

O período pós-colisional é definido como aquele que se segue a uma colisão maior concomitante ao pico

do metamorfismo regional de alta pressão, A principal caracterfstica deste peliodo é a glande movimentação dos

terenos ao longo de rnegazonas de cisalhamento, com o soerguimento de isotermas regionais deprimidas devido

à subducção de grandes placas oceânicas, gerando fontes quentes e imóveis por um período de subducção

precedente, acompanhada por rápidas modifìcações da temperafura em níveis crustais e mantélicos. Todos esscs

eventos resultam de um processo colisional plecedente, justificando o uso da expressão pós-colisional (Liégeois,

1998).

A definição do pelfodo pós-colisional sensu Liegeois (1998) tem sido bem aceita c Lrtìlizada pol vár'ios

autoles ro estudo das |ochas fgneas neoplotel ozóicas do Rio Grande do Sul, Santa Catar¡na e Uruguai

(Bitencourt e Nardi, 2000, Wildner sl al. 2002, Garal/aglia et ql.2002, Sommer e/ ¿l 2005, Florisbâl e¡ al. 2005

e 2007, FloÌisbal et aI.2009; Oyhanr.çabal et al.2007, Peternell et al. 2010).

4. Comparação entle as associações litológicas de ambientes colisionais e pós-colisionais

Segundo Han is et ol. (1986) e Pearce ( I 996), os ambientes sincolis ionais estão v inculados a processos de

espessamento clustal, enquanto os pós-colisionais estão vinculados aos processos que atuam depoìs da colìsão

principal, com o subseqtiente colapso do cinturão orogênico, sendo controlados essencialmente pol tectônica

tangencial a lransconente.

Em geral, as rochas geradas em ambiente sìncolisional constiluem leucogranitos e granitos portadores de

muscovita, que apresentam padrões de elementos traço semelhantes aos de lochas calcialcalinas de arnbientes de

arco magmático continental. Segundo os estudos de Harris et al. (198ó) nos Cinturões do flimalaia e Llerciniano,

as caÌacterísticas distintivas destes granitos são conteúdos excepcionalmente altos de Rb, F e B (e possivelmente

Ta) e conteúdos muito baixos de Ce, Zr, Hf, Y, ETR, que fìcariam retidos nos lesiduos de fusão.

Um exemplo típico da evol.rção do magmatismo em ambiente colisional do tipo continente-cortinente é o

platô no noroeste do Tibet, Cordilheira do Himalaia, interpretado por Mille| et 01. (1999) como produto da

contínua colisão da india com a Ásia durante os últimos cinqiìenta milhões de anos. Este vulcanismo é bimoclal,

resultante da interação de fontes mantélicas e crustais, gerando-se desde magnras calcialcalinos potássicos até

ultra-potássicos.

Os granitóides calcialcalinos do Cinturão Herciniano, como o Maciço de Vivero, estudado por Câlatl et dl.

(1996), são contemporâneos com lochas máficas e ultramáficas. As rochas ulttamáficas incluem peridotitos,

piloxenitos e hornblenditos de textula cumulática. Neste maciço, olivina e diopsídio são intetpretados como

resultantes da cÌistalização flacionada l¡? r¡/¿r de magmas basálticos contam¡nâdos, enquanto anfibó¡io e biotita

constituem a fases pós-øtmt us. O mecanismo de cristalização flacionada ¡n situ tem uln importante papel na

gênese das rochas máficas e ultlamáficas, poìs evidencia a contribuição de magmas basálticos derivados

diretamente do manto (Gálan et ql., 1996). As rochas glanlticas valiam de anfibólio-biotita tonalitos, passando a

biotita granodioritos e rnonzogranitos. As lochas máficas e ultramáficas associadas com os granitóides

calcialcalinos são interpretadas como uma evidência direta do envolvìmento de magmas delivados do manto na

III - Revi.\ão Conceituûl

43 'lese de Doutorado

gênese desses granitó¡des, dulante ou logo após a colisão Llelciniana. Os magmas básicos foram posicionados

quase simultaneamente com os glanitóides, e foram contaminados durante sua ascenção por componentes

crustais. A contaminação do magma básico por esses processos ocorre em nfveis clustais profundos, produzindo

tonalitos híbridos com enclaves máficos. O Maciço de Vivero é um bom exemplo da hibridização de magmas de

origem mantélica e crustal que se dá através da atuação de divelsos mecanismos, como assimilação das

encaixantes, contaminação por fluidos ricos em água, cristalização fiacionada e mistuta de magnìas, Estes

mecanismos ocorren em diferentes níveis crustais, sendo patle deles muitas vezes contemporâneos.

Por outLo lado, em ambiente pós-colisional, o nìâgmatismo mais abundante é calcialcalino alto-K, quc

gelalmente evolui para composições shoshoníticas ou alcalinas-peralcalinas nos estágios fìnais da orogênese. A

ligação com o magmâtismo alcalino subseqüente é entendida como uma evolução nolmal das fontes

calcialcalinas (t,iégeois, 1998).

Depois da colisão pritcipal, a qual é rnarcada pol inlenso metamorlìsmo regional, glande volume de

gt.anitóides calcialcalinos alto-K é posicionado, em gelal formanclo batólitos. O magmatismo calcialcalino alto-K

cle ambientes pós-colisionais também abrange a geração de vulcanismo e plutonismo alca)ino-peralcalino

associado às rochas shoshoniticas.

Havis et al. (1986) enfatizam que o magmatismo tardi- a pós colisonal constitui suítes calcialcalinas a

alcalinas com caracterfsticas geoquímicas similares ao magmatismo de arco magmático maturo e intra-placa,

respectivamente. Para estes autores, as suites calcialcalinas são geradas a partir da 1ìrsão da cunha do manto

enriqueci<lo em elementos ile grancìe laio iônico (LIL), lnas esles fiÌagnÌas s¿lo plovâvelmentc rnodificaclos pot

contaminação com fusöes da crosta inferiol que, por sua vez, são o resultado do relaxamento termâl desta porção

da crosta. Já âs suites de afinidacle alcali¡ra seriam getadas a parlir de porções do manto retidas em locais onde

não houve hkltatação pelos p|ocessos de subducção, sendo â ftlsão do manto supetior desencadeada por

clescompressão âdiabática. Estes autotes afinnam ainda que magmas de afinidade alcalina podem ocorret em

q¡alque¡ estágio do evento colisional, caso as estmturas litosféticas permitam a percolação de voláteis no manto

ou magmas cle o|igem mantélica na crostâ. Esta dinâmica e multiplicidade de fontes fazem com que as rochas

graníticas geradas em ambientes pós-colisionais apresentem cafacter'ísitcas geoquinicas e isotópicas que se

sobtepÕem corn rochas graníticas geladas em outros ambientes, o que mrtitas vezes difictllta a classifìcação e

interpretação das mesmas.

A associação de rochas máficas e félsicas em ambiente pós colisional é exemplificada no Esctldo Tuareg,

estudado por Hadj-Kaddour et at. (1998). As rochas do Escudo Tuareg foram geladâs dtuante o Ciclo

Panafricano (750-550 Ma) e, em sua grande maioria, constituem uma associação de granitóides pós-colisionris

de afinidade calcialcalina alto-K. O início da colisão é datado em 750 Ma, e o perlodo pós-colisional é marcado

por movimentos lelativos de blocos em tertenos já relafivamente amalgamaclos. Essa movimentação foi plodLtto

4e uma ou mais subducções, que Ìepercutiram nos terrcnos já transfolmados por um período de stlbducção

pr'évio, seguido por colisão, o que modificor.r a composição e reologia da crosta e do manto litosférico (l-ladj-

Kaddour a¡ a/. 1998). O magmatismo calcialcalino alto-K a shoshonitico do Escudo Tuareg é enriquecido em K,

Rb, Th, U e Ta, e é considerado juvenil, podendo corresponder a termos diferenciados de otttla crosta juvenil

primeiramente gerada, composta por andesitos alto-K.

Capitülo III llerisão Conceitual

'[anto en'ì ambientes colisionais q[anto nos pós-colis¡onais, a gerâção de magmas calcialcalinos alto-K

necessita da existência de uma fase de subducção prévia, que teria levado à modificação da fonte. Além disso,

uma série de condições geotectônicas favoráveis para a fusão desta lbnte magrnática e para o posicionamento de

grande quantidade de granitóides deve existir, Esta é provavelmente, a tazão pela qual o magmatisrno granítico

calcialcalino alto-K é tão âbundante nos perfodos sin- e pós-colisional.

O Complexo Quérigut constitui outro exemplo de magmatismo calcialcalino gerada em ambiente pós-

colisional, no Período Variscano (Permo-Triássico) (Roberts el ø1., 2000). Este Complexo representa uma

associação de rochas máticas e félsicas, em que a parte tëlsica é representada por diversos tipos de glanitóides

que contêm grande quantidade de enclaves microgranulares máficos intelpretados como produtos cle co+ningling

entle magmas graníticos e dioríticos contemporâneos. As rochas mátìcas conrpreendem holnblenditos e olivina

hornblenditos, hornblenda gabros e diolitos, constituindo uma associação ulhamáfica a irtetnrediár'ia de oligern

cumulática, A geoquimica dos elementos maiores e traços indica a existência <le clois trends petrogenéticos

principais; um trend máfìco, dado pelo decréscimo de MgO e aumento de NarO, TiO2, Sr, Zr e Ba com o

aumento de SiO2, e um trend félrsico, em que Al2O3, NarO, TiOr, Zr e Sr decrescem com o aunento de SiO2. A

definição desses dois lrencls é sustentada peÌa presença de gaps composicionais entre as séries máficas e félsicas,

provavelmente resultantes da segregação de cristais do magma ácido e formâção de cumulatos dioríticos. A

associação comum de unidades granodiorlticas-tonalíticas com rochas básicas e intermediárias, formanclo

glandes volumes de magma, com abundância de enclaves máficos microgranulales, strgere que os magmas de

composição contrastante se posicionaram simultaneamente. Os rnagmas básìcos evoluír'am através de plocessos

de acumulação e segregação mineral, dando origem aos diferentes tipos de rochas málicas e ultlamáficas.

As lochas básicas conrpleendem testemunhos de f'usão do manto, tornando implovável a vinculação clo

lnagmatismo pós-colisional apenas com processos de Ìetlabalhamento clustai. Portanto, o estudo da evolução

doste magmâtismo conlribuj diletamente pala o conhecimento da evolução do manto rìos estágios que suscedem

eventos de colisão. As lochas básicas podem ser geradas ahavés da fusão do manto supelio[ em ambiente

intraplaca, que pode ser ocasionada pelo relaxamento termal após o fechamento do arco, atingindo a srosta

através de condutos gerados pelas zonas de cisalhamento tlansl itosfél icas. Já os glanitos, podem resultar da

fisão da crosta inlè¡ior decorrente do relaxamento téÌmico posteriol à colisão, ou da fìrsão do manto supelior em

ambiente intraplaca, ou do arco magmático, devido à descompressão adiabática que acompanha o soerguimento

pós-colisional (FIalris et ctl., 1986).

A afinidade geoquímica das rochas pós-colisionais depende da geornetria do evento colisional e das

composições da crosta e do manto de onde foran derivadas, Portanto, essas rochas podem ser geladas pela

mistura variável de magmas derivados tanto da closta quanto do manto (Pearce et al., 1984).

A figura 2, extraída de Llarris et al, (1986), ilustra uma seção icleallzarla de urna colisão continente-

continente, mostrando os diferentes estágios de contrução do or'ógeno e esquematizando os diferentes tipos de

magmatismo gerado ao longo desta contrução,

Copit¡tlo III Rtvts,io ConceItßI

b)Sin-collsio¡al

Figura 2. Seção iclealizacla de uma colisão continente-continente simples, modificada de Hartis et al. (1986) (a)-

pré-colisional, (b) sin-colisional, (c) pós a tardi-colisional. L Granitóides Pré-colisionais ou de atco

vulcânico; IL Gt.anitóides sin-colisionais; tll. Granitóìdes pós-colisonais e tV. Granitóides Inlra-placa.

5. Mngmatismo Pós-colisional no sul tlo Brasil

No sul clo Brasil, grancle parte clas rochas fgncas que compõem o escrtdo são telacionadas ao Ciclo

Br.asiliano/Panafr,icano, sentlo intrusivas em um embasamenlo metamórfìco Paleoproterozóico (Flartmann ¿l 4i.

1994). Muitos clos glanitóides gerados neste Ciclo têm sua gênese relacionada a eventos tectônicos quo

envolvem subducção de crosta oceânica (cø,800 a 700 Ma) e eventos colisionais entle contìnentes e arcos

maguráticos (cø. 700 a 500 Ma) (Bitencourt e Nardi,2000).

O periodo pós-colisional na porção leste do sul clo Blasil, repÌesentado pelo Batólito Pelotas, no Rio

Glande do SLrl (philipp et at.,2OO2) e pelo Bâtólito Florianópolis eÌn Santa Catarina (Silva et al. 1999), é

mar.cado pelo magmatismo genética e temporalmente vinculado ao Cinturão de Cisalhamento Sul-brasileiro

(CCSb). Segundo Bitencourt e NaLdi (2000), este magmatismo abrange granitóides calcialcalinos alto-K e

leucogranitos peralLrmìnosos, precoces eln relação à tectônica transcoÌrente, que evoluem para glanilóides de

afinidade shoshonitica e, eventualmente, alcalinos metaluminosos de caláter tardi- a pós-transcol rente. Com

exceção do magmatismo leucocrático peraluminoso, os glanitóides de ambos os batólitos lêm magmatismo

básjco sincr'ônico, tepresentado por enclaves máficos microgranulat es, diques sinplutônicos e componentes

máficos ern sistemas de co+tingling (Florisbal et ol. 2009" Fontana, 2008, Fontanâ, 201l). As mesmas

caracletÍsticas químicas, bem como correlação estruturâl com o CCSb são relatâdas no Batóliio Aiguá, no

Uruguai por. Oyhantçabal et al. (2007,2009), o que permite a correlação espacial, temporal e composicional clo

magmatismo pós-colisional ao longo deste cintttlão,

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Capítt¡lo III R¿vis¿íÒ Conce¡lLßl

c) Pös- â tardl-col sional

CAPíTULO U

c (:ont¿xh (it]ôk ttônicû

CAPITULO ry

GEOLOGI^A. REGIONAL E CONTEXTO GEOTÍ,CTôNICO

l. Apr'€sentâção

As ár'eas pr'é-cambrianas do Rio Grande do Sul e de Santa Catarina conrpõem o setor urelidional da

Província Mantiqueira (Fig, 3a), assim denominada pol Almeida et ql. (1977). A similaridade de associações de

rochas e de grandes traços tectônicos obselvados em anrbas, bem como sua exteÌìsão geogtálìca pata sul, no

Escudo Uruguaio, têm Ievado diversos autores a tratá-las colno r¡nra á¡ea contínLìa, geuelalizando intetpletações

geológicas e modclos geotectônicos, estabelecidos erÌr unìa ou outra legião, pala as dernais (Has|i et al. 1975;

FTagoso Ces 1980; Jost e HâLtmann 1984; Fragoso Cesat et al. 1986, 1990; Basei 1985, lg90; Basei e

Hawkeswordr 1993; Basei et a|.2000,2005 e 2008; Fernandes et al. 1992 Bitencoult e Nardi (1993, 2000);

Clremale ¿¡ al. 1995,2003; Silva el (rl. 1999, 2000, 2003, 2005). Assim, e apesal de uruitas vezes ernplegados

com distintas conotações, teÏnros conìo Cinturão Dom Feliciano; Batólito Pelotas, Aiguá e FloÌianópolis

tomararn-se freqtientes na literatura como dgsignações geotectôììicas comuns a essas ttês áreas de escudo.

Nos últimos vinte e cinco anos, distintas linhas de concepção geotectô¡rica vôrn sendo utilizadas na

corìstrução dos tnodelos em áreas pré-cambrianas do sul do Blasil. Corn o avanço dos rnétodos geoquímicos,

isotópicos e geoclonológicos lnuitos dados têm sido gerados, possibilitando difelentes ¡ntetpretações para estas

unidades.

No período de 1980-1990, a quase tôtalidade dos dados geocronológicos utilìzados para enrbasal os

nodelos geotectôrìicos concebidos para o setoÌ r¡eÌidional da Plovíncia Mantiqueira era constituída por

deteurinações Rb-Sr', K-Ar e Ar-Ar, em rocha total, cotn raros dados de U-Ptr TIMS em zircão, cotno os

apresentados tto traba lho de Basei ( I 985, I 990), sobr etudo pal a o Escudo Catarinense. 0 uso exten sivo de outlos

métodos geoctonológicos foi intloduzido nos trabalhos de Chemale h. et ql. (1995) e Babjnski et ol. (1997),

tlazendo ulÌìa nova perspectiva pala a concepção dos rnodelos geotectônicos e de evolução crustal, e de certa

fonna se compatibiliza com a escala de progressivo detalhe com que vêrn sendo eletuados os tlabalhos de

IÌlapeatnento geológico e estrutul'al nessas áLeas. Cortudo, os dados geocronológicos elan'r ainda muito escassos

e insuficientes para interpletaçöes de cunho petrológico ou tnesmo para o refinarnento dos modelos

geotectônicos pré-existentes. Assim, a parl.ir do final da década de 1990, corrr o surgirnento de explessivo

volulne de determinações de idades atlavés dos lnétodos U-Pb en zhcão via TIMS, e enr seguida de dataçÕes

pontuais ahavés dos métodos U+b SHRIMP c mais lecentemente LA-MC-lCPMS, apoiadas em dados de idades

modelo Sm-Nd, vários autÕres conseguiranr tmçaÌ difelentes modelos de evolução pata o Cinturão Dour

Feliciano (Chernale et al. 2003; I-laltnìanlì et al. 2003; Basei, 1990; Basei et a\.,2000, 2005, 2008; Oyhantçabal

'lh¡e de Doutorudo

Iv.. c C on Íe À- I a Ge o I ec Í ó n i co

et d| , 2007,2009; Passalelli et ol. 2009). Mas, ao contrálio do ocorrido no pelfodo antelior, o acréscimo dos

dados geoctonológicos foi rnujtas vezes mais r'ápido quando cornparado ao avanço dos trabalhos de mapeantento

geológico e estrutural, sobretudo com algutn nÍvel de detalhe. Além disso, os trabalhos de petr.ologia, seja ignea

ou nìetan]ólfica, ollde os estudos das faciologias das unidades magmáticas, suas relações de contato e

estfatigmfia, assinatutas geoquímicas e isotópicas, geoterlrlobaromeh ia e condições de posicionarnento dos

coï)os lgneos ou condìções t.netanórficas a que folarn expostas as lochas, também têm crescido eln lnelìor

escala. Como teflexo deste crescitìrento descornpassado dos diferentes enfoques e abordagens dos estudos das

unidades, parte dos modelos evolutivos propostos para o Cinturão Dom Feliciano são bâseados fofteDtetìte em

gcoclonologia, o que lnuitas vezes tolna lirn¡tada a interpretâção geológica dos modelos elabolados.

Irigula3. Iì¡uc\)ais urÌidades geotectôrìicas do sul do Brasil. a) CorDDartirnelltaçâo gootectônica da P¡ovíucia Manliqucilusegundo Chcnrale el al. (1995) e ll) Compartimentaçâo tectôrìicrì do Escudo Calarinense, segùndo Bitencoûrl(1996). Os Dúrì'roros irìdicam as ooorrêDojas abordadas na tose: I - Suíte Paulo l-opos, 2 - Granitóides do QuatfolllÌas e Grâ¡i1o Mariscal c 3 Granilo Rio Pequeno e Glanifo Selra dos Macacos.

A compartimentação tectônica do Escudo Catalinense (EC) em distintos dominios tectônicos é adotada

neste tlabalho a fim de estabelecer uma ordem de desclição das difcr€ntes unidades que cornpõern o escudo. Esta

compartimentação foi primeiÌamente apresentada por Basei (1985), que divide o Ëscudo CataÌinense em três

distintos Domínios, cujos limites são representados por imponantes estlÛturas de exptessão regional, as zonas de

cisalhamento ltajaí-Perimbó (ZCl) e Major Gelcino (ZCMG). Basei (1985) definiLt: (i) Dominio Exlelno, que

abrange as rochas do EC oconentes a nolte da Zona de Cisalhamento Itajâí; (ii) Domínio lntermedifu¡o, que

abrange as rochas do EC compreendidas entre a ZCI e a ZCMG e (iii) Dornínio Interno, que abtange as rochas

do EC ocorrentes a sul da ZCMG. Para o âutor estas zonas de cisalhamento de escala regional Ìepresentam zonas

de sutura, que delimitam a colagern de terrenos distintos,

A compartimentação em domínios adotada na tese, bem como a interpretação dos limites destes clomínios,

são oquivalentes às de Basei ( 1985). Contudo, a compaftimentaçäo aqui adotadâ pletende sel antes descritiva do

qüe intepretativa e tem o intuito de evitar intepretações tegtônicas diÌetalnente relacionadas à definição dos

distintos domínios. Some-se a isso a não coesão ou uniformização dos telmos geotectônicos utilizados na

lileratura para compartimentação das unidades do EC (e.g cinturões, blocos, terrenos e/ou outras defìnições de

caráter geotectônico). Esta opção também se justifìca pela preocupação da autora em evital o uso de conceitos

algo confusos utilizados pelos autores de divelsos estudos, e que trazem embutidos em si uma série de

irnplicações dos modelos geotectônicos concebidos por estes pesquisadores.

Assim, o Escudo de Santa Catalina (Fig. 3b) é aqui compartimentado em trôs grandos dominios

tectônicos que tem seus limites definidos pol. grancles zonas de cisalhamento. O Donrlnio Norte abrange as

unidades paleopÌoterozóicas do Complexo Granulítico Santa Catal ina e neoproteÌozóicas clas Bacias do ltajaí e

Campo Alegre. Ëste domlnio é limitado a sul pela Zona de Cisalhamento ltajai-Perimbó. O Dorninio CentÌal,

limitado a nofie pela Zona de Cisalhamento ltajalPcrimbó e a sul pela Zona de Cisalhamento Major Gercino, é

composto pelas roch¿ìs metassedimentaÌes do Complexo Metamórfico Blusque e pelo Complexo Camboriú, com

algumas oco ências de rochâs granlticas como o granitos Itapema, Corre-Mar', Rio PeqLleno, Selra dos Macacos,

entle outros. Por fim, o Domfnio Sul é definido pelas rochas granfticas de idade neoploterozóicâ do Batólilo

Flotianópolis corn alguns relictos do embasanerto de iclade paleoptoterozóicâ replesentados pelo Cornplexo

Águas Mornas.

A segtÌir são apresentadas âs unidades qüe compõem cada um dos domlnios tectônicos e são abordados os

modelos geotectônicos recentemente propostos pala estas unidades, bern como os distintos teÍmos utilizados na

lit€ratura como refèrência.

2. L Domínio Norte

O Domlnio Norte repÌesenta a área norte do Escudo Catarinense, Compolta as unidades Complexo

Granulítico Santa Catarina (CGSC) e as bacias neoproterozóicas (Bacias do ltajal e Campo AlegLe). Seu limite

sttl é definido pela Zona de Cisalhanrento Itajaí-Perimbó (Silva et al., l99l).

2. Domínios Tectônicos do [scudo tle Santa Catarina

e (:onlexlo Geot¿ctõnico

Thse ¿e Doutorado

Capítulo II/- Ceolog¡a Regional e Contexto Geotectônica

O Complexo Crânulítico Santa Câtalina (CGSC) é composto por ortognaisses tonalíticos,

granodioÌíticos e trondjemíticos, que são intludidos por rochas miificas e ultlamáfícas. São também lelatadas

ocorlências menores de rochas metassedimentales, como quartzitos e formações ferriferas bandadas (Haftmann

et ø1, 1979).

llá consenso entte diversos autores (Flartmann et al. 1979; Basei 1985; Basei et al., lggS: Chemale et ql.

1995), que baseiam seus cstudos em dados geoc|onológicos Rb-Sr, Pb-Pb e Sm-Nd, de que este Complexo

abrange seqüências geladas no Arqueano e letrabalhadas no Paleo- a Mesoprotel ozóico. Em Basei (1990), o

autor' ¡nterpreta qtre o CGSC conslitui um teüeno alóctone de idade paleoproterozóica, cuja evolução primária é

neo-aLqueana. Este terreno mostra metâmorfismo de alto grau e deformação em 2,35 + 0,03 Ga, algumas zonas

de cisalhamento discretas que coltam as estruturas pretéritas, onde ocorrenl leucogranitos r'óseos deformados

apresentam idade U-Pb TIMS em zircão de 2,012 + 0,021 Gà, interpretadas como a idade de colocação do

gtanito que, por sua vez, é associada com os mignatitos e gnaisses que não mostmm patagêneses de alto grau,

sendo interpretada como contemporânea ao metamor'fismo de fácies anfibolito que alèta regionalmente este

complexo,

Em Basei et al. (1998), os autores apontam uma plimeira difeÌenciação crosta-manto de idade Arqueana

em 2.8 Ga (idade modelo TDM), e estabilização tectônica no Paleoproterozóico, em 1,9 Ga (K-Ar em biotita),

Para Harlmann et ql. (2000), o Complexo Granulítico tem iclade de cristalização dos protólitos em 2? l6+ l7 Ma e

foi metamorfisado em fácies granulito em dois eventos: o primeilo em 2675*12 Ma e o segundo em 2168+18

Ma, ambos determinados pot U-Pb SFIRTMP em zircão. Os mesmos âutotes concordam com a idade de

estabilização paleopt otet ozóica de Basei el n1. (1998), mas concluem que após a estabilização este Complexo

permanceu como um bloco indefolmado dulante a ologênese Brasiliana/Pan-Africana.

Este domínio também inclui seqÍiencias vulcano-sedimentares (Bacias do ltajaí e Canìpo Alegro) datadas

em cø. 540 Ma (Neoproterozóico a Cambriano), que apresenta estruturas obliquas dúcteis-rúpteis relacionadas ao

evento de l¿rrsl (Basei, 1990).

A Bacia d o Itaj al j á fora classificada como bacia de forelancl do tipo rf extensional (Basei, 1 985), bacia

transtens ional (Klebs et al., 1990, Schtoeder, 2006), bacia de /oreland pelit'érica (Rostirolla et al.,1992, 1999), e

bacia de retroarco (Glesse at a/., 1996).

Dlukas e Basei (2009) definem a Bacia do ltajaí como uma bacia assimétrica, de forma sigmoidal, que

repÌesenta uma baciâ perifér'ica de ante-país Ìelacionada à evolução do Cinturão Dom Feliciano, depositada no

fìnal clo Neoproterozóico, entre 580 e 560 Ma (Basei et ql. 2008). Esta bâcia é constituída por espessos pacotes

de rochas sedimentares distribulclas em drLas sequências plincipais: uma continental basâl e outra superior

marinha, alénr de uma importarìte contt.ibuição vulcanogênica tëlsica, totalizando 4500 m de espessura, Segundo

Drukas e Basei (2009), a prìncipal fonte relacionada ao material de preenchimento da Bacia do ltajaÍ tem sua

proveniência at|ibuida à sequência metavulcano-sedimentar do Grupo Brusque e Batólito Florianópolis

(unidades malinhas e superiores) e, subordinadamente, ao Comploxo Granulítico Santa Catarina (arenitos e

conglomerados da sequência continental basal).

Oulros autores como Guadagnin et al. (2010) apontam idades semelhantes de formação da Bacia, mas

difelem essencialmente no modclo evolutivo da mcsma. PaIa estes autores, a Bacia do ltajaí é uma bacia tardi- a

pós-orogênica limitada por falhas, composta pol sucessões alúvio-deltaicas e plataformais segr.ridas de depósitos

turbiditicos e de fan-deltas. As id¿des U-Pb em zircão de um tufo e cinco alenitos indicam a idade de depoisção

máxima em 563+3 Ma para as sessões intermediárias e de topo e a idade obtida ern zircöes de um sloct riolítico

indica a idade de deposìção mínima em 549+4 Ma. Estes dados são compatívcis com sedinentação Ediacalana,

que também é confirmada pelo conteúdo fossillfero encontlados nos sedirnentos da bacia. ,4s idades U-Pb em

zircões detÌfticos mostÌam uma diferença de áreas fonte da base para o topo. Na bâse, os grãos de zircão

del|fticos âpontam idades relacionadas aos Ciclos Transâmazônico e B¡asiliano, com alguma conftibuição

Atqueâna. Já a sequência de topo é dominad¿ por zircões de idade Brasiliana/Pan-Afiicana, com intelvalos entre

824 a'170 Ma e 656 a 563 Ma. lsotopia Pb-Pb e Sm-Nd em rocha total sugerem como fonte principal para

pleenchimento da bacia foi a closta letrabalhada do Cintu¡ão Dom teliciano (Corrplexo Mctamólfico Brusque o

Batólito Flolianópolis). Os autoles tarnbém apresentam uma correlação regional da Bacia do ltajaí coln bacias

fotmadas durante os estágios finais do sudoeste do Gondwana - Bacias do Camaquã (RS), Auoyo Soldado

(Uluguai) e Grupo Nama (ì\amibia).

Autores como Basei (1985) e Schtoeder (2006) relatam deformações rírpteis-dircteis que afetam as rochas

do Complexo Granulltico Santa Catarina e do Complexo Metamórfico Brusque. Estes autores sugerem que a

reativação destas zonas de cisalhamento após a deposição da Bacia do ltâjal empurra o embasamento para cima

da bacia gerando inversões estratigráfìcas. Guadagnin et ql. (2010) sugerem que a ausência de magmatismo sin-

colisional enlt'e 580 e 563Ma no C¡ntur'ão Dorn Feliciâno apolìt¿ì parâ âo menos dois distintos oOnários tectônicos

para a Bacia do ltajaí. Primeiro, a Bacia clo ltajaí pode sel uma bacia de forcland relacionada a um evento de

colisão. Se esta pÌem¡ssa estivor cor'feta, então o cjntulão ologênico deve sel posicionado na porção leste do

Batólito Fìorianópolis. O Batólito Florianópolis e o Complexo Metamór'fico Brusquc seriam, neste caso, uma

arco magmático antigo e um cintur'ão de doblamentos, respectivamente. Sendo assim, ulna topografia expressiva

deve ter impedido o transporte de sedimentos do or'ógeno ativo para a bacia de.forelanrl, Uma intelpretação

alternativa seria de que a abertura cla Bacia do Itajaí possa sel lesultado de plocessos târdi- a pós-orogênicos,

Este processo poderia ter formado uma bacia transpressiva que estava associada ¿ì movimentos toctôn¡cos do

Ciclo Brasiliano/ Pan-Afì'icano.

O Dominio NoÌte, no que tânge aos modelos e denominações geotectônicas propostas pala a ár'ea,

corresponde ao Domínio Extel no de Basei ( 1985), conposto pelâ Micloplaca Luis Alves (Basei et .r1., 1998), aos

N(tcleos Arqueano/Paleoproterozóico (NAP) de Chemale e¡ al. (1995) ou ainda, ao Bloco/Cráton Luis Alves de

flartmann el a/. (2003), todosjuntamente corn a Bacia do ltajaí. Em Chemale et al. (1995), os autoros se rofeÍem

às Bacias do ltajai e Campo AIegre como Seqüências Vulcanosedimentares de CoberhLa (SVC),

Cabe lessaltar que nenhuma unidade pertencente a este dominio foi alvo de estudo da presente tese,

2.2. Do¡nínio Central

O Dor¡ínio Cenlral do Escudo de Santa Catarina corresponde à região situada entre as Zonas de

Cisalhamento ltajaí-Perimbó e a Zona de Cisalhamento Major Cercino, As principais unida(les ocolrentes na

1y e Conlerb Aeotuclô ico

'lcre ¿e L)outoraclo

área são as rochas nÌetassedimentares do Complexo Metamórfico Brusque e as rochas orto- e para-delivadas clo

Complexo Camboriir, com algumas ocoruôncias, muitas vezes expressivas, de rochas graníticas e vulcânicas.

Estas diversas unidades são comtLmente refelidas na literalura com definições e intelpletâções geotectônicas algo

distintâs.

O Co¡nplexo M€tamórfico Brusque (CMB) é a unìdade mais abundante neste domínio, perfazendo à

maior patte da ár'ea, O CMB está disposto em uma faixa de direção NE-SW com 75 km de extensão e 45 km de

lalgttra, O complexo é limitado a norte pela Zona cle Cisalhamento ttajai-Perimbó (ZCIP) (Silva, l99l) e a sul

pela Zona de Cisalhamento Major Gelcino (ZCMC) (Bitencourt et al., 1989). A ZCIP representa o limite do

Complexo Metamórfico Brusque com as lochas da Bacia do ttajaí. (Basei, 1985; UFRGS, 2000; Phillip et al.,

2004)

Er¡bota divetsos trabalhos com distintos enfoques venham sendo realizados na área nos (tltimos vinte e

cinco anos, algumas questöes como a ìdade de sedimentação, as condições de metamorfisuro a que fotam

expostas as rochas e a relação temporal existente entre os eventos metamórficos e a deformação qLle ocoüem na

álea, ainda seguem como queslões passíveis de discussão, O texto que segue busca mostrar diferentes trabalhos

que contÌibuem na compteensão da evolução desta unidade,

O Complexo Metamórfico Brusquejá fbra alvo de inúmeras e distintas intetpretações, Já fora intelpretado

como uma associação de margem contìnental passiva relacionada com a evoh,rção de um cintulão ologênico

(!-t agoso-Cesar, 1980; Basei (1985); Basei e Teixeira, 1987). Caldasso et al. (1995) intetpreta o CMB como uma

assocìação relacionada a evolução de depósitos plataformais e leques submarinos, tendo como áteas fontes

tochas paleoplote|ozóicas. Silva (1991) sugere para o CMB uma evolução relacionada a uÌn ambiente do tipo

r'y'i, intetpretação tamtrén adotada nos tlabalhos de Sander'(1992), Pl\ill\p et al. (2004) e Carnpos (2007),

É consenso entle divelsos autores que o CMB constitui uma seclilôncìa metavulcano-sedimentar conposta

pÌincipalmente por metapelitos, filitos e xistos micáceos intelcalados com semi-pelitos, qualtzilos, rochas calci-

silicáticas, nrármoles, xistos magnesianos, com algumas rochas metavLrlcânicas félsicas, máficas e ultlamáficas,

metamor'fisaclas em condições de fácies xistos veÌdes â anfibolito em condições de baixa P-T (Basei, 1985, 1990;

Silva, l99l; UFRGS, 2000; Phillip er a|.,2004; Campos, 2007). Basei (1985) propöe um zoÌìeamenlo

metamórtìco ocoflente de NW pala SE, varianclo da zona da clolita (NW) a palagnaìsses com andalusita,

granada e biotita (SE). UFRCS (2000) e Phillip el al. (2004) propõem um padrão de zoneamento metamórfico

complexo, com Ìepetições e incongruências de zonas metamólficas, que var¡âm desde a zona da clorita,

passando para biotita, grânada, andaluzita e coldierita.

Segunclo UFRGS (2000) e Phillip et al, (2004), apesar da complexa estruturação do CMB, a superfÍcie de

deposição original (S0) é r'econhecida com liequência, principalmente por variações de tamanho de gr'ão e da

composição entre as camadas, permitindo o reconhecimento de seus protólitos. Por outlo lado o metamorfismo

não favorece o estabelecimento de fäcies para subdividir os conjLlntos litológicos. Assim, o CMB fola dividido

em cinco conjuntos litológicos com base nos protólitos predominanles: (i) Subunidade Clástica, (ii) Subunidade

Quimica, (iii) Subunidade Clástico-química, (iv) Subunidade Metavulcânica Básìca e (v) Subunidade

Magnesiana. A sedimentação é interpretada como dominantemente mar'ìnha e relacionada provavelmente a um

e Co texlo GcoleclõtticÒ

Tes¿ ¿¿ Douloì¿tlo

sistema dc r'ÚJ que evoluem para uma margem continental, sem legistro de crosta oceânica. Esta intetptetação é

também evidenciada por Campos (2007), qLte mostla que as rochas máficas e ultramáficas da por'ção sul do

CMB mostram caráter motaluminoso e afinidade toleitica, enriquecida em elementos continentais, Ainda de

acordo com estes autoÌes, a evolução tectônica do CMB está relacionada a um ovento tangencial (Dl-D2), cujo

desenvolvinento ptogtessivo é tesponsável pelo desenvolvimento da foliação etantórfica (Sr). A transposição

desta foÌìação gera a superfície 52, em geral paralela a Sr, que constitui a xistosidade plincipal encontrada nas

rochas do CMB. A plesença de zonas de alta deformação nos eventos defolmacionais de baixo ângulo, marcadas

pela transposição da Sr e geração de zonas de cisalhamento dúcteis subholizontais, é indicativa da existência de

intercalação tecfônica de fatias or¡ lascas ao longo da evolução do cintu[ão. Estas estmtr.lras folam afetadas por

um eyento transcolrente (D3), sob condições de deformação dúctil a dúctil-r.úptil. A delormação e o

metamorfismo legional orogêuico (Mr e M¿) são interpletados neste trabalho como polifäsicos e ocorrentes no

Neoprotelozóico, associados a um processo de colisão continental.

Tem como contraponto os trabalhos de Basei (1985) e Basei et el. (2008), que interptetam a for.mação da

paleobacia em uma margem continental de idade neop|otelozóica. O rifteamento teria ocotriclo entre 843+ l2 Ma

e 834.7¡8.1Ma (U-Pb SHRTMP em zitcão), e estaria associado temporalmente à geração de glanitos do tipo-A.

O final do processo orogênico colisional deve ter ocorrido por volta de 600 Ma (Basei, 1985) ou 530 Ma (Basei

et a|.,2008).

Segundo Campos (2007), o perfoclo de sedimentação e do vulcânismo, bem como as idades dos eventos

metamóllicos ainda não estão bem estabelecidos e resultados conflitantes não perntitem deIÌnìr' Lrm quach.o

coetente da evolução temporal do complexo. Basei (1990) corn base em determinações de idades U-Pb'I'lMS er¡

zilcões detríticos de xistos peliticos sugeÌe un inte|valo de I500 a 2000 Ma para â sedimentção do CMts,

indicando a idade modelo Nd (TDM) de 1670 Ma obtida em rocha metavulcânica básica do CMB como idade

limite de sedimentação do mesmo. Hartnann et al. (2003) atestâm que a idade de seciimentação da bacia é ainda

indeterminada, mas sugeÍe uma idade mais jovem qw 2023r'7 Ma com base em daclos U-Pb SHRIMp obtidos

em zircões detrfticos de quartzitos do CMB. Enr Basei et al. (2008) os autoles estabelecem, através de

geocronologia U-Pb SfIRIMP em zitcões detrlticos de um mic¿ x¡sto de corrtribuìção vulcanogônica, r¡ue as

áleas fontes do CMB são essencialmente mesopoterozóicâs e neoptoerozóicas, com ausôncia cle idades

afqueanas, com picos definidos em 2,2 - 1,8 Ca; l,ó -1,2 Ga e 600 580 Ma, respectivamente. Silva ¿/ d¿

(2002) interpretam a idade magmática U-Pb SHRIMP de 639+ I I Ma, obtida om metariolito na legião de

ltapema, como un registro do episódio vulcânico sin-deposicional, o que aponta a idacle de sedimentação da

bacia como neoploterozóica,

Segundo UFRGS (2000) e Phillip et ql. (2004) o CMB contém diversas intlusões graníticas, que

seccionam o CMB em duas paltes e cujas relações temporais e estruturais indicam a geração de dois grandes

eventos de magmatismo granítico distintos.

Segundo Philìip e Campos (2010), o primeiro está relacionado com a evolução metamór'fica clo complexo,

caracterizado por corpos lettcogl ânfticos com dimensões métricas a centométlicas e fotmas tabulares, de

disposição subholizontal, As telações estruturais entte o posicionamento destes col?os gÌaníticos e a evoluçào

e Conlù:lo Geoleclôfiico

fes¿ de Dotttomdô

metamódico-deformacional do CMB, associada aos par'âmetros geoquÍmicos e as feições tectônicâs e

geocronológicas são consistontes com um magmatismo relacionado a fusão crustal em ambiente colisional no

final do Ciclo Brasiliano. Os leucogranitos constituem corpos tabulares posicionados nas supetfícies axiais das

doblas F¡ relacionadas a primeila fase de delbrmação regional do CMB. A iclentificação das foliações

magmática e milonítica subparalelas a estes corpos confirma o caráter sin-D¡ desta granìtogênese e vincula os

mesmos âo pico do rnetamorfismo colisional que afetou este complexo. As relações estruturais sugerem que o

posicionamento dos co|pos é anterior a transposição e formação da xistosidade 52. A vinculação da lormação dos

glanitóides as plincipais fases da tectônica defolmadora do Complexo Metamórfico BrLtsqtte indica que este

magmât¡sn1o é de idade Neoproterozóica. As relações estruturais e a ausência de metamorlÌsmo de contâto

difelenciam estes leì.rcogranitos dos granitos Valsungana, Corre-Mar e Serra dos Macacos.

Estas observações lessaltam a diferença tempolal entre os leucogranitos e os demais glanitóides que

cortam o CMB, Além das relações estruturais, os granitos Corre-Mar, Valsungana, Serra dos Macacos (UFRCS,

2000) cottam de modo discordante as t'oliações Sr e 32 e desenvo¡vem metamorfismo de contato nâs unidades do

cMB (Caldasso ¿/ a/. 1995; UFRGS,2000; Philipp al a/. 2004, Philipp e campos, 2010).

Bitencourt e Na|di (2004) estudaram o Granito ltapema (GI), uma impofiante massa granítica composta

por hor.nblenda-biotita granitos a granodioritos de textula fina a média com abundantes xenÓlitos de rochas

encaixantes e agr.egados máficos ilregulales. Este corpo de orientação EW a NE-SW, com aproximadamente 100

Km2 cle ár'ea aflorante, secciona junto com glanitóides de idade neoproterozóica, o CMB. As relações de contato

na porção sul com o CMB, bem como com o Complexo CamboÌiÍr são fo|temente obliteradas pela entlada cla

expressiva massa cle granitos neoproterozóicos. E grande parle da borda SE é ¡ecoberta pot seditneltos

cenozóicos, o que torna difícil a avetiguação dos contatos. Contudo, as eslrutulas internas deste gtanito mostrâm

direção NW a EIV na porção sul da intlusão e são prog|cssivamente rotacionadas pala NE-SW quando em

di|eção ao norte da mesma, o qLìe âptoxima a estrutuÍação desta inttusão à estruturação das rochâs do CMB. Para

Phlillip ¿/ al. (2004) âs relações de contato entre o Granito ltapema e as rochas do CMB não apresentam

evidências diretas de carnpo sendo de difícil interpletação, entretaúo, Bitencourl e Naldi (2004) sugerem que o

r.efèr ido granito é int|usivo no CMB. Para os úrltimos, a geometria e distribuição da foliação de fìuxo do Glanì¡o

Itapema sugere que ele é uma intrusão subhotizontal "em folha" (sheet-like intnßion) e que seu posicionamento

foi contt.olado por cavalgamentos em condições P-T compatíveis com a fácies anfiboli¡o superiot. Sua origem é

compatfvel com fusão crustal, relacionado à evolução dos rnigmâtitos do Complexo Carnboliú A idade U-Pb

SFIRIMP em zircão do Grarìito Itapema é interpretada por Ha ftmann et ql. (2003) como paleoproterozóica, sendo

292 Ga a idacle de cristalização, com posìciona[rento controlado por estrututas de baixo ângulo durante tlm

evento maio¡ do Ciclo T¡ansamazônico, e defonnação em 598 + 6 Ma. Contudo, esta idade é ainda controversa e

autor.es como Basei (1985) e Basei e/ at. (2010) clefinem uma idade neoproterozóica para o mesmo granito e

relacionam sua evolução com o clímax metamórlico, que por usa vez é responsável pela migmatização dos

gnaisses encaixantes.

A segunda fase de magmatismo glanítico do CMB é mais tardia e apresenta colocação relacionada à

evolução das zonas transconentes, que são relacionadas ao metamorfismo M3, que por sua vez está relacionado à

Cûpituto Il/- Geologia Regionol ¿ Conldlo Geol¡tclõnico

tectônica transcorrente (D3). Neste contexto, os Crânitos Corre-Mal, vâlsüngîna e Serrâ dos Macacos

sepatam juntamente com o Granito ltapema, duas seqüências metavulcano-sedimentares do Complexo Blusque e

desenvolvem metamolfismo de contato nestas rochas. Este metamorfismo de contato dcsenvolve cornubianitos

pellticos e calci-silicáticos, sob condições metamór'ficas de fácies albita-epidoto cornubianito a piroxênio

cornubianito (Phillip et a\.,2004). O posicioramolìto de ambos granitos está relacionado à evohLção das zonas de

cisalhamelto de alto ângulo ZCIP e ZCMC. Os colpos granlticos são alongados segundo NE-SW, paralelos às

estLuturas regionais subvedicais. Estes granitóides apresentâm foliação mâgmática bem desenvolvicla, definida

pelo alinhamerto dirnensional de nìegacristais de felclspatos e biotita, e são concordautes conr a D: do CMB.

Estes granitos são interpretados pol BitencorÌft e Nardi (2000), UFRGS (2000) e Phillip er al. (2004) como

pertencentes ao magmatismo neoproterozóico do Batólito Florianópolis, sendo todos granitos sinfectônicos

posicionados em zonas de cisallìamento de baixo grau de deformação vinculados ao Cintur'ão de Cisalhanento

Sul-brasileiro (Bitencourt e Nardi, 2000). Contudo, alguns al¡tores como Basei (1985, 1990) propõem a

clesvinculação dos granitos intrusivos no CMB do Batólito Florianópolis. Er¡ Basei et al. (2000) os autotes

alìlmam que todos estes coÌpos granlticos mostram caracteristicas tardi-tectônicas em relação às fases pl.incìpaìs

de metamo¡fismo e defo|mação das ¡ochas metassedìmentares encaixantes pertencentes ao CMB. Na presente

tese estes granitos não são interpretados como vinculados ao Batólito Florianópolis, sendo tratados a parte,

Embora haja incoerência n^s design¿ções utilizadas na literatura, seguem algumas das designações

geotectônicas utilizadas para o CMB e para os granitos intrusivos no mesmo, Chemale a/ al. (1995), Phillip et û1.

(2004) e Philipp e Campos (2010) colocam estas uiìidades no Cinlurão Trjucas (CT). Já Basei (1985, 1990) e

Basei et ql. (2000) colocam est¿rs unidâdes como Cinturão Dorn Feliciano, pertencentes ao Dornínio Interno de

Basei (1985). Silva et ql., (2005) aglupam estas unidades sob a designação de Cintur'ão Ologênico Dom

Feliciano. No trabalho de Lopes (2008), o Granito ltapema juntamente com os Glauitos Valsungana e Serra dos

Macacos são aglupados sob a designação de Grânitóides Regionais,

Ainda no Domínio Centlal, há a ocolrência do Complexo Camboliú (CC), O CC foi formalnente

denominado e definido colno tal no tlabalho de Chemale e1 al. (1995), onde estes autores agrupam sob esta

designação gnaisses, migmatitos e glanitos calcialcalinos localizados na porção centro-leste do estado de Santa

Catarina. Em um estudo de detâlhe do Cornplexo Carnboriúr rcalizado por Lopes (2008), se observa um

refinamento das unidades que compõem o CC dado a escala do tlabalho. Assim, segundo esta autoÌa, o CC é

constituído por gnaisses migmatiticos, glanítóides e lochas metamáficas cortadas pol cotpos glanítìcos de

composiçõcs diversas, vinculados ou não a evolução do Complexo. Os co|pos migmatíticos são de tamanho e

formas variadas, todos alinhados segundo a direção NE, em concorclância com as zonas de cisalhamento

regionais (ZCIP e ZCMG).

UFRGS (2000) e Phillip el al. (2004) afir'mam que as relações de contato entle o CC e o CMB são

tectônicas, calactelizadas por uma zona de cisalhamento de empurrão que coloca em contato ambas as unidades

a norte do Granito ltapema. A averiguação dos contatos é muitas vezes dilicultada pela colocação próxirna a

estes dos granitóìdes neoproter ozóicos.

Inúmeros estudos com diversos enfoquesjá folam realizados no Complexo Camboriú. Contudo, a oligem

Caoítulo ll/ Geoloçia lleþþnal a Cotl¡eJclo Geoleclônico

e evoltlção deste complexo seguem aincla um tanto controversa

Na concopção cle Chemale et al. (1995), o Complexo Carnboriir constitui provavelmente remanoscentes

ântigos dentro do Batólito Floranópolis, sendo constiluído por gnaisses migmatíticos de composição tonalitico-

tlondjhemítica (Silvâ, 1987; tsasei, 1985). Ent¡etanto, os dados geocrônológicos disponíveis não são conclusivos,

permitindo apenas identifical essas oco|rências como as unidades mais ântigas (Pâleoproterozóiczrs) no interior'

do batólito.

Os gnaisses e migmatitos do Complexo Camboriú foram relatados por Basei et al, (2000) como núicleos

antigos do Cintur'ão Dom Feliciano, enquanto o Complexo Brusque, bem como o evento de fusão cftlstal e

geração de gtanitos do tipo ltapema, foram considerados parte do Cintrnão Dom Felìciano, de idade

neoprotelozóica em Basei (1985).

Harlmann et al. (2003) propõem, âtr'âvés de estudos de U-Pb SHRIMP em zilcão, que os gnaisses e

migmatitos do Complexo CamboriÍr folam gerados em um possíve) ambiente de margem cont¡nental ativa

aproximadatllente em 2,25-2,00 Ga dulante o Ciclo Transamazônico. A extensa deformação e magmatismo

oconerâm ao longo de zonas de cisalhamenlo transconentes que compõem o Cinturão de Cisalhamento Sul-

brasileiro, com picos aproximados enlle 0,63-0,59 Ga, que correspondem à geração do Batólito Florianópolis.

Pala estes autores, o Complexo Camboliú é formado entre 22502000 Ma, possivelmente acima de uma zona de

subducção ativa ao longo de uma margem continental antiga (nenhuna indicação dâ posição cìa zona cle

subducção foi observada no campo, mas a presença de anfibolitos e a qLrlmica das Iochas granlticas sugerem sua

presença no Paleoproterozóico).

Silva et al. (2005), também com base em estudos de U-Pb SHRIMP em zircão, propõem que o Complexo

Cambo[iúr é um complexo policiclico que se desenvolve nas seguintes etapas: (ì) orlognaisse tonalítico (G l) com

ca. 2500 Ma (Rb-Sr, Basei 1985) e 2000 Ma U-Pb SFIRIMP; (ii) uma fase glanítica/migrnatítica t'oliada

(sienogranito anatético) (G2), com núcleos herdados datados em 2006,b3 Ma e idade magmática de ca.610-620

Ma (determinação indireta), injetada nos gnaisses Gl, dos quais clelivalia pol fusão parcial. O granitóide da fase

G2 registra intenso retrabâlhamento a ca. 590 Ma (Babinski et al. 1997, Silva et ql. 2000), possivelmente

associado à retùsão parcial, durante a injeção do batólito, representado por intrusões graníticas taÌdias (C3) com

co. 610+6 Ma U-Pb SHRIMP. A principal população de núcleos magmáticos paleoploterozóicos é interpretada

como restito herdado de fusões palciais de um gnaisse (meta) tonalílico adjacente e de tochas anfibolíticas

encaixântes (paleossoma). O reconhecimento de sobrecrescimentos e cristais novos de idade neoprotetozóica

(precìpitados por fusão) e a proveniência restlticâ dos nircleos, suplanta a interpretação pr'évia cle Silva et ql.

(2000) de nitcleos magmáticos paleoproterozóicos e sobrecrescimentos metamótficos neoprotelozóicos. Esta

nova intelprotação das idades das rochas que compõem o Complexo Cambo|irli, bem como das tochas glaníticas

tardias do Batólito Ëlorianópolis, fo|necern dados para interpletaçöes divetsas acerca da evolução tectono-

metamórfico-magmática do Batólito Florianópolis e sug€re que as áreas consideradas como de idade

paleoproterozóica lotam sLrpetestimadas nos trabalhos anferiores, A re-interpretação proposta pelos atltores

elucida a evolução policfclica do CC.

O trabalho cle detalhe de Lopes (2008) realizado no CC utiliza dados de campo, estruturais, petrográficos,

¿ Cûht¿\¡û C¿ôtectôni¿t)

'Iese de Do lor4.lo

microestrutru ais, geoquímicos e isotópicos em rocha total para elucidar plocessos evolutivos dos gnaisses

migmatlticos do CC, bem como sua lelação com os granitóides regionais, Pata esta arLtora, as idades TDM

sugerem que o materiâl que dá origem às lochas do CC foi extraído do manto entte 3,0 e 1,5 Ga, com a rnaior'

concentração de dados por volta de 2,5 Ga. A paftir de então, as rochas foram s[bmetidas a processos de

fiacionanenlo e ftLsão parcial. As idades paleoprolelozóicas (Basei, 1985; S\lva et ø1.,2000; Llarlnann el 4¿,

2000,2003) são provavelmente relacionadas às idades de cristalização das rochas que conslituem o Complexo

Camboliír. No entanto, reciclagem crustal é evidenciada na evolução petÌogenética, com no mínimo um evento

anatético, provavelmente ocorrido no Ciclo Brasiliano. A autora uliliza a idade média de 595 Ma pala cálculo de

todos os dados isotópicos gelados no estudo. Estes dados folam balizados pelos dados U-Pb SHRIMP em zircão

descritos na literatura, como 583+26 Ma de Basei ¿¡ crl, (2000),590 Ma de Silva et ql. (2000) e 598+26 Ma de

Hartmann et al. (2003), que intelptetam estas idades como eventos de fusão, deformação e/ou hidlotctmalismo

sobreposto ao CC. A anatexia eluciclada no estudo de Lopes (2008) é interpretada como de idade

neoproterozóica, estando assocjada a um evento de defolmação concomitante ao processo de fusão das lochas do

CC, confbrme também sr,rgelido em Basei el ø1. (2000). O conjunto de dados analisados sugere que o CC deve

ter sofiido do¡s eventos migmatiticos sepa|ados pol um longo período de tempo, e que durante todo este

processo permaneceu como um sistema fechado sem maiores tlocas com o extelior. A similaridade das

composições isotópicas das rochas do CC com os granitóides legionais (Glanitos Serra dos Macacos, Colre-Mar

e ltapema) sugere a derivação dos granitóides a partir de processos de fusão dos migmâtitos. Os valo¡es

negativos para tNd e positivos de eSr obtidos neste conjunto de dados sâo interpretados como indicadoles de

fontes essencialmente crustais, sem participação de manto, na gênese dos gtanitóides. Nos diagramas de

evolução Nd vs Ternpo são aplesentados dados c¡ue sugeren a or igem de to(las as rochas estudadas a paltil de

material aclescido à crosta ptincipalmente no PaleopÌotelozóico, com grande corcentlação ao redor de 2,5 Ga e

os valores dos isótopos de Pb, como p entre 8 e 10, apontam pata crosta superior. Neste trabalho é proposto que

a anatexia foi intensìficada pelo aumento do gÍadiente geotérmico provocado pelo grande volume de intrusões

graníticas brasilianas, conforme anteriormente ploposto pol Basei e/ ¿l¿ (2000).

llasei et ql. (2010), apresentaram um estudo de U-Pb SHRIMP em zircões de diferentes rochas do CC,

o¡rde sucessivos sobrecrescimentos nos cristais de zircão refìefem uma longa h¡stória cl ustal pat a oste Complexo.

Ctande palte desta história é registrada nos nírcleos dos cristais de zilcão, que começa em 3,3 Ga, tem

continuidade no Meso-Arqu€ano, com picos enhe 2,9 e 2,7 Ca, e é seguido de Lrm import¿ìnte episódio de

anatexia dulante o Riaciano-Olosiriano (2,05-2,1 Ga). No Ediacarano, enh'e 650 Ma e 590 Ma, os migmatitos

coln rìeossoma de idade paleoprotelozóica são submetidos a um novo evenlo tetmal, em condições de îácies

anfibolito supelior, que ocasiona difelentes graus de fusão dando oligem aos migmatitos bandados do CC em sua

plesente forma. Os mesossomas clos migmatitos folneceram idade 207Pb/206Pb arqueanas, com concentlação em

cct. 3,3 Ga e 3,0-2,9 Ga. O Paleoproterozóico é bem representado por idades concordantes em torno de 2,05 Ga.

Os núcleos dos zircões de leucossomas deformados fo¡neceram idades Meso-Arqueanas em torno de 2,98 Ga

enquanto as bordas sobrecrescidas folneceram idades de ca. 640 Ma Um dos leLLcogranitos, que cortam os

migmatitos do CC em alto ângulo, forneceu idades similares às obsewadas nos migmatitos, sugerindo que este

e Conlexlo Ceoleclôn¡co

'[ese.le Doùtôtedo

leucogranito podem ser detivados cla fusão dos migmatitos de idade cø. 2,14 Ca. As ida<les observadas a partir

dos sobrecrescimentos nas amostras deste leucogranito estão em tolno de 0.61Ga, e são interpretadas como a

idade de cristalização dos mesmos.

A evolução temporal e estrutural complexa do Cornplexo Câmboriúr é tambérn destacada por Philipp et a/.

(2009). Neste tr¿rbalho os autores interpletâm o CC corno de iclade paleoporterozóica, com evolução estrutural

complexa com ao menos quatto fases de deformação, sendo a principal fase de migmatização a primeila. Os

autoÍes aplesentam dados cle monazita po| U-Th-Pb EMPA em gnaisses pelíticos e estes ctistais apresentam

padrões de zonação complexos, evidenciando a evolução policíclica destas unidades. O mapeamento das

zonações dos cristais permitiu a identificação do metamorfismo orogênico colisional, bem como eventos

posteriores, como a colocaçào de granìtos sin- a tardi- colisionais e granitos pós-colisionaìs. Para estes autores,

os dados est[ltulais e geoc|onológicos indicam que o CC tem ao menos um registro de metamolfisnro o|ogênico

de fácies anfiboli¡o médio a superior, provavelmente relacionado a um evento de colisão. A idade Url'h-Pb

obtida em monazita para este evento é de 630-650 Ma, com superposição de idades entre 620-600 Ma e 600-580,

que representam os eventos de geração dos difelentes granitos.

Basei et al. (2000) interpretam as rochas do CC como megaxenólitos do embasamenlo carlegados pelos

gfanitos. Já Lopes (2008) pretere esta idéia devido às dimensöes dos afloramentos e a incapacidade dos

gtanitóides em caruegar xenólitos destas dimensões. Afir'ma ainda que, aposar das atitudes variadas das estruturas

encontradas nas rochas clo CC, há coerência nas atitudes do acamamento do migmatito estÍomático com as

osttuturas regionais. Assim, a autora interpreta que as |ochas do CC podem lepresentar tetos pendentes no

intelior dos granitóides, o que tarnbém é sugerido por Peternell et ø1. (2010).

O Complexo Camboriir é comumente retèrido na literatura sob dif'erentes designações, que advém de

dìferentes interpletações geotectônicas. Assim, termos comumente enconhados na literalura no que tange às

rochas do CC são: núcleos do embasamento dentlo clo Schist Belt (Baset et q\,,2000), senclo também parte do

Dominio Interno de Basei (1985), CintrLrão Glanitico Dom Feliciano, que aglutina o CC e o Batólito

Fforianópolis (Chem ale et a|.,1995) e lrli¿ru do embasamento (Silva ¿f d¿, 2002;2005).

2.3. Domínio St

O Dominio Sul do Escudo Catarinense corresponde à região situada a sul da Zona de Cisalhamento Majol'

Cercino (ZCMG), compreendendo grande parte da legião leste de SC. A ZCMG separa as lochas supracrustais

do Complexo Metamórfico Blusque das roçhas granlticas ocollentes a sul desta estrutura. As principais unitlades

oconentes na área são lochas graníticas neoploterozóicas que compõem o BatóLito Florianópolis e unidades mais

antigas do Complexo ÁgrLas MoInas. Assim, este domínio é composto por ortognaisses e poÌ um grande volume

de glanitóides, precoces ou tardios em relação a eventos tectônicos abrangentes, de natureza tangencial ou

transcorrente, com um volume menos expressivo de intrusões básicas e/ou máficas, as quais ftequentemente

apresentam uma vinculação com o magmatismo ácido (Bitencoud e Nardi,2000). Adicionalmente, intlusões

graniticas e básìcas desvinculadas de eventos deformacjonais são desctitas na literatura, sob a desìgnaçâo

genérica de "intlusões tardias" ou "gtanìtos pós{ectônicos".

Il/- e C on teio ( le ô1 e¡: t ô n i.o

A estratiglafia dos granitos é ainda plecariamente conhecida, acauctando muitas incertozas quanto à

proporção relativa de gnaisses e migmatitos vr granitóides, e de magmatismo associado aos legimes tangencial e

transconente. Embora diversos trabalhos de mapeamento geológico básico focado nas relâções estratigráficas e

estruturais entre as diversas unidades ocolrentes no Escudo Catalinense, bem como trabalhos de caracterização

geoquimica, tenhanì sido realizados, como os de Bitencolul (1986), Uf,RGS (1999 e 2000), Bitencourt e1 c1.,

(2008), Philipp et al. (2004,2010), Florisbal (2007), Passarelli et al. (2010) entre ouhos, ainda não s€ tenr um

cenário ilustrativo das relações entte cada uma das unidades que compõem o Batólito Florianópolis e sim alguns

estudos, ola de escala e abordagem legional, ola dc extlerno detalhe, que não buscam a compteensão e

integração dos dados gerâdos nas diversas escalas.

No estágio atual de conhecimento, a situação ideal ainda não se velifica, de lorma que os dados da

literatura são muitas vezes conflitantes (e.9. Fernandes et al. 1992; Basei 1985, 1990; Basei et al., 2000, 2005,

2008; Chenale et al. (1995,2003); Silva (1999,2000,2002,2003,2005); Flolisbal 2007; Florisbal et a/,,2009;

Passarelli e/ a¿ (1996,2010). A geração extensiva de dados isotópicos e geocronológicos nas rochas gnáissicas e

gmnílicas do Esqrdo Catarinense não acompanhada de mapeamento geológico-estrr.rtural o estudos de petrologia

paru a investigação das lbntes do magrnatismo tem gelado múltiplas e conlrastantcs interpletações, muitas vezes

ocasionadas por aglutinações de diferentes unidades em um só grupo, o que aca eta supersimplificação de

associações complexas, muitas vezes com padrões evolutivos policlclicos e contribuições de fontes diversas, Isto

leva a utilização dos granitos, que constihrem importantes indicadores geotectônicos, à construção de concepçöes

conflituosas sobre a evolução do pr'é-cambriano no sul do Brasil.

O Complexo Águas Mornas (CAM), segundo Silva et al. (2000, 2005), ablange lochas granito-

gttáissicas mignatíticas de idade paleo- a neoproterozóica. No tlabalho de Silva c¡ ø1. (2005), os autores

cornpaftimentam o CAM em: (i) r'estos de ortognaisses tonalíticos (Cl) e anfÌbolitos com idades nào

detelrninadas; (ii) intercalações de graritóìdes de glanulação g|ossa foliados (monzogranitos anatéticos) (G2)

intrusivos na fase Gl, com idades de herança de cø, 2175+13 Ma; (iii) os granitóides da fase G2 mostlam intenso

retlabalhamento a cct. 590 Ma ¡Silva et al. 2000), possivelmente lelacionado à r'efusão parcial, durante a

colocaç¿io do Batólito Florianópolis, representado por intrusões graníticas tardias (G3). A idade de 592 +5 Ma

obtìda nas bordas cle zitcões por U-Pb SHRIMP (Silva e/ 4i.,2005) é ¡nterpletada como a idade de migmatização

do CAM. Do nesmo modo que no Complexo Camboriú, a reavaliação clos dados SI-IRÍMP prévios de dois

granitos anatéticos (C2) do Co¡nplexo Águas Mornas revelou padrÕes mollológicos dc crcscimento mflis

complexos nos cristais de zilcão, onde os sobrecrescimentos dos núcleos herdados desenvolyeÌn contatos

abruptos com as proeminentes bordas precipitadas por fusão, datadas en cu. 592+2 Ma. populações

significativas de núcleos hetdados com textulas magmáticas f'oram datados em 2175J.13 Ma e caracterizan] os

granitos anatéticos do Complexo Águas Mornas. A principal populaç¿fo de núcleos magmáticos

paleoprotel ozóicos é interpretada como restito herdado de fusões parciais cle um gnaisse (meta) tonalítico

adjacente e de rochas anfibolíticas encaixantes (paleossoma), O reconhecimento de sobrecrescimentos e cristais

novos de idade neoproterozóica (precipitados por fi.rsão) e a proveniência restítica dos núcleos, suplanta a

interpretação prévia de Silva e¡ cl (2000) de núcleos magmáticos paleoprotelozóicos e sobrecrescimentos

CttDitrrlo l¡/ G¿oloaia Resio al e Ca tetdo Geotectóttico

'I¿.t¡! ¿¿ Dortom.lô

metamórficos neoproteÌ ozó ¡cos. Esta nova interpÌetâção das idades das rochas que compöem o Complexo Águas

Mo¡nas, bem como {as rochas graníticas taldias do Batólito Florianópolis, fornecem dados para interpretações

diversas acerca da evolução tectono-metamórfico-magmática do Batólito Florianópolis e sttgete que as áreas

consideradas como de idade Paleopr oterozóicas folam superestimadas nos trabalhos anterjores, A re-

interptetâçào proposla pelos a rores elucida a evolução policíclica do Cornplexo Águrs Mornas. Por isso. c

como as rochas encaixantes de idade neoprotet ozóica não definem uma unidacle continuamente exposta, os

autores sugelem uma crite|iosa reavaliação das relações de campo para dìscriminar caftograficamente os

componentes paleo- e neoproterozóicos. Com base em dados U-Pb SHRTMP em zircão estes autores apontam

para a consistência dos nesmos com a caracterização do magmatismo do Batólito Flolianópolis como

dominantemente de arco mâgmático continental maturo com teciclagem de crosta continental, O Complexo

Águas Mornas ó intepretado pol estes autores como inliers clo embasamento dentro do Batólito Flolianópolis. .lá

em Basei et at. (2OOO), os âLttot es denominam como Águas Mornas uma Suíte qr.re compõem o Batólito

Florirnópolis. conlonrre desclito a seguir.

O Bâtólito Florianópolis (BF) corresponde a um expressivo cinturão granítico de orientação E-NE,

ocorrente predonrinantemente na porção leste de Santa Catarina. Este cinturão granítico já fora alvo de diversas

interpretações tectônicas e sua compartimentação, estruturação e evolução geoquimica e temporal são ainda alvo

cle cliscussões na literatura. Contudo, a maior parte dos autores está de acordo com a pledominância de

magmatismo calcialcalino nas primeiras manifestações magmáticas neste batólito e alcalino como as finais.

TâmbéJn é coÍìsenso que o Batólito Florianópolis é co¡relácionável com os Batólitos Pelotas, no Rio Grancle do

Sul, e Aìguá, no Uruguai. O texto que segue procura contexlualizar', no cenário atual, dados e interpretações,

bem como modelos geotectônicos, compartimentações e idades propostas para esta unidade.

Basei et al. (2000) clefinen três suítes que compõem o Batólito Flolianópolis com base em dados de

canìpo, petl.ogr'álìcos e geoquimicos: Águas Mornas, São Pedt o de Alcântara e Pedras Grandes. A Suíte Águas

Mo¡Ìas compreende plútons graniticos deformados, migmatíticos, com ptedominância de leucossomas

monzograniticos e mesossomas/paleossomas de composição mais máfica. Rochas máficas também ocorlrem

com fi.equôncia. Basei (t985) inclica idades U/Pb TIMS em zircão e titanita de 606*12 M4 indicando idade

neopt oterozó ica de cristalização e interpr etando a cleformação como posterior à stra fol mação. Basei ¿/ 4¿ (2000)

colocam dentÍo da Suíte Águas Mornas a Sufte Paulo Lopes, composta pol biotita monzogtanitos

protomiloníticos a miloniticos do tÌpo cugen, cuja idade U-Pb SHRTMP em zirção do Granito Paulo Lopes é

detÌnicla por. Silva et al. (2003) em 626+8 Ma. A Suíte São Pedro de Alcântara é composta principalmente por

biotita gran¡tóides cinzentos, de textura equi- a inequiglanular', fiacamente deformados e com schlieren máficos

frequentes. Ditètentes graus de cleformação são superimpostosos, com leve foliação desenvolvida, sendo o

caráter desta foliação não ind¡cado. A associação dos granilos com corpos de gabros e dioritos é tarnbém relatada

neste tr.abalho. Do ponto de vista mineral e geoquímico é considelado o magmatismo menos evoluído do

batólito. A idade U-Pb TIMS em zircão de 617+38 Ma, obtida em um monzonito é considerada pelo autor

concordante com o dado Rb/Sr de 593t24 Ma e 595111 Ma obtidos em um quartzo diorifo e no mesmo

monzonito supracitado, I espectivamente, A Suíte Pedras Grandes ablange granitos róseos, leucocláticos,

Cûpírulo II/ Geologia llegiondl a Co leflo Ceôteclôûico

Tes¿ cle Dotttora¿o

isofópicos, que ocoÌreln como pequenos s/oc¿J a grandes bâtólitos. São ¡nterpretados colno a oxpressão

magmática final do Batólito Flo|ianópolis, estando associados tempolal e espacialmente às rochas vulcânicas

ácidas, com abundantes xenólitos de granitóides deformados, e possuem afinidade alcalina, Os autoles citam os

g|anitos Tabuleiro e da Ilha como dois exemplos tipicos desta Sulte. Silva et al. (2005) inteçretam, através de

dados U-Pb SHRIMP em zilcão, a idade de 617+9 Ma corno núcleos heldados e a idade de 597!9 Ma como a

idacle de cristalização do Granito 'l abuleiro. Idades Rb/Sr de Basei (1985) indicam continuação tempolal deste

magmatismo alcalino er¡ torno de 550 Ma.

Basei et ø1. (2000) relatam ainda o magmatisrno do limite norte do Batólito Flolianópoìis, correspondente

ao magmatismo inserido dentro da Zona de Cisalhamento Major Gercino, Neste trabalho, os autores destacam

que estes granitóides, embola crono-correlatos, são petrográfica e geoquimicâmente diferentes dos glanitóides

que ocollem inhusivos no CMB, ou seja, os Glanitos Corre-Mar, Valsungana e Serra dos Macacos. Os dados

isotópicos daqueles grânitóides são semelhantes aos descritos para as rochas do Batólito Flolianópolis, com

predominância de idades modelos TDM mesoptotelozóicas (1,5*0,2 Ga) e sNd moderadamente negativos para

t=600 Ma. Estes dados foram obtìdos no Granitóide Roladol e Sienoglanito Fernandes, definidos pot Passarelli

(1996). Em um estudo recente, Passarelli et al. (2010) aplesentam idades U-Pb ID-TIMS de 609,t16 Ma pala o

Gtanito Rolador e 614t2 Ma para o Sienoglanito Fernandes, que são interpretadas como a idade de colocação

dos granitos durante o estágio inicial da movimentação tla ZCMG, sendo assim intetpretados como granitos

sintectônicos de colocação precoce em Ìelação à ZCMG. Ainda em Basei et al. (2000), os autores clucidam quc

os dados de zilcão obtidos pala o Batólito Florianópolis indicam que esta unidade se formou cssencialmente no

Ediacatano. Estes dados também sugerem que as várias fases de geração de glanitos, desde intensamente

defotmados até colpos isotrópicos tardios, foram gerados ern um inlervalo de no máximo 50 Ma. As idades mais

alltigas são de 640 Ma (idade máxima U-Pb em glanitóides calcialcalinos) e as mais jovens cø. 590 Ma (U-Pb

em zircão dos glanitos isotrópicos tardios). É possível que este intervalo seja menor polque a maiol parte dos

dados, af incluídas as determinações tadiométricas mais precisas obtidas no trabalho de Basei et ol. (2OOO),

ten(lem a se concentrar entle ó25 e 590 Ma,

O desenvolvimento do magmatismo do Cinturão Granltico (620-590 Ma) pode ser associado a formação

de um arco magmático maturo con] ilnportante participação crustal , gerado a paltil de uma subuducção de E-W

(Basei et ql. (2000). Basei (1985), Mantovani et al. (198'l): Babinski e¡ ø1. (1997), Silva (1999) urilizaram

geoquimica e dados isotópicos Sm-Nd para caracteÌizar as fontes do magmatislno granltico neoprotel ozoico e

apontam tlmâ contribuição majoritária de gnaisses Paleoploterozóicos/Arqueauos de c¡osta infeÌio| r'efundidos,

materi¿ìl grânítico neoproterozóico reciclado corn restritas adiçõesjuvenis. Passarelli et . (2010) interpÌetarn as

idades 610-614 Ma obtidas nos granitos sintectônicos a ZCMG corno a idade da tectônica compressional, que

pode set relacionada à aglutinação do cintr¡rão granítico às Ìochas srLpracrustais do CMB. Neste caso, a ZCMG

representa a sutura entre dois distintos terrenos e a idade de colisão entre o CMB e o Batólito Flolianópolis deve

ser ca, ó00 Ma. Contudo, Basei et ql. (2008) propõem que o Batólito Florianópolis representa um arco

magmático gerado pela subducção pala leste do Cráton Luis Alves sob o Cráton KalahaLi em 610 Ma e a colisão

destes dois terrenos ocorre em 530 Ma.

e Conterlo Geoteclónico

'lÞse ¿e Doutotaclo

Trabalhos mais abrangentes e de cunho regional como os de silva et al. (1999,2000) definem o Batólito

florianópolis como uma unidade gÍanítica neoprotelozóica de elol]gação N-S gelada no Ciclo Blasiliano Nestes

tt.abalhos, os âutores interpl.etam esta unidade como composta pledominantemente de rochas graníticas

calcialcalinas metaluminosas, forlemente difelenciadas, de derivação crustal e de caráter tardi- a pós-tectôtrico,

senclo a iclacle de colocação destes corpos granícicos situacla por volta de 600 Ma e relacionada à orogênese Dom

Feliciano. Silva ¿¡ ¿l (2002) colocam a Batólito Florianópolis como palte do or'ógeno Pelotas, e atlavés do

estudo da sufte Maurin, cle afiniclade alcalina (c4. 610-580 Ma), lelacionam o magmatismo do batólito como

tar<li.apóscolisional.Ain<lanestetrabalho,os¿lutolesfeinfofçamaintefpfetaçãodefortecontlibuiçãocII¡sfâl

nas fontes do magmatismo do Batólito Flolianópolis, embora admitam contribuição juvenil em algLtns plútons

tarcli-tectônicos de dìversos segmentos do Batólito, confolme indicado nos estudos de Bitencourt e Nardi (1993)

e Wildner er a/. (1990).

Etn oulra linha de concepção mâis lecente e de acoldo com a concepção de Base\ et al. (2000), Silva rzt a1'

(2005), estabelecem as idacìes de vár'ias unidades paleo a neoproterozóicas, através de estudos u-Pb SHRIMP em

zir.cão, e caractet.izam o magmatismo do Batólito Flolianôpolis como relacionado a um arco continental mâhllo

predominantemente reciclado. Cabe ressaltar que nos trabalhos de Silva a¡ ai. (2000, 2003 ' 2005), os antores

apfesentam dados e se referem ao Batólito Florianópolis tânto pafa as rochas inset idas na zcMG, bem como

sihradas a sul desta estrutura, quanto para as rochas glanÍticas intlusivas no cMB, como por exemplo os

GranitosValsungana(5g3tl6Ma.U.PbSHRIMPemzir'cão)eGuabirrrba(6l0t6Ma.U-PbSHRIMPem

zircão) estuclados por Silva et al (2003,2005) e intepretadas como peltencentes ao Batólito Florianópolis

Trabalhos como os de Chemale el at. (1995), Chemale el al. (2003), Hartmann et al. (2003)' Bitencoult

(1996),Bitencoì'ÌrteNardi(2000),Flor.isbalelal'Qoo9),Peter.nelle/al'(20|o)eGuadagninetal'(20]10)em

diferentes segmentos do Escudo catarinense, intelpretam o Batólito Flolianópolis com um cintulão granítico cle

idade neoproterozóica formado em ambiente pós-colisional, desvinculando â gênese deste batólito de uma

ambiente de arco magmático. Cabe ressaltat que, na concepção destes autoles, o Batólito Flolianópolis ablange

as rochas graníticas colocadas dentro da ZCMG, bem como as localizadas a sul da estÌ'utuÍa e os gran¡tóides

intrlrsivos no CMB não são interyretâdos como pertencenles a este Batólito'

Neste contexto, BitencouÍt e Nardi (1993) e Bilencotlt (1996), intelpretam que o cinturão Granítico

Dorn Felicjano, equivalente aos Batólitos Pelotas, Florianópolis e Aiguá, comporta sucessivos pulsos graníticos,

fiequentemento vinculados à ativiclade mantélica, que se expressa na forma de enclaves microgranulares

máfìcos, diques sinplutônicos e corpos dio|iticos e gablóicos sincrônicos. o magmatismo plLrtônico nesta faixa é

foltemente associado à tectônica transpressiva clo final do ciclo Blasiliano, e interpretado poÌ Bitencouft e Nal di

(1993,2000) corno tlpico de ambiente pós-colisional. Estes mesmos autores, intefpletallr que o plutonismo fora

controlado em sucessivas etapas pela mesma descôntinuidade de escala litostërica, ativa entre ca. 650 e 580 Ma,

definicla como Cinturão de Cisalhamento Sul-b¡asileiro (CCSb) em Bitencouft e Nardi (2000). Esta

descontinuidade compreende diversas zonas de cisalhamento anastomosadas, de espessuta quilométrica e

cinemática dominantemenle transcorrente. A maiol pade destas zonas é subvellical, com diÌeção

predominantenìente ENE, variando entre NS e N60E, de deslocamento horário ou anti-hotár'io Os dados

disponíveis apontam pa¡a condições de temperatura compatlveis com as d¿r fácies xistos verdes a anfibolito

inferìor dLrlante o estabelecimento das zonas que compõem o CCSb, com as temperaturas sendo periodicamente

elevadas por conseqüência da atividade magmática continuada (Bitencourt e Nardi 2000).

Na rcgião de Porto BeLo, a ZCMG é interpretada como uma mega-esfutula que contfola a âscenção e o

posicionamento dos magmas glaníticos nela colocados. De acordo com Bitencourt ( 1996) esta estlutula resulta

de cisalhamento simples em condições rúpteis-dúcteis (350'C a 480'C e 2 a 5 kb), com cinemâtica dextral e

distlibuição valiável e heterogenea da deformação das bordas para o centro. Bitencourt (1996) descreve duas

associações de lochas p[incipais (a) ortognaisses graníticos-tonaìílicos, com foliâção metamór'fica subhorizontal,

que representam o embasamento das rochas glaníticas brasilianas e definido como Complexo Porto Belo em

Florisbal et al. (201l) e (b) rochas granlticas deformadas a indeformadas relacionadas à evol.rção da ZCMG.

Com base nos dados geoctonológicos disponíveis, as zonas de cìsalhamento que ¿ìfetam o Cintulão Dom

Feliciano fotatn ativas eltte 650 e 590 Ma. Retrabalhamento em fácies xistos vetdes infetior foi determinado

através do método Ar-Ar em biotitâ nas Zonas de Cisalhamento Sierra Ballena (UrugLrai) e Dolsal de Canguçu

(Rio Grande do Sul) em ca. 540 Ma (Basei et a1.,2000). As melhores estimâtivas para esta fase, em Santa

Catar¡na, são indicadas por idades Ar-Ar em micas neofotmadas de rochas miloníticas da ZCMG com valores

pteferenciais em torno de 569 Ma (Passarelli, 1996) e K-AI em bìotitas do Granito Rolador e Sienogranito

Fernancles, ent¡e 561+ l8 Ma a 584+25 Ma (Passarelli et a|.,2010).

Com base etn dados de campo, petrográticos e geoquímicos, Bitencourt e Nardi (1993) dividi¡am os

gÌanitóides relacionados èL Zona de Cisalhamento Major Celcino em: (i) calcialcalino alto-K de catátet

metaltlminoso, do estágio precoce da transcoüência - Cranitóides de Quatro Ilhas, (ii) calcioalcalino alto-K de

caráter peraÌulninoso, do estágio p|ecoce da hânscolrência - Glanito Ma[iscal, (iii) shoslìonítico, sin-

tlanscorrel'ìte - Granodiolito Ëstaleiro e (iv) moderadameDte alcal¡no de catáter metaluminoso, tardi-

[ranscolrente Suite Intrusiva Zimbros, replesentada pelos granitos Zìmbros e Morro dos Macacos, riolitos e

rochas máficas, por vezes folmando diques. O Granito Mo¡ro dos Macacos consiste em L¡m corpo isolado, sendo

uma intrusão dorninantemente maciça, interpÌetado como um pulso de nragma posicionado fbla da legião de

influê¡cia da ZCMC.

Com intuito de estabelecer a relação tempolal entlc os plocessos magmálicos e defot nracionais, Chemale

et ø1. (2003) efetuaram datação U-Pb TIMS em zircão em várias intrusões da região de Porto Belo e Camboriúr,

no extrerno nordeste da ZCMG. Uma melhol ap|oximação da evol.rção magmática é apresentada usando

metodologia Sm-Nd com intuito de estabelecer o tempo de Ìesidência crustâl e as plováveis fontes do

magnatisÌno granítico alocados dentlo dâ ZCMG e em suas proximidades, As idades U-Pb TIMS em zircão dos

granitos da ZCMG variam de 641 a 590 Ma. Os Granitóides de Quatro Ilhas e Gtanito Maliscal que representan

o magmatismo posicionado nos estágios precoces da ZCMG são datados em 641 f 7.2 Ma a 63 I I l3 Ma,

respectivamente. É enfatizado que estes granitos apresentam estrutulas de baixo ângLrlo que progridem para

estluturas transcorrentes. Uma amostra do Glanito Estaleiro indef'olmado tem idade de clistalização em 602

13.4 Ma enquanto o Granito Estaleiro deformado forneceu uma grande incelteza devido ao processo de

cisalhamento que aletou estas rochas. O magmatismo alcalino (Granìto Morro dos Macacos) é datado em

e Cont¿flo A¿ ohcti;n ic.)

5g0l2Ma,queconstiltliaidademagmáticamaisjovenrencontladanast.ochasgraníticascolocadasnaZCMG'

AnálisesisotópicâSSm-Ntlf.oramlealizaclasemgranitosrelacionadasàZCMG(DomlniolnternodeBasei,

1985)eemgranitosocorlentesanorledaZCMG(DomíniolntelmediáfiodeBasei,1985),osgranitos

relacionaclos à zcMC, inclLlindo um xenólito de gnaisse tonalítico peltencente ao complexo Polto Belo'

mostram valores cle €Nd (t) entre -2 5 to -7 5 (t: 646 a 590) e idades modelo TDM de l'35 4 2'05 Ga O

conjuntodeidarlessituadoentr.e64le63lMa,obtirloparaosG[anitóides<leQuatrollhasecrani¡oMariscal,

tespectivamente, pode representat um estágio subhorizontal precoce da ZCMG As idades situadas entre 631 e

590 Ma sugerem o tempo de dulação do procssso lranscoltente' conforme a estratigrafia dos eventos

magmáticosdefinidaporBitencorllt(1996).Aassinatul.aisotópicaSm-N<ldal.egiãodePortoBelo,comirlacles

modelo infer.iores a 2,05 Ga (clìegando a valores tão baixos quanto 1,35 Ga) foi interpretada por chemale Jr" el

d. (2003) como mistura de fontes paleoplotet ozóicas retrabalhadas com fbntes juvenis [lasilianas'

Florisbal (2007) e Florisbal er at. (2oog) estudaram, atfavés de dados cle campo, petrogláficos,

geoqufmicos e isotópicos Sr-Nd-Pb, a Sulte Paulo Lopes na região de Galopaba (Granito Paulo t'opes - 626+8

Ma-Silvaslal.,2003),suldeSC'Nesteestudoosautofesinterpletamoposicionamentodasrochasgraníticas

pol.filiticas,deafinidatletoleíticaacalcialcalina,quecompõemestasuíle,comosintectônicoemfl.acocampo

lensional, em uma zona de baixa deformação, correlacionável ao CCSb'

ODomínioSul,noquetângeaosmodelosedenominaçõesgeotectônicasutilizadasnaliteratura'é

comumenterelèriclocomoCinttlÏãoDomFelicianodeBasejetal.(200s),queabrangeasrochasglaníticasdo

BatólitoFlorianópolis,excLtrindoasrochasglaniticâsintrllSivasnoCMB(EasternGrqnito¡t]Bel/),ecot.responde

ao Domínio lnterno de Basei (1985); Cinturão clanitico Dom Feliciano cle chernale et al (1995)' que abrange as

|ochas clos complexos Águas Mornas e camboliír e as lochas gtaníticas do Batólito Flo|ianópolis; Batólito

FloI.ianópolis(rochasglaniticasclentrodaZcMG,asuldamesmaeglanitóidesinh.usivoSnoCMB)ellrlier-sdo

embasamento(ComplexoÁguasMornas)deSilvae¡at.(2005)ouaindaCinturãocranlticoDomFelicianode

Bitencouft e Nardi (2000) que se refere exclusivamente às roclìas grânfticas do Batólito Florianópolis' incluindo

nesle as tochas gÌaníticas intrusivas no CMB'

3. Zon¿r de Cisalhamento Major Gercino

AzonadecisalhamentoMajolGercino(ZCMG)constituium<losmaisexpressivoslineamentosque

seccionamoEscLldodesantaCatalina.Bitencourt(I996)eBitencourreNaldi(2000)intelpl.etamaZCMG

comopal.tedoCinturãodeCisallramentoSul-brasileir.o,constituindottmadasramificaçõesdeespessut.a

quilométricâ nele conticlas. o cinturão de cisalhamento sul-brasileiro constittri tlma descontint¡idade de escala

cl.ustâI, ativa nos estágios finais da orogênese Blasiliana, Replesenta um cinturão transplessivo, composto por

inÍ¡metaszonasdecisalhamentoanastomosadas,eafetaasáreasdeescttclodoRS,SCeUrugttai,controlando

também o magmatismo granltico neoploterozóico'

SggtlndoBitencoult(1996),aZCMGrepresentaumaestrÙturatÌ.anscorrente,dedireçãoNE-SWe

cinemática dextlal, localizacla no limite notte do cinhnão Granitico Dom Feliciano, é uma impoltante estluttna

C'ryíltl¿ ll/ Glolngia Rcßtonal '' Col ¿(lo CrÔlccònrc''

'l'¿se ¿le Donloft¿n

de expressão regional, composta de diversos segmentos, que dofolma rochas glaníticâs e gnáissicas mais antigas

e contém sucessivos corpos granlticos sintectônicos.

A extensão total da ZCMG no estado de Santa Catarina é de aproximadamente 80 krn, Bitencourt ( 1996)

descreve, n¿r legião de Porto Belo, qLre a ZCMG consiste de uma estrutura com 5 a 6 km de largura e l4 krn de

extensão. Ësta zona de cisalhamelìto é composta de diversos seglneÌìtos e control¿ì a âscenção e o

posicionamento de glanitóides e rochas rnáficas associadas. Passarel li a¡ ø1 (1993, 1997 ,2010) re latam na região

de Canelinha, à oeste de Porto Belo, dois cinturões milonlticos: um cinturão noro este (northwestem óelt - NWB)

com I a 3,8 km de largura e um cirìlurão sudeste (routheostern bell - SEB) corn 500 rn a 2 Km de largula, ambos

com orientação NE, compostos de protomilonitos a ultramilonitos de cinemática dextral.

Segundo Bitencourt (1996), na região de Porto Belo, a direção média da ZCMC é 045-0508 e seu

movimento é tlanscolrente hor'átio, com uma componerte oblíqua suboldinada, que tende a eleval o bloco

noroesle em relação ao sudeste. O sentido de movilnento contÌasta corn o de outras zotas tlanscolrentes

similares descritas no Rio Glande do Sul e Uruguai, o que é esperado em clifercntes ramificações contidas no

mesmo cinfuÌão. Em menor escala, esta relação é observada também na região de Porto Belo, onde zonas de

cisalhamento transconente de olientação 020-030E, geradas nas mesmas condições de P-T sob¡e o Complexo

Granítico Estaleiro, apresentam movimento anti-horário. Outros autores, como Basei et al. (2005) e Passarelli el

ol. (2010), interpretam o Lineamento Sielra Ë|allena- Major Gercino (SBMGL) como ulra sutura, que separa

dois terrenos de origem e evolução distintas, o Complexo Metamórfico Blusque e o Bâtólito Þ'lorianópolis. Este

lineamento replesenta um¿ zonâ de cisalharnento de 1400 Km de extensão marcado por inÌpottantes anomalias

gravimétricas negativas linea¡es (Mantovani e/ f//., 1989).

Na legião de Porlo Belo, a ZCMG se estabeleceu sobre um embasarnento representado peio Compiexo

Mctamó¡fico Brusque e os ortognâisses dos Complexos Camboriú e Porto Belo, e coltcentrou a defollnação

sobre os gtanitóides gerados sinct onicamente ao seu rnovimento. Neste sentido, a descontinllidâde por esta zona

lepresentada teve também o papel de focalizar o magmatismo, como de modo geral no CCSb, facilitando a

geração e ascensão de magmas ácidos e básicos contempor'âneos, Po¡ outlo lado, os gtanitóides sintectônicos íto

movimento de transcottência constituem marcadores cla evolução cinemática da zonâ, visto que as esttutuÍas

tardi-magmáticas evoluem progressivamente pata estlututas subsolidus, e posteliolmonte pal¿t cstruturas dc

estado sólido de mais baixa temperatuta. Uma vez estabelecida esta progressão em coLpos indivìduais

sucessivamente posicionados, a evolução cinemática da zona fica registtada principalmente nâs eshutuÍas taldias

de cada intlusão (Bitencourt, 1996).

Neste cenário, Bitencoutt (1996) faz uma clonologia dos eventos rnagmáricos e tectônicos. Os Granitóides

de Quatro llhas e Granito Ma¡iscal constituem as intrusões mais antigas, e o seu posicionamento foi conttolado

pela eslrutura suborizontal pr'é-existente nas encaixantes. Embora não se possa descat tar a possibilidade de c¡ue a

tectônica tangencial tenha siclo jmpressâ nestes glanitóides e obliterada pelo evento transcorrente, as evidências

de ploximidade temporal entre a cristalização dos mesmos e o evento de transcorrência sugeÌem que, ainda que

controladas pela geometria da deformação tangencial, a intfusão desses magmas é tardia ou postel ior em relação

a este evento. O Complexo Granftiso Estaleiro, registrando plincipalmente as €strLlturas de alto ângulo,

CaDittrlo lV Geoloeia Reaional e Contexto Geotectònico

posicionou-se s incrorì icamente ao evento de transcor'lência, e o controle das estruturas suborizontais das

encaixantes é apenas localizadâmente constâtaclo. O nivel crustal eslimado da otdem de 15 km, para o

posicionamento do Cranodiorito Estaleilo é plovavelmente válido também para os demais grânitóides de

posicionamento anterior. Já os liquidos correspondentes à Suíte Intrusiva Zimbros (SIZ) cristalizarâm a

plofundìdades mais rasas, conforme evidenciado pela presença de margens resfriadas e tochas hipabissais. Os

cìois coÌpos granÍticos pertencentes à SIZ difelem na sua posição espacial em relação à ZCMC, Enqtlanto o

Gtanito Zimbtos se encontra no centto da zona de defolmação máxima. O Granito Morro dos Macacos, que

representa â última manìfestação magmática na ZCMC, posicionou-se fora da zona de deformaçZlo plincipal,

laramerte registlâr'ìdo estnÌturas relacionadas à mesma.

No trabalho de Bitencourt ( 1996), a autora interpreta que as estrLltulas planafes e lineares dos granitóides

de Polto Belo mostlatìì uma componente de alinhamento de folma incompatível com os baixos valores de Rs

legìstlados. Sua disposição espacial concordante e seu caráter ptogressivo em cliteção às estruturas tardias e de

baixa temperatura, atostam que as condições externas não se modificatam, de modo que o alto grau de

alinhamento dos marcadores estruturais reflete a rotação corpolal dos mesmos durante o fluxo magmático

plecoca, Uma vez estabelecida, a eshutura planal magmátìca passa a atuar como descontinuidade na rocha e

como concentradora do strain softening à medida que os processos de estado sólido se intensificam. Em estágio

mais avançado, a continüidade da movimcnfação externa resulta na acumulacão das tensões em planos

conjugados, retomando antigas estl.tttulas magmáticas de tempelatura mais elevada e formando estl uturas do tipo

.shear buntls, cuja posição lelativa constilui um indicador cinemático confiável.

Com base nos dados geoclonológicos disponíveis, as zonas cle c¡salhamento que afetam o Cinturão Dom

Feliciano foram ativas entre 650 e 590 Ma (Basei et a1.,2000), mas retrabalhanÌento em fácies xistos verdes

inferior, tambén foi datado atmvés do método Ar-Ar em biotita nas zonas de cisalhamento Sielra Ballena

(Uruguai) e Dor.sal de Canguçu (Rio Grande do Sul) em 540 Ma. As nlelhotes eslimativas para esta fase, em

Santa Catarina, são inclicadas por idades Ar-Ar em micas neoformadas de rochas miloníticas da ZCMG com

valotes p¡efe¡enciais em torno de 569 Ma (Passarelli, 1996) e em biotita por volta de 585 e 560 Mâ (Passarelli s/

a|.,2010).

Bitencourt (1996) interpreta a ZCMG como uma eslrutula pós-colisional, que representa o subproduto de

uma provável colisão fiontal brasiliana, como lesultado da resolução local dos tensores compressivos a ela

associados,

Contudo, os tt.abalhos de PassaÌelli sf al. (1993, 1997,2010) realizados no segmento â oeste de Porto

Belo, r.egião cle Canelìnha, aplesentam um contraponto ao modelo proposto por BitencolLr[ (1996) e Bitencouú e

Narcli ( 1993, 2000). Estes autores divergem sobretudo no que tange ao significado geotectônico da ZCMG e em

relação a intelprctação das esfi Llttlras de macLo e microescala.

Em Passalelli et at. (2OlO) ¿ ZCMG é descrìta como uma eslrutura de oÌientação N45E a N658, de

cinemática dextral, que abtange clois cinturões miloníticos onde foram identificadas duas associações de lochas

graníticas: Associação Cranito Rolaclol e Associação Sienogranito Felnandes, que são distintas no que se refere

à petrografia, geoqufmica e isotopia (Passarelli ¿/ a/., 1997), Os corpos graníticos que ocorrem entre os cintur'ões

Copítulo l/ C¿ e C on lexto Ce otc c ló n i c o

Tese ¿e Do toteda

nìiloníticos são alongados e suas bordas são defolmadas. Já nas legiões centrais, os glanitos são moderadamente

orientados a isótIopos. Comumente há uma transição entle os granitos indefolmados e os cirltllrões milonfticos, e

o cjsalhamento aumenta em dileção às bordas, onde há predomínio de milonitos, intetpretados como produto de

delormação em estado sólido em condições compatlveis com as da fácies xisto verde médio. Nas porçöes

intetnas dos plincipais corpos glanfticos também são encontradas zonas de alta deformação localizadas.

As m¡ctoestnlturas identificadas definem estágios de defonnação magmática e/ou submagmática,

defolmação do estado sólido em média a alta temperatrna, e deformação de baixa tcmpertatlra. As fábricas

apontarn que o deslìzamento do sistema cristalino dos eixos C de quartzo foi ativado em condições de

deformação compatíveìs com metamorfìsmo de fácies xisto velde médio. As microestlrÌturas observadas nos

granitos tesultam de deformações em dif'erentes condições, desde magmática até deformações do estado sôlido, e

apontam para um contínuo de detbrmação durante a clistalização e mesmo após, enr condições subsoli¿Jus. O

folte achatanìcnto e deformação coaxial indicam o catáter tlanspessivo da ZCMC, enquanto o papel do

cisalhamento puro é enfatizado pela orientação dos cintur'ões mjloníticos em lelação aos campos de tcnsão

inferidos (Passarelli et al., 1997,2010).

Em relação à geotectônica, Passarelli ef ø1. (2010) consideram o conjunto composto pelas zonas de

cisalhamento Major Gelcino (SC), CordilheiLa (RS) e Sierla Ballcna (Uruguai) como paûe de uma

descontinuidade de escala litoslërica que sepala te enos de composição geoqLlímica e isotópica diyersa. Nesta

linha de interpretação, a ZCMG limita dois diferentes domfnios no Cinturão Dom Feliciano: um dominio

supractustal a NW e um dominio granitico a SE, Esta zona de cisalhamento é coruposta de dois cintutÕes

miloníticos, desenvolvidos durante o movimento dextr'â1, lâteral a obliquo e de caráter compressional.

A ZCMG é um exemplo de partição da defolmação, que oco¡reu durante a posicionamento dos granitos,

associâdo ao evento compressional contempolâneo, por volta de 610-614 Ma. Este evento compressional é

interpretado como telacionado à aglutinação do cinturão granitico ao cintuÌão slÌpraclustal a NW da ZCMG,

Passarelli e/ al. (2010) interpretam a p¡eseryação de estruturas magmáticas/submagmáticas de baixo ângulo e

microestlutulas do estado sólido de alta temperatura como um reg¡stro do controle das intlltsões nos estágios

iniciais da zona de cisalhamento obll+ta/thrust, que pelrnitiu a colocação rlo cinturão granítico sobte as

sttpracrustais do Complexo Metamórfico BÌusquo. A cinemáticâ da ZCMG ovolui para transplessiva apenas nos

estágios finais, após o pico de metamoÌfismo dinâmico, como observado em várias zonas de cisalhamento do

CCSb (Passarelli et ol. 2010).

4. Modelos Geotectônicos propostos para o [scudo Catarinense

Conforme discutido no item Vll, muitos são os modelos geotectônicos apresentados para as rochas pt.ó-

cambrianas do Escudo Catarinense, sejam eles extendidos ou não às demais áreas de escudo oco¡r'entes no Rio

Crande do Sul e Uluguai. Assim, são apresentados aqui alguns dos rnodelos gootectônicos propostos para o

Ëscudo Catarinense, bem como alguns trabalhos pioneiros realizados nas unidades consideradas cquivalentes do

Rio Glande do Sul.

A primeira fase de interpletações, clefinida na década de 1980 e persistente aìnda no início de 1990, têm

R¿grotta I t' Con le:(to Ceol¿L tòtt ito

como base a aplicação dileta da tectônica de placas aos terrenos pté-catnbrìanos, qtte tende a considerar a

potção leste e central desses dominios como um cinturão orogênico formado no Ciclo BLasiliano, interpletando

as seqüências vulcano-sedimentales de cobertura como bacias molássicas ou molassóides. Na conceituação

original de Fragoso-Cesar (1980), o CintuLão Dom Feliciano (CDF) representaria uma l'aixa móvel brasiliana,

marginal ao núcleo cratônico situado a notle e oeste (Cráton Rio de La Plata - Almeida et al. 1973), dele fazendo

parte o cinturão granítico e âs seqüências metamórficas supracrustais do Sistema de Dobramentos Tijucas (Hasui

et al. 1975). Crande paÌte dos diferentes modelos geotectônicos concebidos ainda na década de 1990, nesta

tnesma Iinha, tem mantido a co¡capção inicìal, diferindo principalmente quanto à existência, localização e idade

de urna ou mais associações de alco magmático no cinturão granitico (¿,g Fragoso Cesar et al. 1986; Silva,

I 987; Tommasi 199 I ; Fernandes et ¿tl. 1992, Basei et a|.2005 e 2008). Bitencoul t ( 1996) âpresenta uma reYisão

completa destes lnodelos, bem como a evolução dos mesmos nas décadas de 1980-1990.

Têm como contraponto, ainda nesta p|imeita fase, modelos como os de Basei (1985) e Basei e

Hawkesworth (1993), que consiclelam o cinturão granítico no Escudo Catarinense cono tesultado de intenso

Íetrabalhamento crustal em ambiente colisional. Urna linha de concepção distinta é observada nos trabalhos de

Silva e Dias ( 1981a), Silva ( 1987 , 1991), Silva et al ( 1994), Hartmann et ø1. (1994) e Chemale Jr. et ø1.(1994 e

1995) diferenciando-se da primeira fundamentalmente pelo entendimento do evento brasiliano como uma

extensiva granitogênese. Exclui, portanto, do C¡nturão Dom Feliciano, as seqüências metavulcano-secìimentares,

as quais são considetadas, tanto em Santa Catarina como no Rio Grancle do Snl, como remanescentes de terrenos

paleo- a lnesoproterozóicos retrabalhados durante o Ciclo Brasiliano. Interpretações alternativas do significado

geotectônico do c¡nturão glanítico são observadas também em tÌabalhos menos abrangentes, como o de

Bitencourt e Nardi (1993 e 2000), que entendem esta extensa faixa granítica como manifestação de magrnalismo

pós-colisional, com importante contaÌninação crustal, embora sugilam a possível existência de um magmatismo

de arco em associações de glanitóides de posicionamento ptecoce com relação às zonas de cisalhamento e

ortogna¡sses mais antigos. Neste caso, o período de subducção pré-colisional seria responsável pela

contaminação do manto, pr,opiciando a goração poster'ìor de magmatismo shoshonílico e alcalino, tanto em zonas

cle cisalhamento transconentes quanto em ambientes extensionais (tsitencoult, 1996).

No final da déca<la de 1990, e sobretudo a partir do ano 2000, o extensivo desenvolvimento de métodos

radiométricos permite o establecinlento de modelos evolutivos fortemente embasados em geoqLtímica isotópica e

geoc¡onologia. O avanço destas ferramentas permite, assim, o estabelecimento das principais linhas <le

concepção geotectônicas atualmentc aceitas.

No cenário atual, o moclelo de Basei e1al. (2000) propõe que as caraclerísticas geotectônicas, mâgmáticas,

lnetamórficas e estr.utu¡.ais cìa porção sul da Amér'ica do Sul evidenciam a superposição das orogenias

neoproterozóicas-eopaleozóicas, A presente geometria das unidades geotectônicas reflete a colagem de teuenos

4istintos, culminando com a amalgamação do supercontinente Conclwana. As orogêneses Brasiliana (900-620

Ma) e Rio Doce (620-530 Ma) são manifestações de arcos magmáticos remanescantes e cobertura metavulcano-

seclimentar, bem preservadas nos Cinturões Ribeila e Dom Feliciano. Episódios metamórficos e colisionais do

Ciclo Brasiliano atingiram seu climax pol volta de 700 + 50 Ma e 640 * 20 Ma, respectìvamente. Estes episódios

Capítulo Iy- Geolognr Regional e Co texlo Geolec¡óùico

'fes¿ ¿e Doxtotado

orogênicos foram finalizados com uma arnpla aloctonia com transpolte plefe[encial NNW. O nìâgmatisnìo final

(600 + l0 Ma) é notável na região sul do Brasil, marcando o final cle Llm evento extensional relacionado ao Ciclo

Brasiliano (bacias vulcano-sedimentales e glanitóides alcalinos-pelalcalinos da SuÍte Selra do Mar'). Com a

estabilização da orogenia Brasiliana uma série de alcos magmáticos ora expostos na região leste de Santa

Catarina começor! a se folnal em 620 * 20 Ma.

Para estes autores, a compaftimentação do Cinturão Dom Feliciano é similar'à adotada por Basei (1985),

abrangendo as bacias de foreland, o Schisl Belt e o Cinturão Granítico. Estes diferentes segmentos do Cinturão

Dom Feliciano e dos teLrenos adjacentes possuem distintas caÌacteríslicas geológicas, estlütürais e

geocronológicas, e têm como câracterística uma vergência tectônica bem marcada de E pala W, com transpotte

de todas as unidades contra a forelond. Esta deformação, apesar da direção de transporle constante, reflete

difetentes pulsos tectônicos que se desenvolveÌam entre 760 e 530 Ma, conr a últirna fase refletìn(lo a

compressão associada à aproximação do CintL¡r'ão Cranítico. As diferenças geológicas, estr'r.lturais, isotópicas e

geocronológicas são interpretadas com resultado de diferentes histórias geológicas pala cada um dos segmentos,

que tepresentam, no Escudo Catarinense, três domínios tectônìcos, de NW para SE: (i) Domlnio Ëxterno (Bloco

ou C¡áton Luis Alves), (ii) Domínio Intellnediár'io (Complexo Metamórfico Brusque e Cornplexo Camboriú) e

(iii) Domínio Intenìo (Cinturão Dom Feliciano e Batólito Florianópolis), separados pelas Zonas de Cisalhamento

Itajai-Perimbó e Major Cercino, Ìespectivamente.

No Domínio Extemo a principal unidade é o Complexo Granulltico Sânta Catarina, um teneno alóctone

de idade paleoprotet ozóica, cuja evolução prirnária é neo-aÌqueana. Este donlnio também inclrri seqüencias

vulcano-sedimentares (Bacias do Itajai e Campo Alegre) datadas em cø. 540 Ma (neoproterozóica a carnbliana),

que aplesenta estrutulas obllquas dÍrcteis-r'írpteis |elacionadas ao evento de /rrllJl.

O Domínio Intermediário abrange o Complexo Metamórfìco Brusque (CMB) e o Complexo Cambotiú

(CC), arnbos defolmados no Ciclo Brasiliano. O CMB corìstitui umâ seqüência vulcano-sedimentar de idâde

incerta (paleopr oterozóica?, mesopolterozóica?), enquanto o CC consiste em lochas graníticas-gnáissicas de

idade paleoploterozóicâ. Intrusões gÌaníticas neoproterozóicas também são descritas nesle domfnio, como o

Granito ValsLtngana, c¡ue sepaLa duas seqiiôncias metavulcano-sedimentares do Complexo Ëhusqrre e desenvolve

metatnorfìsmo de contato nestas roclÌas. Etn Basei et al. (2008) os autores estabelecem, atlavés de geocronologia

U-Pb SFIRIMP em zilcões detlfticos de utn mica xìsto de contribuição vulcanogênica, que as áteas fontes do

Cotnplexo Brusque são essencialmente mesopotel ozóicas e neoproerozóicas, com atrsência de idades arqueanas.

A concentração das idades modelo é em 2,0 Ga.

O Domínio hìterno (Cinturão Granltico) é uru cintur'ão de cisalhanrento constìtuído pol diversas intrusões

granfticas de assinatura calcioalcalina a alcalina varianclo de corpos indefolmados a intensamente defolmados, e

remanescentes dos gnaisses, migmatitos e anfibolitos paleoproterozóicos. O Cinturão Cranítico Iepresenta a

parle mais a nofte do Batólito Florianópolis e a ZCMG de dit.eção NE-NN[ì, que aloja o magmatismo

sìnteotônico à mesma, é interpretada por estes autores como uma sutula entre os Domínios Internrediário e

lnterno- Os dados de zircão obtidos pata o Batólito Florianópolis indicarn que esta unidade se formou

essencialmente no Ediacarano. Estes dados também sugerern que as várias fàses de getação de glanitos, desde

e Conþxto C¿ôteclônico

¡ntensamente cleformâdos até corpos isotrópicos taÌdios, foram gelados em Lìm intetvâlo cle no máximo 50 Ma.

O rnodelo tectônico revìsado de Basei ¿l al. (2008), orìde o autor busca corlelação dos terrenos pré-

cambrianos no Brasil com sì.ras contrapartidas africanas, ptopõe que os Cinturõ€s Dom Feliciano e Gariep-

Rocha-Damara repr'esentam unidades depositadas nas margens opostas do oceano, que separava os

paleocontinentes Africano e Sul-americano pré-Condwana. Neste contexto, o Cinturão Dom Feliciano representa

a margem passiva associada à Microplaca [,uis Alves e o Cráton Rio de La Plata. O arco magmático

FloLianópolis-Pelotas-Aiguá foi gerado na subducção de crosta oceânica sob o Cráton Kalahari. A figuta 4

mostra uma esquematização do modelo de Basei el a/. (2008).

tv

FigLrra 4. Modelo tectônico simplificado enfatizando as principais unidades geológicas que foram justapostas

duranto as colisões âssociadas a formação do Gondwana. Remanescentes de ctosta oceâ¡ìica são

apenas conhecìdos na região de Piên: (a) situação pré-colisão e (b) após as colisões. Extrâíso de Basei

et ol. (2008).

No modelo de Hartmann et ql (2003), a datnção U-Pb SHRIMP II em zircão de diversas litologias da parte

noÌte do Escudo Catarinense permitiu uma melhor compreensão da participação do magmatismo

Paleoproterozó¡co na construção do Cintur'ão Dom Feliciano. Uma idade Arqueana do presumido embasamento

da tegião de Camboriú é preservada em nircleos herdados de zircões, mas as idades TDM Sm-Nd de 3,21,6 Ga

estão presentes em diversas rochas gtaniticas, Os gnaisses e migmatitos do Complexo Camboriú folam gerados

em um possível ambiente de margem continental ativa aproximadamente em 2,25-2,00 Ga dtrrante o Ciclo

Transamazônico. A Bacia vulcano-sedìmentar precursora do Complexo Metamórfico Brusque, se formou cm um

rrl mais jovem ql,e 2,02 Ga. O Cranito Itapema cristalizou em aproximadamente 2,02 Ga, controlado por

estrutur.as de baixo ângulo durante um evento maioÌ do Ciclo Transamazônico, e foi novamente defotmado em

598 + 6 Ma. Urn longo perlodo de estabilidade oconeu na região entre 2,00 e 0,63 Ga, segtlido de cavalgamentos

das unidades transamazônicas, durante um evento precoce do Ciclo Brasiliano. Extensa deformação e

magmatismo ocolleram ao longo de zonas de cisalhamento franscorÌentes que compõem o CCSb, com picos

aproxinraclos entre 0,63-0,59 Ga, que cortespondem à geração do Batólito Florianópolis.

Estas idades anteriormente desconhecidas apontam importantes estágios da evolução do escudo sul

e C o n tex lo G ¡¿ o ¡ec I òtt i c o

arcosmaqmállcG Cobéluhnorßsenlñonlor CrálonsoMlôroÞlacaó sùlut¡s3c -lés cóñegos RB -cÌnlu.ào Rib€i6 P.crdlon Pamiap¡nomô Llsz - Laûciûha.llôirlP.Púû Cp - Formátåo cãpiN c _ Miooo aca Cuûtioa PSz PénFP - F ùi¡nópolis DBF,Cinlu¡âo O¡m Feliciaio LA.lticrcpam Lüls¡lves I'IGSBSZ.]VaþrGercÕÈ

G0,Cnlu¡Éocai6p ( C¡dloi K¡lah¡'i siam8aleoâ

ól0lvlc

530 Mc;

Tev ¿e DÒ1 omdo

blasileìr'o, coln implicações para a história de amalgâmâção e dispersão dos supercontinentes plé-cambrianos.

Para Flartmann et al (2003), a idade da Bacia Brusque é indeterminada, mas deve ser mais jovem que 2023 Ma.

Manifestações do Ciclo Brasiliano nesta região do escudo btasileiro constituem eventos de cavalgarnentos,

lbrmação da Bacia ltajaf em 600 570 Ma, intrusão das suftes granfticas Valsungana-Guabirïba, e zonas de

defonração transcolLentes no CCSb. PaÌa estes mesmos autores, o Cintur'ão Doln Felic¡ano consiste

principâlmente de rochas granlticas (Batólito Florianópolis) e rochas miloniticas do cinturâo de cisalhamento. A

Bacia Brusque constitri um rift, e é preenchida por sedimentos psamíticos-peliticos e rochâs vulcânicas bimodâis

em idades infeliores a 2023 Ma|. sendo sua posição geotectônica parte tanto do Cr'¿lton Luis Alves quanto do

Cinturão Dom Feliciano.

As rochas formadas dulante as orogêneses arqueanas e paleoplotelozóicas s¿fo também inch¡ídas no

Cráton. Assim, o Complexo Camboriú e o Granito ltapema eram fisicamente contínl.los com o CÌáton LLris Alves

antes dos eventos neopl otelozóicos. Depois cla defolmação <1o Ciclo Blasiliano, este conjunto peflnanece como

fragmentos cratônicos, pertencentes ao Cráton Luis Alves, Antes do Neopl oterozóico, o Cr'áton parece ter se

estendido continuamente entre o Escudo Catarinense e a pafte mais sLrl do Escudo brasileiro nâ Argentinâ

Central (Hartmann el a|.,2002), onde retrabalhamento crustal foi o processo orogênico dominante (Basei et ø1.,

2000; Harlmann et a\.,2000). O Cráton Luis Alves não era circundado por crosta oceânica em seu limite sul,

constituindo um contlnuo do supelcontinente Coh¡mbia. O Cinturão Dom Feliciano é um orógeno formado pol'

retlabalhamento crustal do srlpercontinente, crùo maior remanescente ó o Cráton Rio de [,a Plata no Uruguai,

O mo<lelo de evolução entre 2800 e 590 Ma de Hartmanrì et al (2003) para as unidades pré-camblianas do

sul do Brasil segue as seguintes plemissas: (i) o embasamento a¡queano é somente pleservado na f'orma de

xenocristais de zircões do Cornplexo Clanulílico Santa Catalina, e enr idades modelo Sm-Nd TDM aploxirnadas

da 3.2--2.6 Ga no Cranito ttapema; (ii) o Conrplexo Camboliú é folmado entle 2250 2000 Ma, possivelmente

acima de uma zona de subducção ativa ao lorgo de uma margem continental a¡tiga (nenhuma indicação da

posição da zona de subducção foi observada no campo, mas a presença de anfibolitos e a qufmica das rochas

gÌaníticas sugerem sua presença no Paleoproterozóico). A atividade tectônica p|olongada ent|e2250 a2000 Ma

é teconhecida no Ciclo Transamazõnico (e.g. Hartmann et al., 2000 Santos el al., 2003), nas unidades

cotnplexas de gnaisses e migmatitos polidefo|maclos, A detalhacla soqiiôncia de eventos pode ser entendida por

investigações adicionais, mas o padrão de idades dos zircões detriticos indica o intervalo de idades para

formação da bacia precursora do Complexo Blusque entle 2023 e 630 Ma. Em 2022-2006 Ma. rochas graníticas,

como o Granito ltapema, intrudiram o embasamento da bacia (Complexo Camboriú), predominantemente em

estruturas de baixo ângulo de mergulho. A crosta CamboriLl, incluindo o Cornplexo Camboriú e possivelmente a

Bacia Brusque parece ter permanecido estável depois de 2000 Ma no interior de um cráton, mas foi fortemente

afètada por efeitos térmicos e tectônicos do Ciclo Brasiliano entre 630-590 Ma. Cavalgamentos podem ter

ocorrido em aproximadamente 2000 Ma, mas evidências deste evento requerem investigação adicional. A

geocronologia indica que o intenso cavalgamento pode ter oco¡r'ido aproximadamente em 630 Ma e envolveu os

cÕmplexos Camboriú e Brusque (incluindo o Granito ltapema), mas esta idade estimada é baseada apenas em

escassas bordas de zircöes. A partir dos dados, incluindo idades químicas de monazita Th+-Pb, o principal

e Cofitexto Ccotectainico

estágio de deformação do Comp lexo Bl usque pârece ter ocorrido durante o Neoprotet ozóico. C) overpr ¡nt termal

e magmálico regional relacionado à formação do Batólito Flolianópolis ocasionou a formação de bordas nos

cristais do zircão, datadas em aproximadamente 595 Ma. O Escudo Sul-blasileilo foi clatonizado depois de 595

Ma e permanece cstável dutante o Fanerozóico. A figula 5 apresenta uma sintese do modelo geotectônico

ploposto por Haftrn ann et ql. (2003).

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Cqpítulo IY- e Con Íe:ito Geoteclônrco

5.Sq.ÂI 'r.

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Figula 5. Modelo esquemálico da cvolução pré-cambliana da legião de Camboriú, Santa Catarina, baseado em

dados de mapeamento geológico e idades U-Pb SHRIMP em zircão. O esquema não está em escala e

incertezas nas relações geológicas requelem maiores investigações. (a) Orogênese Encantadas no

Ciclo Transamazônico, gelada predominanteÌnente por retrabalhamento de crosta Neo-Arqueanâ comalguma aclesção juvenil, A zona de subducção hipotética é baseada na presença de tonalitos e

anfibolitos e em suítes glaníticas de alinidade calcialcalina alto-K. O Complexo VLrlcânico hìpotéticoé baseado na plesença de xenólilos de lochas suplactustais nas tochas graníticas, incluindoanfibolitos, A presença de closta Arquoana no embasamento é proposta com base nas idades modeloNd TDM das Ìochas granlticas. (b) lntrusão do Granito Itapema durante a Orogênese Camboriit no

Ciclo Tlansamazônico. (c) Geração do /rr4 e preenchimento pÌedominantemente clástico e tâmbém

calcáreo e quartzito. (d) Longo periodo de quiescência tectônica. (e) Possível thtust¡ng das unidades

Paleoproterozóicas em 0,630 Ma. (Ð Volumoso magmatismo granítico durante o pico térmico do

Ciclo Blasiliano, a Ologônese Dom Feliciano. Zonas de cisalhamento subvefticais são signilìcativasno final da orogênese. Convenções: (l) Suíte granltica Valsungana-Guabiruba; (2) Xistos do

Complexo Brusque ou protólitos sedimentares; (3) Complexo Vulcânico Hipotético, preservado como

xenólitos; (4) Glanito ltâpema; (5) Complexo Camboriú: (a) rochas graníticas, (b) anfibolitos, e (c)

rochas metassedimentares; (6) Crosta Arqueana; (7) Closta oceânica hipotética; e (8) manto.

Modificado de Harlrnann cr a/. (2003).

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7¿s¿ ¿le Doutota.lo

Chemale e/ al. (1995) elìlelldem a divisão do setor meridional da PM cour a seguiute compartir'ìlentaçãoi

Nircleos Alqueanos/Paleoploterozóicos (NAP), que equivale em SC ao Complexo Glantllltico Santa Câtarina;

Cinturão Tüucas (CT), que equivale em SC ao Complexo BnrsqlLe; Cinturão Granftico Dom Feliciano (CGDF)

equivalente ao Complexo Cambo[iír e Batólito Flolianópolis, e neste sentido tanìbém é equivalente ao Domfnio

Intermediário de Basei (1985); e Seqüencias VrLlcanosedimentates de Cobe|tura (SVC), equivalentes em Santa

Catarina à Bacia de ttajai. Maiores detalhes desta compaïtimentação, bem como a descrição das unidades que

pe|fazem cada um dos segmentos no Rio Grande do Sul e Santa Catarina, são apresentados por Bitencoult

(1996). Seguindo este modelo, Chemale ¿/ al. (2003) interpletam o Cintur'ão Cranltico Doln Feliciano como

parte de um sistema orogênico do Ciclo Brasiliano/Panafricano situado na margem continental suldo Brasil. Do

ponto de vista tectônico as rochas deste cinturão fo¡am formadas como resultado de uma colisão oblíqLra, que

afetou tanto a margem brasileira quanto a afiicana, durante os períodos Neoprotetozóico e Eo-Paleozóico. I'al

registro tectônico é exposto nos Cintur'ões Dom Feliciano (Uluguai e sul do Blasil), Kaoko e Gariep (ambos no

sul da África),

O Cintur'ão Glanitico Dom Feliciano de Chemale et al. (1995) é malcado por llends NE-SW, abrangendo

estruturas subhorizontais relacionadas ao evento de lhrtßt e eslrutulas verticais relacionadas ao evento

t¡anscorrente (Fernandes et dl. 1992, Chemale e¡ al., 1995). Consiste em um telreno granftico-gnáissico-

migmatltico com múltiplas intrusÕes graníticas, em grande pafte contloladas por zonas de cisalharnento

trancorrentes. Do ponto de vista dâ estruturação desta área, dois padr'ões defo¡macionais, compoltando cada uln

deles diferentes fases, vêm sendo sistematicamente reconhecjdos no setor melidional da PM, ainda que

atribuÍdos por diferentes autores a processos e ambientes geotectônìcos diversos (Fragoso-Cesal cr øl 1990;

Tornnasi l99l; Fernaudes et al. 1992). O padrão mais antigo é relacionado a uma tectônica târgencial, enr

condições rnínimas de fácies anfibolito, tesponsável pela geração de zonas de cisalharnento dúctil subholizoltais

de grande escala, com sentido de transporte para W (Felnandes el ql. 1992), NW (Ebert e Altur'1991; Baseì e1

el.2000,2005 e 2008) ou ainda NWSE (Fiori l99l; Fragoso Cesar et al. 1990). O padrão subseqliente é

teplesentado pot uma tectônica transconente, gerando zonas de cisalhamento subvelticais de direção NE e

carátel dírctil-rúrptil (e.g., Fernandes e/ a/. 1992; Fragoso- C esat et (rl. 1990i BitencoLrrt, 1996).

Silva e¡ ¿/. (2002,2005) propõem que a Ptovíncia Mantiqueila, no sLrl do Blasì1, é um mosaico de tellenos

agregados durante a colagern brasiliana, No extremo SE da provlncia, domínio oriental do Cintutão Dom

Feliciano (Fragoso -César et el. 1982, Basei 1985), em Santa Catalina, a provincia é r'eplesentada pelo Cinturão

Otogênico Dom Feliciano (Silva et a|.,2005). Nesta região o arcabouço do orógeno é formado por um ciutur'ão

de dobramento e cavalganìento desenvolvido em lesposta à convergência da margem passiva (Bacia Blusque)

corÌtra o Microcontinente Luís Alves (Basei 1985), constituído por ortognaisses arqueanos de alto glau. O

Ìnagmatismo orogênico está representado pelo Batólito Florianópolis, que constitr¡i parto de um arco magmático

neopÌotcrozóico (Silva et a|.,2005). O metamorfismo e colisão do or'ógeno data de ca. 630 Ma, como indica a

recristalização metamórfica de gnaisses do Complexo Encantadas, na extensão do o¡ógeno no Rio Glande do Sul

(Silva et al. 1999). Essa idade, também obtida em outros orógenos da província (Paranapiacâba, Rio Piên e Rio

Neglo em Campos Neto et al., 2000) permitiu agrupá-los no sistema de orógenos Blasiliano It (Silva 1999, Silva

Iv-. e C on lexto C e o tec ki n i c a

Tese de l)outorado

etal'zolz,Delgadoelal'2002).Afasetat.diapóslectônicaestálepresentadapordivet.sasbaciasvulcano-

sedimentarespós-colisionais(Itajai,campoAlegr.e,CoLupá)egt'anitosalcalinosassociadosaocolapsodo

olÓgeno'Dìstintosinliersdoembasamentotloorógeno,retrabalha<lospelainjeçãodobatólito,ocollemno

interior do mesmo, estando agÌtlpados como complexos Camboliú e Águas Mornas' que representam associações

de rochas orto-migmatíticas de idade Paleoproterozóica, intetptetadas como a Ìaiz do Batólito Florianópolis,

parcialmenle fundida e delormadas durânte o pico metamórfico otogênico' exumado e posteriormente intrudido

pelasfasespóS-tectônicasdobatólitoentlec(]'600a580Ma,quecot'respondeaoprincipalperíododegeração

do magmalismo grânitico

AsuceSSãoeVotutivadagr'anilogêneseemambososcomplexosteveumcut.sosimilat.,polémcomdiStinto

t¡ffi¡ng.

Modelos menos abrangentes e que versam especificamente soble a petrogônese das Iochas graníticas da

porção leste de santa catarina são apresentados pol Bitencoult e Naldi (1993, 2000) e Bitencourt (1996) Nestes

trabalhos os autores interpretam as rochas graníticas desta região como pertencentes ao Cinturão Granílico ljom

Feìiciano(CGDF).EstecintulãotemsuamaioÌ.át.eadeocorrêncianaregiãolestedaPM,commanifestações

isoladas, a ele cor.r.elacionáveis, no interior dos demais compart¡mentos. É composto por ortognaisses grâníticos

e por um grande volume de g|anitóides, precoces ou taldios em lelação a eventos tectônicos abrangentes' de

natuIeza tangencial ou transcorrente, com um volume menos expressivo de intrusöes básicas e/ou máficas' as

quais fi eqiientetnente apresentam uma estleita vincttlação temporal com o magmatismo ácido Núcleos

provavelmenteplé-brasilianosremanescentessãodescritosnointerio¡doCGDF,esãoconstituídosporgnaisses

lnigmaliticosdecomposiçãotonalitico-tlondjhmemltica(Silval987;Baseil985)er.ochasSupracftlstâis(Silvae

Diasl98leBasei,2000)noL,ScudoCatalinense'Enlretanto,osdaclosgeocronológicosdisponlveisnãosão

conclusivos, pelmitindo âpenas identificar essas ocoLtências como as ttnidacles mais antigas no interior clo

CGDF.

ousodotermoCinturãoGr'aníticoDomFelicianoépr.opostopelosautoresdi¿ìntedosseguintes

argumenlos: (i) pol se considerar que o magmatismo glanÍtico é o principal processo geológico' aliado à intensa

atividade tectônica, responsável pela estrutulação deste cìntulão no pel.íodo sitttado acet.ca de 600 Ma, que

abt'angeosBatólitosAiguá(UltLguai),Pelotas(RS)eFlorianópolis(SC)e(ii)arlesignação''DomIniolntelnodo

Cinturão Dom Feliciano", além de não ser extensiva à região costeita do Rio Glande do Sul' admitida como taiz

dearcomagmático(Basei,l985),vinculaomagnratismodocintutãoaLlmplocessodestlbducção-oestudo

comparalivoClgstenaglnatisllìoempolçõesdoCinturãoGranílicoDomFe|iciano,efetuadoporBitencolllle

Narcli (1993,2000) sugete a stta vinculação com os padrões evolutivos gerâlmente encontlados em c¡nturões

pós-colisionais.

CAPITULO V

CONTEXTO GNOLÓGICO E ESTRUTI.JRAL DA ÁREÄ DE ESTUDO

l. Apresentação

As loohas granít¡cas pré-carnbÌianas ocoficrìtes na porção lestc do Escudo Catal inense loram por mLrik)

tampo aglutinadas em unid¿rdes maiorcs, ondc a individualização cle rochas gtâniticas, gnáissicas e migmatíticâs,

bem co|no as posições estratigráfìcas das mesmas, era deficitária devido ao caráter regional dos ¡napear'ì]enLos

etètuados na ópoca (Complexo '[ aboleiro (Schulz Jr. et ql., 1970),Iraixa G r anito-gná iss ica de Porto Belo (Silva,

1987), Granitóides Foliados e Migmât¡tos (Basei, 1985); Complexo Camboriú (Chernale h. et 41., 1995),

Cornplexo Águas Molnas e Granitóides t'oliados Paulo Lopes (Zanini el 41., 199'7). 'l rabalhos de mapeame¡rto

geológìco I:25000, efeluados nos trabalhos de Biter'ìcourt (1996), UFRGS (1999 e 2000) pelmitilam

individualizal Unidades litoesll'atigLáficas passiveìs de represontação, não apenas na escala de semj-detalhe como

tar'ìbém en escala de (letalhe pala algumas regiões (lìivera, 2003; I loLìsbal, 2004, 2007; Peternell et q|.,2010).

Neste câpítulo, são definidas e calacteLizadas as unidades litoestratigr'áfìcas leconhecidas, aboxlando suas

val¡açöes tcxturâis, con]posicionais e estrulLlrais, bem como as lelações geológicas indicativas (le sua posiçâo

temporal e espacial lelatìva. A esrratigìafìa proposta tem pol base as relâções gcológicas observadas em cada

Lrnidade, com apoio de dados petrográficos, esh utrìrais, geoclLrírnicos e geocronológicos detalhâdos em capítulos

e/oLr artigos específìcos, consiclerando também dâdos constantes na literatüla. Dado que o objetivo dâ tesç nào

está baseado etn nlapoalnento geológico básico, mas enr detalhamento de áteas-alvo ern regiões já mapeadas em

algLrm detalhe, os dados c¡ue segueln reptcsentam um acclvo de dados gcológicos obliclos nos tlabalhos dc

Bitenoorìrt ( t996), UFIìCS ( 1999; 2000), Flo|isbal (2005; 2007), B¡toncourt ¿t al. (2008), Peterncll et ul. (2010)

c colnplementados pela autola.

2. Geologia da Região de Porto Belo

A legião de Poúo Belo é quâse inteilamente conticla llo extrenlo nordestc da Zona de Cisalhamenb Major

Cercino (Fig.6), excetuando-se o extlemo sudeste da ár'ca, onde as estruluras a esta zona |elacionadas são fiuito

localizadas, As lochas encaixantes dos grarritóides sâo repÌesentadas por uma associação de ortogna¡sses

qnaltzo-lelclspáticos, para os qLrais se propõe a designâção de Cornplexo Porto Belo (Flolisbal et cl.201IL\) en

substituição ao termo Complexo Clamboriír de Chemalc L et al. (l995). Nesta associação, a ptincipal

estrutuação ocorreu duÍantc um |egime tangcncìal, r'esponsável pela ge|ação cle Lrm bandamento gnáissico

rnilonítico oIiginalmeuts suborizontâ1, cLùâ geometriâ âcha-sc rnodificada por dobfan]entos precoces e tardìos, c

(.:atítulo !t- (:ontexto ( leolof¿¡co e t::.ítututúl ¿a ¡irca t\¿ I:,lstutlo

CAPÍTULO V

75 I as.. .tc DÒ totath)

lnalcadamente hansposta pela delormâção transcorrcnte superpost¿ì n¿ìs zonas dc alta det'otmâção da ZCMG.

Os GÌanitóides de Quatro Ilhas (GQI) e o (ìr'anito Mariscal (GM) ple<lonrinant na porção ¡roldeste cla

Iegião dc Potto tlelo (Fig.6) e constituem exposições contínuas de centenas do ftettos ¿to longo (la costa, se

estendendo pa|a SW em làixas ir|egttla|es de otientâção aproximadamente NS a NNË. lntrusjvos neste conjunto,

e telldo seL¡ posicionamento contlola(lo pelo regime cle tlansco|r'ôncia, enconham-se o Clomplexo Granítico

Estaleiro (CGE) e a Suito Intrusiva Zinrblos (SIZ). As litologias naisjovens são represontadas pol lalos rliclues

de olivina diabl¡sio, de diLeção NS ou NW, correl¿ìc¡onáveis ao magmatisnro básico d¿ Província Magmática

Paraná, e pot cobeltur¿ts sediüentales cenozóìcas. EstrLrtulas dÍlcteis-rÍrptcìs tardias são rogistradas enr toclas as

litologias, raramonte apresentando rejeito signilìcativo em nregaescala (Bitencourt, 1996).

A distlibtrição cspacial das principaìs l'eições plânares e linealcs, elaborada por Bitencoutt (1996) e

apresentâda ra figtrra 7, pe ¡te obter uma visão globâl dâ geor'rct|ia da ZCMC na região <le Potto ßelo, bcllr

como das ptinÇipais cstlLrtutâs que antecedem e succdcn a atividade dcsta zona. Tcndo po| base as unidadcs

litoestratigtá fìcas e a geolÌlettia das estrutuÌas em megaescala, íì autoLa estabolcceu tr'ês dominios ostrutul is na

átea estudada. O dor ínio sul se caracte|iza pela direção média 030É-040E da zona principal (Fig 7a, b),

mostran(lo uìrâ tcndôncia ¿rssimétrica no senlido (le clireçöes 015û-020E, a clLral refìete a plesença cle urla

importanto ramificação da ZCMC Íìa escâla de r apeamento (Fig.7). Esta l¿ixa milonitica mais estre¡t¿ì tem

características similates às da zona principal e sentido de movimento antitético, O c{omínio norte constitui a

porção maìs f'ortemenlc delormada da área, e é calactelizado pol uma infìexão das estrrìtr¡ras er'¡r ambas as

litologias afètâdas para Lrma direção média 050E-0608, conl um¿ì tcndôncìa pouco cvidentc à oco¡r'ôncia cle

tnc|gulhos mais sLraves da folinção milonítica (Fig. 7c, d). O domínio lcste sc car¿ìctefiza por um maioL

espaçamento das zonas de alta dcl'otmâçaio hânsco ente (Fig, 7), âs quâis passam a constituiI fâixas estrcitas c

discretâs. desonvolvidas sobre as litologias clo Complexo Porto Belo e granitos nclc inhusivos (Bitencoutt,

1996). Nestas zonas cliscretas, a foliação milonílic¿r tem dircção nródiâ 045[ì (lìig. 7c). A¡nda ncste dorníuìo, a

distlibuiçao das astltttur¿ts planates relacionadas ao evento tangencial (Fìg. 7t) mostla acentuacla clispclsòo,

tendenclo a confbrmar Ltma guirlanda compativel com uma oriontação origjnallnente suborizontal. A olientação

clas Iineaçõcs se manlém nos qrìadrantcs NL-SW, tarnbérn com acentLìada dispersão. As estlutulas dílctcis-rúlptois

tatdìas (tig. 79) tênr dircção NNIì e melgulho subvcrtical, com LrÌìa componcnte oblíqrìa demo¡rstrada pelo

caimento iìcentuado das lineações de est¡tamento.

(:apilulo It (;ontexþ (? !, !)!J!!!4:!!1, "!!!!!' ¿,'

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Capítulo l/ (:ontexto Geológico e Estrutural da At'ea de Estudo

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L. M.l;lori.sbctl

Figura 6. Mapa geológico da região de Porlo Belo (modificado de Bitencourt 1996).

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cont¿Ìtos: tlclinitlo, irploxirnaclo.gladac ional

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b¡ndnrnc-nlo oLr tol iaçiìo cotnposl¿¡(S,.,, S,,,) - l'asc tangcncial

fìrl iaçiìo printiria (S,,)

loliaçrìo ruilonítica ou corìrpostit (S,,. S,,,,)

- lìrsc ¡l inei¡ral tlc tr¡uìscollôrìeia

zortas tlc alta dclblrnaçiìrl rclacionadas ¿ìs

litscs ¡rrinci¡ral e' taltlia dc lrancor'r'Llnci¿r

fhlha tle le'jcito l¿tcral conl c()nllx)nctìtcobliqLra irrtlicarla (alto-baixo)

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77 'l'ese de Doutorado

s5, 10, 15. 20. 25. 30%

Capítulo l' ('ontexto Ceokigico e Estutural da At.ea de þ)studo

ss. 10. t5 20. 25. 30% (d)

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Figura 7. Distribuição espacial das principais estruturas planares e Iineares nos diferentes domínios e litologiasda ZCMG. (a) e (b) Domínio Sul - Cornplexo Granítico Estaleiro e Granito Zimbros; (c) e (d) Domínionolte - Complexo Granítico Estaleiro e Granito Zimbros; (e) Dornínio leste - Complexo Camboriú,Cranitóides de Quatro Ilhas e Granito Mariscal; (f) Domínio leste - estruturas pré-transcorrência; (g)estruturas tardias pós-transcorrência da ZCMG, presentes em todos os domínios (extraído de Bitencourl,I 996).

n=78

B. 16. 20 2a.30% (e)

N

L.14. l..lorisbal

15. 20. 259, 5. 15. 25 350¿

'l'ese cle Doulorado

Os Cranitóides de Quatro Ilhas (GQI) abrangem biotita granitos porfiríticos foliados, de granulação

grossa a rnuito grossa, composição predominanternente sieno- a monzogranítica a granodiorítica, com raros

termos tonalíticos. Os megacristais, de feldspato alcalino e/ou plagioclásio, têm dimensões de 2-3 cm e 6-7cm,

raramente atingindo até lOcm de comprimento. A variação do teor de biotita é responsável pela geração de três

diferentes variedades: (i) muscovita-biotita granodioritos (MBGd) menos diferenciada, rica em máficos, com

IC:15 (Fig.8a); (ii) biotita monzogranito (BtMz), com IC:7-10 e (iii) leucogranítica (Lcg), com IC:3, onde

esporadicamente se observa granada como acessório (Fig. 8b). Uma explessiva quantidade de corpos tabulares

graníticos de coloração cinza e textura equigranular fina, além de sheets e enclaves máficos alongados,

contemporâneos às diversas fases de cristalização dos GQI e dispostos em gerações sucessivas ocorrem com

freqüência.

Capítulo 11 ('onlexto Geológico e Estrutural du Area de lìstudo

Foliação magmática (Su) é com freqiiência identificada, sendo definida predominantemente pela

orientação de fonna dos megacristais de feldspato alcalino e da biotita. Esta foliação está freqüentemente

transposta para uma foliação subveftical, milonítica, de caráter transcorrente (S,,,) (Fig. 9). Nas zonas de alta

deforrnação transcorrente, são identificáveis faixas decamétricas onde as intercalações com material máfico

originalmente controladas pela geometria da foliação primária se mostram transpostas e alternadas ao longo da

foliação milonítica subvertical (Fig 9b). Estas faixas de maior concentração da deformação constituem estreitas

zonas de transposição das estruturas precoces com porfìroclastos de feldspatos foftemente estirados ou mesmo

faixas rnétricas de ultramilonitos. Em alguns locais é possível observar a intercalação das zonas de alta

deformação com zonas onde a textura original é preservada (Fig 9c).

Quando observada, a lineação de estiramento dos feldspatos é paralela ao seu alinhamento dimensional,

com direção 0500 a 0700. Estas estruturas são conlumente mascaradas por lineações de intersecção entre a

superfície original e a foliação subvertical do evento de transcorrência (Bitencourt, I 996).

Megaxenólitos de gnaisses quartzo-feldspáticos com biotita, finamente bandados e de contatos difusos

com a encaixante, ocorrem ao longo da costa, entre Quatro Ilhas e Mariscal (Fig. 9d-f). O conjunto é invadido

por veios graníticos de granulação fina, cuja proveniência a partir do Granito Mariscal, intrusivo no mesmo, é

Figura 8. Feições mesoscópicas dos GQI. (a) BtMz e (b) Lcg.

L. M. þ lori.sbol '19 'I'ese de Doulorado

algumas vezes constatada. Nesses locâis, gerâm-se fèições bastante conlplexas clcvidâs ¿ì posiç¿io suborizol'ìtal do

bandalnento clos gnaisses, à natureza difusa rlos contâtos e ao car'áter concord¿ìnte cla unidade Granitóides de

Qrtatto Ilhas com a supetfìcie cle bandamento.

Cotpos tabulates de biotita granito cinza fino (lC=3-5) com espessLua média dc 50 cm e extensão visível

de até 50 n, com ticquentc ternl¡nações descolìtinrìas, ocoucm ctrr leìaçõcs gcométticâs divolsas corl os CQI:

(i) tliclucs sin¡rlutônicos, de contatos níti(los â dif'L¡sos, discordantes ou ern baìxo ângLrlo com a fbliação milonít¡câ

dos GQI, poclendo conter xenólitos dos CQI (|ig. l0a , b, c) e (ii) colpos tabularcs cle contatos retos e bem

definidos, paralclos ir f'oliação milonítica dos GQI corÌr cstratificação dc [rorda pclceptível ern rncsocscala (Fig.

l0d). ,As estr'îtilÌcações ilLrstram a entrada de urn rnagma básico plecoce (borda diorítica) e o aptoveitamenteo do

rneslno con(luto pol um magn]a glanítico (centro granítico cinza lÌno conro os dos clenrais corpos tabulares).

Pol vezcs o mtrteÌial tino que cornpõe os corpos tabulares ocofre ¡ra t'o|ma de esheitas lentes de contato

difìrso a gtadacional dontlo dos GQI, orientado paralelo à foliação nrìlonítìca dos CQI, com Ièldspato alcalino

rrrecanicâmente infìltlado tanto nas bordas como no interiol destas lentes (Fig.lla). Enr alguns locais o CQt

parece desmembtat e incorporaÌ parte desles diques (Fig. llb), Cabe ressaltar que a maior parte destes diques

ocolrem intrusivos na variedâde biotita monzog|auito (BtMz) dos GQI e qrìe sorrentc nesta variedade se

observam as fèições dc inco|poração do material granítico fìno dos veios pelos CQI.

(;aDítula L. Contexb O¿t e [ist] uh|tl ¿û ,,lr¿u ¿e l;stutlo

Capítulo V- Contexto Geológico e Estrutural da Årea de Estudo

Figura 9. Feições mesoscópicas dos GQI: (a) vista ampla da foliação milonltica (S,) relacionada ao eventotranscorrente vista em planta, (b) detalhe da foliação milonltica dos GQI, mostrando deformação dosmegacristais de feldspatos e schlieren máfico, (c) transposição da foliação magmática (56) dos GQIpela foliação S., (d) contato concordante suborizontal entre a variedade Lcg e o embasamentognáissico, (e) xenólito com bandamento milimétrico, de geometria tabular e contatos interdigitadosnas bordas com os GQI e (f) megaxenólito dos gnaisses encaixantes nos GQI com veio pegmatlticoem ângulo com bandamento do xenólito.

L.M.Florisbal 8l Tese de Doulorado

Capítulo V- Contexto Geológico e Esttuturul da lírea de Estudo

Figura 10. Aspectos geológicos e estruturais dos corpos tabulares granfticos de coloração cinza e texturaequigranular fina dos GQI: (a) dique sinplutônico com xenólito dos GQI (PMP- 0lC) em ângulocom a S, dos GQI, (b) dique sinplutônico com projeção fina que injeta o GQI, de orientação emângulo com a S. do mesmo (PMP-OIB), (c) dique de contato reto, mas com relação de mútuaintrusäo localizada (canto inferior da foto) em alto ângulo com a S, dos GQI (PMP-028) e (d) corpotabular com borda estratificada, sem interação aparente e paralelo à S, dos GQI (PMP-0lD).

L.M.Florisbal 82 Tese de Doutorado

Figura ll. Feições de incorporação de parte dos corpos granlticos tabulares pelos GQI: (a) Vista ampla dasIentes de material granltico cinza fino similar ao dos corpos tabulares, com contaminação mecânicapor Afs dos GQI e (b) detalhe das porções de material granftico cinza fino paralelos à S. dos GQI queparece se desmembrar no interior dos GQI.

Os corpos tabulares granlticos, de coloração cinza e textura fina (Gcf) que cortam o GQI são planares e a

análise petrográfica das amostras coletadas nas etapas de campo realizadas pela bolsista mostram que são corpos

predominantemente granfticos, sendo que alguns corpos de estruturação estratificada são resultado da entrada de

dois magmas de composição distinta no mesmo espaço e, neste sentido, correspondem a diques compostos. Em

uma das ocorrência onde foi identificada a entrada de mais de um magma em um mesmo dique, sugere-se uma

alimentação primária por uma magma de composição mais máfica que foi realimentado por um magma de

composição mais félsica. Em geral, estes corpos aproveitam planos de fraqueza da encaixante, como as zonas de

cisalhamento sin-magmáticas, que constituem uma feição comum nos GQI e que muitas vezes, juntamente com

as dobras apertadas de fluxo, ocasionam uma variação local da foliação milonftica dos GQI.

Uma ocorrência local (PMP- 05) destes corpos tabulares, são um conjunto de diques de textura fina, com

lC:7, fortemente deformados, com acumulações de megacristais de feldspato alcalino em suas bordas. Os

contatos desenvolvidos entre os diques e estas acumulações evidenciam a contemporaneidade dos dois, pois os

megacristais de feldspato alcalino dos GQI ocorrem mecanicamente infiltrados dentro dos diques, denunciando

baixo contraste reológico. Os GQI encaixante destes diques são correlacionáveis à variedade muscovita-biotita

granodiorito (MBGd), rica em máficos e com megacristais esparsos. Os diques estão rompidos e deslocados por

estruturas rupteis, que são preenchidas por material félsico, o que as desvincula das estruturas rupteis de caráter

tardio que afetam as rochas da região. A figura 12 ilustra as feições descritas para os diques que ocorrem no

PMP-05.

Capítulo V- Contexlo Geológico e Estrutural da Årea de Esfudo

L.M.Florisbal 83 Tese de Doutorado

ùryítub I Cantexb (;eol¿)gico ¿ li\ttutur( ¿tl/[rca rle lìs!u(k)

tìigura 12. Diques sinplutônicos nos GQI do PMP-05: (a) diques sinplutônico de material d<l composição mhfìcaconk)rnâdo ¡ror acunrulações de megâctistais de Afs dos CQI, liqrìidos graniticos itrjetados em zonasde tuptura que fìaglnentanr e desloca¡n os diclLres, dic¡ue vertical de granito cinza fìno no canto direitoda toto, discordante de todo o conjunto, (b) detalhe dos contâtos lobados a crenulados enhe os diquese as acumulações de Afì do GQl, mcgacristal de Af mccanicarnente intìltrado no canto diteito da tbtoe (c) Lrlha-detalhe do contato crenulaclo dos diques com as âglomcrações de megâffistais de A.fì e

schilieren máfìco do CQI pr'óximo ao contâto com o dique (c¿ìnto direito ¡ntèÌiol da lòto).

O magmatÌsrno mático associado aos GQI é mrìito restrito e ocone p|edourinantenento na fb|rrra de

sheets c schiliercn rnálìcos (Fig, l3a- c). Com fieqüência as rochas mhfìcas mostlam tèições de

clesmemb|ame rrto, parecendo poÌ vezes estafem sendo inco|poracias aos CQI (Fig. l:lâ). Os .rr¿e¿r mátìcos

ocollen comumcntc paralelos ¿ì t'oliâção milor'ìitica dos CQI e são compostos de biotita (30%), hornblcnda

(30%) e plagioclásio (40%). IìaLas ocolrilncias dos sr¿eß máfìcos, como as contidas nas dobras lecunrbcntes quc

ocolrer.rì nâ tegião da Ponta de tiora (l'MP-02), são cLrnulatos rle biotita e anfibólio (80%) + plagioclhsio ( l5%)

.L epidoto (5%) (Fig. l3d), Effborâ â proporção deste tipo de ¡nate|ial nos CQI seja reshita, as feições desÙitas

são sugestivas da oconôncia (le um lnagn'ìatisffo máfìco co¡]tcmpofânoo c anterior à entlada dos (liqLres (le

gtauito cinza fìno, contblme mostrarn a fÌgura 13. Uma ocorr'ência de rìlaterial dioritico lbi localizada em um

lçnte, de disposição ptrralela à Sm dos CQl, f'ortomcnte dclblmada e injetada pelos mesmos (Fig. l3 e -f). Cabe

ressaltat que a textu|a cclLriglanula[ sIbidionlórfica destas lochas r]ão aplesenta nenhuma I'eição dc

racristalização e tambén não lolam iclcntilicadas fèições cìe trletamorfisrì]o, o que disvincula a intcrplctação das

csrnas como xeìlólitos

Veios pegmatiticos de tamanhos var¡ados ocollem ettr ao menos duas gerações, senclo unr¿r pâralela à

foliação ntilonitica e outla discordante de alto ângrìlo (l1ig. l4).'l'arnbém é conrunr ver alguns veios clelorrrrados

dentto de zonas de alta det'onnação localizadas. Olrtros ve¡os ocolÌem tanbón fi equenletìlen tr associados às

zouas dc cisalhamento sin-magmáticas. As várias gerações cle pegmatitos mu¡tas vezes aiudam para estabelecel â

eshatigraÍia dâs inlrusões, como ilustlado na fìguta 15. fistas sL¡cessivas gelações dc pegmat¡los que em alguns

locais chega a fòrmâr redes que envolvem os granitos podem indicar sucessivas explosões devido às satutações

de vol¿jrteis na câInara.

(:otituto Y a'onfoib Geakigico e lt:stt ùtut ul ¿ ¡ieatle \ìstucto

li..\.. ¿.. I)Ò ¡. .ÍlÒ

Capltulo V- Contexto Geológico e Estutural da Årea de Esndo

Figura 13. Aspectos geológicos e estruturais do magmatismo máfico associado aos GQI: (a) sheet máfico paralelo à S, dosGQI com contaminação por Afs e llquidos granfticos mecanicamente infiltrados no centro, porção superior da foto(PMP- 024); (b) vista ampla dos sheets e schilieren máficos do GQI; (c) detalhe dos sheets e schilieren máficoscortados e deslocados por veio de material granltico cinza fino paralelo à S, do GQI; (d) dobra recumbentecontendo såeets máficos de composiçâo cumulática com dique de granito cinza fino truncando a parte inferior dadobra, (e) vista ampla em perfil da lente deformada de material diorltico paralela à S, dos GQI e (Ð detalhe dalente diorftica com llquidos do GQI injetados na mesmq o que podeindicar uma relação de contemporaneidadeentre os dois magmas.

L.M.Florisbal Tese de Doutorado

('tDítub l ('ontetu) Ge obr!ica e |lstt tùÍtl ¿.1 ltut ¿lp l::.\tt ô

Figulâ 14. DLras gerações de veios de pegnratitos palalelos e discoldantes à loliação milonÍtica dos GQI

'l ese ¿e DÒuk ¿klo

Capltulo y- Contexto Geológico e Estrulural da ¡irea de Esludo

Figura 15. Estratigrafia dos eventos magmáticos ocorrentes no sistema Quatro llhas: (a) ordenamento dos

eventos magmáticos observados em campo relacionando as diferentes fases de pegmatito (l e 5)com material máfico (3) e as diferentes fases de entrada dos corpos tabulares de granito equigranularfino de coloração cinza (2 e 4), vista ampla em planta, (b) detalhe da vista em corte lateral das

diferentes relações estruturais e estratigráficas observadas no afloramento e sintetizadas em a, (c)detalhe das relações ocorrentes entre o dique de granito cinza fino (4) e o pegmatito (5) finais e (d)detalhe destacando o posicionamento do material máfico (3) na estratigrafia dos eventosmagmáticos.

O Granito Mariscal (GM) é constituldo por rochas de coloração cinza clara (lC=4), textura

heterogranular média a fina, desenvolvendo de forma localizada uma textura porfirítica, marcada por

megacristais esparsos de plagioclásio e feldspato alcalino de até 1,5 cm, subidiomórficos ou arredondados, em

matriz heterogranular (Figura 16 a). Compreende sienogranitos a monzogranitos ricos em quaftzo, com

muscovita e biotita, raramente apresentando granada como acessório. A estrutura planar principal, 56, é uma

foliação descontlnua, marcada pelo alinhamento de micas e feldspatos e realçada por schlieren biotlticos,

contendo uma lineação mineral pouco pronunciada, dada pelo alinhamento de pequenos cristais maiores de

feldspatos. Nas ocorrências maiores, e fora das zonas de transcorrência, a atitude originalmente suborizontal da

foliação pode ser reconstituída (Bitencourt, 1996). As estruturas planares e lineares são melhor observadas

próximo aos limites de pequenas intrusões, onde apresentam uma disposição geométrica controlada pela forma

das mesmas.

O GM é intrusivo nos GQI (Fig. l6 b-f) e nas unidades do embasamento (Fig. l6 a-d), const¡tuindo duas

L.M.Florisbal Tese de Doutorado

por'çõ(]s mais extensas na Þarte cenlro-norte e Iesle da árca

Os aflor'âmentos mâis completos desta unidade são cnconllados no extremo norte da PÍaia do Mariscal,

ondc podem ser observadas suas vâr'iações textuÍais e suas rolações geológicas de mesoescala conl os CQI e com

âs l¡tologias do embasamento.

Em dìvelsos afloramcntos se constata a presença de conceûllações de cristais maiores de leldspato,

lolmando porções iffegulâles, decimétrìcas a centimétticas, srùos contatos são di1ìrsos oLr gradacionais com a

lácies dominante. I'ais concentrações são mais abundantes nas proximidade de contatos, e de acordo com

llitencoutt (1996), em diversos allo|ancnlos ó possívcl especular sua lelação de p|oveniência a partir da

digostão progressiva de fiagmentos dc gnaisses do embasamenlo c dos GQL Em cell.os casos, é possível

constatar também a lormação de.rclr/¡¿rer biotíticos pelo mosmo proccsso.

Segundo Bitencourt (1996), os contatos entfc o GM e os GQI são getalmente ditìrsos e ¡nterdigitados,

subpalalelos à loliação subolizontal, sugerindo r¡m baixo contLaste de viscosidade ertle ambos. Apesar das

nrodificações goolnétlicas devidas à ação de zonas de alta defol ação tlarscouelÌte, eln dctermìnadas árcils,

conro aquela situada entÍe as praias dc Bombas c Bombinhas, é possível roconstitLlir do ¡nodo lragmentário Lrma

¡ntercalação méttica a decamétfica, ao longo de supe|fícies subor¡zontais, elltre as tochas gnáissicas do

Complexo Porto Belo, os GQI e o GM, onde o último aprescnta uma grande variação textutal em escala

mesoscópica, possivelmente resultante da intensa assimilação de ûagmentos das rochas encaixantes. Contalos

nítidos e letilhreos são comuns c}rando o GM lolma co|pos alongaclos, dc l5 a 50 m de espessura, com dircção

subparalela à da foliaçâo principal clas encaixantes e mergulho um pollco mais elevado, ou mesrno subvertical

(Fig. l6 b). Ncste caso, o GM é reprcsentado pol termos mais dilercnciados, mosttando alinhamento de tluxo

pa|alelo às paredes cla intrusão, matcado tanto pela orientação dimensional de minerais como cle xenólitos. l.r

também comum a ocorrência do GM na t'orma de peclLrenas apófises, com espessuta aparente de 2 a 3 m, ou de

uma sér'ie de veios com t0 a 20 cm de espessura, com otientação variável, tanto nas rochas do enìbasamento

col o nos GQI. Nestcs casos, mostram uma foliação ¡ûtcrna, lnalcada por alinhamento dimensional d() cr¡stais

e/ou bandamento composicional, paralcla aos limites da inhrrsão.

Cqitub I. ('onterþ O o a li.ttt ttual.lû,tlteade lisntk)

l ese tle Doutotaa[o

Capítulo V- Contexto Geológico e Estutural da Årea de Estudo

Figura 16. Feições mesoscópicas do GM e relações com o GQI: (a) textura heterogranular média a fina, (b)Contatos nltidos e retilfneos do CM com os GQI com direção subparalela à da foliação principal dasencaixantes e mergulho subvertical; (c) contato intrusivo irregular do GM nos GQI mostrando obaixo contraste de viscosidade entre os dois; (d) apófises de material mais diferenciado do GM nosGQI; (e) apófise do GM nos GQI sendo afetado por uma zona de cisalhamento sin-magmáticaquando ainda em estado plástico e (f) xenólito de contatos nltidos dos GQI dentro do GM, amboscortados por veios de lfquidos bem diferenciados tardios.

L,M.Florisbal 90 Tese de Doutorado

Nas ploximidades das zonas de transcor[ência, velifica-se uma verticalização proglessiva dos contatos e

estrlrtùr'as planales, bem como sua hansposição parcìal (Fig, l7 a). Nas zonas de maìs alta defonnação lormam-

se milonilos cle gtanulação ¡rédia a fina, onde o CM é r'econhecido pr¡ncipalmente pela pÌesença cle

porfiroclastos de feldspatos e muscovita, alérn de fìtas de quartzo recristalizado (Fig.l7 b). Ern zonas estre¡tas,

desenvolvem-se ultramilonitos d0 granulação ¡nu¡to tina (Fig. 17 c),

Xenólitos clas fochas encaixar'ìtes são bastantr con]uus, tanto no GQI quanto no GM, corn f'olmas e

tâmanhos muito vâriaclos e feições indjcativas de dil'crentes glaLrs de assimilação. No Glanito Maliscal, posstLenr

erl gelal 20 a 50crn (le comprin'ìento o cor'ìstituerìl 1ì-agmentos de granitos porfiríticos biotitico, co|relacionáveis

aos CQI, biolita gnaisses flnamente laminados, pogmatitos, gnaisses de composição g|anitìca e, mais laramen!e,

lentes méll.icas de nretatonalito fino (Fig, l7 a-d). Nos corpos maio|es, fiagmenlos de composição quarlzo-

lèldspáticâ rìlostlarn contatos d¡fisos, sugestivos de baixo conhaste de temperatula, além de tblmas iuegulales,

Já as pequenas intftrsões e apófises tendem a mostrar fragmenlos mais angulosos e de contatos nítidos, de f'orma

irnáloga às Ielações obselvadas ern escala nrais ampla. Não são observados, nest¿ì unidade, xenólitos

corlelacionáveis ao Conrplexo Glanítico Estale¡ro, nresmo pr'óxinro aos seus contatos (B¡tencourt, 1996).

A foliação de fìuxo magmático do GQI e do CM é subhor'¡zontal, concordante com a t'oliação dos gnrisses

encaixântes. Em locais pouco afetados pela ll'ansconência pelcebe-se zonas estleitas de fluxo de âlta temperatura

co¡'ìcertlado ao longo cle sLrperfícies subhorizontais, plovavelmente vinculadas à deiolmação tard¡-magmática â

subsolithts desses granitóides. É comunr obse|va¡ a loliação nrâgmática (S0) t|ansposta para uma foliação

milonitica (S,,,) nas zonas de mais alta ciefbrm¿ìção.

Magmâtismo máfrco associado ao G|anìto Mar¡scal não é relala(lo por Bitencourt (1996), No presenle

tlabalho f'ol.ar]] identifrcâdos dive|sos enclaves, mas todos corn textuta oü estr.rtrras metamólfìcas, como lextùr'¿ì

grânoblástica e esllutr¡r'as bantladas ou xislosas.

Bitencourt e KIuhl (2000) relatam c¡Lre as eshutur'âs de nrac|o- e nric|oescala dos granitóides da legião de

Polto Belo refleteIn os difèr'entes estágios (le clefolmação do /r¡¿lJl¡ e, subsequentemente, dulante o decréscinro de

tempelatL a, uma progressão cìue se estende âté o estâdo sóli(lo. Os rìlesn'ìos autores dcscrevem uma sér'ie de

estrL¡tr¡r'as quc atestam cont¿Ìtos â qlìente com as rochas encaixantes e u'na tendência sistemática dc

(lescrìvolvirncnto de cstlìrluras (le alto ângulo clc mergulho ou subvc|lic¿ris. tìstrutLìr¿rs de clef'orrrraçäo do csta(lo

sólido em alta temperatura são rarameute onconlradas nos GQI, o que sugere que o magma que geroLl estas

rochas ten'ì uma delàsagem temporal em relação zì atividade da tectônicâ de lhrust. Os mos¡ros autores

interyletam estas cstruturas como cornpativeis com um regiure cinemático transcoÌrente, não correlatas ao evento

de /rr¿l.rl registrado nas Loch¿rs encaixantes do Clomplcxo Porto Bclo. Já o GM aprcsenta com fieqüência leiçõ(]s

de defbrrnação do estado sólido, mâs in(erpretadas como conelatas ao evento transcoueûte.

l::stìttl|al da Àrea ¿e l stuù)

Iþ¡e de Doulot"û¿o

Capítulo V- Contexto Geológico e Dstrutural da Area de Estudo

Figura 17. Feições estruturais do GM: (a) verticalização progressiva dos contatos e estruturas planares,verifìcada nas proximidades das zonas de transcorrência, (b) zona de mais alta deformação onde seformaram milonitos de granulação média a fina, onde o GM é reconhecido principalmente pelapresença de porfiroclastos de feldspatos e muscovita, além de fitas de quartzo recristalizado, (c)geração de ultramilonitos de granulação muito fina em zonas estreitas de alta deformação e (d) lentede material metatonalítico, rico em biotita e com textura granoblástica.

L.M.Florisbal 92 Tese de Doutorado

3. Geoloqir da Reqião de Canrboriír

A região de Car¡rboriú onde ocorrern os gran¡tos Iìio Pequeno e Serla dos Macacos, se situa a nortc da

ZCMCT, e teptesenta Lrma inl'lexão da zona de cisalhamento principal, onde o glaLr de dolormação dâs rochas é

nlerìos acentuaclo, embora as estrLlturas imp[essas oas rneslìlas sejan em g|ancle parte contlolaclas pela

trauscorrôncia, As roclras encaixantes dos granitóides corlst¡tuen uma associação cle pala- a ortognaisses

quartzo-f'eldspáticos migmatíticos do Complexo Camboriú, rochas lnetapelílicas do Complexo Metalìlórfico

[ìrusque, que predonrinam a norte da área, e pelo Granito ltapenra, que pLeclornina a sul (frig. l8).

O G|anito lìio Pequeno (CRl']) e o Gtanilo Scrra dos Macacos (GSM), alvos de eslLrdo da tese,

p|edominarn na porção nordeste da região compreendida entre ltapema g Camborìú c constituen exposições

continuâs cle dileç¿lo NE, corr centenas de metros ao longo da costa, que se estendem pata o intotiof do

contìneutc corn a lnesnra diroção (Irig. l8).

Os gÌanitos R¡o Pequeno e Serra dos Macacos lbrâm primeilamente intcpretados como pcltonccnles à

Suíte Intmsiva ValsLrngana (SlV). Esta Sì.¡ite lbi objeto de ditèrentes interptetações e delimitações caltogr'álÌcas

(cl, históLico e cliscussão ern Silva 1987, p.65 e segs.). A cârtogfatìa de Caldasso et ø1. (1988) se refere às duas

ocolr'êncìas princìpais da SIV como Maciço Norte e Maciço Sul. Anbos os maciços de d¡mensões batolít¡cas e

alongados na dileção NÉ-SW, compreendendo biotita monzogranilos e sienoglanitos de textura porfir'ítica

grossa, com abundantes lènocrista¡s de tèldspatos, âlém dc titanita, allanita, zilcão e apatita como acessór'ios.

Um alinhamento de flûxo magmático localizado é mencionado, bem como a oco|rência de foliação milonítica e

ìincação de estìr'arnento co¡]cordantes com as d¿rs tochas cncaixantes, restritas às imediações dos contatos por

lalha.

Na i¡rterprctação de Carldasso e¿ r¿ (1988), os granitóides da Suíte lnhusiva Valsungana toriam sc

posicionado poI meio cle mecanismo tlanshativo associaclo a zonas de cisalhamento ltansconenles de

movimento hor'ár'io. Por outl.o lado, Silva ( 1987, 199 l) acredita que patle da ocorrôncia a norte dova ser cxcluida

da suíte, tendo em vista sua composição e estlutula, coÌnpalíveis com uma associação clc ottognaisses urais

antigos, sincrônica à fàse tangencìal que alètou o Grupo BrusqLre.

A Suíte Inttusiva Valsungana de Clal(lasso el oi (1988), rrais cspec ificamerìtc ¿rs roclìas gltrníticas clLre

compõem o Maciço SLtl, fbram reclenominadas como Suíto Valsungana (SV) no trabalho de Ut,RGS (2000)

corno un'ìa associação de rochas graníticas e hipabissais loliadas. O mapeamento geológico l: 25000

clesenvolvido por TJFRGS (2000) permitiu a individualização de clois colpos glaníticos denho da SV: o Gtanito

ValsLrngana e o Clanito Colïe-Mar. As principais ocotr'ências clesta unidade estão local¡zadas entlc as Zonas de

Cisalhamento Ma.jol Gercino e ltajai-Pelimbó, aploximadamente enhe as cidades de Itapema e Balneátio

Carnbor iú. As melholes exposições dos g|anitóicles pol firíticos são encontradas na osttada para a localidade de

Rio Pequeno, o c¡Lre levou Peternell et al. (2010) à redenominação dos g|anitos porfìr'iticos ocorrentes nesta

Iegião como Cfanito lìio Pequeno, tenno este equivalente ao anteriormente utilizado Granito Valsungana, que

terl sua sr:ssão tipo na localiclacle cle Valsungana, Folha Botuverá, que se silua a oesto da Folhô CaÌnboriú. Esta

redenominação fbi utilizada por Peternell et al. (2010), que desvincLrla o Ctanito Cotte-Mat da Suíte e ainda

¿diciona o Grânito Selra dos Macacos como pertencente a mesma, Na plcsente tese os glanitos Rio Peqüeno e

Serra dos Macacos não são conside¡ardos coiì]o pellencentes a uma írnica suite, seja pot sua relação

(:40ítub t;- (\rttexk) ¿ li.\ttìitutal ¿q,t1teq ¿e Lsrtklo

9:l 'Iese de Dou¡t¡¡atk¡

Capitula l! Contetu) (, e l::.\Írututdl¿ú lt¿d ¿e li.\lu¿o

Figuta 18. Mapa geológico da legiâo dc Carrboliú (moclilicado de UFRGS,2000). l- Complexo CamboriÍr,2- Complexo Metamórfico [3r'usque,3- Granito Itapcma,4- Grani(o Rio Pequeno, 5- Cran¡to Serrados Macacos, 6- Cobeltura Sedin¡entar'.

espaço-telnpo soja pot srìas f'ontes divc|sas, que não pe|rnitem a colocação (los lnes os como pertcncontes a Lrma

lr'ìesma suite.

As desclições do GRP e GSM que segrìem são Lr¡l detalhamento das obselvações lealizadas pol tJFIìGS

(2000) na ftollra Cìambotiú em escala l: 50 000, bem como no tlabalho rle deatlhe âpresentado por Peternell et al.

(2010), além das obselvações reâlizadas no desenvolvitrlenlo da preserte tcse. O reconhecimento destas Llnidades

tbi efctuado eÌn todíÌ a ¿ìrea anleliolnlente nâpeâda por UllìGS (2000) corl itltLrìto de averiguaÌ os contatos

pteviamentc estabclecidos, bem colno a extensão das dive|sas ocoüênciâs .lo Glanito lìio Poqucno e Gfanito

1¿se ¿¿ Da tot.tdo

Serra .lrìs l\4¿c¿ìn\ lr *sc¿".es ¡;Cielucidal as lelações estnrturais enhe as rochas graníticas. Para Îal, lbrarn realjzaclos divelsos perfis em difcrentes

oconências das lochas dâ sLlíte, como na rodovia Interpraias, onde l'ìá excelentes exposições do GRP e diques

nálÌcos sinplutônicos e t¿ìlnbém do CSM, bem como das rochas encaixantes. Alguns pontos de LJFRGS (2000)

qLre fblarr previamentc selecionados e levisitados, sobretudo para arnostrageln clos diques sinplutônicos e

Granilo Serra dos Macacos; cortes de estradas vicinais; algumas pedleiras e saibleilas de pequeno poÌte e uma

ped[cita dc grande porte da Votoranlim, situâda a sudoçste da área.

O Crauito R¡o Pequeno (GRP) é composto por biotita sierìo- a rnorlzogranitos brancos, foliados, de

textura porfìritica com natriz heterogranulâr e IC variável lC-7 comum, lC=10-12 local e IC=3-5 nas

valiedades mais difbtencìadas (Fig. l9 a-c). L,ocalmenfe se observam porçöes onde há urla tendencia à

hetetoglanulat idado da toxlura (Fig. l9 d). Os megacristais são principalnente de l'eldspato ¿rlcalino blanco e

subot dinadarnenle dc plagioclásio. É comum observar os tèldspatos com contatos clenLrlaclos e fbrmas ovaLaclas,

em ge|al cilcundados pol mirmeqLritos. Em r'âros locais se observa uma tendênc¡a maio| ao clesenvolvimento de

fàces retas e bcm fonnadas. A mâtriz heteroglanLrlar média é composta por quartzo, biotita, plagioclásio,

fèldspato alcalino e mais tatamentc anfibólio, sotletudo na fb¡nra de relictos de rara ocolrência. A biotita ocolle

predominantemente na fotma de agregados (li'ig. l9 a), chegando a lbrmar c/ols (Fig. l9 e). Os minerais

acessór'ios são z¡rcão, apatita, allanita, ilmenita e titânita, com algumas ocolr'ôncias de epidoto. Acumulaçöes de

fèldspatos de geometria ovalada são tèições bastante comuns (Fig. l9 d e l).

A loliação magmática é bem desenvolvida e é oomumente nralcada pelo alinlìâmento de lolma dos

ctistais de tèldspâto alcalino e mais localmente pelo alinhamento dos agregados ou trilhas de minelais málìcos

(Fig. 20 a). A diteção destâ loliação de fluxo é NE e o mergulho varia de subvertical na leg¡ão de bolda do corpo

a subhor¡zontal no centro do corpo. l-lm vários locais esta f'oliação está pertulbada pelo flLrxo ou por zonas de

cisalhamento sin-magmáticas (tig.20 b-c), e ncstes locais é cliticil identilìca| com plecisão sua direção. Esta

fbliação tem sua geometria controlada pela |ocha encaixante, coln componente do estado sólido ralalnente

obselvável.

A rcl¿rção da l'oliação desta unidade é bastante semelhante à encont|ada nos Granitóides de Quaho Ilhas,

na região de Porto tlelo, embora as zonâs de alta det'otmação sejam muito lara o localmenle clesenvolvidas c o

grau de clefo|mação scja semp|e iniblior'. Co|tLrdo, oshcitas lâixas rniloníticâs ocorrem de lraneila local e ra|a

(Fig.20 d). Nestas fäixas é possivel obselval comintrição de gr'ãos e deformação minelal, malcada sobretudo

pelos porfiroclastos de fèldspato alcalino corn calrdas de r{]cristalização pouco proeminentes e fìtas de quartzo.

Lrr,Ul,;;;;;;;-

e Estrutural da Årea de Est¿tdo

Figura 19. Feições mesoscópicas do GRP: (a) textura porfirítica definida por megacristais ovóides defeldspatos em matriz heterogranular, quartzo e biotita em agregados; (b) textura porfirítica commegacristais de feldspatos subédricos a euédricos esparsos, imersos em matriz rica em máficos; (c)GRP leucogranítico; (d) aglomerações de feldspatos; (e) clots biotíticos e (f) acumulações defeldspatos de geometria oval.

L.M.Florisbal 96 Tese de Doutorado

e Estrutural da Årea de Esludo

Figura 20. Feições estruturais do GRP: (a) Foliação magmática (So) do GRP definida pela orientação de formados feldspatos e trilhas de máficos; (b) vista ampla, em planta, de zonas de cisalhamento sin-magmáticas no GRP; (c) zona de cisalhamento irregular e (d) vista em planta de zona de altadeformação milonltica no GRP.

Xenólitos de dimensões variadas (centimétricos a megaxenólitos) de rochas gnáissicas do Complexo

Camboriú e do Granito ltapema são freqflentes e feições de assimilação dos fragmentos de menor dimensão são

também bastante comuns (Fig 2l a-b). Contudo, uma série de xenólitos de pequenas dimensões (<10 cm de

largura e 30 cm de extensão), geometria tabular e contatos retos e nítidos, com bandamento milimétrico e

composição aparentemente ortognásissica, são com freqüência encontrados em áreas de grande exposição lateral

do GRP, como na Pedreira da Votorantim (Fig. 2l c). Na localidade desta pedreira, onde há a ocorrência de uma

série de megaxenólitos de mármore do Complexo Brusque, interpretados como roof pendanls por UFRGS

(2000), ocorrem também xenólitos de xistos máfìcos ricos em biotita, rochas calciosilicáticas, formações

ferríferas bandadas de alto grau e gnaisses tonalíticos (Fig.2l d-e). Xenólitos do Granito Itapema (GI) são

extensamente relatados por UFRGS (2000). A região de contato entre o Granito Itapema e o GRP foi também

revisitada neste projeto e, próximo a esta região pode-se observar megaxenólitos do GI no GRP (Fig. 2l a) e em

algumas regiões ocoffem rochas do GRP com texturas similares a de rochas subvulcânicas, com grande

quantidade de matriz fina a média e poucos megacristais, interpretados preliminarmente como porções de

margem resfriada.

L.M.llorisbal 9'l 'lese de Doutorado

e Estrutural da Área de Estudo

Figura 21. Relações e contatos do GRP com as rochas encaixantes: (a) megaxenólito do Granito ltapema nointerior do GRP leucogranltico; (b) xenólito de ortognaisse do Complexo Camboriú parcialmenteassimilados pelo GRP; (c) gnaisse rico em biotita, com bandamento milimétrico, geometria tabular e

contatos retos dentro do GRP; (d) contato concordante do GRP (à esquerda da foto) com mármore doComplexo Metamórfico Brusque (à direita da foto) - Pedreira da Votorantim; (e) xenólito de xistorico em biotita, com contatos retos a lobados no GRP e (f¡ xenólito de gnaisse quartzo-feldspáticoconcordante com a Se subvertical do GRP.

O magmatismo máfico associado ao GRP abrange enclaves máficos microgranulares (Fig 22 a), que por

vezes formam schlieren máficos (Fig22 b), e diques sinplutônicos de composição diorítica, que são também

L.M.Florisbal 98 Tese de Doulorado

relatâdos por UFRGS (2000). Os hâbâlhos (le canlpo realizados dr¡rântc o desenvolvirnento da tese rnosha quc

estcs diques são muitas vezes de composição qûartzo rìlonzodiorítica a glanítica. No pertìl da rodovia Interpraias

pode-se visualizat uma série de diques sinplutônicos, enxame de enclaves e porções de magma de composição

gtaníl¡ca rica em minctais máfìcos, cotn tlivetsos graus de inremção e contaminâção com o granito encaixante

([ ig 22 c- f).

(l?ítub l Conteta O¿olósico e [istt ututûl ¿û tlfta ¿e |isnú)

'lits¿.1¿ D.Ùto'.i./.)

V- Conlexlo Geológico e Estrulural da Årea de Estudo

Figura 22. Magmatismo máfico associado ao GRP: (a) enclave máfico com bordas desmembradas no GRP; (b)schilieren máfrco paralelo à So do GRP; (c) intrusão máfica contaminada, mostrando contatos tlpicosde interação liquido-llquido; (d) dique sinplutônico de material máfico contaminado pelo GRP; (e)vista ampla de zona com enxame de enclaves máficos de morfologia e contatos variados no GRP e (f)enclave máfico microgranular de contatos nítidos paralelo à So do GRP.

L.M.Florisbal

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS' USP

-BIBLIOTECA-r 1n)l

Tese de Doutorado

A ocorrência de intrusões de material mais máfico, muito similar ao GRP nas variedades mais típicas do

GRP é observável em alguns pontos onde se tem boa extensão lateral dos afloramentos (Fig.22 a-d). Estas

intrusões são caracterizadas por textura porfirltica bastante similar a do GRP, mas com teor de matriz da ordem

de30-40%o e lC:10, e ocorrem tanto na forma de apófises (Fig.22 a) quanto na forma de corpos maiores (Fig.

22 d). Seus contatos são em geral difusos e irregulares, raramente são contatos intrusivos nítidos, e contatos retos

não foram verificados. Dados a similaridade com o CRP encaixante, estas feições indicam mais de um pulso

alimentador da câmara do CRP e mostram que os mesmos tem composições, temperaturas e viscosidades

aproximadas, o que permite a estabelecimento de feições mesoscópicas que indicam interação plástica e de

contemporaneidade entre ambos.

Capítulo I"- Contexþ Geológico e Estuturul da Åreo de Lstudo

Figura 22. Feições mesoscópicas do GRP: (a) apófise de pulso do GRP com IC:10 no GRP típico (lC:7), decontatos irregulares e terminações desmembradas; (b) detalhe do desmembramento da apófise; (c)contato intrusivo de bolsão do GRP com lC:10 emitindo apófise no GRP típico e (d) contatointrusivo entre os dois pulsos de GRP, mas com terminações sugestivas de interação entre doisllquidos.

O Granito Serra dos Macacos (GSM) constitui corpos alongados de direção preferencial NE de biotita

sienogranitos a monzogranitos pouco foliados, de textura equigranular média a fina, hipidiomórfica, com

megacristais esparsos de feldspatos de I cm, comumente circundados por cristais de biotita (Fig.23 a, d, Ð.

l,.M.Flori.sbal Tese de Doulorado

Feições bastante comuns são c/o/.r biotíticos, com formas arredondadas a ovaladas, de tamanhos variáveis e

distribuição esparsa (Fig. 23 b-f) e quartzo em agregados de grãos arredondados. Allanita, titanita, apatita, zircão

e magnetita constituem os minerais acessórios.

Capítulo V- Contexto Geológico e Estrulural cla ¡irea de Estudo

Figura 23. Feições mesoscópicas do GSM: (a) textura heterogranular hipidiomórfica típica do GSM; (b) clotsbiotíticos de tamanhos variados e formas arredondadas a ovais, típicos do GSM; (c) clot biotítico comborda reativa; (d) cristais de Afs de tamanho anômalo com textura de manteamento por biotita; (e)xenólito do GRP parcialmente assimilado e (f) xenocristais de Aß com manto de biotita.

L.M.Florisbal t02 'lese de Doulorado

Ài principais oco'tências tlo CSV,"¡¡tr',n,t't t'tu So

r'0gião clo Motro do Boi. Contudo, os melhoLes afloÌâmenlos são os corles das estladîs vicinais e pequenas e

abundantes pedteìr'as localizaclas nos arredores das seìras.

A foliação magmática é poLrco descnvolvida c de dilicil iclcntilicação. Foliaçõcs rclacionadas à

defor rnação do estado sólido não foram constatadas.

É conum a ocolrência cÌe xenólitos do GRP de contatos nítidos a difusos e muit¿ts vezes palecendo se

desrnemb|a| no GSM. Estes xenólitos têm tamanhos centimétlicos a métlicos, com fbrmas variadas, sendo rtais

comuns as folmas an edo¡rcladas, c mostram com lreqüôncia feiçõcs de assinrilação palcial pelo CSM (fiig. 24 a-

cl). Alguns dos megacristais de feldspâtos alcalinos com boldas de biotita, que ocorrem com tìeqliência a ponto

de constitltìr uma característica típicâ do GSM, parecem ser rel¡ctos de xenólitos do CRI'que não fbram

totalmente assimilados (Fig,23 d-1). Xenólitos do embasamento também são comuns com tamanhos e f'ornas

¿ìrnplanìente va|iáveis, sendo as litologias mais comuns correlatas aos gnaisses do Complexo Carnboli(r e

também do Granito ltapema (Fig. 24 e-f).

O magmat¡srno máfico associaclo ao GSM é extÍemamenle r(]strito e raramen[e identilìcável. Mr¡itas vezes

os diminutos enclaves máfÌcos identitìcados são passíveis dc sclem conlundidos corr os c/otu biotíticos.

Os contatos do GSM com o CRP são predominantemente intRlsivos, embora algumas feições de

contemporaneidade sejam localmente idcntificadas. É cornu,u a ocorr'ência de por'ções do CRP dentlo do CSM

com contatos leativos e sugestivos de assimilação pa|cial (Fìg.24a, c), assim como bolsões do GSM ocolrem de

modo ralo dent|o do GRP (tìg. 25â). Plóximo âos contatos entre as duas unidades é comum observat

megaclistais de fèldspatos bo|dejaclos por biotita do GRP dentto do GSM. Apólìses c diques de contatos algo

i|regrLlares do GSM no GIìP, sugestivos de contempo|aneidade entre os nlagmas, são obse|vados em alguns

pontos. Embora existam válias t'eições indicativas da contempolaneidade entre o GIìP e GSM, alguns contatos

retos, tanto cle apófìses quanto de diqLres do GSM no GRP, também oconcm lllesmo que corn menor l'r'eqiiência

(Fig. 25 e, t). A liguta 25 ìlustra algumas das fèições de contato descnvolvidas cntte GRP c CSM.

n/)*r"r*1 'l cse ¿e l)oûtat,.t¿o

V- Contexto Geológico e Estutural da Årea de Estudo

Figura 24. Relações e contato do GSM com as rochas encaixantes: (a) xenólito de contatos nltidos do GRP noGSM; (b) xenólito de dimensão métrica, com bordas crenuladas e feiçöes de assimilação parcial doGRP no GSM; (c) xenólito do GRP parcialmente assimilado no GSM; (d) resto de assimilação dosxenólitos do GRP; (e) megaxenólito de gnaisse quartzo-feldspático do Complexo Camboriú, decontatos retos e bem definidos no GSM - Praia das Laranjeiras e (f) xenólito do Granito ltapema , decontatos nltidos, mas irregulares no GSM - Perfïl Interpraias.

L.M.FIorisbal r04 Tese de Doulorado

CAPITULO VI

e Eslrulural da Área de Esludo

Figura 25. Relações de contato entre GRP e GSM: (a) bolsão de contatos irregulares do GSM dentro do GRP; (b)xenólito parcialmente assirnilado do GRP no GSM; (c) contato irregular desenvolvido entre dique doGSM e GRP; (d) dique do GSM de contato irregular injetando apófise no GRP; (e) apófise do GSMno GRP de contatos retilíneos e (f) apófise do GSM no GRP de contatos predominantemente retos,mas localmente irregulares a lobados.

l..M.Florisbal Tese de Doutorado

ASPECTOS PNTROGRÁFICOS E MICROtrSTRUTURAIS DAS ROCHAS GRANÍTICAS

ESTUDADAS

1, Aplescntação

Dados pettogr'áfìcos c microcstlulutais loram obtidos em 200 lârninas selecionadas. A classilÌcação

petlogr'áfica tem por base os critér'ios de Sheckeisen ( 197ó) e Le Maiïe et ql. (2002). Nas rochas de textura

tttui[o gtossa ou as de iexlula exhemamente tina e de difÌcil identificação dos mitetais foram realizadas

est¡mativas modais em latìas cle rochas e também em lâmina clelgada.

A pattiI do ostlldo das caÌâctelislicas ópticas dos minerais constituintes da rocha lbraln dclerminados âs

telações de contato entte os mesmos, texturas, ordem de crìstalização, feições microestnlLurais, benr como a

avaliação da relaç¿io dos mincr¿ris com o desenvo lv il.rìcr'ì lo das foliações magmática c do cstado sólido, o cluc

collttibuiu nâo só pata a caracterização petrogenética, mas tambéln para a co¡ltpleersão da rel¿ção da

orist¿lizaçâo co¡n o descnvolvirrrcnto das dilerenles eshrìtulas registradas nas lochas,

A petroglafìa das lochas selá aprescntada partindo ila área cle maiol grau de def'ormação on(lo tarnbénì

ocotte defbtnação do estado sólido, ÌepÌesentada pelos glanitos da região de Porto Belo (GQI e rochas

assocìadas e GM), passando à ároa dc rnenol delo|mação onde a detolmação do estado sólido é ü¡noritária e

ocoltcnte em apenas algumas pequenas e estreitas tàix¿rs cle ocorr'ência local, reptesentíìdâ pelas rochas da |egião

cle Camboliú (GRI'o CSM) a nolte da ZCMG. ^s

rochas máfìcas sincrônicas serão descritas com as uniclades

ácid¿ts collolatas às mcsin¿rs.

As tochas ácidas da legião da legião de Porto Belo foram caracterizaclas do ponto de vista minelal e

lìr icroesh uttìral nÕ tl.abaiho de Ililollcourt (1996). Cont do, as lâminas f'orâm revisadas cou] intuito de cletalhal e

aprolundat os estudos pctl.ogr'áficos e m ¡cloestlLrtLll ais, sobretudo nas |ochas que possuetì] relâção de

contemporaneidade colIl rochas mál-icas. Neste sent¡do, o texto aqu¡ aprescntado para as rochas da |egião de

Porto Belo representa uma composição da interpretação de Bitencouft (1996) cornplementada na presente tese,

sobretüdo no que tange a irìlepretação das tr'ês variedades do CQL Já as Iochas máficas e l'élsicas da região de

Cambotiút, qLte nunca f'oram descritas do ponto de vista mineral o m icloestl rìtur'¿ìl com o detalhe quc o ptesente

trabalho exige, ser'á apreso¡ìtada com um maior grau dc detalhamento.

Qeílub 14 lsp¿clos Peüogtá/¡cos a Ìvlrcroesttuatruis rlas llochtts Gtúnílic¿ß Lstu¿ÍÍLß

CAPÍTULO VI

2. Região de I'orto tselo

Os Cranitóidcs (le Quatro llhas constituem pledominantemente monzo- a sicnogranilos, com

ocorr.ências de grânoclìoritos o raros tetmos tonaliticos, loliados, compteendendo ttôs vatieclades petrogr'áficas,

cle Ielação não verificável em campo: (i) nìuscovita-biotita gIânod¡orito â monzogranito (MBGd); (ii) biotita

mo[zogranito a sienogranitos (lìtMz), e (iii) leucocrática (Lcg). Corno minetais acessótios comuns às ttês

variedacles ocorrem zir.cão, apat¡tâ, ilmonita e, suboldinadamente, llrrlnaliua, Alanita é resllita a MUCd e BtMz c

granacia oco¡r.e ocasioualmcnte na l.,cg, lnclependente dc suas vatiações composicionais otìginais, estas Iochas

apresentam, além dc característicâs nticroestrutulais |elacionaclas à cr'ìsttrlização magmática, l'eições cotnpatíveis

com os evcntos de defbrmação do estado sólido a qLre loram sublnctidas

A f'oliação So é marcada pelo al¡nhaûìonto cle lamelas de biofita castanha, acompanltada do alinhamento

¿imensional subparatelo de megaclistais oLr aglegados lentif'ormes cle plagioclhsio e fèlclspato alcalino. lìfèitos

clo cvento transcorlenle cStão itregutalmente ìmpressos, na fbtma de planos de cisall]amento discretos,

associaclos à foliação milonítica (S,,,) em zonas de alta del'ormação. Tendo cn vistâ a rotação de ostluturas

comrìmente observada er'¡r mesoescala, muitas vezes não se pode assegulal a colrespondência de uma clada

m¡cloestfutura com um oLl outlo evento.

Megacristais de plagioclásio têm composição Anl-, , nas MBGd e BtMz, e An16-rr na Lcg, cotn zonação

rârâ e incipiente. Inclusões São pouco abunclantes, compreendendo biotita, apatita, zìrcão, ilmenita e qtlâttzo Suâ

altet,ação é pouco cxpr.essiva, 0 fÌeqlienlemelìle lestrita aos rÍlcleos de alguns megacristais; ptodulos de allclílçio

compteendem epidoto, sericita c plagioclásio sódico (^.n I r-r4)

Os megacristaìs cle plagioclhsio são geralmente alongados e âplesentam maclas c1a Albita e Albita-

Car.lsbad longituclinais, subpar.alelas ao plano cla tbliação plincipal. [ìxtinção ondulante, bandas de detbtnração c

subgrãos glandes são comuns. A ocorrência de subglãos com esta mollologia é compalívol com temporâturas

muito elevaclas dc clef'oLmação, já quc implicam a ativr!ção de vários sistcnìas de deslizamento ao mesmo lempo'

o que! parâ os feldspatos, só é possivel cm tempefatLras acinra de 5500 C (F¡tz Gerald e Slunitz, 1993).

Ad ic ionalntcnte, a p|oximiclacle de orientação cnh{] as legiões tecLrpctaclas e o restanle do grão é sugestiva cle unl

procosso dc rotâção proglcssiva cla tede cristalinâ como mccanismo de acomodação clo movimenkl das

cleslocações, processo termicanlente ativado c¡ue, nos 1Èlclspatos, cxige terìlperaturâs conlpativeis con¡ ¿ts cla

fäcies anfìbolito superior (Tullis e Yurtd, l99l).

Os coÍìtatos dos megactistais de plagioclásio sâo gcr¿lmelìte i[egulares e sinttosos, diletâmente colìl

q¡ar.tzo e biotita na loliação, seur evidôncias de redLrção de tamanlìo nos limites dc gLão (Fig. 26a-b)

Srìbordinadarìlente, ocorr.em cm seu per'ílûetlo eslleitas lcntes descontinLtas, compostas por gr'ãos lelclspálicos

m¡ito tìnos acompanhaclos de lamelas cle mica blanca também muito fìnas. SegLrndo BitencoLtlt (1996)' nestas

lentes, os gr'ãos felclspáticos são geralmente equ idimens ionais, têln a mesnla composìção do megacristal e

contatos l.etos a suavemente cLuvilfneos. Pode-se obsetvat a desotientaç¿io plogressiva dos gtãos tìnos a pârtir do

gl.ão parentâl e a sua relaç¿io de proveniência a parti[ da rotaçäo de sLtbgtãos no megacristal.

A |ecr.istalização de megacristais de plagioclásio ¿Ìtlrìvés cla rotação ptogressiva de subgrãos ó também

observada em estreitas faixas intragrão, evolLrindo no scntido de sepatat o lnegaclistal el'ìl fiagmentos menoros,

que são ¿epois rctonados pelos proccssos dc rccrista lização-r'ecupor¿Ìção nos novos lirrites (llitencourt, f996).

_ C(eítuto yl - tlve,clos le!rcgkilìc1t e -ùlict

oøtttllluttis tl(ls llachas Ct ctnitictt! l;sltd'ttlct:i

'Icse ¿e Daük .uk)

Desta fbrna, ge[â-se Lìm novo tamanl]o de grão nâ rocha, intermcdiá¡io entre megactistais e mattiz,

repÌesenta(lo por lì¿ìgnlentos xenomórfìcos de 0,5 a 1,5 mm de tamanho, formas i|regulares e contatos

settilhaclos, corr orientâção sempre pr'óxirna daquela do gr'ão or iginal (l'ig. 26a).

As miclocstlulufas constatâdas nos fèldspatos sugerem um Çresc¡¡nonto o|ient¿rdo dos lì]eslllos e não são

compatíveis com uma reotientâção posterioI da grãos prìnrár'ios, no cstado sólido.

Possíveis lcições de acumulação são localmente preservadas, ras variedades MBGd e BtMz, na l'o na dc

aglegâdos glomcroporliríticos de plagioclásio e/ou lèldspato alcalino, com pcqucna quantidade de biotita

castanha, que às vezes dcfinem uma eshutul¿r sigmoidal, Ncsses aglegados, os contatos entre glãos sào

intetpenetl âdos, límpidos ou com laixa muito estreita de grãos recristâlizaclos, e seus l'enocristâis, de I a 2 mm,

já mostrâm f'ormação do subgl ãos (Fig 26b).

Megac[istais de f€ldspâto âlcâlino são goralmente maiores que os dc plagioclásio e têm composição Orr,r-

e6Ab6-.¡ (Biteucoutt, 1996). São peltíticos e a molf'ologia das micropertitas é muito variável, mesmo em escala de

lâmina, ptedoninando pertitas do tipo lìtas e fìos, sLrboldinadamente, trarìças, filmes e manchas (Fig 26c-d). A

ocottência de {)stltltula xadrcz ou dupla macla ó heterogênea nâ mesma seção, constitLlindo por vezes polções

itÏegulates num único gtãro ([ìig. 26a, c). InclusÕes, getalmente âbundantes, compleendem plagioclásio (,\n31),

bìotitâ, apatita o quartzo, alérn de allanita, Lestrita à MBGd, O plagioclásio das inclusties é geralmente nruito

alterado. A b¡olita inclusa em ambas as variedades (MBGd e BlMz) mostla tlanslolmação, parcial ou total, enl

l'llüscov¡ta ou clorita velde. Os megacristais de feldspato alcalino são alongados e têm seus planos de macla de

Cat lsbad subpalalelos à t-oliação principal. São, por vezes, cilcundados pol clistaìs atredondados de pìagioclásio,

com qìiârtzo e feldspato alcalino subordinados, de ordem dc tamanho 10 vezes infe|ior ao seu, lbrntando um

corl.itìnto lenticulat qLtc é envolvido pela lbliação. A p|esença de aglegados m¡rmoquíticos é comum nas bo|das

clos megacIistais e no contato clos mesmos conl cristais menoles cle plagioclásio. A dÊfbnì]ação desses

intercrescitncntos é também obseÌvada, com sua progressiva incolporâção à matriz rcüistalizada (F ig. 26d).

À semelltauça dos mogacristais de plagioclásio, os cristais maioles cle fèldspato alcalino apresentanl

exlirlç¿lo ondulante, baudas de delbtmação e subgrãos, Quando não são boldejados pol grãos fbldspáticos

lnel'ìorcs, seu contato é dir()to cout ¿ts l¡icas na tbliação e, subolilinadamente, lblnarn-se lc¡rLcs descoutínLìas de

gtãos feldspítticos muito finos, pertíticos, de morfblogia siÌìriìar àquela desc|ita pa|a os lim¡tes do plagioclásio. A

lormação de aglegados granoblásticos pertiticos em fÌaturas intragrão é também comum, obse|vando-se uma

desorientação plogÌessiva dos grãos lecristaiizados, no sentido do cenho da fàixa rec|istalizada. Na t.,cg este

pÌocesso palece mais avançaclo, notando-sc nais lreqüentemente a ocolrôncia de ag|egados glanobláslicos

pertíticos independentes do megacr¡stal otiginal, que muitas vezes já palece fäzer parte da matriz.

Fraturas são comuns nos porfiroclastos, sobretLrdo de lèldspato alcalino, o sua gôncse não podc ser

inequivocamenle atribuída ao evenlo de temper'âtura lnais alta (Bitencoult, 1996). Enttetanto, a motfologiâ dos

grãos que preenchem estas fì atLlras é compatível com a dos gr'ãos reclistalizados da mâtriz, com a qual podem às

vezes nlostlal continüidade física. Assim, se ¡ntepreta que o comportamento lílptil dos lìeldspatos replesente o

estágio linal da deforlllação de alta lolnpcralufa, precedendo, portanto, a lase trar'ìscorrente, de tonlperatula mais

baixa.

Novos grãos f'ot nrados nas borclas dos mogacrislais cle fcldspato alcalino apreseutanl lnaior

(.¿ttitü1,, II ,l:t,t,t¡)r I'Ltt os e Ìvlicfaesltutuìûis ¿as Rochns Cm itt tslist lû¿ts

ll:c LIL DoütorLt,l¿

variâção composicional qLre a obsclvacla nos novos grãos que citcunda¡l o plagioclásio, o qtìe palece ser

consequênc¡a das di1'e¡enças morlológicâs iniciais de seLrs lìmites, bem como da tendência a sepatat a lase sódica

e potássica r.ecr.istalizadas. Esses dados fol.arn observaclos e interpretados com base em anltlises cle microssoncla

eletrônica realizadas pot BitencoLrlt ( 199ó).

O quartzo é prcclontinantemente gtanobláslico equ id imens ional, de contalos retos e extinção normal a

ondulante, com 0,2 mm de tamânho ern média, lolmanclo ag|egados alongados a lenticLllates. Ilaramente

ocorrem âgregados cle gr'ãos cotr cont¿Ìtos sellilhados, Subordinâdâml:nle, e c<l¡n maiot lieqüênciu rlas

variedacles BtMz e Lcg, obse¡vam-se grãos de I a 2 mm de tamanho, qul: cotrtênr dLlas getações de subgr'ãos

ortogonais (basais e plismhticos), lormando um padr'ão do tìpo tabuleiro cle xaclrez (chessboørtl ptrlletn -'Ktuhl,

1996), compatível con defbr.mação cle alta temperatur'a (cla ordem de ó000c), citcundados poI gràos

granoblásticos cie tamanho l0 vezes menor. O quat'tzo pode ocotret. ainda. cono tìtas n'ìonocristalinas coln

dimensões de lcm x I mm, ci|cuncladas por ag|egados glanobláslicos de 0,2 mm, ou na lorma de Íìtas alongadas

co¡1 extinção ondulante, lormâção de subgr'?ios grandes e, mais taramcntc, batrdas de defotmação (Fig.26b-e). t)

qual.tzo f'ol.ma nuitas vezes corredores de delormação onde ocolte ¡ntensâ rectistalização, sendo nestcs

cor¡edo¡es nui[o comrìm a ocorr'ôncia de buldging, interpretados por Paschiet e Tlow (2000) como típico de

delolmação de mais baixa lempelâtrìra (Fig 26c). Juntamente com os fèldspatos definenr um segundo tanranho

clc gr'ão na locha deviclo à r'ecristalização (Fig. 26c-d),

A defor.mação cle mais baixa temperatL¡râ, r'elacionada ao evento tlanscollenle, é r'esponsável pela geraçtio

de tàixas discretas, marcadas por ag|egaclos de grãos ultralìnos, colll porfìroclastos tesiduais de f'eldspatos.

For.mação cle agregaclos granoblásticos de qrìartzo, livres de sllalz, sobte agtegados dQ gtàos alongados, de

contatos suturados, provavetmente tecristalìzados por buklging, ocorlem locíìlmente.

A biotita tenì coloração castanha cscu|a a avormelhada e tblma lamelas de 0,2 até 2 mm isotientadas na

fbl¡âção, com extinção mosqueada nor'¡nal a ondulante c, subot d inadamen te, kink btncls. Ocotre na f'otma de

pequenos aglegados de distr-ibLrição espalsa (Fig.26c-f), ben como lanreìas diminutas dispersas na tocha.

Cou]umonte contéln inclusõos de zilcão e dc apatita; mais raralnente na l,cg pode âptescntar peqtìenâs incltlsões

globulales de quattzo. Os produtos de t|ansfolmação drì biofita castallha, cm dif'oronlcs condicion¿rmcntos

esttutulais e petrológicos, são muscovita, clorita, biotitâ castar]ha de grão mtlito lino c biotita vetde, todos eles

gerando, como subproduto, gt¿ios lruito linos e xenomórfìcos de titanita, acompanhaclos ou não de minctais

opacos.

A formação cle müscovita a paft¡r da biotìta castanha é relativanlente plccoce n¿ì histótia cvoltttiva cla

valiedacle MBGd (Bìtencorrrt, 1996). Nesta var'ìedade, obsetvam-se intel crescimon tos epitaxiais de muscovita

com biot¡ta castanha. culminando con a f'ormação de lamelas de muscovita da mesma ordem de tamanho (MS l),

se¡n relação clara de ploveniência (Fig 26e). Em algumas lamelas cla otdem de 1,5 mm são às vezes pelceptíveis

resídLtos da biotita original. A muscovita assim folrrracla po(le apresentar, ainda, r'ecristalização ttrarginal

posteliol, originando L!ma estleita coroa de lamelas mtlito fìnas, de lnesma composição

De acor.do com Bitencourt (1996), a designação muscoyita-l (MSL), de ocorrôncia restrita na MBCd, é

utilizacla err Iefè¡êncìa a um grupo texlural, sern conotação cle gônesc primátia, que compreende latnelas bem

fttpitrìo l/t ,lspe cbx f'eh osl úlcos c þte or\h ttunis Ílß !!!!4!:!!!t:: !:!,r!!:!!!

fbrmadas, de mesnra ordem de tamanho da biotita e dos fèldspatos, constituindo com a primeira r¡n'ì il'nportanto

uratcadot da foliação So (Fig 26e). Em conhapos¡ção, a designação tcxlural muscoyitâ-2 (MS2) r'efere-se ä

uuscovita de gtão fino a nuito fino, que aplesenta relações textülais de proveniência tanto a partir de biotita

(F ig. 26Ð quanto de fèldspafos ou, aind¿ì, de nruscovita- L

A tlanslornação parcial de biotitâ em clorita ocolre etll todas as variedades dos GQI, mas coln pequena

intensidade, sejâ n¿ì forma de clescinentos epitaxiais, seja na folma de bordas esverdeadas, com cloritização

parcietl (Fig.2ót). Lamelas individuais são lalamerto observadas.

Uma getação de biotita neofbrmada se calacteliza poÌ seu tamanho de gr'ão menor, coloração velcle a

ve|de azLrlada e cores de interf'er'ência mais elevadas. Ësta geração é subo|dinada em volume, gerallnento

limitando-se a quantidâdes-h aço. Seu reduzido tamanlro de gr'ão, em nédia 0,2 mm, bem como sua ocolrência

colnum conlo patle do matelial qLre pleenche tiatL¡r'as de megacristais do l'eldspatos, slLgerem que a forrnação

desta biotita está associada com o evenfo de temperatura ma¡s bâixa.

Segundo Bilencoutt (1996), as lamelas maiores de biotita castanha podcrrr constiluir', nas zonas de maior'

defotmação, porfiroclastos de extinção fbrtemente ondulante, aplesontando csucitas coroas de grãos ultrafìnos

d0 tr'ês composições possíveis: (i) biotita castanha + titanita + opacos; (ii) muscovita l ti¡anita + opacos e (¡i¡)

biotita ve¡de azulâda l titan¡ta F opacos.

A allanita é o principal acessór'io da MBGd, ernbora também ocona na BtMz. Na MBGd, os cristais são

pr¡s¡r¿ficos, idiomór'lìcos e de até 2 mm de comp|imento, comumenle com coroas de epidoto, A titânitâ, getada

como subproduto das translormações da biotita, cstá plesente na MBGd e [ìtMz, é xenornór'fìca e de gtão fìno. O

z¡Ìcão, presente enl rodas as valieclades, é prismático, icliomór'fico ou arredondado e mais rarameÍìte lortemente

motamíctico e tieqiìentemente zonado. Apatita e turmal¡na verde ocorrem também em pequenas quantidacles,

presento tanl[]én1 em todas as valiedades. A granada é muito l'ala, constituindo apenas traços na l-cg, f'o|mando

por.rcos clistais aÌredondaclos de coloração rósea. O plincipal rnineral opaco identificado comum a todas as

variecladcs é ilmenita,

Plagioclásio, âpatita, ilmenita e zircão são fàses plecoces, juntamente com a biotita. O quartzo é

rclativanlentc precoce, visto ocoltcr', embora cle f'oIma suboldinada, corno inclusõo no plagioclásio. O fbldspato

alcal¡no é a fàse rnais taldia,

(iU'ittl,' I I !st)tLto\ e Ìvlicìoeslì ulut{t¡s ¿es Rach(ts O t.u[ticús [:rtu¿fl.|a.\

e Microesl,'ulurois das Rochas Graníticas l:studadus

F.igura 26. Aspectos pctrográlicos c microestruturais dos Granitóicles dc Quatro llhas. Fotos a' c e cl lado rnaior da tìlto com

l0,40mrn c fbtos b, ce I com 3,25mm. Fotos clca-e tor¡adasapolarizadorescruzadosc fì)to f tonradaa

polarizadores paralcíos: (a) megacristal de Àlcom dupla macla, agrcgoilot de grãos recristalizaclos dc Pl lormanclo

um segundo tamanho dc grãos na rocha, megacristais de Pl cle_contatos irregulares c Qz com cxtinção on<Julante:

(b) aglomeraçao ,1. À.goãristais de fbldspatJs com borclas dc Bt+Clo+MS2. Qz corn subgrãos e agrcgaclos de Qz

recristalizaclos; t.ji "gi.rittal clc Af'pcrtitico com borda marcacla por dupla rnacla, geração clc. segunclo tatnanho dc

grão 'a .ot.i, p'o, riristalização de ftldspatos e Qz.e correclores dc clef'ormação lbrmado por Qz lirlamcnte

recristalizaclo "oi-,

butrlgrrgtardio tomanclo ås contatoì dos cristais crenulados e interpcnetrados; (d) rccristalização

clc grãos *uinr.. g.ro;ão îlpertítico e bolsões mirmequíticos na matriz e Qz com cxtinção ondulante c f-ormaçãtr

dc subgrão: (e) f'ormação dc subgrãos grandcs.e recristàlização do Qz. MSlem equilíbrio conr demais cristais cla

rocha; (l) cristais de dt castanha-em aglomcraclos com cloritização das borclas c geração clc MSz lìna e cuéclrica

pcriférica.iuntamente com opacos'

l..lvl. FlorisbalTese cle Doulorado

Os diques granÍticos de colorâçäo cinza e textura lina (GcI) sinplLrtônicos aos GQI sâo

predominanternente sieno- a monzoglaníticos, com lara ocorrôncia de álcali-leldspato glanitos, l'oliados e dc

texturas localmente vatiáveis, predominâüdo as texturas equiglanLrlar fina a heteloglanulaL (Fìg. 25 a-d). Os

fèldspatos constitücm os cristais de dimensões ¡raiores nas roclras de textuta hetetogranu lar', com amplo

ptedonínio dc fcldspato ¿lc¿ìlino sobre plagioclásio. As rìlicloestluturas são similates ¿ìs ocorrontes nos CQI,

enrbo|a uma conrponente rirptil-dílctil de mais bâ¡xa temperatura seja mais destacacla nos diques.

Uma oco|rência de urr dic¡ue sinplutônico cornposto, cuja borda é compostâ de intercalação ontre porçõcs

quâltzo diorítica c porçõos graníticas e o cenho é essencial¡nente granítico, é intclpÌctado a paltir das

observações de campo como um dìqLte dc composição quatzo diorítica realimentaclo pol urn dique glanítico. A

identificação en escala micto destas Ièiçõcs corlobora o estabelecimelrto da entlada de magma de composição

máfìca cono precoce em telação â enhâda do Ccf .já identilÌcada em escala nresoscópica. Os aspcctos

petrográficos e microestrututais destc dique composto são âpteseÍìtados na fÌgula 26.

l)ada a hetetogeneidade de texturas, microestruturas entre olltlas caracterísit¡câs micloscópicas, scr'ão

clesc|itos os minerais que apresenta¡n fèições comLrns nos dilerentes corpos tabulales cle Gcl e as calacfelisticas

distintivas oLr exclLrsivas de alguns destes serão apÌesentadas ao final.

O plagioclásio é geral¡nente anedondado e difìcilmente se pode verifìcal a preservação das faces clo

cristal otiginal. Apresenta maclas da Albita e Albita-Carlsbad. Extinção ond!ìlânte, subgr'ãos glandes,

recristal¡zação e neoformação de gtãos diminulos nos lirnites dos grãos são comuns. Os contatos dos

megacristais de plagioclásio são gerâlmente itregulares e si¡luosos, coln fÌeqLiente recristalização lina nos limìtes

dos grãos, corn evidências de redução de tamânho (Fìg.26b-d), Comunrente, ocouem em seu pslítrretro ostleitas

Ientes dcscontínuas, compostâs poÌ grãos tèldsphticos muito linos acompanhados de lamelas dc nrica branca

(t'ig,26b-d). Inclusões são raras, senclo identifìcados apenas cristais euédricos de âp¿rtita. A alteração é pouco

exptessiva, e de distribuição irregular enr alguns megacr¡stais, O pIincipal produto de alteração é a mica blanc¿.

Assiur como nos GQI, as micloostluturas constatadas nos 1èldspatos sugeleln Llm ctescimento otientado

dos mesmos e não são coulp¿ltivcis coln uma reorientação posteriol de grãos prirnários no estâdo sólido.

Contu(lo, do uroclo melos colììurn, são constâtadas aln algumas porções de rnais alta defbtnraçâo leições (lo

defbrmaçãro cle estado sólido dos clistais orientados na S¡, bem como um segllndo eyento de delor¡nação sutil

marcado pelo alinhamento das biot¡tas tardias (trig.26a).

A detelnrinação dos teor'es de anortita ros cristais de plagioclásio lbi tèita opticamente crn poucos gtãos

com sessões âdequadas pala a detelminação, sendo os valoles mais comrrns An,n-.,..

O feldspâto alcâlino ocorue tanto na f'orma de megacristais quanfo na mahiz, nas porçôes

hetel.ogr anu Iales; os cristais majoles são de tamanho semelhânte â ligeira¡nente maio|es qLre os dc plagioclásio.

São pertiticos e a nroll'ologia das micropertitas é pouco variável, predominando as do tipo fìtas e 1ìos, raramente,

t|ançâs (Irig 26b, e). A oconência cle estrLrtura xadrez ou dLrpla macla é hetelogenea, mas é urn algo regular (Fig,

26e).

Os mogacristais são subédricos, alongados, de atestas arledondadas. QLrando orientados na foliação, têm

seus planos de macla de Carlsbad subpalalelos à loliação pLincipal (Fig.26e).

Fonnâção cle srìbgr¿ios gr¿ndes é lâra, nlâs lecristalização ao longo clos lirnitos dos grãos é comum.

'ta[ l)et]ogt rilìcos c lrlicrcestì utut ats da: Ilochas Cfttnit¡cos lìttu¿ddos

'litt..l. l)o t.ù.!.1Õ

Quando não são boldeiados por grãos (le fèldspabs menores, seLr contato é direto corn o (luartzo flnatncnte

recr.istalizado, que muitas vezes t'on'na fitas quo,.iunto com os cr¡stais alongados de leldspato alcalino e conl a

biotita, defin()m a f'oliação da rochâ (Fig. 26e).

Ilm ambos os felclspatos, os processos cle rccr¡stâlizaç¿lo e rocuperação nos lim¡les de gtãos podent ser

tocalmentc muito avançaclos (Fìg 26a). þlntrctanto, sâo poüco proem¡nentes, e tolldenì ¿l set ttnr poLtco tnlis

avançados nas Ioclras com mais alto grau de dclòr'mação. Pode-se obsetvar a dcsorientaç¿io ptogtessiva dos

grãos lìl'ìos a partir do grão parental o a sua relação de proveniência a paltif da rotação de subgrãos no

rnegacristal.

Possíveis fèições de acumulação são localmenle prese|vadas, na forma de agregados de ctistais mliores

cle l'elclspatos e quartzo, coln pequena quantidade de biotìta castanha boldejando estes cristais (Fig. 26b-d).

Nesses agr.egados, os contatos entre gÌãos são interpenetrados, límpidos ou com fäixa muito estloita de grãos c'

biotita reçristal izâdos.

A recristalização de megaclistais do fèldspatos através da totação progÌessiva de subgrâos é tâmbém

observada em esf.eitas faixas intlaglão, evoluindo no senlido de proglessivamente separar o megacristal em

fiagmentos menores, que são depois retorìlados pelos p|ocessos dc rccristal¡zação-tecuperacão nos novos limitcs

de lblrna semelhante ao descrito pata os GQI (Fig, 26b, d-e).

O qr¡ârtzo ocorre na forma de aglegados de grãÌos de mor'Iòlogia lenticular e contatos ctenulados

Iecristalizados cn baixa temperahta (buldging) (Fig.26a, b e e) de tînranhos vat iados, mas pr edominantemen tc

fìnos, bem como na lòr'ma de gtãos médios neol"ormados por lotação de subgr'ão (trig 26d) Quando fotma

agr,ega<los glanoblásticos fìnos ocolle cilcundando os clistais de leldspatos e jLtnlo conr os cristais de biotita

delìnem a loliação magmática (Fig.2(re).

A biotita é marrom esve¡deada, sendo subordinada nos diques Gcl (cla otclern de 5 a l0%) e bâstantc

co¡tLlm no clìque composto, perlàzcndo junto com o anfibólio aptoximadamente 50% das porções máticas. A

ocorrência de biotita marrom é resf ita às porções quarlzo dio|iticas. Nos diques Gcf é cotnum a ocortência cle

cristais maiorcs, com oxtinção onclulante e def'ormados palalelos a S¡ (lì'ig,26e). A translortnação nais cotìutrt c

pâra biotitiì tina (Btz) que boldeia os cristaìs rraiorcs c el]l zonas de alta dcfbrmação marca a tlansposição da S0

(tìig 26a).

O anfibólio é restl ito às porçõcs qualtzo c]iorilicas do d¡que aomposto. São cristais sLttrédticos a

euécllicos, de coloração verde escuro. Ocouem selnpre associados aos clista¡s de b¡otitâ detìnindo bandas

quâúzo dioríticas cle contatos irregLrlares a glaclacionais con as b¿rnclas cle cornposição félsica (Fig. 27b e r). F

comLrm a lranslorn'ìação do anfibólio pala tlt2 e tambénr a gelação de linas lamelas de ntuscovita secLtnd¿iria. A

ocolrência de titanita tâmbém está ligada à tlansformação dos anfìbólios. [ipidoto é raro. m¿ìs também ocorte

associado às porções má1ìcas (Fig 27c).

Zircão é reshito aos diques Gcfe sua ocotrência é esparsa. Já a âpatita é restlita às por'ções nráfìcas,

sendo de comum ocolr'ência.

Uma fàse ptecoce de plagioclásio que ocorre na fbrma de inclusões, apatita e zircão são lases precoces,

juntarìlerìte con] a biotita. Anlìbólio, nas porções dioríticas do d¡qLrc cornposto, é também precoce. A segunda

geraçäo de plagioclásio e t'eldspato alcalino são fases ptincipais c o quartzo é telatìvamente tatdio, dcviclo t sLra

forma intelsticial.

(zpitttot/!,lspecto,\t'etnst4/ìL'os'L!!!!!!!!,,!:\þ!tt!!l!!l!!!!!,:l:,!jgt!!!"

|3 'l¿se de l)ù¡kr0(k)

Capítulo VI - Aspectos Pelrográficos e Microeslrulurais das Rochas Granílicas Estudadas

Figura 27. Aspectos petrográfìcos e microestruturais dos diques granlticos (Ccf) sinplutônicos aos GQI. Todas as fotos comlado maior de 3,25mm, exceto foto c de l,30mm e tomadas a polarizadores cruzados: (a) textura equigranularcom porções rnais de granulação mais grossa, definidas pela aglomeração de cristais maiores de feldspatosarredondados, Ss paralela à orientação da foto e S^ discreta em alto ângulo (pontilhados na foto), recristalizaçãodos feldspatos (PMP-028); (b) textura heterogranular, micropertitas irregulares, formação de subgrãos noscristais de feldspatos, bem como recristalização marginal, fratura sin-magmática em cristal maior de feldspatocom entrada de material da matriz recristalizada e agregados de Qz recristalizado (PMP-OIA); (c) contatosirregulares dos megacristais de feldspato com recristalizaçâo marginal (PMP-0lA); (d) detalhe da foto anteriormostrando recristalização marginal do cristal de feldspato e migração do limite do grão, geraçâo de biotita fina emica branca na periferia do cristal e agregados granoblásticos de quartzo com formação de subgrãos (PMP-0lA);(e) pertitas e dupla macla nos feldspatos alcalinos, cristais alongados de feldspato alongados na S¡, megacristalde Bt ondulado e dcfbrmado na S¡, agregados poligonais de Qz circundando o cristal de feldspato e formandocorredores de deformação (PMP-01 B).

I..M.Florisbal Tese de Doulorado

Poção máfica de composiçåo diorític€ do d¡que

estrat¡fcado. Lado maior da foto 3,25mm.

Dique composto sinplutônìco aos GQI(PÌ\4P-01D).

L.l,l.Florisbal

Apófise dos GQI com agregados de Qz pol¡g0nal

e feldspatos com migração de llm¡te de grãos e

recristalização marginal. Lado maior da foto

3.25mm.

e Microestruturais das Rochas Granílicas Estudadas

Figura 28. Aspectos geológicos, peftográficos e microestruturais do dique composto do PMP-O1.

Zona transicionaì rica em minerais máiìcos, de

contato iÍegular e gradacional com a porçäo

félsìca. Feldspatos pertiticos, geração de

conedores de deformação com Qz finamente

recristalizado na porÉo féls¡ca. 0rientaçáo deforma de feldspatos e máfìcos marc€m a S,.

Lado maior da foto 3.25mm.

ll5

Composição de três lâmÌnâs delgadas. mostrando a

estratìficação composicionâl do dique composto.

Lado maiorda foto com 1 0.40mm.

Detalhe do megacristal de Anf em uma dasporçöes transicionais com geração de Bt2, IVS e

Tit2, formação de subgrãos grandes e

recristalização granoblástica dos agregados de

Qz. Lado maiorda foto 3,25mm.

Tese de Doutorado

As rochas máficas associadâs aos GQI são raras, (le ocorrência resh itâ e distrjbrLição espalsa.

Ocotrem predominantemente na l'otma cle,rh¿e¡s e schlieren náficos, na maior parte das vezes contaminados,

se.ja por contaminaçäo tnecânica de l'eldspatos do GQI mecanicarnente infìltlaclos, seja poL hibr.i<1ização local

e lestrita. As amoshas coletadas nas etâpas dc campo compreentlem Llm accrvo pequeno, tendo e¡n vista

restlita ocorrência desto tipo de litologia na ár'ea. São predomin¿nte¡nente gabros a quâltzo gabros, de textur¿t

equigtanLtlat nródia a fìna, lbliados, com anfibólìo e biotita, Os principais minerais acessórios são titanita e

zircão, apat¡ta e ilmcn¡ta.

Anfibólio e biotita são as principais fhses tnáttcas e ocolrem em proporÇões variáveis, or.a com

predomínio de um, ora de outro. Nas amostras de composição gabróica o anfibólio predomina em proporções

de até 60:40, considerando apenas o teor de nlinerais mátìcos, O anlìbólio de coloração verde gar,r'afà a ver.de

claro, ìdentificados oticamente como hornblenda, conslitui clistais subédricos a cuédricos, q¡e tendenl a

ocotrel na fbtma de agregados, assocìados à biolita, titanitâ e opacos (Fig. 29a). A biot¡ta predominante tem

coloraçlio avetmelhada (Btl), folmando lamelas dirninutas, com extinção normal, isorientaclas na f'oliaçâo, e

subordinadamentc, na fotma de placas de tamanho pr'óximo aos dos anfibólios. Conumente contém inclusões

de zircão. Os plodutos de ttanslormação da biotita vermelha são: cloritâ, biotita câstânha e biotita vertle

(Bt2), de grão muito fino, que gelâ conro subploduto grãos mlrito firos c xenomór'fìcos de titaritâ,acompanhados ou não de minetais opacos (l"ig. 29a). A biotita castanha de gr'ão fìno (Bt2) pa|ece se originar

tanto da biotita vounelha (Btl) quanto do anfibólio (Fig. 29b).

O plagioclásio é xenomór'fìco, de composição média An,¡5-5¡, co¡ìl rala zonação aparente e maclas

pol¡ssintéticas c Albita-Carlsbad. Ocotten na I'orma de cristais dispersos entre os agregâdos de mátìcos, mas

é tambénì bastante comLlm a ocorrência em agregados intercalados cot]] os agregados de minelais ntáñcos

(Fig. 29b), mas que não chegam a deflnil estt atifìcações, nem mesr¡o intercalações. Muit¿rs vezes mostrarÍ)

fèições de defotmação localizada, como maclas culvas, sonrblas de plessão e recristalização de biotita fìna

castanh¿ì ao longo dos ¡imitcs (los grãos. Ern gerai estão orientados e-jtlnto collt os tìlinerais málÌcos deñneln

a f'oliaçâo da tocha. As inclusões mais conìL¡ns são de apatita (Fig. 29a). lrnr algLrmas amostras de cìuar.tzo

gabro f'oram idcntific¿ìdos ctistais dc cpidoto associados à altaração clo plagioclásio (Fig.29b), muito

se¡Ielhante ¿ì relação observad¿r nas botdas quartzo gabróicas do dique conlposto. O g|au de alteração é

var¡ável, mas em gelal 0s clistâ¡s estâo bem p|eservados, QLrando alterados, o mais comum é sel itização e

lormação de epidoto.

O quartzo é pouco fìeqtlcntc e cottesponde no máximo a l0% do volr¡me da ¡ocha. Ern geral sâo

ctistais mtlitos diminLrtos, que constitucm corredo|es de det'olmação, onde há intensa lectistâlização Iina dos

gtãos (Fig 29b), Muitas vezes, são agregados que sugelem que os clistais de qualtzo ela¡lt de tamanho maior,

mas qLle a leclistalização tlanslor¡nou os cristais maiores nestes agregados de tamanho de glão diminuto.

Buldging ó bastante col'num, o qtìe fàz com quo os contatos dos grãos lìqLrem clenulaclos e intel penett ados, c

denrrncia a dcf'ormação de baixa tenlpetâtura.

A âpatitâ e o z¡rcão sâo predom inantemente eLrédricos. A apatita é mais comum nos telnìos diotílicos

e ocorte conlo irclusõcs nos ct istais de plagioclásio. O zircão ocone em todas as |ochas máfìcas, em ger.al

colllo irtclusão na [riotita c ¡nais tata¡¡rente na lnatriz. A titânita é subédfica â euédrica e ocofte associada âos

(ieitub I/l /lspecbr PeUogt.i/ì.o! e iV¡crcastflttutais ¿dr llochûs Gta ititas tt:tht(ttules

'[¿se ¿e I)ouÍot.t(k)

agregados de minerais rnáficos, sendo identificada ao menos duas gerações: titanita-l primária, euédrica'

isorientada na 56 da rocha (Titl) e titanita-2 secundária, subédrica a xenomórfica, associada com minerais

opacos, comumente ocorrente nas bordas de cristais de anfibólio, interpretada com subproduto da

transformação da hornblenda.

Capítulo VI - tlsPeclos e M¡croestnilutais das Rochas Gtoníticas listudadas

Figura 29. Aspectos petrográficos e microestruturais as rochas máficas contemporâneas aos GQI (PB-04B e

pMp-g2A). Eñ ambas as fotos lado maior da foto de 3,25mm. Foto a tomada a polarizadores

paralelos e foto b tomada a polarizadores cruzados: (a) textura equigranular em diorito, máficos

fm agregados com Tit2 assóciada, inclusão de Apt em Pl; (b) textura equigranular em quartzo

diorito, ugr.gudo, de minerais félsicos e máficos, Pl zonado e corredores de deformação com Qz

finamente reËristalizado gerando um segundo tamanho de grão na rocha na porção mais félsica,

geração de Epd como produto de alteração de Pl'

L. M. Florishal l7 'l'ese de Doulorado

O Gtanito Mariscrl comprecncle sienoglanitos l'oliados, com biotita c muscovita. Zircão, apatita e

magnet¡ta são os nrincrais acessór'ios mais fiequentes, enquanlo g¡ânada, ilmenita e turmal¡na ocorrem

espora(lìcamellte. A superyosição de micloestruturas relacionadas à clistalização po| leições defbrmacionais

é si¡¡ilar'à clesclita pleviamcute nos Cranitóidos de Quatro Ilhas, A l'oliação principal S0, é rnarcacla peìo

alinhanrento dimensional das rnicas e dos cristâis nìâiores de feldspatos, enqLìânto a fbliação S,,, é urarcada

pot planos cle cisalhamento discletos, contendo lamelas muito finas de mica branca, acornpanhadas pot grdos

de ilmenìta e t¡tan¡ta igualrnente finos, xenonrórfìcos e alongados,

A textltâ é heteroglanular média a tìnâ, serr uma binlodalidade evidente nos tamanhos de grão,

observando-se varìações praticamentc contínuas nos tamanhos dos feldspatos de 0,2 até 2 rnm, em rnédia.

Fenoclistais espatsos de plagioclásio idionrórfico a subidiomór'lìco de I a 2 cm, enr nédja, configuram unra

lexttlra porlìrít¡ca a heterogtanula[ de nrat|iz mód¡a, porceptível e¡n escala mesoscópica. Mais ralarnente,

podem set obsetvados aglometados de megâcristais. Apófìses e pequenas intrusöes por vezes aptesentam

texttlra heterogranulat fina a m icropotlìl ítica, caracterizada pot nìicrofènocristais subidiomórfìcos de

fèldspato alcalino da ordem de 0,5 mm enr matriz muito fina, Os elèitos delbrrnacionais pós-cristalizaçào,

relativos ao evento transcorrente, de mais baixa temperatura, tendem a gerat uma binrodalidade mais evidente

das textulas, acentL¡ando-se o caráter porliroclástico dos leldspatos e das micas, pIincipalnrento da muscovita.

O f'eldspato alcalino ocorle comumente na f'orma de grãos xenomór'ficos a sLrbidiomórlìcos,

alongados ou artedondaclos (Fig. 30 â-d). Inclusões de b¡otita, plagioclásio e zircão são comuns nos cristais

maiotes. Pequenos glóbulos ou gotícr.rlas alongadas de qualtzo são poÌ vezes obse|vacios em cristais ta|clìos,

especialnente âbuudantcs rlos ter¡Ìos muito ditèlonciados. As incltrsões cle plagioclásio, da ordenr de 0,1

mm, são em getal muito altoradâs (4n.,), com auréolas albíticas llo corìtato corìl o hospedeiro; do mesmo

nroclo, as inclusões de biotita se encontram l'[eqtirntemente clo|itizadas. Miclope|titas legLrlares, do tipo fìos

c fìtas, são as mâis comLrmonte obscrvadas (Fig. 30 a, b e f), conespondendo notmalmente a menos de l0olo

do grão, O desenvolvìmento dc mictopcrtitas parece especialrnente mais intenso nos cr'ìstais menores cle

tèldspato alcalino, com fioqüônc¡a folmando-se apsnas nas bordas dos r'ìlesmos. Ert corte perpendiclìlar ¿ì

loliação plincipal e patalelo ao alongarncuto dos clistais maioles, o pa(lrão principal de geminação é dado

po| maclas com mo[f'ologia er1 f]âmula, características do t¡po periclina, e subordinadamente por genlinaçôcs

segttndo a lei de Ca¡lsbad. llstlutura xadrez e dupla macla são mais evidentes em corte obliquo ao ntaior

alonganrento desses cristâis, sugelindo ulna olientaçõo também cristalográfica clo l'eldspato alcalino na

loliação principal. Nos telmos finos a micropolliliticos ó comlrm a ocorrência de trilhas de inclusões de

minetais opacos de gtanulação muito finâ nos m iclofènocr istais de l'eldspato potássico, por vezes Iest¡itâs ao

seu núclco.

Agtegados uritmequíticos são em getal bem desenvolvidos, pledorninando os tipos matginais descritos

pot Phillips (1974), nas suas vat iedades bulbosa e planar (Fig.304) ocorrentes nos cristais de f'eldspato

alcalino en contato coln cfis(ais de plagioclásio. A ocorrência de lobos de m¡Ìmequitos indepondentes na

lnatriz se deve à def'olmação proglessiva dos cristais de feldspato alcalino, que ocasiona recristalização nos

litnites dos grãos, plopiciando a intlividualização dos lobos mirmequÍticos. A forrração de subgr'ãos com

rotação progress¡va para grãos recIistalizaclos é pouco cornum, e palece restrita a alguns cristais maiores

(ieítulo 14 lsptlcb! Petto4r¿lìco:t e tvltcìoest t rais das Ibchds (iID1ít¡crß \lshklú¿kts

(F'ig. 30b). Fratulas transversais ao rnaio| alongamcnto clos grãos, invadiclas por tnatet ial de grantllação mals

ñua enr contintridade fisica com a matriz, são interpretadas como m icl oeslrtlt!llas geradas antes da

cristalização completa do líquido magmático. Recristalização enr fissuras intragrâo é Ielalivamenle

abuldante, bcnt como fecristalização marginal, fbrmando estrutulas manto-n(tcleo, lnas a desor¡entação

pr.ogressiva dos grãos fìnos não é cla|amente obscrvada. [:ixtinção ondtllante é comum, bem como a presença

de sombtas de prossão corrlpostas pot agregados de quaftzo granobláslico (tlig.30b-c),

O plagioclásio predonrinante é xenomótfico, de composição ttrédia Anr¡-¿0, sem zonação apârente c

colll maclas polissintéticas allseutes ou mal deflniclas. Crãos lìnos da mattiz variam no intelvalo Anrs 20 l]os

tetmos tnenos clil'elenciaclos, até 4n2,11 nos mais difèrenciados. Variedades m ict opot lÌt íticas, que são em

geral rnais ditèrenciadas, podem aptesentar microfenoÇristais de plagioclásio com conlposição An2-5.

lnc[rsões são poLìco lieqtientes, c compLeendem biotita, zilcão e, tnais raraüento, qualtzo globular' Âs

estimâtivas dos teores de anottita f'oram lodas realizadas pot mictossonda eletlônica no tlabalho dc

Bitencourl ( 1996).

Uma geração de l'enocristais de plagioclásio com tamanho maior que 3 mm é constatada ent algumas

amostras, destacanclo-se por seu caráter subidiornór'fìco, composição mais cáloica c zoração âcentuada, ils

vezes mostl.ando aglomclados de gr'ãos menores no seu contolno. A determinâção da composição desses

cristais é dilìcultada, tanto por sua ocomência lesltita como pelo seu grau de altetação avançado,

principalmente nos nircleos de cIistais zonados. Po| isso, as composições detcrminaclas (An1¿2-2e) sào

consicle¡adas mínimas, senrl¡ os cristais originais possivelmente âin(la mais cálcicos (Bitencourt, 1996) A

ptesença de cristais desse tipo também em aglegaclos glotlelopotfì t iticos de escala nlesoscópica, bem como

as catacteristicas geoquímicas do glupo de amoshas que os cot'ìtéln, sugelem a aluaç¿io (le processos clc

acumulação e/ou assimilação na sua gênese. Aglegaclos glomeropot fitíticos de escala micloscópica s¿io

l.ar.amente observaclos. Una intetpletação altelnaliva, r'elacionando os mcsmos a xenocristais, resídttos de

fìlsão de tochas metatmórficas, é deslavorecida pelo seu catáter zonado e maclado, com nraclas do lipo alb¡ta

e albita-Carlsbad t¡em definiclas, mais compalívois com a tnortblogia comum do plagioclásio ígnco

Et1tletanto, inde¡tendente cla gênese desses ag|egados glomeropoÍfìt iticos, Ltrna popttlação de plagioclzisio

mais p¡eooce é regular ente obscrvacia no Gr'¿rnito Maliscal, em getal mais âltcradíì, zonada, c raranlcntc

contendo inclusõcs de plagioclásio aincla mais alterado. Nesta linha cle interpretação, a ocottência de

inclrrsões globular.es de qrìartzo, dispostas em torno de um núrcleo mais c¿'llcico e mais altettrdo, pocie lnatcar

o limitc ent|o a cristalização ptecoce e a üais tardia, contelÌìporâlìea à do leldspato alcalino.

Microestrulul.as relacionadas à clefb|rração do plagioclásio em alta teinporatuta são lnuito tatas

quanclo compa|adas às clo l'ctdspato alcalino. Apenas ocasio¡r¿tlmente são identilÌcados stlbglãos com rotaçào

pr,ogt.essiva para grãos rect istalizados. Entfetanto, extìnção ondulantc é çotnum, bem como solnbtas de

pressão preenchidas por agtegados de qtlartzo granoblástico

O grau cle transfbtmação clos leldspatos é valiável, nìas tende a ser, clll tellnos cornpatativos, rllilis

avançaclo no plagiocthsio que no tèldspato alcalino, atirrgindo un] exttemo nas inclusões c cl istais precoces,

rnais cálcicos. Ambos gerarn plincipalmente mica b|anca dìsseminada ou ao longo das clivagcns.

Adicionâlmente, geram-se albita e pequonas quântidados cle epidoto a pa[tiI clo plagioclásio, A maior

('apílÌtla lt! /lspecbe I'elúgú¡.¡),t c ùløoesln utu¡t ¿as .tlochû\ Ot4ttit¡ctß .ìslu(k|:l:lL

Iese ¿lc Douþt¿tû)

quantidade de epidoto obse|vada nos cristais de plagioclásio de caracteristicas textu|ais indicativas de

cfistalização precoce é também sugestiva de sua cornposição original mais cálcìca.

Feições relacionadâs à deformação de mais alta temperatura desta unidade, como â f'olmação de

subgtôos e rccristâlização de tèldspatos por rotação proglessiva, são similales às obselvadas nos GQL

Enttetanto, tais fèições são mais raras e localizadas, em part¡culat t'ìo que so |el'e[e ao plagioclásio, o que

Bitencourt (1996) atribui a três fätores, altelnativa ou conjuntamente: (¡) a energi¿l defornracional fbi

amplamente ptopagada atlavés de pÌocessos ditìrsivos, traduzinclo-se antes em transfolmações minera¡s qûe

petrnitiram equilibrar a rede sem âcumula[ deslocações; (ii) o stlnln .toJ¡en¡ng efeliyoo-se pela def'oÌmação

das micas, em especial a muscovita, relativamente abundanle, que apresenta maior facilidacle de deslizamento

intractistalino (tìell e Wilson, l98l) e tem a mesma ordeln de tan'ranho dos t'eidspalos (Fig.30d); (iii) a

intlusão desta unidade ocorreu c¡uando o campo tensiorraljá havia ultrapassado sou pico. Adicione-se a isto

os eleitos da defbrmação transcoÌrente, mais amplamente impressos nestas rochas, qUe podem tel, em glande

parte, obliterado microestruturas pleviamente t'ormadas, Em zonas de alta defbrmação transcorlente, ambos

os l'oldspatos oconem como polfìroclâstos com rotação horária (Fig, 30c), embora o feldspato alcalino sejâ

mais comum nesta condição, o que pode ser também resultado de sua maior abundância na rocha oliginal,

pt incipalmenle na condição de lènocristal.

O quartzo é predominantemente granoblástico poligonal, com taûranho médio de 0,1 a 0,2 mm, em

getal disposto nâ t'orma de tìtas. Em termos microestl uturais, é similar ao dos GQl, mas os cristais glandes,

com padrão chessbocu'cl, são mais râros, bem como os clistais grandes que ainda preservam suas iclentidacles,

embola apÍesentem formação de subgrãos e bandas de detbrmação.

Muscovita e biotita (Btl e Msl) ocorrem om pÌoporções relativas va|iávcìs, or¿ pledominando a

plimeira, ola a última. Ambas são, em geral, bem formadas e de tamanho compatível com o dos feklspatos. ^

p|esença cle inclusões de biotita em muscovita, bem como a Ìelação inversa, embora nrais rara, sugeleln süa

contcmporaneidade (tfig. 30e). Ambas podem conter, ainda, incìusões cle zircâo c dc apatita. É conìum

observar ¿ìs nricas defbrmadas, onduladas or¡ lbrmando kinks (Ítig,30d e f), A gelação cle mjcas secundáriâs

(llt2 e Ms2) é bastante comun, sendo sua origcrn l¿rto a pa[tir da biotit¿ quanto da lnuscovita (Fig. 300. A

muscovita secundár'ia é responsável por marcar a detbrmação do estado sólido tardia, que entra em baixo

ângulo com a So ou a transpõe.

Plagioclásio, apatita, c zilcão são fases plecoccs, jlrntamento com a biotifa, O qLrartzo é relativamente

precoce, visto ocorrel, embora de fblma subordinada, como inclLrsão nos f'eldspatos, mas tambóm ocolle em

uma gerâção ta|dia. O feldspato âlcâlino ocoue enr duas gelações, sendo una pouco exp|essiva precoce c

outra rÌ'ìais cxpressiya tardiâ.

O zircão, plincìpal mineral acessório, é geralmenle prismático anedondado, sendo a âpâtitâ e â

turmalina veÌde suboldinadas. A gtanada é muito rara e, quando ocorre, está em palte subst¡tuídâ por

clorita, difìcultando a detelminação cìe sua composição.

tlt . /1 \ e iVl¡c4t)slt ÌthD(tis ¡.ts Ilach s (ùanlticos Dt!u¿d¿os

T ese rte DÒutotû¿o

P e I rogr().fì cos e M i c roe s I nú uru i s da s lìoc htt s G ru n í t icrt s I i s t udo dus

I¡igura 30. Aspectos petrográficos e microcstruturais clo Granito Mariscal. Irotos b e d, lado maior da f'oto cle l0.40ntm,

lbtos a, c e c d"c 3,25mm e lbto l'tlc l,30nlrn.'l-oclas as f'otos tomadas a polarizadorcs cruzados. cxccto a f'oto

e toma¿a a potarizadores paralelos: (a) textura heterogranular do GM com cristais maiores clc tblclspatos

arredondaclos. Af com pertìtas clo tipo fio, fbrrnação cle mirmetluitos de borcla cle grãos c agregaclos dc Qz

com recristalização granoblástica poìigonal, Msl e Btl cloritizacla; (b) rnicropcrtitas rcgulares, formação dc

subgrãos nn, "rirtaiJ,le

feldspatos, bcm como neolbrmação de grãos por rotação dc subgrãos nos Af!. liatura

sin-magrnárica em cristal maior 4e Af com entrada dc matcrial cla matriz rccristaliz-ada c fbrrnação dc sombra

dc pressão de ez+llt2 nos cristais maiorcst (c) GM em zona de alta clcfbrrnação rnostrando porfiroclasto dc

lelclspato rotaclò com sonrbra dc prcssão inclicanclo sentido horário dc movimcnto e nratriz fbrtemcntc

cominuida; (cl) cristal clc Msl dcformado, clcstaquc para o tarnanho deste cristal quc se cquipara ao clos

lelclspatos. rccristalização granoblástica poligonal clo Qz e rccristalização local cle f'cldspatos: (e) Ilt castanha

cloritiza¿a, .on1 p"quln¡,r" cristais cle nlinelal opaco lesultatttcs cla altcração. Msl cla mcslna orclem de

tamanho cla lltl c Mi2 c Bt2 se lìrr¡rando tìs cxpcirsas da lltl;(f) mcgacristais dc f-eldspatos, Msl del'ornlacla

mostrando o stra¡n soliening nas micas primáriiu c gcração dc Ms2 a partir cla Msl nas árcas coln ntaior grau

L. M.l;lorisbal

clc rlclbrmaçiìo.'lese de Doulorado

(itpilulo l.'1 - lspac¡os l)elrL\1t¿rtìcos e )lÍicroe.\ú luktìs ¿as llocht.\ (;run,¡cts l;:Ítu¿ûtkts

3. Regiäo de Camboriír

O Granito Rio Pequeno (GRP) ablange predominantemente monzo- a sienogranitos lbliados, de

gtanulação grossa a muito gross¿r, textula porlìrítica (Fig. 3la). Cerca de 40-60% de megacristais cÌe

fèldspatos de até 5 cnr estão contidos em matriz rnédia a grossa, con]posta por fèldsp¿ttos, qualtzo e biotita,

corìr espars¿r ocortôncia de anfìbólio. Allanita, apatitrì, titanita, epidoto, il¡nenita e zircão são os p|incip is

rnincrais acessórios.

A loliação rnagmátìca (S¡) é nrarcada pelo alinhamento dc lorma de cristaìs de leldspatos e lamelas de

biotita.

Os megacristais de plagioclásio (An ,,n rr) são subéd[icos com alestas atredondadas. A caracteristiclt

mais notável é a zonação normal de grande partc dos ctistais e â pÌesença comLrm da mâcla da Albita (Fig.

3lb). Feiçöes dc delolnração de rrais alta tornporatura s¿io râras, ocorrendo apenas alguns clistais com

oxtinção ondulante e maclâs onduladas ou,tlzk. Os cfistais dâ matl iz são subedticos, scndo algurs bâstante

attcdondados, com macla da Albita constante. Alguns agtegados da matriz parecem ter sido folmados por

recristalização ou por fotação plog[essiva de subgr'ãos. ContrLdo, estas tèições são ralamente constatadas o

apenas em zonas de mais âlta def'oÌmação. Alguns c|istais Ììosham traturas sir]-nragmáticas pleenchidas por'

material com evidente continuiclade ótica com a ¡nafiz (Fig.3lb).Plagioclásio com morfologia celular ó

lalamente identificado, mas su¿r pr'eserça é sugestìva de processos de mistura de nragmas atuantes na

evolução do CRP, conforme os processos apr'esentados por flibbard (1995).

Os mogacristaìs (lc fel(lspâto alcalino são crn gc|al alreclondados c llraiores que os cristais dq

plagioclásio. Cerca (le l5% de psrtitas do t¡po fios c lìtas, cvoluindo localmente para hâlrçâs (fr¡g.3ld) s¿ìo

cat¿ìctorísticas diâgnósticas comuns dcstcs ncg¿rcristais. Mirmcquitos dc bo|da cle gr'ão e dupla rnacla sào

ta¡nbóm feições comumente identifìcadas. A lbrrnação extonsiya de mirmequitos nas iìtestâs e boldas dos

cristais cm contato conr plâgiocliiÌsio e, em casos nlais cxtrc[ìos, eu] todo o entorno do gtão, são tespons¿ìvcis

pela morfblogia atredondada dos cIistais maio|cs de l'eldspato alcalino verificada em mesoescala. ûxtinçào

ondtllante é fioqüonto, acompanhada ou niÍo de fblmação cle subgrãos nas bordas clos cristais, Tâmbém é

obs(]t vado a f'ormação (le novos grãos nas bordas dos rìcgacr'¡stais que podeur ser lelaciona([os a tendência de

separar as fàscs sódicas e potlìssicas recristâlizadas, que gera dimintltos cristais de albita petigtanLrlat ao

tedot de ctistais de f'oldspato potássico de aspecto lírrpido. Alguns rncgacristais contêm subgrãos granclcs,

sugestivos de alta tempeÌâtura de delbrrração (cf. Vernon,2004 p. 326). A pLogLessão de grãos para subgr'ãos

rotacionados ó ocasionalemente encontrada nas bordas dos cristais. Os cristais da matliz são xenomór'ficos.

por vezes fbtmando agregados de grãos equid imensionais Ìec[istalizados. Fraturas tr¿ìnsgr a¡lu lares

cicatt izaclas po| malerial da malÌ¡z são comuns.lnclLlsões de apatita, plagioclásio c biotita, e mais Ìatamente

de quartzo apontam para o caráter taldio cle cristalização clos nregacristais (Fig. 3lc).

O qttartzo ocolre comulnente na matriz, na forma de cristais inte|sticiais limpiclos oLr com extinçùo

ondulânte e mais raramente com lblmação de subgr'ãos grândes (Fig.3la e b), Extinção ondulartc e

lbtntação cle subgrãos são t'eições laÌas, contudo subgr'ãos com padrão tabLrleiro de xad|ez são identificados,

sugerindo def'oÌmação en] alta ternperatula (Ktrthl, 1996). täm geral, subgrãos conl este padrão são

teliqLtiates, r¡rna vez que é intensa a f'ormação posterior de snbgrãos plismáticos e d,e buldging de baixtr

telnpertaura sob os gtão menores, tanto nos cristais pequcÍìos da natriz corno nas bo|das dc raros cl istais

t22

maiorcs, o qÙc tende a oblitetâr o registro desle padrão indicativo de delornlação clc alta tempcrattlla Feições

cle recr.istalização estática São abundantes em aglomerados da mâtljz, o que mttitas vezes conletc uln aspocto

globutaÌ aos cristais clestes âgregados.

A biotita vel.de esculo a marrom é a p|incipal lase mánca (Bt l). Ocorte ptedominantemente na forma

t1e agregados de disttibuição ir.regular (lìig.3la,b e f). O conteírdo de biotita é amplâlncnte valiável nas

clifèr'enles amostras analisadas; com nrédia de 5'7Yo, mas a variação se cstende de 3-4% (va|iedades

leucograníticas) até l5% (vafiedades com lC-12-15). Éi corrum obsctvat inclusões de zitcâo cottr

clcscnvolvimento de destacados halos pleocróicos.

Em ral.as amostl.as [oi constatada a presença de anfìbólio vctde esct¡ro, identificado como hornbleÌ(lâ

(Fig, 32a-b), que está geralmente em clesequilíbtio, senclo l|ansfbrnacla em biotita castanho avermelh¿ìda ou

na f'onna cie nÍrcleos r.eliquiares corn relevo tlestacaclo e clivagcns a 1200 caractet isticas dentlo da biotita. A

gcração de biotita castanho avelnrelhada secLrndár'ia (Bt2) se dá tanto a parlir da ttausfbtmação da biolitâ

mal.rorr, quanto do ¿nl'ibólio, quardo prosente. As lelações desenvolviclas entte a biotitas secundáÌiâ (Bt2) e

a primária (Btl) e/ou anfìbólìo rìão permitem traçar um quadto dcfinitivo de provcttiência da Btl diletamente

da tlanslotmação do anfìbólio e nem mesmo unla telação inequivoca sobte a oligetn da Bt2 Contudo, as

relações minelais sugcrem a biotita verde â malronr coÍtìo tltl e a biotìta avermelhada como Bt2, sendo estâ

designação apenas temporal e não genética. A altelação dos agtegaclos l,n¿Ìfìcos, com gelação de ePidoto

(lipd2), clorita, ilmenitâ, st|lfetos e titânita xenorrórfìca (Tit2), é sempte corstatâd¿ e, em gefal, bastiìntc

intensa (tig. 3lc e e ).

A allânita é a principal fase acessór'ia, fblmando cristais grandes, euédticos e de coloraçäo alalanjada,

na maior parte clas vezes zonaclos (F ig. 32t), muitas vezes conl nÍlcleos metamÍcticos, chegando ató l- I ,5 nrrrt

clc tamanho, podendo apresentar. bordas de epicloto (l'rig. 32c-e). O zircão é gelall'nente prism¿Ìt¡co e rnir¡s

ral.amente tem [ormas arr.ecloncladas. Apatitå, titanita e epidoto incolor a vetcle com hál]ito ptismático sito

accssór'ios subordinados,

plagioclásio, apatita, zircão, allanita e tìtanita são tises ptecoces, juntamente cor'ìr a {riotita e o epicloto

pt.ismhlico quc pat(]cc primário. O quâttzo é relativamente prQcoce, visto tlcorter, etnbota de fbtma

subo¡.clinada, como inclùsão no t'eldspato alcalino, rrrars talnbénr ocorre eûì Llnìa geraç¿io tarclia colll ciÌláter

claLamente intcl.sticial, per.fàzendo grande parte da matliz. o tèldspato alcalino ocone enr duas getações.

scndo uma poLrco expr,essiva prccoce e outra mais exptessìva târdia, leplesentada pelos c|istais gtandes c

ovóicles. A allanita não é conumente identificada cor¡o iuclusão enr ne¡rhuma otltra fhse minetal e é sentplc

observada na matl iz, o que tol na sua colocação na ordem peltogenética ttm pouco dúbea

Qrpíûio llt /tspccþ.\ Petrasilìc.\\ c Micì o¿-Írutu\ !!\l!!!ll!!!y!(i!!!-!!:!'-!!!!'h!!!!

'Iese ¿a Douk tt.lo

Copítulo l/l Aspeclos Petrográjcos e Mict'oeslntlut'o¡s dcts Rochas Graníticas listudadas

Figura 31. Aspectos petrográficos e microestruturais do Granito Rio Pequeno. Lado maiordas fotos a, b, c ed de 10,40mm, ern c e e 3,25mm. Fotos de a-d tomadas a polarizadores cruzados e foto e-ftomadas a polarizadores paralelos: (a) textura heterogranular da matriz da rocha; (b) megacristalde Pl zonado corrì fratura sin-magmática preenchida por rnaterial recristalizado da matriz(indicado na foto com a seta); (c) megacristal de Af com inclusões variadas mostrando seu carátertardio e formação de Epd como produto de alteração do Pl; (d) megacristal de Af com pertitas dostipos fios e tranças; (e) máficos em agregados, geração de Bt2 e MS a partir da Bt I e cloritizaçãodos minerais máfìcos; (f)detalhe dos minerais máficos associados a de Titl bem forrnada.

L. Ìt4.l,'lorisbttl 7'ese de Doutorado

e Microestnúto'ais ¿las Rochas (irunílicas l)studadas

Figura 32. Aspectos petrográfìcos e microestruturais do Granito Rio Pequeno. Lado maior das fotos a e f de

5,20mm, em b e e 3,25mm, c com 1,63 mm e d com 2,03mm. Fotos de a e f tomadas a

polarizadores cruzados e demais fotos a polarizadores paralelos: (a) trilhas de máficos marcando a

So da rocha e ocorrência de Hb associada à Btl, Tit2 e Al; (b) Hb bem formada e preservada na

matriz da rocha; (c) cristal grande de Al euédrica com borda de Epd; (d) cristais euédricos de Al e

Epd; (e) cristal euédrico de AI com coroa de Ti2 (?), relictos de anfibólio associados à Bt2; (Ð

cristal de Al bem formado e zonado na matriz da rocha.

L.lvl.Florishal 1þse de Doutorado

Os diques máficos s¡nplutônicos âo Grânito Ilio Pequeno complecndem monzodioritos o quatlzo

monzodioritos (lC:30-40), granodiotìtos e monzoglanitos (lC-20); osta valiação composicional se lefele

âpenas à ploporção modal de minetais e pode reflelil os difèrentes graus de intelação com o CRP. Os diques

são pledominantemente oquigranulares nédios, local[nents hetelog|anulal'es e foliados (Fig. 33a-t).

[]stlatilìcações são notáveis, mas cst¿s estlatificações são pequeras c palecem set segregações e/ou

aglometações clecorrentes do fluxo nragnrático, pois não são cíclicas, regulares e nen col'ìtíruas (Fig. 33b), A

oco[ência dc leldspatos mecanicamente infìltrados é comLlrn, be¡l como a ocorrência de xenólitos do CIIP,

clLte são identiñcáveis em microescala, con]umcntc bo|dcjaclos por clistais diminutos de biotita em ângulo

con a l'oliaçäo magmática (Fig, 3lc). Os principais nì¡nerâis âcessórios são allanita, zircão, titanita, ilmen¡ta

e apatita.

O plâgioclásio ocorre na forma de cristajs subédricos a arledondados con teores de An27-1¡, pala os

diqucs de composição monzodioritica e At¡a-2,¡ pârâ os diqLres de composição graníticâ. Zonação normal

oco|rc, embora não seja comum. A maclâ da Á.lbita é Lrma tèição bastanto comum. Feições de deÍ'o|rnação de

alta ternpelatura não foram identificadas c os contâtos dos c|istais são bem folmados sem evidências de

recristalização peritérica, excoto quando os contatos são sellilhados devido ao dcsenvolvimento cle huldging

nas botdas dos cristais, evidenciando delormação de baixa tenrpe|atLrra. A selicitização é freqilente e lnuitas

vezes é a altetação difèrencial que denuncia a existência de zonação nolnal.

O leldspâto âlcalino ocorre na f'orma de cListais límpiclos, com periitas do tipo lìos e fitas, mais

Ialamente manchas, que perfäzem não rnais qLre l0% do gt:io, e com a ciLrpla rnacla, muitas vezes mal

t'otmadas e descontinuas, Alguns clistaìs mostram recl istâlização fina de qLraltzo ao longo dos limites dos

gLãos (Fig. 33cl), mas no geral os cristais possuem contatos bem definidos.

O quartzo ocorre tanto na forma de cristais gtandes como corìo peqrrenos clistlis qr¡c ocotret)ì na

fblma de agregados, todos intersliciais. Os cfistais grancles, são da olderìl de 1.5 rnm e em geürl possuem

subgtãos grandes, inclusive do tipo tabuleiro de xadlez, indicativo cle defblrnação cln rìlt¿ì tempeÌatL¡Ìa (Fig.

33d). Os c|istais pequenos, da o|dem de 0.3 a 0.5 ¡nm ocorren nâ f'oIma de col'r'ccloles de quaftzo fìnamente

rcctistâlizado colt bullgittg sobleposto (Fig.33cl). Irstrs aglcgados são, comrLrÌìeute, segmefltos dos ct¡stâis

gtandes com lbrmação de subgrãos e fbrmam corledo|es que se proietam destes crista¡s maiores e se

amolclâm, citcunclando os cl ¡stâis de fèldspato da locha (Fig. 33d). Nas rochas de compos¡ção dior'ítica ocorre

apenas como grãos osparsos e intersliciais, oom f'ormação de subgrãos grandes (Fig. 33a-b).

A biotitâ ve|melha a castanha é o úrnico minclal máfìco identifìcado e sua fbr'¡¡a (le ocoÜência nlais

comum é etn clllslers e hilhas. São c1¿r.r1¿r'J pcquonos, com aproxinradamente I a 2 mr'ì1, nolmalmente

desmemblacios e distlibuídos de maneira csparsa na locha, comulncnte associados a zircão, titanita e mineluis

opacos, e rnenos cornumente à muscovita fina secund¿t ia (Ms2) ([ig. 33e, l). Biotitâ vermelha de grão fìno

patece tàzer parte de Lrma ol'ltra gerâção. Quando identificada,a sua de|ivação a paúir da biotita primária, é

designada Br2. Contudo, esta caracter'ìzação é mais uma vez apenâs c|onológica, sem nenhum cunho

genético, pois ocorrem alguns cristais finos de biotita que palecem não serem gelados a partir da biotita

primár'ia. A oco|r'ôncia de b¡otita é muita variável nos diversos diques, sendo os conte(rdos médios de 20-

30%. A bjotita est¿Ì em geral Lrem plesclvnda, send<l r¿rla a ocorrônciâ de clol it¡zaçâo.

e il/icìoeslìututa¡s ¿^ Ro.hos (hûfiíti.tt! [ishdrdqs

Allauit¿ì, zircão 0 apatita são âburìdantes e comtrmente etréclticos (lìig 33l)

plagioclásio, zicão, apâtita e biotita são lases precoces. O caráter intesticial dos crista¡s de quartzo e a

ptesença de inclusão das fäses plecoces nos cristais cle f'elclspato alacalino colocam eSteS dois minetais cot'l'lo

fâses (le aaÌátor ta[r]io. Assim como no GRP, a allanita não é comurìlente idcntificada colno inclusão em

nentìLlma outla fäse mineral e tanbém não contém inclusões dc outlas fàses, o é semple observada nâ malr¡z'

o que torna scu posicionamento na ordem petrogonét¡ca uì1 dílbeo'

?ett opilfìcos e ivJ¡ct oeslrulut ai \ L[ds llachûs G t ctttit¡cas I)t!tßtadús

I¿!. ¿e l)oukIuLla

Capítulo ltl Aspectos Petrográficos e Microe.'lrulurais dcts Rochas Graníticas Lsludadas

Figura 33. Aspectos petrográficos e microestruturais dos diques sinplutônicos no Granito Rio Pequeno. Ladomaior das fotos a, b, c e e de l0,40mm e fotos d e f de 3,25mm. Fotos de a-d tomadas a polarizadorescruzados e foto e-f tomadas a polarizadores paralelos: (a) textura equigranular fina a média em diquequartzo diorítico, subgrãos grandes no Qz, pertitas do tipo fio nos Afs, Pl alterado e Ss incipientemarcada pelo alinhamento de forma de cristais de Bt e feldspatos (PMP-078); (b) microintercalaçõesde porções mais ricas em máficos com porções mais ricas em félsicos e So marcada pela orientação deforma dos cristais de biotita (PMP-078); (c) microxenólito circundado por finos cristais de Bt de

disposição discordante da Se (PMP-078); (d) Qz com subgrão em padrão tabuleiro de xadrez,recristalizado formando corrdores nas margens dos cristais de feldspato (PMP-078); (e) máficos emagregados de distribuição esparsa e relação das diferentes fases de geração da Bt com Tit e MS emdique granítico (PMP-09A);(f) principais minerais acessórios e geração de MS tardia a parlir da Btl(PMP-09A).

L.M.Flori.çhal Tese de Doutorado

O Grfìnito Serra (los Macacos (CSM) cornpreende biolita sieno- a n]onzogranitos collì llluscovlt¿ì,

fì.acamente foliados, de tcxtura pl edominantemente equigranrìlar média â fìna, hipidiomór'fica, conr pórtìros

espa|sos de feldspatos de I cm de tamanho (trig. l4b. d, fl. É conrulll a ocorrência de xenoctistais. bem como

xenólitos clo GRP no GSM identifìcáveis ûa também em mictoescala. No caso dos xenocristais, os contatos

são t.ìormalmentc in.egular,es, sendo comum a ocorrência de finos cristais de biotita nas sttas botdas dos

mesmos, e est¿io normâlmente deslocando a l'oliação ou com clistais da matriz se amoldando aos serts

oontornos (Fig. 34c).

Zircão, allanita, apatita, magûetita e titanifa são min(]tais acessórios comLrns. Epidolo é comunl cotllo

produto de alteração do pìagioclásio, sobletudo no núrcleo dos ctistais (Fig. 34a e d); conludo, existe r¡m¿t

geração de epiodolo que parece textur.almente primát ia, tnas estas relações são ainda dúbeas e não permitem

uma identifi cação decisiva.

A loliação magmática (S0) é mal detlnida, sondo raLamente identilìcada pelo âlinhamento dimension¿rl

clas micas e dos c|istais maiotes de fèlc{spatos.A supe|posiçäo do ¡nicroestl Llttlras telacìonadas à cristalização

por Ièiçöes defo|macionais não foi constatada, sondo as microestrutrìras identilìcadas correlâtas à defotmação

magmática de alta temperatur.a sobteposta em alguns locais por um evento de nrais baixa tempelatula,

dcnotada pela existência de bulclging em cristais r(rcristalizados de quartzo.

o plâgioclásio é predominante subidiomór.fico, com zonação normal fieqùìente, bem como maclas

polissintéticas (Fig.2ab). É comum observa| o rúcleo dos cristais cotll alteração dif'erencial, scrdo esta uma

fbrma comum de iclentifìcação da zonação norlì]al (trig. 34b, d, e). os Çrjstais nraiotes, dc 2 a 3mm cìc

tarnânho em n.ìédia, mosttam sobl ecrescimenlos ¡nuitas vezes com tlurìÇâmel'ìtos das linhas dc clescìmenlo

bastante eviclentes, o quc sugeÌe mais de uma fäse de crescimento para estes ctist?tis. Flstes crcscilÌìenlos têrù

continuidade ótica com a palte internâ dos cristais, mas se podc obseLvat um contalo ablllpto enlle o cenhî

cio cr.istal e o sobrecr.escimento (t¡g.34b, d), bem como a alteração diferencial das potçeies intelnas cm

teìação às externas. Inchtsões são pouco lìeqüentes, mas quando presentes compÌeendem biotita, apatita e

lltaìs raramente cr.istais cle epicloto euéd|ico, betn fbrmado, que palcce ser ptimátio. Uma gelação tlc

megacristais clc ptagioclásio com tamanho maior ( até 4mnl) é const¿ìtada em algunlas amosllas, dest¿ìcân.|.'-

se pot.seq car'1Ìtct idiontórlico, zonação ¿rcelrtuada e muitas vezes clc distlibuição ittcgulat. O tcor médio clc

Ao¡6,2¡, l.llnS nos clistais maiores os estes teores são algo mais elevados' da otdem de An¡6.25. Estes cfistais

nraiores são intet.ptetados como ctistais precoccs cristalizados no pr'ótpio magma glanitico. LJma

interpretaç¿io alternativa, r'elacion¿rnclo os mesnlos a xenoclista¡s otiundos de ¡esíduos de assimilação ou

restos de tìlsão de lochas lnetamórfìcas é deslavorecitla pelo seu carátel zoníìdo e pela ptesença, llìesmo quQ

testl.ita de maclas, mais conpatíveis com a norfologia comum do plagioclásio de otigem mâgmática.

'l a¡rbém é dificultada a cotrelação destes cristais com testos de assirnilação de porções do GRP, obselvadas

em meso e mic¡oescala, pois não são comuns megacristais de plagiocllrsio com zonação bem defìnida no

GRP. Entt.etanto, indepenclentc da gênese clesses rnegacristais, estes patccel]ì Ll¡na dimìnuta população de

plagioclásio rnais plecoce, cm gelal nrais alteracla e zonâdâ, e taramente conlendo inclusões (Fig. 34b, d, e )

Nestes cristais é comLtm a ocolr'ência dc altelação difèrencial clos núcleos, sejâ pof argilização ou

sericitização acompanhada ou não de geração cle cpidoto secunclátio.

- _ !!l\!:!J!!11!ta"-,jo!i Pcf rost ¿lfyos e tNti!(_1f!!!!,,!!:þJ?o!!,.!!!!!il.!.t!!!!!!!!!:.

O feklspato alcalino ocouc comumenlc na lo[mâ de grãos subidion'ìórficos lÍlnpidos, âlongados ou

afredor'ìdâdos, de contalos illegularcs a lendilhados com os demais cristais da rocha. Miclopeltitas irregulales

do tipo fios são as mais comumente obselvadas. DLLpla macla é também cornum (Fig. 34a, b). As inclusöes

mais comuns são de biotita fina e di¡¡i¡Lrtos cristais de plagioclásio.

O qÌartzo ocorr'c ra f'orma de grâos peqrLenos, com aproximadamente 0,3 a 0.5 mm de tâmânho, é

xenomórflco e tem com fieqiiência extinção ondulante e formação de subgrãos grandes, senclo a gelação de

subgrãos no padrão tabule¡ro de xadrez bastante comuln (Fig, 34b, e). l,ocalmente ocorre na 1'orma de

aglegados granoblásticos quc dcnrìnciâm a racristalização dc grãos anteriormente grandes (Fig.34e). Os

contatos rendiìhados coln os demais gr'ãos da locha denunciam buldgíng rcstrltanTe de defo|mação de baixa

temperatuLa (Fig. 34b, d).

A biotitâ é a úrnicâ fàse m¿ifìca cia locha. É vclcle escula a castanha e ocorre taÍìlo na forma de

agregados de gr¿ios finos, definindo cllßters o! c/o¡s ìdentilicados também em mesoescala, como lamelas

dispetsas na tocha (tì¡g.34d, f). O conte(rdo de biotita é variável nas difèrentes amostlas analjsadas, sendo a

média cle oconência (la ordem de 5 - 8ozo. É comu¡n a ocorrónci de titanita, zircão e lninetais opacos

associados à biotitâ (Fig. 34f); menos comumcnte pode oco|rel apatita euédrica. Cloritização é restr'¡ta, mas

ocolre em alguns cristais, sobletudo la pelilel'ia dc gr'ãos, sendo raros os casos de pseudomort'ose. Muscovita

tardia (Ms2) se gera a paltir da biolita, mas não ó üm processo comum e nem extensivo a todas as âmosttas

(F ig. 34f). A rnuscovita tardia (Ms2) em gelal mostra algurna lelação com a biotita, se.jam relictos da biotita

nas clivagens, seja srra oco|r'ência ligada aos Iir¡ites dos grãos da bìotita onde â mesma oncle ocorre algum

ptocesso de transformação, Râros cristais da muscovita (Msl), da nesma ordenr de tamanho das biotitas

ocorÌem olientados nâ l'ol¡ação, sem lelação ¡rclÌhur]ìa com a biotita. A muscovita considelada plinrár'ia

ocotre na folma de grãos finos disseminados na Locha e não ultrapassa collteúrdos da orclem cle 3%o,

O z¡rci¡o é gelâlmente plisrnático ou al|edonclado e a ¡ìpat¡tâ fotma prismas curtos ou formas

aciculales. Ambos pellazem os plincipais minelais acessór'ios. A ållâ¡ritâ, que torma clistais gtandes

eLrédticos de cololação alalanj¿ìda, e â titaÌita euédlica são acessór'ios subordinados.

Plagioclhsìo, lelclspato alcalino, apâtitâ, zilcão, allanit¿ì o tit¿uìita são lascs prccoces, jLrntamente co¡n a

biotitâ. O quartzo é relativamente tardio, pois enrboÌa seus contfltos originais cstt'jünì muitas vÈzes

obliterados pela exteÍìsa fotmação de slbgr'ãos e buldging, se pode em alguns locais obselvar a f'orma

originalmente ¡ntersticial a arredonclada dos cristâis maiores. I'ambém l'lão foram constatadas inclusões de

qLì¿lltzo ern nenhuma das outras 1àses mine|ais, o que o coloca como taldio em relação à olclem de

ctistalização do GSM. Uma seguncla geração de f'eldspato alcalino é constatadâ na matriz da |oclra, scm

inclusões e menos alter¿rdas que as precocomante fbrmadas, o que indica que a crislalizâção destes fèldspatos

se dá nLrm continuo desde fases mais p|ccoces, até as las{]s ma¡s taÍd¡âs.

e lrlictocstnt nûis.lûs llochq! (ìtut[t¡cIs l;:stu¿úd.t\

'I¿.\e ¿e DDìttotu¿o

P e t rogt'á.|ì cos e M i c roe s I r ut u ra i s da.s Rocha s G ra n í t i cas Es t udada s

Figura 34. Aspectos petrográficos e microestruturais cto Granito Serra dos Macacos. l,ado maior das l'otos a' c. d e f'dc-

l0,40mm e dãs fotos b e e de 3,25mm. Todas as fotos tomadas a polarizadores cruzados, exccto a f'oto ftomacla a polarizadores paralelos: (a) textura equigranular da rocha, destaque para os cristais de lèldspato

zonados e com sobrecrcicimentos c Qz com subgrãos grandes (PMP-l2A); (b) zonação normal dos cristais

¿e pl, fbrmação dc tipd2, Qz corn subgão cm padrão tabuleiro dc xadrez e allanita grandc cuédrica (PMP-

l2A); (c) microxenocristal dc l'eldspato em alto ângulo com a lbliação, circundado por cristais de Bt e com

cristais da matriz senclo def-ormados c se amoldando ao seu rcdor no canto inferior da foto (PMP-l4A); (d)

rnegacristal de Pl zonado, com zonação intcrna bem dcfinida, zonação externa hcterogênea c descontínua e

crcicimento secundário na parte inf'erior do grão, fcições que sugerem uma cristalização ern diversas etapas

corn potencial assimilação {o grão e novas etapas de crcscimento (PMP-I2A); (c) zonação normal dos

cristais de Pl denunciacta pela alteraçâo clifcrencial clo centro dos cristais, Qz corn subgrãos grandes, geração

dc F)pd a partir da altcração do Pl, zircões euódricos (PCA-324); (f) principais minerais accssórios c

ocorrôncia em clusters dos rnáfìcos (PCA-344).

L. M.l;'lorisheil l3t 'l'ese de Doutorado

c,apiruto wI

DISCIISSÂ,O DOS It[SULTADOS E CONSIDITRAÇOtrS FTNAIS

l. Ceologia RegioD¿ìl c Gcotcctô ica

Este capítulo tem como objetivo central integrar as prìncipais conclusões ap|csentadas nos capitulos

anteliores, bem como nos attigos científìcos que se encontrarn anexos à tese. Assim, busca-se compoI um quaclro

geral e ao mesmo telìlpo conparativo das duas áreas abordadas conlo centlo dâ tese (Carnboriút e Porto Belo).

Para tal, são teaprescnlados dados considerados essenciais para a realização da integração e compatação das

áreas e tânlbérù são consicletados ciados regionais que pe|rnitam o estabeleÇil]lento <le um quarlro de evolLrção

tcctônica das tochas graníticas pós-colisionais de idade neoplole|ozóica da porção leste do estado dr Santa

Catarinâ. São tarnbórn discLrtidos, apontaclos e comparardos dados que poss¡bilitam a ¡ntepletação das tontcs c

ploccssos evolutivos das |ochas graníticas e máficas associâdas.

No sLrl clo Btasil, grandc parte clas Ìochas graniticas que co¡npõem o lscLldo Catarinense são relacio¡radas

ao Cjclo BIas iliano/Panal'ricano. A maiof par-te destas rochas é ìntrüsiva em |ochas metamórlìcas de idade

paleoprotelozóica a ngoproterozóica (l lârtmann et a/. 1994,2003; Silva et ql., 2000, 2002, 2005: Basei et ¿t1.,

20ll). Mu¡tos dos glanitóides gclados flcstc Cliclo tôrn sua gênestl lelacionacl¿r a eventos tectônicus c¡r.rc

envolve¡n subdtìcção de ctosta ocaânica (ca. ll00 a 700 M¿l) e eventos col¡sionais entre cont¡nentcs e arcos

magmáticos (ca. 700 a 500 Ma) (Bitencourt e Nardi, 2000).

0 pcríodo pós-colisional do sul do ULasil, representado pelo Elatólito Pelotas, no Rio GLande do Sul e pelo

Batólito Florianópolis em Santa CâtaÌinâ, é malcado pelo magmatismo genética e tcmporalmente vincLtl¿rdo ao

Cinturão de Cisalhamento Sul-blasileilo (CCSb). Segundo BitenÇourt e Nardi (2000), este magmatis¡no abrange

gtanitóides sLrbalcalinos, nìetalLìminosos, alto-K e leucogranitos pe|alumiuosos, precoces em relaçâo à tectônica

tlarìscoüente, que evoluem para granitóides de alinidade shoshoníticâ e, eventualmonte, alcalinos metaluminosos

de catáter tardi- a pós-transcoÌrente. Com exceção do magmatismo leucocr'ático pe|alLrminoso, os granitóides de

ambos os batólitos têm magnratismo málico sincr'ônico, lepresentado por enclaves máficos m ict ogranu lalcs,

diqtres sinplutônicos e cornponentes máficos em sistcmas de ¿o-t ingl¡ng. Dentre estes componentes m¿lfìcos

folam identifìcadas lochas de composição basáltica, moderadamento alcalinas e de afìnidade toloít¡ca (ßitencoult

e Naldi, 2000, Florisbaj el 41. 20 I I b, c).

l:ll D¡licu.tsito ¿os llesulkkb: c (irßi¿erctçõe;- lt ¡ud¡.\

CAPÍTULO VTI

T ¿.te .l¿ I)out.ùrt.lo

O cinturão g!a¡lítico se estende pl eclonr inantemen tc pelâ porção lesta do UscLtdo Catatinensc, c suas

lì!ologias são scccionadas por duas zonas dc cisalhamento de escala litosför'ica, denominadas Zona cle

Clisalharnento ltajaí (Silva, 1999) e Zona cle Cisalhamento Majol Ge|cino (Bitencourt cr rl/., 1989), anbas

constituir'ìtes do Cinturão de Cisalhamenb SLrl-blasileilo (Ilitencou¡t & Natdi 2000). Ambas as ostÌutulâs têm

dileçiro NIr e cinemática transcolrcnto dcxtlal. Os terenos gtanitìcos a sul da Zona de Cisalh¿mcn(o Major

Cercino tàzem parte do Bâtólito Flolianópolis, e seLr plincipal h¿,nr1 estrLrtural é NNII-SSV!/. Estas duas

ilnportantes estrutur¿Ìs dç cxplessão rcgional permitem a individLralização de ttês domínios tectônicos,

denominaclos na presente tese como (i) Norte, (ii) Centlal e (iii) Sul, confbrme aptesentado c discutido no

capítulo IV. Contudo, coln Iclação à Zona cle Cisalhamento Major Gercino, c¡ue sccciona a átca estLtdacla, são

deñnidos dois dominios, crùas lochas graníticas ocorrentes cm ambos são tbco da presonte tose. Estes dois

domínìos f'oram indiviclualizaclos corno: (i) Domínio No|te e (ii) Domínio SLrl, conl'orne discutido no artigo qLre

compõe o Anexo C.

A região dc Camboliú, porção nofte cla área de estuclo, situa-se entre as zonas de cisalhamento ltajaí e

Majol Gelcino, dçnominado nâ pteserìte tesc como Domínio Noltc. Neste domínio pteclominam as lochas

metasseclinentales clo Complexo Metamórfìco Brusque, com esparsas mas expressivas oçortências das lochas

metanórfìcas do Complexo Cambol iiL e divelsas loclras graníticas intrusivas en ambos os complexos, conro os

granitos Itapema, Cofre-Maf, Rio Pequeno e Seüa dos Macacos.

Já o Dolllínio SLrl é clefìnido pelas |ochas graníticas cle idade ncoprote|ozóica clo Batólito Florianópolis,

con algtLns relictos do el'ìlbasamcnto de idadc paleop|otorozóiça lepresentrclos pelo Complcxo Águrs Mornas

(Silva e/ rl/.,2000). Na região d0 Porto Belo fbranr também idcntifìcadas rochas gnáìssicas pertencentes ao

Conrplexo Porto Belo de idade neoproterozóica (Cherlale et a|.^2003).

2. O caráter sintectônico do magmatismo gÌanítico e o estabelccirncnto dâ r'clação espâço-tempo nos

qlanil¡rs tlos difclcnlcs tL¡rnínios

As rochas graníticas estudadas nos dois domínios reprçsentam assocìações de gtanitos subalcalinos

pollìriticos, metaluminosos a fìacam¿rnte pelaluminosos, be¡l como granitos equigtanLtlares a heteLogt itnu lat es

pe|alunrinosos. O nrâgm¿rtismo náfico contemporâneo só é idcntìlìcado nos termos porfrríticos, sendo aL¡sente

nos glanitos pelalum inosos.

As rochas graníticas de ambos os dornínios são sintectônicas, embota posiciontrdas em zonâs com

dilcrentes concentrâçöes de ,\ttoin. O carater sintectônico é identilìcado pelo desenvolvimento de loliação

magmática, poÌ vezes acompanhada de clef'ortì1âçÍïo do estado sólido, bem como pela prescnça de

lnicroestluturas como subgr'ãos com padrão tabuleìro de xadrez em quartzo e recristâlização de feldspatos.

No Dominio Norto, que repÌesenta lrma zona dc baixa defbrmaçãoj ocorreÍn os gtanitos llio PeqLreno c

Serra dos Macacos. Seu caráter sintectônico é denotado pol Lrma fbliaç2io magmâtica subvertical e lineação

( \U,it|l't lll / r,.\r ¡¡.r.srì,, ì1¿\ Rp\ült,'¿lÒt t (

lll

subhoÌizortal, nìais bcrìl (leserÌvolvida no GRP e lnel]os evidente no GSM. Feições microostrLrtula¡s que

denuncia¡u defolmação de alla temperatula em ambos os glanitos, como subgr'ãos no padr'ão tabLrleilo de xadrez,

recr¡stalização marginal dc cristais de f'eldspato e até meslno recr¡stalização de clistais de plagioclásio da matriz,

embola localizadas, são conlunronte identificadas no GIìP e mais lala e localmente no GSM. Conhrdo. o caráter

não penetrativo das zonas r¡iloníticas e o retrabalhanrento de estl.trturas p|imár'ias pledominantementc por flLìxo

nlagmático demostram que esta intlusão se posicionou em Lrma zona de baixa def'ol'lnação (Petetnell ¿/ a/.,

20 r0).

Já no Domínio SrLl, os Glanitóides de Quatro Ilhas e o Glanito Mariscal estão posicionados no inter¡or da

Zona de Cisalhamento Major Gelcino, que representa L¡nìa das zonas de mais alta defolmação do Cinlurão de

Cisalhamento SLrl-blasileilo. 'tanto GQI e [ochas máficas e féls¡cas associadas qrìanto GM tem goouìetli¿r

controlacia tanlo por estuturas de baìxo ângulo como de allo ângulo.

As datações U-Pb LA-ICP-MS obtidas em cristais de z¡rcão apontanr idades de cristâlização rluito

similales pala os granitos presentes nos dois domínios. o que permite ì.rma collelação também temporal destas

rochas graniticas. Estas idades sâo consistentes com relações de campo e estrl¡tl¡rais e mostÌanl que os glanitos

sintectônicos em ambos os domínios são contemporâneos, com idades de c¿¡. 630-615 Ma para os glanitos

porfirílicos molaluminosos a I'r'acanrente perâlunìinosos e cu. 610 Ma para os glanitos equigranulales a

heterogrânulaÌes moderadâmente peraluminosos.

Os ndrcleos hcldados, conr cr¡. 650-700 Ma, estão plesentes enl aüostras de ambos os domínios, o que

sugele algunr rcllabalha¡nonto cle f'outes lelacionadas ao rÌlâgmâtismo plé-colisional. Além disso, irìrportantcs

conhastes são obseÌvados nos padrões de he|ança dos ctistais de zircão, indicando dife|enças significativâs nas

fontes dos g|anitos de cada clonrínio. Os glanitos do Dornírrio Sü1, pertencentes ao Batólito flolianópolis, têm

heranças essencialmente neoproterozóicas (650-700 Ma e 900-950 Ma); conr uma (rnica inclicação de helança

pâleoploterozóica (2,0-2,2 A'à) obtida no Cranito Mariscal, Ern cont|apartida, no Domínio Nolte, o Granito Rio

Peclueno e as lochas málrcas associ¿xlas têtn raros núrcleos lrerd¿rdos com idades c¿¡. 1,65 Cia, enquanto o Glanito

Serla dos Macacos tem abllndantes núcleos herdados cle idade paleoproteroz.óica (l,8-2,2 Ga) e arqLreana (2,9-

3,4 Ga).

3. Fontes e ambicntc geotectônico rlo magmatismo granÍtico

3,1 Geoquírnica elemental

L'll DisL .\são (los lÌcsulttEbs e (

Os dados geoquínricos discutidos nos artigos dos anexos D e lr, bem como no trabalho de Flolisbal a¡ ¿rl.

(2009), rnostlam a participação de f'ontes mantélicas na gênese dos granitos metaluminosos a fiacamente

pclaluminosos. A p|esença de um campo tensional, mesmo nas ár'eas dc baixa deformação, parece ter agido

como urn l'acilitadof pala a ascenção de magmas máficos e também pârece lepresentar urn âgente que favoreceu

a mistLlIa, em dil'erentos propor'ções, de magmas cl'Lrstais e mantélicos.

Iere de Da to\t(k)

Gtanitóides conr conposições sirrila|es aos glanitos calcialcalinos alto-K (KCC), como os Cranitóides cle

Quatro Ilhas e Gran¡to Rio Pequeno, sâro descritos eÌn distintos anbientes geotectônicos e intepretados cotro

gerados por m¡stura de fontes mantélicas e clrìstais elll dilcrcntes proporções (Barba|in, 1999), indicando a

vatiação cle regime tectônico, e clifìcilmente sendo collelacionáveis a um an]biente tectônico especifico. De

acotdo cotn Bonin (1990), estes gtanitos são f'ormaclos durante o lelaxamcnto crustal que separa picos de um

evento colisional e representam a transição de um regime compressivo pala rìm [egime extensional, Pol outlo

lado, os gtanitos de composições similâres aos granitos pelalLrnìnosos com muscovita (Mlrc), como os gtanitos

Matiscal c Serra dos Macacos, são gelaclos plef'erencialme nte onde a crosta passoLl pol processos de

espsssalnento, como eln zonas de convcrgência cle cluas placas corìtin(]ntais, sendo prefèr enc ialmen le

concenttados em zonas de lhrusl oLt em zonas dc cjsalhamento tÌanscolrcnte qtrc seccionam csta closta ospessada

(tìarbaLin, 1999).

Diagtamas dìscriminântos de ambiente toclônico, conro Rb vs (YbtNb) (Pealce, 1996) e Rb/30 r,.r IIfrsNb/4 (llattis el dl.. 1986), ihrstrados nas fìguras 35 e 36, respectivamente, indican que as rochas graníticas

estudadas stio telacionadas a amtriente pós-colisional, O carnpo traçado é r'efèr'ente às tochas gtauíticas

pertencentes ao Balólito Flotianópolis e inclui os granitos gcrados no interyâlo de ca. ó30-610 Ma pertencentes à

região de Porto Belo, esturdados na pres(]uto tesc, c os da legião de Ga|opaba-Paulo t,opes estudados por

Flofisbrìl c1 al. (2009), cuja idade de 628t6 Ma (Silva ct ql., 2003) mostla quc cstc lnagmatis¡no d

temporâlmentc collelacionável ao magmatismo investigado no presente estudo.

I l I t t t.,. t'..\i.) J¿., ll, ut I tú. t .., I t ¡ \ t., ù¿ t. i\1i! \ I I Lt i,

cl

Figuta 35. Diagrarna discriminante de ambientc tectôn¡co de Pe ce e! al. (1996) ilushancto a atìnidade dastochas graníticas estlrdadas com granitos gerados em alnbientes a pós col¡sionais. Diamantes - CRPe tliângulos - CSM. O canpo haçado cortesponde as rochas graníticas do Batólito Iilorianópolis(GQI e GM tambéln esllldados na plesente tese c lochas da Suíte ParLlo l.,opes de lìlolisbal cl n/.,2009), que aplesentam cortelação espacial e temporal com as loclras estudadas da região deCa nr ho riír

Granitos de

Arco Vr cân ooGranitos de

0ade ¿l IVosocoânica

Y+Nb

1000

t:l5 'l¿se lc [)oukr'(kk)

(:apílulo lll Discu.tsão ¿os llcsuløclos e (\nsi¿eftrcões t;iuti.\

Figuta 36. Diagtama discriminante de ambiente tectôÍìico de llalLis (1986) illrshando a afinidade das rochasglaníticas cstudadas com granitos gerados e|n ambientes taLdi- a pós colisionais e jnlla-placa.Simbologia e campos traçados como refèrido na fìgur,a 35.

Na IÌgulâ 35 podc-se petccber o cspalhamento dos granitos do B¿ìtólito Iìlorianópolis com padrão idêntico

âo dos granitos clo Dominio Norte. Na ñgura 36, os granitos do Batól¡to lìlolianópolis se situam na hansição

entte os campos de atco vulcânico, sin-colisional e tardi-a pós colisional. PoI out|o lado, as rochas grânít¡cas do

Domín¡o Noìte se concentram nos campos intrâ-placa e tardi- a pós colisional, o qlle possivelmente rcflete

protólitos crustais dislintos, mâis ântigos e potencialmenle collelacionáveis à crosta inlbr.ior.

A 1Ìgtua 37 ilustra os (liagramas de Whalen et ul. (1981). Todas as rochas gÍaníticas se concentram n¿t

transição ou no carìlpo clos granitos do tipo-^, o clue as disclimina cle glanitos módio â âlto-K lelacìonadas a

¿u'cos magmáticos tipicos,

Nb/4

'! ese ¿e Dot¡otudo

fl/ l)ßcusl.lo ¿o.\ lle.\llktù)s e ( oü. ¿etuÇõct l;\nais

FigLrla 37. Diagrama de classifìcação cle glanilos (lo t¡po-A de Wlralen el al. (.198'/). D¡âmantes - GlìP e

triângulos - GSM. Simbologia e câInpos tr'âçâdos como relerido nâ fìgur'â 35. I - Granitos do'l-ipo-1.S - Glanitos do l'ipo-S e A - Glaritos do'l-ipo-,A.

3.2. Ceoquímicâ lsotópicâ Sr-Nd em rocha total e Pb-Pb em Ieldspatos

Da<los pr'évios Sr'-Nd-Pb em rocha total, como os aplesentados em Mantovani el al. (198'7), apontarn para

a oxislêncìa cle clois clomÍnios isotópìcos distinlos paríì as |ochas do (lomínios nortc e sul. ContLrclo. tríìtiìr'rì-se do

dados rcgionais, sem um detalhado controle estlLrtulal, geoquímico ou mesmo geocronológico das rochas

coletadas pata ânálise, o que difìcLrlta a cornprcensão integ|ada das ìmpoüantes difelenças isotópicas obselvadas,

De acordo corrr os estudos de detalhe de Lopcs (2008) e os aplcsentados na prescntc tesc, as lochâs

granil¡cas dt¡ Donrinio NoÌte apresentam valolcs de r:Nd, modclada a fortemente negativos, entle -7 e -24 coln

idades IDM sLrpelioles a 1,8 Ca, sondo a rìlaior palle s¡tLrada entle 2,0 r: 2,5 Ga. Já no Dorlinio SLrl, quando

consideÌado o corjunto de dados da plesente tese p¿ìrâ a região de PoÌto Belo e ainda as tochas da Suíte Parìlo

Lopes de Florisbal cf ql. (2009), as lochas gtaníticas apresentam valores de eNd, positivos a moder'¿damcnte

negativas, entle 5,6 e -9 corn idades TDM inf'eriores a 2,0 Ca, sendo a nraior parle sitLradâ enhe 1,4 e I,6 Ca. As

liguras 38 e 39 ihrstlam os dados isotópicos de Sr-Nd para as rochas da regiãoo do Porto Belo e Câmboriir.

2 5 10

10000-Ga/Ai

2510000-Ga/Al

Tesa ¿e Do kr'¿kk)

ollXênólirn.lÞ cnãicsê

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Figula 38. Diagrama oosr/*tsr¡ vs eNcl, para as rochas da reg¡ào de Porto Belo e Camboriir. Daclos recalculacloscom base nas idacles de c|istalìzação de Florisbal er ql. (201l^).

9q!¡i'tlq l!o!!!.8¿ xa ftì¿¿o Rb/Sr

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Figuta 39. Diagramas evohrtivos para o sistema Sm-Nd sepalados pol Domínios: (a) Domínio Sul e (b) DomínioNofte. DM conesponde à linha de evolução do Manto limpoblecido de DePaolo (1981). Áreassonrbleadas junto ao eixo x cortespondem à variação das idades modelo,

Os dados isotópicos de Pb-Pb en fèldspatos (Fig.40) i[rst|am claramente â existênci¿ì de clois

clomínios clistintos. No Domínio Norte, os bâixos valores cle t06Pb/'onPb,20?Pb/204Pb

e t08Pb/'Ù''Pb, apontam para

lonles não Ìacliogênicas e ântigâs, Por outlo laclo, no Donrínio SLrl, quando consideracìos os mosmos par'âmetros,

se observa Lrnla assiratrìra distinta, qLle apontam para fontes mais |adiogênicas e nrais jovens.

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t'iguLa 40. Diaglamas de inter-relação isotópica pâr'â o sistema l,b-l,b de todas as amost¡âs estudadasevidenciando a existência dc dois d¡stintos clorrinios isotópicos. 1a;20ólrb/20aPb vs'utpb/'t'upb e 1b;toópb/tonpb v" 2o8pb/2oapb.

Os dados isotópicos Rb-Sr e Srn-Nd enr tocha total e Pb-Pb em leldspatos apresentados nesta tese

cotrobotam a idéia de que as lochas g|aniticas presentes nos difèr'entes domínios, embo|a conclacionávcis l)o

espaço e no telrpo e com padrões eshutuÌais () geoquímicos sinrila|es. são produtos cle lbntes distintas. As

ligLrlas 38, 39 e 40 nìostlarìr os dados cle s6s/srsr'¡

v.r sNdl, as idades moclelo ('l DM) e as interÌelações isotópicas

do siste¡na Pb-Pb, que ilusùam a existência de dois donínios isotópicos com assirlatulas llastanto (lis[intas.

apontando para as lochâs graníticas do Dominio Norto uula conttibuição do crosta inlèrior, antiga, niot adiogênica e exaut itla e pata as t ochas do Dominio Srìl unra conll ibrìição de crosta supel ior nrais joven.

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4. Considerações Finais

-l'i* "-{i*m*ïp

(i) Os granitos prol'irílicos subalcalinos alto-K de carátel metaluminoso a {ìacamerlte peralLrminoso

estudâdos na plcsente tese f'oram ge|ados em um intervâlo de co.630-615 Ma. Este mesmo interv¿llo

é também iclentificado nos gran¡tos de mes|na alinidade quinica e tarnbé¡n sintectônicos em zonas

cle baixa detblmação, na rogião de Galopaba-Paulo Lopcs (628r,6 Ma - Silva ¿1 a/.,2003; Florisbal

et 41.,2009).

(ìi) Os granitos equigranulates a hetetogranulales subalcalinos alto-K de caráteI polaltrminoso esrudados na

plesentc tese l'oram gerados em ca. 610 M¿

(iii) ^

iderttificaçâro de nírclcos hetclados em clistais de zirc¿ío com idade dc 650 Ma nos granitos cle antbos

os dominios s!ìgere Lrln evento comum potencialne¡1te vinculado a ulìl evento dc retrabalham€nto dÊ

crosta. Ilste ret|abalhan'ìento pocle sel |elacionado ao eyento colisìonal precoce, uma vez que este

I ]GRP ADq. ['f GRP

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1B 00 18 50 l9 00

139

( apírula l/ll Dtscussão ¿os llesultüdos c (ir1:tidet açõet l:itûis

evonto loi ideìrlilìcado com esta idade por dìversos autores eln rochas nignlatitícas, tanto eul Saltta

CataÌina, no Contplexo Cambotiú (Phillìp el a\.,2009), conro ern váLios segnlentos consjderados

análogos no lìio Glandc do Sul (Mallil,20J0) e no Uluguai (Gioss er q|.,2009). A existêlcia de

ultìa idade de herança conlum llos cristais de zircão dos glauitos de ambos os doníl'ìios, e o l'ato de a

ela sel exatamente a meslììâ identificada coÍn<l a idade de nrigrnatização das [ochas encaixarìtes

sugere unl cvelllo de colìsão pretél ito. por volta de 650 Ma. CoDtudo, esta idade comurn aos gmnitos

pode talnbém aponlal parâ a leciclageur de fontes plé-co]isionais ,,'Dr uur eveDto cornunì cm ca. 650

Ma.

(iv) Os resultados são consìstelìtes com a ideia de que â ZCMG sepala dois douríDios conr evoìuçào

gcológica dislinla: conludo. a conlcmpolancidade clo maglnalisnlo grarìítìco conr paclòus

gcocluimicos e estrutr¡rais sinrilales no intelvalo de c¿¿. (r30-610 Ma em arrbos os Iaclos desta

iu'rpoltanle Dregaestll¡tula indica que esles dolníl'ìios.iá laziarn palte de uma única tììassa continelìtal

ent ca. 630 Ma, r'elor'çando o câtátel pós-colisional destes granitos.

(v) A difcrença das idades de herauça exisleDle entre os glauitos de anrbos os clontinios (Sul:

essencialn]ente lleoproterozóica, corÌr âpeDas algurnas ocolrências paleoprotorozóicâs tesllitas ¿ìo

GM; Noltcr lleopl oterozóic¿l â ìÌesoprotelozóica no CI{P e paleopÌoterozóica a alqueaDa no GSM)

sugete lontcs dìstinlas paÌa â geração dos glanitos dos diferelìtes domirrios e taulbéuì lontes dislilttas

intladomín io.

(vi) Consideraudo a cxistôncia de ulìra Dregaestrutula colro a Zona de Cisalhamer'ìto Majot Gelcino, que

sepata rochas granílicas corn padrões contposìcionais, ternporais e estrutuÌais sintilates, utas que

tanlbénl aprcselltam dados dc hoÌânça cristais de zircão, bel'n colno dâdos isotópicos Sr'-Nd-Pb

contrastantes, a illteprelaçâo desta estlutula corno urna sutuLa é uma hipólese viávcl. Po¡ outro lado,

o carátcr 1r'anscoüente da ZCMG, Lrem conro a assinatu!a pós-colisìonal dos gtanitos de idade

sirtila| posiciortados em allrtros os Iados desta eslrutulâ. jDviabilizanr a inlepfetação da ¡nes¡la conlo

ullla sutura ao rrenos ro intelvalo de c¿. 630 Ma a 590 Ma, quando a ûrcsula aluou 0olìo agetÌte

coÍìtrolador da ascenção e posicionainento de co|pos glaní1icos sinteclônicos. Sendo assirn, as

diferenças isotópic¿rs ercortladas nos g|anitos posicionados Ììos dilerentes domínios deve Ìefletir

fontes distintas. Estas fontes dis(intas podern estal l.elacioDadas à intercalação tectônica pré-

tlanscorrência (c.r. 650 Ma) de dilèlen(es por'ções da closta ou rnesnlo represental a iuslaposiÇão de

difèr'entes segrnolllos crustais resultantes da nlovimelì1ação lâtclâl lelacio¡ada ao evcuto

tr'aDscor'fclt1e.

'lcse ¿e Doükùada

c,qpiruto wil

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CAPÍTULO VIII

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Capítulo I/llÌ - Releñncias Il¡l)liogt¿Ìces

ls0 T¿la ¿¿ l)oùt n¿o

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'l¿s¿ ¿lc Dorlotddo

ANEXO A

Møpø Geológico

ANEXO B

Møpø de Pontos e Amostrøgent

9]!í4¡l¡,¡f.Þ.!|ì?Þi$5.1-]}¿*:j¡'r,,riì'.r.'-.^'

ANEXO CArtígo submetido a revisfnPrecømbrian Reseurclt

S¡lace-time relation of post-collisional granitic mâgmâtism in Santa Catarina, southern Brazil:

U-Pb LA-MC-ICP-MS zircon geochronology of coeval ma{ìc-l'elsic magmatism related to the

Major Gercino Shear Zonc

Luana Mo|eha Florisbal', Valdecir de Assis Janasiu, Maria de Fátitna Bitencou|tb, Lar.ry M.

FIearnan"

n Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, lltra do Lago, 562, São Paulo, Sp, 05508-080, Br.azil

b Centlo cle Eshrclos em Petrologiâ e GeoqLrímica, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Clandedo Sul, Av. tsento Gonçalves,9500, Porto Alegle 91500-000 RS, Brazjl

' Depaltment of Ealth and Atmospheric Sciences, l-26 Ealth Sciences Buìlding, Univelsity of Alberta,Edmonton, Alberta, T6G 2E3, Canada

Corresponding autìor:

Luana Moreira t lolisbal

Address: Instjtuto de Geociências, Universidade de São Paulo, Rua do Lago, 5ó2, São pa[lo, Sp, 05508-080,Brazil

Phone: +55 113091 40231+55 l1 89809100

E-mail: geoluana@yahoo.com.br

Abstract

t,A-MC-ICPMS U-Pb zitcon dating was perlbtrred on syntectonic, eally post-collisional glanitic and associated

mafic tocks that are intrusive in the Blusque Metanrorphic Complex and in the Florianópolis Batholith, rnajor

tectonic domains separated by the Neoplotelozoic Major Gelcino Sheal Zone (MCSZ) in south Brazil. The

inferted ages of magmatic crystallization afe consistent with field relationships, and show thât the syntectonic

granites flom both domains are coeval, with ages around 630-620 Ma foÌ high'K calc-alkaline m€taluminous

gtanites and cø. 610 Ma fbr slightly petalLrminous granites. Inherited cores with c¿¡. 650 Ma are present in

samples from both tectonic domains, suggestiug some reworking of sou|ces related to the pre-collisional

magmatistn. Apart fiom that, ¡mportant conttasts aÌe |evealed by the patterns ofzircon inhelitance, irìdicating

different soulces fol the gtanites in each domain. 'l'he granites tiom the southern domain (Florianópolis

Batholith) have essentially Neoproterczoic (650-700 Ma and 900-950 Ma) inhelitance; with a single 2.0-2.2 Ga

inherited age obtained in the peralumi¡rous Matiscal Cranite. In the noÌthern Blusque Metamorphic Cornplex,

the tnetaluminous Rio Pequeno Glanite and associated mafic rocks have scarce inher.ited cores with ages a¡ound

l.ó5 Ga, whereas the slightly peraluminous Serra dos Macacos Granite has abundant Paleoploterozoic (l.B-2.2

Ca) and Atchean (2.9-3.4 Ga) inhelited zircons. Our lesrLlts are consistent with the idea that the MCSZ separ.ates

domains with distinct geologic evolution; ho\,,'ever, the contemporaneity of granitic magmatisur with sinilarstructuÌal ând geochemical patterns in the 630-610 Ma time interval on both sides of this major shear zone

indicates tlìât these domains were already part of a single continental mass at 630 Ma, reinforcing the post-

collisional chalacter of these granifes.

Key-words: post-collisional, syntectonic grarite, zircon U-pb LA-MC-lCp-MS, pluton growth.

l. IntroductioIl

The Blasìliano Orogenic Cycle in southen'ì Blazil is charactetized by abunclant granite magmatism, whose

relationship to teÇtonic settings is in some cases still controveÍsial. Granites emplacecl along the major shear

zones that colnpose the Southem Brazilian Shear Belt in the 630-590 Ma peliod are considered as post-

collisional by some authors (Bittencourt and Naldi, 2000; Florisbâl et al., 2009; Pelelnell et al., 2010), while

othels interpl et part of them as alc-r'elated, implying that the different geologic clomains where they occlrr wele

juxtaposed alter their emplacement (Bâsei et 41.,2000; Basei et aI ,2008).

The Major Ger.cino Shear Zone in the Santa Catarina State separales two major tectonic domains, the

northern folmed by the Brusque Metamorphic Complex plus a gneiss-migmatite basement association (the

Camboriúr Complex), and the southern largely dominale(l by Neoproterozoic glanites (the Florianópolis

Batholith). A comparison between apparertly correlated granites fì-om these two domains can be very useful to

acldr.ess questions on the relationship between these magma systems and their geologic setting. Moreover, cârefùl

field, geochemical ancl geochronological stuclies of these plutons may result in conttibutions to the culrently

mLrch-debated issue of how the granitic plutons glow and evolve, either in initially latge magma chambers ol as

incremertally accumulated reservoirs (Menand et al,, 2001), with implications lor f'undamental questions of

petrology and structutal geology such as how continental cÌust is assembled, how fabric relations in and aror¡nd

plutons should bo interpreted, and how granitic syslems evolve

The purpose of this paper is two-lold: (i) to describe and interpret the space-tìme link of post-collisional

grânitic associations on both sides ol'the Majol Cclcino Shear Zone, in orcler to elucìdate the history of these

gr.anites in soutlì Brazil; (ii) to discuss the lole ol cletailecl field wolk and highlight the impottance of carefil

pr.ocedures in U-PI¡ zircon analysis by lr ,rllu methods to obtain reliable magmatic crystallization ages An

integrâted approach, basecl upon str,uctural geology, petrography and ["A-MC-ICP-MS U-Pb zi|con clating, is

rLsed to discr¡ss the space ancl time relation ofthcse gtanitic locks,

2. Geological Setting

'lhe Dlasiliano / Pan-Aflical Ologe11ic Cycle in southern Brazil is replosentod by a|c and collisional settings,

the majn collisional episo<le clatecl at ca.650 Ma. 1'lìe poslcollisional period (630 to 590 Ma) is marked by

intense magmatism along the major sheal zones thât compose lhe Southern B[azilian Shear Belt (Bitencotrrt and

Nardi, 2000). In such scenatio, the ernplacement of a latge valiety of granitic tocks was conttolled by

transc r.ent tectouism within a NE-tLending belt which lies palallel to the coast fiom southcrn Brazil to Uruguay

(Fig. la). This gr.anitic belt, exposed along ca. 800 km, with 150 km average wìdth, is lelel¡ed as Pelotas

Batholi ì in Rio Grande clo Sul, Florianópolis Batholith in Santa Catarina, and Aiguá Bafiolith in Uruguay. It

comprises lalge volumes of acid rocks, with subordinate amounts of coeval mafic material fol'ming enclaves,

synplutonic dykes or small plutons, all rel¿ted to transpfessional tectonism (Bitencoult and Nardi,2000), ancl

possibly folmed in the 650-500 Ma time interval (Basei et 41,,2000)

Figure l. (a) Localization and geological sotting ofsoutheln Brazil and Uruguay; (b) geological units ancl maintectonics f'eatures in the stâte ofSanta Catarjna, Brazil, with indicatìon ofthe study area.

The Catarinense Shield (Fig. lb) is situated at the northern tip ofthe granitic belt. Its lithological sequences

are crosscut by two main stltìctuÌes, the lt¿ìjaí Shear Zone (ISZ) and the Major Getcino Shear Zone (MGSZ),

both being palt ofthe Southern Brazilian Sheal Belt. These stluctures are NE-trencling, have dextral transcutrent

kinematics and controlled tl'ìe emplacement of several granitic bodies with clivelse geochemical and isotopic

signatures, as well as the opening and evolution of molassic basins with associated alkaline magmatis¡n. Relative

to the MGSZ, the granitic rocks fiom the Catarinense Shielcl may be refelled as belonging to Nor.th and South

domains,

Magmatism \ryithin the glanitic belt in Santa Catarina is inte|pletcd by Bitencourt and Nardi ( 1993, 2000),

Florisbal et al (2005,2009a), Peternell et al. (2010) as tblmed in post-collisìonal setting, and controlled by

lithospheric-scale shear zones near the end of the Brasiliano cycle. In spite of many recent lj-pbgeochlonological studies (silva, 1999a; silva et al., 1999b, 2oo0, zoo2,2003,2005: Basei et al. 2000,2005,2008; Chernale et al., 2003; Oyhantçâbâl et a|.200'1,2009), uncertainties pelsist regarcling rhe r.elation b0tween

magma genetation and tectonic activity within the whole gt.ânitic belt.

The interpretation of the Florianópolis Batholith, as well as of its correlated batholiths to the south, is

debatâble. Basei er al. (2000, 2008), chemale Jr. et â1. (2003), passar.elli er al. (1996, 2010) Lestlict rhis

designation to gÌanite plutons outclopping south of the MGSZ ancl aclmit tlìat the batholith was formed in a

nìagrnatic arc setting. Accotding to this interpretation, the batholith results liom continental arc g¡anitic

magmatism involving significant telvotking of crustal soulces at ca. 610 Ma, and would have been f'ormed clue

to E-dilected subduction of the Lujs Alves Claton beneath the Kalahari Craton. One important argument l'or thisinterpretation is tlÌe contlast in isotopic signatu|es (see also Mantovani et qt. 198'l; Babinski c¡ at. 1997), ofgranitic locks observed on each side ofthe structure. In such model, the MGSZ \/ould represent â sutllre zone

separating two clistinct tellanes that would have collided ât ca. 530 Ma (Basei et al. 2008). The granites inrrusivcin metassedimentaly rocks nolth ofthe MGSZ a|e therefole considefed to be anorogenic, [n contl.ast, the stuclies

of Bitencoult and Nârdi, (1993, 2000), Harrmann et a!., (2003), Florisbal et al. (2009a); peternell el at., (2010),

Guadagnin et al., (2010), among others, interprct the FloLianópolis Balholith as palt ofa post-collisional granitic

belt. Most of the latter studies highlight the close relation belween trânscùrrent tectonic activity and magmatism

ìn the granitic belt. The MGSZ is interpreted by Bitencourt & Nardi (2000) as a transculrent shear zone that has

controlled ascent and elllplacement of granitic magnas eithe| nolth or soulh of it, as par! of the Soulhern

Blazilian Sheal Belt (SBSB). The deformation intensity of this syntectonic magmatisrn would depend on its

location of enìplacement Ìelative to the main deformation sites within the sheâr belt.

In the present study we use lhe term Floliallópolis Bâtholith to refer to the granitic bodies located withir and

to the south ofthe Major Gercino Shear Zone. Those located to the north, intrusiye in metassedimentat y rocks of

the Brusque Metamorphic Conrplex, are treatecl apalt, Tl'ìe MCSZ corresponds to a significant tectonic entity,

and it seems desi|able to considet the granitic nlagmalism separately on both sides of it, even if many geological,

gcochlonological and structural similatities a¡e identified, especially fol the syntectonic bodies.

2.1. North Donain: Brusque Metøntotphic Cotttplør, ìls bqsenent Qfld ¡nh Ltsive gt'1n¡tes

The North Domain (ND) comprises mainly the Brusque Metamorphìc Complex, with sparse occutrences of

the Canìboriú Complex and granitic rooks that are inttrsive in both complexes, Some ofthe main geological,

geochronological and isotopic featules ofthe rock units that compose the ND âr'e presented irì Chart l.

'fhe Brusqr¡e Metîmorphic Complex (BMC) is exposed ovet most of the area located between the Major

Ger.cino and Itajâf Shear Zones (Fig. lb and 2). It consists mainly of supracrustal rocks comptising clastic and

chemical metassedimental y sequences with interleavecl magnesìan schists and some felsic, mafic and tllttamafic

metavolcanic rocks, all metanolphosed at low P/T, gleensclrist to amphibolite f¿rcies conditions (Basei, 1985,

1990j Silva, 1991;UFRGS,2000; Philipp et a\.,2004; Campos and Philipp,2007). Silva (1991); Philipp et al

(2004) and Canpos ancl Philìpp (200?) admit tlì¿Ìt the basin developeil in a lifì system that evolved to ¿r

continentâl rrrargin without generation of occanic cmst. Campos and Philipp (2007) corÌclude lhat the BMC

¡lttamafic and mafic rocks are not related to ocea¡ric clr.rst generation, showing insteacl continental tholoiitic

affinitiy. Contrasringly, Basei (1985) and Basei et al. (2008) propose that the Brtlsqlre basin folmed in a

NeoÞroterozoic continerìtal nrargin with development of oceanic crust aftel a rilting phase (at ,'840 Ma)

associated with the genefation ofdefo[med A-type granitoids that intrude the Complex.

The basement of the Blusque Complex is a gneiss-rnigmatite complex dominatod by reworked

Paleoprote¡ozo¡c rocks named Camboriú Complex (CC) by Chemale et al. (1995). In lhe original definition,

this unit was meant to encompass all gneisses and nÌigrnâtites occun ing south of the Camboriír legion (Fig. 2),

Sever¿ìl authors (e.g. Basei 1985, Basei et al.2000, Lopes 2008) restrict this nanle to the rocks locatod north of

tlÌe MGSZ. UFRcS (2000), Lopes (2008), PeteÌnell et al. (2010) interpret these gneisses as roofpendants on the

Neoproterozoic granites. Intruding the BMC ancl/ol its basement, diff'erent granitic rocks ale identified in the

literature, as descÍibed next.

The ltâpema Grarite (fG), as defined by Bitencourt and Nardi (2004), cortesponds to a large mass of

granitic rocks ofdebatable age that intllde the CC gneissic migmatites (Fig.2). The geometry and distribution of

its magmatic foliation suggests that the IC is a sub-holizontal sheet-like intrusion whose emplacernent was

cont¡olled by thmsting un<lel upper-amphibolite facies conclitions. Its origin is consistent wifh melting of

arnphibolitic soulces (Bitencourl and Naldi, 2004). Base¡ (1985) ancl t,opes (2008) inteÌpret this granite as a

Neoplotelozoic clialexile produced by paÍtial lnelting of tl'ìe CC gneisses.

The CC, BMC and IG host two types of gfanitic intrusions, the R¡o Pequeno and Serra dos Macacos granites,

both lacking the flat-lying foliation, Chilled malgins of these granitoids against the Itapema Granite were

repotted by Bitencourt and Naldi (2004), and theil contâct metanorphic aureoles on teâctive host rocks sr¡ch as

malbles and pelitic schists range f|om albitc-epidote to pyroxene-horn1'els conditions (Philipp et al.,2004).

Peternell et al. (2010) âlso r€port contact metamorphism of Camboriú Complex gneìss xenoliths in the Rio

Pequeno Glanite.

Figure 2. Ceological map of the Camboriír-Porto Belo region (modified fiorn UFRGS, 2000 and Bitencouú,1996). CamboriÍr Cornplex (1); Brusque Metamor,phic Complex (2); Itapema cranite (3); porto BeloComplex (4), Rio Pequeno Granite (5), Serra dos Macacos Granite (6); Quatro llhas Cranitoids (7);Mariscal Cranite (8); Estaleilo Complex (9); Morro dos Macacos cranite (10); Zimbros Gr.anite (l l);Cenozoic sedimentary cover' ( l2).

SERRA DOS I\IACAC0S GRANITE (Sl\4G) - equigranular,medium- to lìne-grained, bLotite syeno- lo monzogrânites with

muscovilei sparse 1cm-long feldspar cÍystals commonlysu(ounded by larger biotitef akes; quartzas aggregales 0f round

crystals; poorly-developed magmalic foliation, marked byhomogeneously distdbuled micas; Ilìoiile may form small

clusters; aìlanile, titanite, apatite, zircon and magnelite as

accessory phases. Cryslallization age 6'11tg Ma with Archean(3.4-2.9 Ga), Paieoproterozoic (2.1-1.8 Ga) and minorNeoproterozolc (700 [,4a) inheritance (zircon U-Pb LA-lCP-l!¡S -thls study). Nd model ages (TD[¡) 2.5-3.0 Ga (Chemale Jr. el al,

2003i Lopes, 2008; Florisbal et al, 201 0).

RIO PEQUEN0 GRANITE (RPG) - foliated, coarse- lo verycoaÍse grained, porphyritrc biolite monzo- to syenograniie withirregular occuffence of hornblende-biolite monzogranite; feldsparmegacrysls, oflen showing crenulated contacts are mmerse in

heterogranular matdxt allanite, litanile, epidole, ilmenite, apatÌie,and zircon as accessory phases; local occuÍence of mafcmicrogranular enclaves, mafic and felsic synplutonlc dykes;

magmatic foliatÌon conlrolled by ìhe geomeiry ot lhe countryrocks, with rare and sparse high"slrain, solid-stale deformation

zones. Crystallizalion age 622t15 Ma, coeva I quadz-dìoritic dyke

62617 Ma, Neoprolerozoic (ca. 660 and 730 [/a) andlvlesoproterozoic (1.6 Ga)inhe lances (zircon U-Pb LA-lCP-MS -

thls study). Nd modelages (TD[¡)'1.7"2.3 Ga (ChemaleJr. etal.,2003; Lopes, 2008; Florisbal et a .,2010).

|VORRO DOS I\¡ACACOS GRANIIE (IVMG) ' blotite

syeno- to monzogranilesì mafc conlenl less lhan 5%ì

medium-grained equigranular to helerogranular textureilitanite, allanite, apatite, and zjrcon, as accessory phasesi

u.r Ìrâfic r4icrogrânula'encraves a"d synp'ulonic dy(es: r¿'e

= larger dioritic bodest poorly-developed magmatic rolialon

Ø (B rercourl, 1996). Cryslallizatioi age 590t3.3 lMa (zircon lJ-

I Pb TIVS - Chenale Jr. et a., 2003). \ld model age (TDtul) 1.4

q Ga (Chemale Jr etal, 2003).(f

= zl[¡BRos GRANIIE (ZG) - foliated brotire syeno. to

õ monzogran le (S0 and Sm); heterogranular to porphyriticp texlure, subhedral bluish quarlzt allanite, apatile, zircon,g lilanite. ilmenite ¿nd rare fluorite as accesso.y phasest mafic

= ¡icrog.anular enclaves ano sylplutoric dykes: twocompositionalfacies of g rad ation al contacts, a biollte-r ch one,

wilh chilled margin, and a leucogranilicone (Bitencou rt, 1996)

ËSTALEIR0 GRAN|-rlC C0l\4PLEX (EGC) - (homblende)-

biotile porphyrilic granodiodte (Estaleiro Granodiorite) withmediur¡- 10 fine-grained heterogranular makix, massive orfoliated (S0) to mylonitic (Sm); titanile, apaiile, zircon and

mâgnet te as accessory phases; dioritic enclaves and schlieren,quadzdiorilic to granodioític synplutonicdikes, abundant graÍrilic

veins, mainly in lhe mylonitic portion; subordinate labular mafic

bod es (Bilencourt, 1996). Crystallizalion age 60213.41\4a (zircon

U-Pb Tll\,,1S - Chemale Jr. etal, 2003). Nd modelage (TD[4)1,5 Ga(Chemale Jr. et al, 2003).

MARISCAI GRANITE (l\4G) foliated biolite-muscovitesyenogranite of medium- to fine.grained, helerogranular lexture

with scattered or locally concentrated feldspar megacrystsi

ITAPEMA GRANITE (lG) - foliated biolite monzoglanite togranodiorite wiih hypidiomorphic heterogranular texture;

abundant schlieren of hregular dislribution and xenoljths wilhvariable degrees of assimialion; litanile and allanite as main

accessory phasesi well-developed magmatic folialion wilh locaL

concordanl mylonilic structure, both concordanl with lhe ma n

Bi\¡C schjstosity and CC banding (UFRGS, 2000i Bilencourtand

Nardi, 2004). Crystallizalion age 2.02 Ga (zircon U-Pb SHRIIVP-Hartmann eta|.,2003)or 0,64 Ga (zirco¡ U-Pb SHRI[r1P - Baseietal., 2010). Nd l\/lodel ages (TDM) 2.4"2.8 Ga (Chemale Jr. etal,2003iLopes,200B).

BRUSQUE IVETAIMORPHIC COIV PLEX (BI\4C)metasedimenlary and metavolcanicsequences intedeaved along

lhe main folialion, 52, wjth generallyconcordantlabu arbodiesolpera uminous leucogranites; greenschist to lower-amphibolitefacies regional metamorphismi albite-epldote lo hornblende"hornfelslacies contaci metamorphism near lhe Rio Pequeno and

SeÍa dos lVacacos granites (UFRGS, 2000t Phllipp et al., 2004).

2.0217 Ga rn¿ximum deposilionalage (quarlzite delriialzircon U-

Pb SHRIMP- Hartmann eial ,2003). Nd i\¡odelage (TD¡/)1 7Gâ(basic m etavolca nic rock interleaved in metasedimenls - Base et

a1.,1990).

CAIVBORIÚ COI\¡PLEX (CC) -banded to th,nly-laalilatedroc<s cororising lonalites and gjanodiorites, am0hibo hes

migl1atitc p¿'agleiss and orlhogneiss wth granitic to

leucograniticin eclion phases olv¿riaD e thickness, colco'danlo'not wilh the main structu¡e; magmatic or medium- to high-grade l

metamophic banding, originally sub-horizontal; banded igneous l

va'ieres contain mary xe"olilhs ol quartz ielosp¿tnic.'anrphibolitic, calc.slllcale and pelilic gnelss (UFRGS, 2000); i

g¿'net-s llimanìe cont¿ct netamorph sÍr assembly rerated Io tl'eRio Pequeno Granile (Pelernell et al., 2010). Paleoproterozoic i

crystallizaton age(ca.2.0 Ga-zircon U-Pb SHRltulP- Hartmann I

el al., 2003i Silva etal., 2005)with abundantArchean inherilance ;

(3.3 - 2.7 Ga - zi,rú U-Pb SHRr[rP - Base. et al.. 20]0J: ar,rNeoproterozoic migmalization evenì (630-590 illa - zlrcon U-Pb ì

SHRI¡/P - Silva et al., 2005; Basei el al., 2010), Nd model ages i

(TD[/)3.0-1.5 câi mâjor concenkalion in 2.5 Ga (Lopes,2008). i

N subordinate po'phyrilc vdrielies of cumulalive ch¿racler:tÀl abunoanlcount.y rock xelolitls; zi'con, iJmenile and apalte as

!$l accessory phases; lourma ine and garrel rarely foJnd: mag.rdlic

Nl foliation (S0) sr,bparallel to the country tocks. lrarsposed by

,'l myon tic folialion (Sm) in high slrain zones. Cryslallization age

ì 609!S lVawith Paleoproterozoic (2.0-2.2 Ga)and Neoprolerozoic

i (700,850 and 950 [/a) inheritances (zìrcon U-Pb LA]CP-[4S-this

i study). Nd modelages (TDt¡) 1.4 and 2.0 Ga (Chemale Jr elal,

i 2003i Flodsbal etal, 2010).

i oUATRO ILHAS GRANITOIDS (QlG) - coarse- to very coarsegralned porphyritic biolite monzoglanites, locally grading inloLeucosyenograniles, and muscovite-biotile granodiorites to

monzogranites; zircon, apatile, tourmaline and ilmenile are

accessory phases common to allvarieliesiallanile is restricted to

muscovile-biotite granodiorites and biotite monzograniles, garnet

is rarelyfound in the leu cog ran ites I concord anl to subconcordani,fine-grained biotite syenogranite, and rare m- lo cm-thick mallc

iabular bodies, all sharing a common nagmatic loliation (S0)

subparaliel to lhe country rock main structure, partiy (ransposed

by r¡yloniticfolialion (Sm)in high-skain zones. Crystallizalion âge

62517 Ma for the m!scovite-biotite granrtoids, 614t4 Ma for lhe

biotite monzogranites, wilh Neoproterozoic inheritance (ca 900

i\¡a forthe firstone, and 650-700 l\y'a for bolh - zircon U-PbLA-lCP-it4S- lhissludy). Nd model ages (T0lvl) 1.4-1 .6 Ga (ChemaleJr.et

al., 2003i F orisbaletal., 2010).

PORTO BELO COMPLEX {PBC) - granilic to sranodioriiicorthogneisses, with sub0rdjnate occulrence of rnetatonalites and

thinly- arninated biotite gneiss; amphibolile facies gneissic

bandifg (Sb) oiginally sub-horizontal, lransposed by myloniuc

folialion (Sm) within high-strain zonesi local occurrence of m-

thick, line-grained, foliated tonalite lenses and tabular bodies(former dykes) of maiic schists. Crystallizalion age 646115 [/aand Nd modelage (TDi\,4) 1.35 Ga in loliated tonaliie (zircon U-Pb

Tl[¡S - Chemale Jr. etal,2003).

Chart 1. Diagnostic features, geochtonoJogical and isotopic Sm-Nd datâ of the Precambtian lìtostratigraphic rnitsin thc Carnboliir-Po¡ to ßelo lesion.

The Rio Pequeno crânite (RPG), as defined by Peternell et al. (2010), is composed of porphyritic

monzo to syenoglanites with feldspar megacrysts set ¡n a heteÌogranular matrix. Biotite is the main mafic phase

in tlre typical occtÌ¡renccs, with colot indices of7; holnblende occr.¡rs il some samples with higher colol inclices

of 12, Magmatic foliation in the RPG is marked by the alignment ofìgneoris biotite llakes ol agglegates, lelclspar

megacrysts, and less commonly cm-sized, elongate mafic miclogranLrlar euclaves. Mafìc mÌc|oglanulal enclaves

and quartz monzodiotitic to diotilic synplutonic dykes ale locally obselved in sonìe outcrops near. Balneár.io

Camboriú (e,g., sample 07; location in fìgure 2).

It commonly shows meter to decarneter-sized xenoliths of marble, high-grade metamorphosed banded

iton formation, banded ofthogneises and calc-silicate Iocks.

The meso- and microstructural lcatLrres of the pluton are described in detail in Peternell et aì. (2010). The

magmatic fbliation genetally dips steeply either NW or SE, but may locally show E-W and N-S stlike, The

weakly- to well-deveÌoped foliation tarely bears a weak sub-horizontal lineation, defined by the leldspar long

axes. Magmatic S-C stlucf¡res and magmatic shear zones are locally developecl, jndicâting clextral sense ofshear. High temperatute, high- stlain zones are very rare and are chalacterized by strong defonnation of the

feldspar megactysts that form augen-like crystals and long ribbons of quartz. The horizontal lineation is well-

developed in these subvertical zones. The high ternperature structures are of'ten overprinted by low-temperature

strain, sometìmes accornpanied by brittle defotmâtion.

The Serra dos Macacos GrâIrite (SMG) is the youngest granitic body known in this r.egion, as evidenced

by field relatìons (Fig. 2). tt comprises equigranLrlar, meditÌm- to fine-glained biotite syeno- to monzogranites

with nuscovite. Scattered, up to I crrr-long cuhedral lbldspals conrlonly mtrntled by coalse-glained biotite are a

common feature, and seem to conespond lo xenocrysts ol micloxenoliths. The SMG folnls several tabular

intrusions of sharp contacts with the country rocks. Large xenoliths tom the CC rocks ar.e comrnon, usually

showing shalp, straight boundaries, The contacts with the Rio Pequcno Granite are commonly straight and sharp,

as well, but mote dìffuse and jnteractive cortacts, suggestive of low tempetatule cot'ìtrast, ale also observed,

l,arge fiagments ofporphyritic RPG ale often observed, with diffuse contacts, showing progr.essive assirnilation

by the fìne-grained varieties, AIso conmoo are veins and cm-thick tabulal bodies of the SMG int¡usive in the

RPG, BMC and CC country-rocks,

The magmatic foliation is weak, but present throughout the entile alea. According to Peternell et al.

(2010), the foliation genelally dips steeply either NW or SE, and rarely beals a weak sub-horizontal lineation

given by the feldspar long axes. As in the RPG, the shape alignment of igneous crystals without fu|ther internal

deformation was used to intcrprct thoso structutes as nìagm¿ìtic,

Previous geochronological data f'or the RPG and SMC show conflicting results that hin<ler the

inlerpretâtion of their crystallization ages and their connection with the main struct¡lral lia¡1ework of the post-

collisional magmatism in the granitic belt. The spread of u-pb zircon ages of 593 r ló Ma (zircon u-pbSFIRIMP; Silva et al,, 2003) for the Rpc, and the 6 t0 a 6 Ma (zircon u-pb Sl.tRIMp; sìlva et al., 2005) Ma folthe Guabiruba Granite (considered as equivalent to the SMG) illushates the need for caleful work in order toco[stlain age values and the relations betweerì these granites and the syn-transcurtence magmatisn of the

neighboLrring Florianópolis Batholith.

Peternell et al. (2010) âlso recognized a relatively cold shealing episode (lower greenschist facies

conditions) acting along a conjugate set of centirneter to meter'-wide, discrete shear zones afl'ecting all rock units

in this geologìcal domain. Later reactivations of this system ìrnder britlLe conditions are widespread, as observed

in the RPG.

2.2. Sot¡h Dot¡tctin; The Florianópolis Bøtholith

'fhe MCSZ sepârates metassodimcntary rocks of lhe BMC from granitic rocks of the Florianópolis Batholith

(Fig. lb ancl 2) that constitLrte the South Domain (SD). ln the Poúo Belo region granitic magmatism within the

MCSZ formed sevoral strongly defbrmed, NE-elongated bodies, while outside the shear zone contemporaneotß

granites are nearly undelormed (Fig.2).

ln the South Domain (SD) the country rocks are remnants of tonalitic to granocliorit¡c gneisses correlated to

the CanboriíL Complex by Chemale et al. (1995). In the present study, we refeÌ to these tocks as the Porto Belo

Complex, which is probably developed over Neoprotorozoic protoliths, and thelefole not lelated to thç CC. As

done for the ND, chart I summalizes some ofthe main geological, geochlonological and isotopic features ofthe

rocks that compose the South Domain in the study ar€a.

The Por.to Belo Complex (PBC) was clesclibed as the granite counhy rocks in the PoÌ'to Ilelo region by

BitencorLr't (1996). If comprises an association of orthogneisses of granitic, gtanodiotitic and tonalilic

conposition, with minor occunences of thinly-laninated biotite gneiss. At least one metamorphic event of

arnphibolite lacies was clescribed in these rocks (Silva, l99l). The originally sub-hotizontal mylonitic gneissic

banding, folrnecl drtring a tangentiâl tectonic rogime, was strongly transposed by the transcurrent defotmation of

the MGSZ, mainly along high-strain zones. SeveLal g|anitic plutons âre intrusive in this complex, rnost of them

emplaced within lhe MGSZ as succcssive syntectonic magma pulses (Bitencouft, 1996).

'I'he Quatlo Ilhâs Grar]itoids and the Maliscal Granite [cpreseut lhe early phase of syntectonic magmatisuì in

the MCSZ, as lecognized by Bitencouú (1996). They are inllusive in the PBC rocks and bsat evidence of

tangcrtial tectonic activity during their emplacernent, fbllowed shortly after by transcurrent deformation. Both

units for.m elongate, NS- to NNE-oriented, discontinuous bodies, and are predominant in the easteln palt of lhe

Potto Belo region (Fig. 2). 'lhe study of mesoscale fèatures and miclostluctules of'these glanites lìas taken

Bitencourt and Kruhl (2000) to report them as markers of plogressive sheâling, staÌting wilh a subhorizontal

shear plane and evolving into steep sheat ing undet clecteasing temperature conditions

The Quatro llhâs Gr.anitoids (QIG) co|respond to coarse- to very coarse grâined porphyÌitic biotite

rnonzogr.anites locally grading ir'ìto leucosyenogt anites; muscovite-biotite granodiotites to monzogrânites ale less

abundant. All three varieties contain f'cldspal rnegacrysts set in a medium- to coarse-grained matrix with biotite

as the only mafic phase- The muscovite-biotite granodiorites ale enrichecl in biotite compared to the other

varieties; typical colol inclices ale 9 for muscovite-biotite granodiorites, 6 for biotite monzogranites and 3 fbr'

leucogranites.

Field r.elations suggest that the muscovite-biotite granodiolite is older than the b¡otite monzogranite, ancl that

the latter is coeval with the leucogranite. Contacts with the PBC countty Iocks are mostly shary, but in some

places thoy ale diffise and suggestive of assimilation by the QIG. The QIG host abtrndant dm-thick ve¡ns of

fine-gtained grey biotite syenogranite which ale pledominantly concordant with the maìn foliation; however,

discoldant contacts are locally seen.

Evidence of coeval mafic magmatisnr is scarce. It is reslr:icled to strongly deformecl, locally dismembeled

tabular bodies ofgabbro to qualtz gabbro conlposition within the biotite nronzogranites.

The original geometly of the QIC intrusion is masked by the transcurrent defolmation which leo¡ganized the

pÌimary stlttctuÌes as NE subvertical ones that p¡odom¡nate in the whole area. Neveltheless, in localities whe¡e

the contacts with the country rocks a|e visible out of the high strain zones, parallelism of the sub-horizontal

structures in both rock types suggests thal the intrusion was originally concoldant, with sheet-like tabular

geometly. The occurrence ofmegaxenoliths ofcorrntry locks parallel to the main planar structure of the granites

is also suggestive ofthis original geornetry (Bitencourt, 199ó).

The tnain foliation is NE-stLiking and dips steeply eithor NW or SE; it is maLked by the alignrnent of felclspar.

megaclysts, either euhedlal or strongly del'otnred, qualtz tibbons and biotite agglegates. The sub-horizontal

lineation is marked by the dirnensional alignment o1'feldspals. The foliation and ljneation are both interpr.eted by

Bìtencourt (1996) and Bitencourt and Kruhl (2000) as rnagmatic. High strain zones are common, an{

characterized by strong defolmation of the feldspal megacÌysts, which i'orm augen-like clystals, and by long

ribbons of quattz. These high shain zones occul as nleter [o decameter-sized trâcks concordant to the tnain

structure.

The Mariscal Grânite (MG) ìs composed of hetefogranular, medium- to fine-glainecl muscovite-biotite

syenogranites showing scâttered, up to I cm-long euhedral f'eldspar megacrysts that locally clefine a por,phyritic

textLìre.

Thc struotuÌal charâcterislics of this granite are similar to the previous one; the main dilIèrence being that its

lineation is not so well matked and is better visualized when f'eldspal megacrysts are present. In high-strain

zones, fÌne-grained mylonites concentrate in meter to deÇameter-thick tracks, and ulttamyloniles occur in some

local centimeter to metet thick zoncs.

The contacts with the PBC cottnhy locks ale denoted by a gladual dec¡ease in glain size together with the

accentuation ofthe porphyritic chatactel ofgranitic rock. Contacts with the QIC b¡otite nronzogranite are diffuse

and interfingered, subparallel to the subholizontal t'oliation, suggestivo of low viscosity contr.ast.

Xenoliths of the country rocks are âburdant, the rnost common being thinly-laminated quartz-felclspatic

gneiss, tonalitic rocks and QIG valieties. l'he QIG xenoliths often slìow sharp contacts, but some show diffusive

contacts and itregrtlal shapes that were interpreted by Bitencouft (1996) as indicative of low tempe|atur.e

contrast Partial assimilation and digestion features of the PBC xenoliths a¡€ relatively common, sometimes

resrÌlting in the generation ofschlieren.

Previous U-Pb zilcon T IMS geochronological data for the QtG and MG were presentecl by Chemale et al.

(2003) who leported ages of 641+7 Ma fo¡ the Quatto llhas cranitoids and 631+ l3 Ma for the Ma¡.iscal Granite.

Flowever, a co¡ìcoldant age of 615*7 Ma was obtained for a fine-glained grey syenogranite admitted to be

coeval with the biotite monzogranite variety of the QIG, thrLs placing the question of whether the olcler ages

obtained fbÌ the othel two granites leplesent magmatic ages or beal an inheritance comporent.

TheyotrrrgerBstaleiroGraniticComplex(EG)(Bitencotlrt,lgg6)intr.udesthePBC,QIGandMG.tliS

composecl of tlìe Estaleiro Glanocliolite, coeval mafic sheets and sevetal granitic veins The EG is I

metallrm¡nous, shoshonitic gÌaniloid and has feklspal megacrysts set in a matlc-rich rnatt ix (up to 20yo biolrtte-

amphibole),'lhe main foliation is NE,sniking, subvetlical, arcl ptogtession fiom rtndeformed to mylonitic zones

is markecJ by incteasiug defotmation of the feldspars

'Ihe Zimbros Intnrsiyc suite, of alkaline affinity (Bitencourt, 1996), comprises the zimbros and Motto

dos Macacos granites, as well as a |hyolitic clyke-swatm with stLbotdinate mafìc and composite clykes The

foliated, locally mylonitic zirnbros Granite is located within the MGSZ, while the Molro dos Macacos GÍanite

is clescr.ibecl by Bitencourr ( 1996) as synchronous magmatic aclivity otLtsicle lhe main sheat zone

3. U-Pb zircon LA-MC-ICP-MS geochronology

3. L Analytical Ptocedures

About 100 crystals were collectecl from the least magnetic zitcon fraction ând then mounted and polished

in a standarcl epoxy recipient. The mount was initially carbon-coaled for BSE-image sttLdy with a JEot' JSM-

5800 scanning-electron microscope (SEM) at Centro de Mictoscopia Élehônica ofthe Universidade Federal do

Rio crande do Sul, Br.azil, using l5 kV accelerating voltage ancl l0 nA ctLlrent. All dated crystals werc studietl

by BSE before LA-MC-lCP-MS analyses.

U-Pbdataonzjlconcrystalswereacquir'e<lusingaNu-PlasmaMC-ICP-MS(NuInstluments,UK)

coupled to a ft.equency quintupled (I= 213 nm) Ncl:YAG laser ablation System (New wave Reseat'ch, USA) at

the Radiogenic Isotope Facility, tJniversity of Alberta, Edmonton, canada. The collectot conliguration is

described in (letail by Simonetti et al. (2005) and allows simultaneous acquisition of masses from 238U to 20rTl

A 30 s blank analysis p|iol to ablation is pcrfolmed for deter¡nination of 20'rHg conhibution and is

followecl by ablation for.another 30 s. The ablation is Tl-dopecl in otcler to correct fbr instrumental mass bias

using 20,T1/to,Tl. Two standârds (the inl'ìouse LI'194-15 and GJ-l-32) wel.e used for correction of instrumental

dt.ift and the standard was analyzed after,every l0 to 12 tlnknolvn zitcon grains. common lead colrection is

readily possible fr.or¡ to'lPb measurements and data leduction fbÌ etror ptopagation was petformed ttsing the

ploceduresdescr.ibedbySimonettietâl'(2005).Ilot'tlrecotrtnrolllcadìSotopccomposition,wcasstlmethe

isotope compositions evolve as proposed by stacey and Ktamers (1975). 'I'his assumption is tequired to

determine an initial estimated age

In all samp)es at least 30 spots, with 30-40 pm spot size, wete analyzed on each sample and the clata

obtained on strongly ftactUrecl crystals ol in normal cofes and ovelglowths that plesented spurious values wete

rejected fol age calcrtlation on the basis oftheir high discordance or lead loss'

3.2. Sanples ancl Results

seven samples from four.clifferent metâluminous and petaluminous Iocks were selected fol the u-Pb LA-

MC-lCp-MS zircon age cleterminations. These samples |ep|esent dilfetent granites and Ielated mafic rocks from

the North and SorLth domains, all ofthem syntectonic to the Major Getcino Sheat Zone The gtanites flom the

Nor.th Doruain represen! the synteclonic magnâtisrn in low stlain zones and the South Domain glanites replesenl

the ear.ly phase syntectonic magmatism with¡n the main clefolmation site. S¿ìmple locations ale indicated in

figu|e 2, and the UTM çoordinates of each sarnple a|e lourd in t¿rble 1. The analytical results used fol age

calculations are shown in tables 2 and 3. Full data is presented ìn the supplementary data

Table 1 UTM coorclinates oIthe analyzed samples

Sample Litology

iambòriil negion

PMP-514 Bt RPG

PMP-07C Qz Monzodiorite dike

PMP-434 Amph-Bt RPG

PMP-46A GSM

Porto Bèio Region

PMP-26C Ms-Bt Qf G

PMP-278 Ut QIGPMP-25D CM

3.2.1. Granites from the No h Domq¡n

Two polphyritic monzogranites fiom the Rio Peqlreno Granìte wete analyzed. Sample PMP-5lA is the

typical biotite monzogranite, and sample PMP-434 is a mote mafìc hornblende-biotite Inonzogtanite.

The zilcon grains fiom both samples have similar characteristics as observed in the BSE images (Fig. 3

and 4). The populations are conposed of small grains (length 200-300 ¡rm), commonly euhedral to subhe<hal,

sometimes with bipyramidal terminations and less commonly Iounded. Nolnal zoning is very rare, but bright

ireguìar blotches are common, mainly in PMP-434. Zircons from sample PMP-5lA are very cleat and zoning

pattetns or contrasted coles are scarce (Fig.3). Fractures are found in many crystals; they can be raclial,

conccntlic alound the central part of the grains, or less commonly occur a! the glain edges. Sample PMP-434

has some fiactu¡es that ale Iandomly clisltibuted, which huns the locatìon ofa laset spot problematic (Fig. 4). In

this sarnple, thele ale brighter zones concentratod aÌound areas with flactures resr.rlting in zoning patteÌn

i¡regrLlarilies and lesorption zones, which aÌe interpleted as high concentration of heavy elements by FoVi ler et

al. (2002) or zones of fluid per colation that are related to lead loss by Geisler and Schleicher (2000).

UTME UTM N.:

0727 336 7000 189

0738 644 701 l 680

0734324 7003 569

0730904 7002 750

0748344 6997 912

0749 117 6993 02',7

0148 157 6992',190

Figure 3. Backscaftered electron (BSE) images of z"ilcon glâins fiom sample PMP-5lA (Rio Pequeno Gtanite -' Bt *onrogrunite). F¡ll white-lines^ãr magmaticìges, 1ìrll black lines for inheritance and dotled black

lines for sfots with ltb loss. 207Pb/206Pb ages fbl all ages presented in the figure'

Table 2. LA-MC-lCP-l\.4S U-Pb data used for U-Pb age calculation for the granite from the North Domain

Absotute Absolute Absolute æPbi2su Error 2aiPbfi\J E¡¡6¡ 207Pbl2mPb Error %

Spot Spot size 20iPb/23su 2a æ6Pb/2sU 2a rho 'otPblouPb 2a Aqe (¡/a) (¡/a) Aqe ([4a) (¡,4a) Aqe (Ma) (lva) Disc

Rio Pequeno Granite (biotite monzogranite). Sâmple PMP-slA

Magnatic Age - % d¡scordance lessthan 8%

PN,1P-5'14-05r (40um) 0,81263 0,0430 0,09671 0,0048 0,93248 0,06094 0,0012

PIVP-514-06c (40um) 0,79081 0,0404 0,09476 0,0036 0,73608 0,0ô053 0,0021

PIVP-s1A-10c (40um) 0,76419 0,0317 0,09225 0,0031 0,79969 0,0ô008 0,0015

PMP-514-221 (40um) 0,81251 0,0380 0,09688 0,0043 0,95224 0,06083 0,0009

P[,1P-514-22c (40um) 0,83754 0,0344 0,10034 0,0038 0,91897 0,06054 0,0010

P[,1P-514-288c (40um) 0,76302 0,0276 0,09188 0,0030 0,91494 0,06023 0,0009

P[,1P-5lA-31c (40um) 0,83613 0,0596 0,09985 0,0036 0,50975 0,06073 0,0037

P[/P-514-31r (40um) 0,8239 0,0365 0,09949 0,0038 0,86047 0,06004 0,0014

PMP-514-38C (40um) 0,82497 0,0562 0,09887 0,0038 0,56177 0,06052 0,0034

Neoproierozo¡c inheritance

Pl\,f P-514-2r (40um) 0,81918 0,0326 0,09ô42 0,0037 0,95417 0,06162 0,0007

P[4P-514-5c (40um) 0,94'139 0,0552 0]0741 0,0053 0,83588 0,06356 0,0020

Mesoproterozoìc ¡nheritance

PIVP-s14-37c (40um) 4,07923 0,1566 0,29435 0,0109 0,96136 0,10051 0,0011

Rio Pequeno Granite (hornblende.biotite monzogranite). Samplê PMP.43A

Magnalic Age - % discordance less lhan 1 0%

PMP43A4C (30um) 0,80943 0,0436 0,09838

PMP43A-04C (40um) 0,72206 0,0331 0,08779

PMP43A-07C (40um) 0,73652 0,0394 0,08903

PMP43A¡3cB (30üm) 0,81500 0,0403 0,09766

PMP43A-13c4 (30um) 0,86222 0,0510 0,10404

PMP43A-19c (30um) 0,83169 0,0459 0,09849

PMP-43A-22c4 (30um) 0,82799 0,0482 0,09994

PMP43A-23r (30um) 0,78521 0,0310 0,09510

P¡/P-434-31r (30um) 0,80212 0,0388 0,09124

PMP43A-338c (30um) 0,80959 0,0310 0,09787

595 28 ô04 24 637 41 6,9

584 21 592 23 622 75 6,5

569 18 57ô 18 606 54 6,5

596 25 604 21 633 31 6,1

616 22 618 19 623 35 1,1

567 18 576 16 612 32 7,7

614 21 617 32 630 32 2,7

611 22 610 20 605 49 -1,1

608 22 611 31 622 22 2,4

593 22 608 18 661 26 10,7

658 31 674 28 727 68 10,0

0,0037 0,70749 0,05967 0,0023

0,0035 0,87502 0,05965 0,0013

0,0037 0,77805 0,0ô000 0,0020

0,0040 0,82663 0,06052 0,0017

0,0043 0,69095 0,06010 0,0026

0,0036 0,66485 0,06125 0,0025

0,0036 0,62287 0,06009 0,0027

0,0036 0,95586 0,05989 0,0007

0,0043 0,91728 0,05983 0,0012

0.0036 0.95547 0.06000 0.0007

1663 54

605 22 602 24 592 83 -2,3

u2 21 552 19 591 48 8,6

550 22 560 23 604 73 9,3

601 23 605 22 622 60 3,6

638 25 631 27 607 93 -5,3

606 21 615 25 648 89 6,9

614 21 612 26 607 98 -1,3

586 21 588 17 599 25 2,4

598 25 598 22 597 42 -0,2

602 21 602 17 603 24 0,3

1650 31 1634 20 -2.1

fable 2 (extended)

Neoproterozoic inheritance

PMP-43A-5c (30um) 0,98293

PMP-434-334C (30um) 0,84630

P[¡P-43A-334r (30um) 0,88801

size 'otPb/23uu

Quartz monzodioritic d¡ke coevalto the Biotite Rio pequeno Granite . Sample pMp.07C

Magmat¡c Age - % d¡scordance less than 6%

P[4P-07C-4o (30um) 0,81911 0,0469 0,09940

PMP-07C-5r (30um) 0,84292 0,0480 0,10059

PMP-07C-6o (30um) 0,82893 0,0369 0,09855

PMP-07C-098c (40um) 0,77209 0,0354 0,09397

P[/P-07C-17c (40um) 0,90096 0,0421 0,10590

PfuP-07C-18c (30um) 0,87060 0,0483 0,10377

PMP-07C-18r (30um) 0,85719 0,0368 0,10210

PMP-07C-228r (40um) 0,84611 0,0311 0j0162P[/P-07C-23c (30um) 0,82452 0,0473 0,09838

PMP-07C-24c1 (40um) 0,87943 0,0349 0,10326

?MP-07C-27. (30um) 0,83209 0,0392 0,09928

P[¡P-07C-29c (30um) 0,89055 0,0374 0,10610

Pl\4P-07C-29r (30um) 0,87717 0,0469 0,10494

PMP-07C-31c (40um) 0,79249 0,0293 0,09604

PMP-07C-36c (40um) 0,82012 0,0335 0,09766

P[4P-07C-37Ar (30um) 0,87829 0,0439 0,10468

Pl\lP-07C-39r (30um) 0,85460 0,0433 0,10214

Pf\lP-07C40c1 (40um) 0,79262 0,0288 0,A9577

PIVP-07C-40c2 (40um) 0,80591 0,0291 0,09779

Neoproterozoic inher¡tance

PMP-07C-1o (30um) 0,89736 0p423 0,10457

PI\¡P-07C-í3Cr1 (30um) 0,90850 0,0588 0,'10929

Absolute

2o 2o6Pb/2381J

0,0579

0,0538

0,0515

0,11176

0,09892

0j0223

Absolute

2a

0,0055 0,83834 0,06379 0,0020

0,0060 0,95311 0,06205 0,0012

0,0057 0,95396 0,06300 0,0011

AbsoluieætPbl*Pb

2o

0,0047 0,81953 0,05977 0,0020

0,0042 0,73806 0,06078 0,0023

0,0038 0,87101 0,06101 0,0013

0,0034 0,78351 0,05959 0,0017

0,0041 0,82684 0,06170 0,0016

0,0039 0,67678 0.06085 0,0025

0,0040 0,91578 0,06089 0,0010

0,0034 0,90807 0,06039 0.0009

0,0041 0,730'16 0,06078 0,0024

0,0038 0,93013 0,06177 0,0009

0,0040 0,86481 0,06079 0,0014

0,0039 0,88576 0,06087 0,0012

0,0040 0,70721 0,06062 0.0023

0,0033 0,92358 0,05984 0.0008

0,0037 0,92714 0,06091 0.0009

0,0048 0,90867 0,06085 0,0013

0,0041 0,79556 0,06068 0,0019

0,0032 0,93100 0,06003 0,0008

0.0033 0,92553 0,05927 0.0008

0,0048 0,96598 0,06224 0,0008

0,0049 0,69784 0,06029 0,0028

683 32 695 29 735 68 7,4

608 35 623 29 676 41 10,5

627 33 645 27 708 37 12.0

0,89334 0,04ô7 0j0773 0,0044 0

611 27

618 25

606 22

579 20

649 24

636 23

627 23

624 20

605 24

633 22

610 24

650 23

643 23

591 19

601 22

u2 28

590 '19

601 20

641 28

669 29

660 25

608

o¿l

613

58'1

652

636

otv

пJ

611

641

015

647

639

Ão?

608

640

627

593

600

650

656

Disc

26 595 71

26 631 83

20 639 47

20 589 62

22 664 56

26 634 88

20 635 37

17 618 33

26 632 84

19 666 31

22 632 51

2A 635 42

25 626 81

16 598 31

l9 636 33

23 634 45

23 628 66'16 605 29

17 595 30

22 682 26

31 614 100

25 609 727337 0,06014

-2,8

2,2

5,5

1,7

2,4

-0,4

1,4

-1,1

4,4

5,2

3,6

-1 q

-)o

1,2

-1,3

0,2

2,6

.1 1

0.0020 648

6,3

-9,4

-8,8

Tahle 2 (extended)

Neoproterozoic inheritance

PMP-07Cl3Dc (40um)

PIMP-07C-15c (30um)

Pl\1P-07C-20Cr (30um)

PMP-07C-22Ar (30um)

PMP-07C-23r (30um)

PMP-07C-24c (30um)

Mesoproterozoic inheritance

P[¡P-07C-374c (30um)

spot s¡ze 2otPbl235u

0,91087 0,0436

0,85940 0,0371

0,89138 0,04'16

0,93002 0,0437

0p2152 0,0658

0,95713 0,0478

Serra dos Macacos Granite (biotite syenogranite with muscovite) . Sample pMp.46A

Magnatic Age -% d¡scordance less than 10%

PMP-464'24: (40um) 0,76717 0,0378 0,09182

PMP46A-26C (40um) 0,78890 0,0388 0,09375

PMP46A-28c (40um) 0,78087 0,0350 0,09411

P¡/P-464-29CC2 (40um) 0,73360 0,0352 0,08940

PlilP-464-29Cc3(40um) 0,77371 0,0285 0,09339

P[,1P464-37Ac3 (40um) 0,75176 0,0286 0,09138

PlVlP46A-374c1 (40um) 0,80957 0,0370 0,09746

PMP46A-37Ac2 (40um) 0,82398 0,0392 0,09862

PMP-46A-43C1 (40um) 0,82449 0,0370 0,09890

P[/P-46A.43c2 (40um) 0,83126 0,0364 0,09966

PIVP-46A-47c (40um) 0,73222 0,0331 0,08923

Plt/P-46A-61c (40um) 0,74082 0,0346 0,08948

Absoluie Absolute2o6Pb/'ïu 2o rho 2otpb/to'pb

2o

0,10358 0,0048

0,10031 0,0039

0,10407 0,0045

0,10993 0,0045

0,1096ô 0,0051

0,11177 0,0044

3,82046 0,1419 0,27453

0,96987 0,06378 0,0007

0,89595 0,06213 0,0012

0,93017 0,A6212 0,0011

0,87691 0,06136 0,0014

0,65385 0,06094 0,0033

0,79658 0,062'11 0,0019

0,86854 0,10093 0,0019

Neoproterozoic inheritance

PMP46A48c1 (40um)

Paleoproterozoic ¡nheritance

P¡/P46A-09r (40um)

P[/P464-14c1 (40um)

0,0089

PlVP46A-20c

0,0043 0,96046 0,06060 0,0008

0,0041 0,89905 0,06103 0,0013

0,0040 0,95948 0,060.18 0,0008

0,0039 0,91482 0,05951 0,0012

0,0032 0,94113 0,06009 0,0007

0,0031 0,89370 0,05967 0,0010

0,0043 0,95787 0,06024 0,0008

0,0045 0,95943 0,06060 0,0008

0,0041 0,93287 0,06046 0,0010

0,0041 0,94175 0,06050 0,0009

0,0038 0,94270 0,05952 0,0009

0,0040 0,95339 0,06005 0.0008

635 28 658 23 7U 25 14,1

616 23 630 20 679 41 9,7

638 26 647 22 678 37 6,2

672 26 668 23 652 48 -3,3

671 30 663 34 637 116 -5,5

683 26 682 25 678 65 -0.8

0,94601 0,0s96 0j0728 0,0058 0,86101 0,06396

6,87550

7,24437

6.83768

0,2448

0,2422

0,2666

1564

0,36641

0,37771

0,36919

(l\4a)

45

Error %

(Ma) Disc

566 26 578 21 625 30 9,8

578 24 591 22 0 46 1A,2

580 24 58ô 20 610 27 5,2

552 23 559 20 58ô 42 6,0

576 19 582 16 607 27 5,4

564 18 569 16 591 37 4,9

600 25 602 21 612 28 2,2

606 26 610 22 625 29 3,1

608 24 611 20 620 35 2,1

612 24 614 20 621 32 .1,5

551 22 558 19 586 33 6,3

552 24 563 20 605 31 S.1

1597

0,0122

0,0'120

0.0124

29

0,93463 0,13ô09

0,95165 0,13911

0,86113 0,13433

1641

0,0020

0,0017

0,00'14

0,0027

34

657

2012

2066

2026

34

57 2096 31 2178 22

56 2142 29 2216 18

58 2091 34 2155 35

676 31 740 68

8,8

7,9

Paleoproterozoic inhedtance

P[4P-464-20c2 (40um) 6,52725 0,2278 0,34964 0.011S 0,94578 0,13540

PMP-464-22C0 (40um) 6]2332 0,2343 0 34294 0,0122 0,92643 0,12950

PMP-464-22DC (40um) 6,44303 0,2248 0,34712 0,0115 0.95006 0,j3462PN/P-46A"28c2 (40um) 7,17855 0,2399 0,36188 0,0115 0.95218 0,14387

P[4P-464-328c (40um) 5,51144 0,1828 0,32088 0,0101 0,94905 O,1Z4S7

P[4P-464-48c2 (40um) 6,01063 0,2945 0,33159 0,0155 0,9bb44 0,13147

PMP-464-50c1 (40um) 5,05515 0,1788 0,32585 0,0110 0,9b560 O,1j2Sz

PMP46A-518c (40um) 6,29173 0.2108 0,34519 0,0107 0,92147 0,ßZ2A

PMP46A-55o1 (40um) 6,57358 0,2596 0,36972 0,0136 0,93071 0,12895

PIVP-464-65o2 (40um) 6,86359 0,2690 0,37955 0,0133 0,89490 0,1311b

Archean inherilânce

Pl\lP-464-07c1 (40um) 15,13284 0,5594 0,49216 0,0i7S 0,96196 0,22300

PMP-464-228C (40um) 14,92010 0,6268 0,49803 0,0203 0,96977 A,21728

PMP-464-298c (40um) 18,59916 0,7112 0,56091 0,0206 A,96212 0,24049

PIVP-464-35CC (40um) 18.54315 0,7568 0,5910ô 0,0233 0,96622 0,22754

P[¡P-4ôA-53c (40um) 15,25241 0,6326 0,51358 0,0206 0,96580 0,21539

PIVP-464-60c (40um) 15.62449 0,5150 0,50975 0,0160 0,95174 O,Z2Z3O

Pl\lP-464-60r (40um) 14.66562 0,5244 0,48247 0,0165 0,95848 0,2204õ

PMP-464-658c1 (40um) 24.12163 1,0239 0,63059 0,0260 0,97108 0,27743

PMP46A-65802 (40um) 23 65969 0,9324 0,61218 Ð,0232 0,96023 0,28030

spot size 2otPbi23suAbsolute

2a

Absolute

'uPbl38u 2o

Absolute2otPb/'o6Pb

2o

All Pb ratros correcled for common Pb. ErTors are 20. % Disc is dismrdance. C= core and Frim

0,0015 1933

0,0019 1901

0,0015 1921

0,0015 1991

0,0013 1794

0,0019 1846

0,0012 1818

0,00'17 1912

0,0019 2a28

0,0023 2074

0,0023 2580

0,0022 2605

0,0025 2870

0,0024 2994

0,0023 2672

4,0022 2656

0,0022 2538

0,0028 3152

0,0031 3079

Error

(Ma)

58

54

dq

53

51

64

62

75

87

94

87

68

72

142

92

2050

1994

2038

2134

1902

1977

1829

2017

205ô

2094

2824

28'10

3021

3018

2831

2854

2794

3254

30 2169 20

33 2091 25

30 2159 19

29 2274 18

28 2023 19

42 2118 25

30 1840 19

29 2127 22

34 2084 25

34 2113 31

35 3003 16

39 2961 17

36 3123 17

39 3035 17

39 2947 17

31 2997 16

33 2984 16

41 3349 16

38 3365 17

v"

Disc

12,6

10,5

12,8

14.5

12,9

14,7

1,4

11.7

3,1

2,2

17 ,0

14,6

10,0

1,7

11,4

13,9

18,0

7,4

107

Figure 4. Backscattered electron (BSE) images ofzircon glains fr-om sample PMP-434 (Rio Pequeno Granite -I-lb-bt monzogranite). Marked spots as in figure 3. totPbl2o6Pb

ages for all ages presented in the figure.

A set of3l spots were analysed on sâmple PMP-5lA (Table 2).From the whole set, only l2 represent

ttsable results. FÌom this set,9 spots with loweÌ than l0% associated discorclancc r.epl.esent a single clata

popLrlation with high scattet in 206Pb/238U and'o7Pb/235U ages with associated errors ì 20 Ma. On this basis, wc

opt using the weighted aveÌage 206Pbl201Pb vahres ancl obtained an age of 622t15 Ma (MSWD= 0.29) (Fig. 5a).

Since the data was obtained in clean ateas ofthe zi|con glains with normal concent|ic zoning (Fig. 3), this agc is

intelpreted as the clystallization age. A set of3 spots, also with discordances ne¿ìÌ. l0oá, all located in zirco¡cotes and in grains with ttuncated zoning patterns (Fig. 3), yielded older' 2ouPb/zo7Pb ages that are either

Neoproterozoic (ca. 650-700 Ma) ol Mesoproterozoic (ca. 1630 Ma) and are intetpreted as inherited coles (lìig.

5a).

A set of44 spots \.vere analyzecl in sample PMP-434 ('l'able 2). In this set, 13 represent usable r.esults.

From this set, l0 spots with associated discordance lower than 107o, replesent a single data population with lor.v

scatter in 2aGPbl238rJ ¿rn<i ',?Pb/"tu ages wilh high associated 2o6pb/2o1pb er.or.s (25-100 Ma). The weighted

average 20oPb/207Pb values yielcled an age of602+14 Ma (MSWD:0.21) (Fig. 5b). Differently frorn the previous

sample, this data is diificult to be interpreted as the leljable crystallization age, because it was qu¡te impossible

to avoicl flactures, resorption and spotted zones (Fig. 4).

A set of3 spots, also with oldel low discordance (1.4-12%), located in zircon with no clear core-rirn

separation (Fig. 5b), yielded older' 'ouPb/totPb Neoproterozoic (ccr. 650-700 Ma) ages interprete(l as inherited

col es.

012345

Figur.e 5, concordia cliagram fbr.Rio Pequeno Granite salrples..(a) concoldia plot fol all zilcon data f[om sample

pMp-51A, the ìnseÍ show the'crystallization agô; (b) concordia plot fbr all zilcon data fiom.sarnple

pMp-43A with Neoproterozoic inher.itance spoti hightighted in grey, the insert show the crystallization

age. Ettors elliPses are 2o.

PMP-o7C was collected liom a metaluminous, tholeiitic, eqttigrantLlar biotite quartz monzodiorite

synplutonic dyke coeval to the typicat RPG, the biotite monzogtanite. This sample was colLected to estimate the

age ofthe synchtonic mafic nagmatism tlìat occurs together with dre RpG

As shown in the BSÉ images (Fig, ó), the zircon gr¿ins arle pleclominafltly ptismalic, with aspcct ratios

from3:lto4;l,olìenwithbipyLamidal faces well plesetved and talely roLrnclecl.'lhe zoning pâttorns are mostly

concentric and r.egular witlì vely scalce fesotptiolì ot spottcd zones. cores afe not lvell maÌked, bìlt trllncated

contactsbetweencoresandfjmsalesomelimesobsetvetl.Fr'acturesafoâscommonâsintheglanites,butfew

gr.ains are not fì-âctured at âll (Fig. 6). small inclusions in the rnicldle ofthe grains afe plesent and in some cases

they concentrate in cole regions with bÌighter colot and result in spongy cores

0.6 07 0.9 09 10 r'l

F'igute ó Backscattered electron (BSE) imag^e^9 ofz,ircon grains florn sample PMP-07C (mafic dyke coeval withI*fC).Ì'larked spots as in figule 3. 206Pb/2r8U

ages for magmaticages (discordance lesíthan l0%) ancll'or ¡nheritance or high error.analysis.

Fourty-seven spots were analyzed on sample PMP-07C ancl the lesults are presented on table 2. In this

set, 29 spots represent usable results, Nineteen of this set, with associated cliscordance less than 60á, are defined

by concoldant 206Pb/238U and 201Pb/2rsIJ ages \.vith little scatter on the concordia diaglâm. All of these spots ìver.e

made on clean, normal zoning grains and avoiding fractured aleas. Since the 2ouPb/38u er,rors for each spot are ¡n

otder of 20 Ma and the discordance is less than 6010, we calculated a concorclia age of 626.1+6.1 Ma (MSWD=

0 48) and a weighted average touPb/t"u age of 623.2+9.2 Ma (MSWD= 2.2). The results are sinrilar', ancl the

concotdia age of 626.1r.6.7 Ma, with lower associated errors, is taken here as the best cstinlate of the

clystallization age ([tig.7), Another set often spots, with associated discoldance less than l0%, yielded olcler

2oópb/20?pb ages that represent inheritance, mostly Neoplotelozoic (ca. 650 Ma) with only one Mesoprotelozolc

(ca. 1640 Ma), all also shown in figute 7.

Rlo Poquèno Grânite (qz monzodlorite dike) ' PMP'07C

Figur.e 7. concordia diagl.am for sample PMP-o7C, the mafic dyke coeval to the RPC AII zilcon data and the

insefis show Ñeoproterozoic inheritance spots and the crystallization age. Errors ellipses are 2o.

PMP-464 represents the serra dos Macacos Granite, a peraluminous, high-K subalkaline, muscovite-

biotite syenogranile. Figure 8 presents the BSË images ofthe zircon grains'

Zircon grains ar.e mainly r.oundecl or euhedral ffystâls. Bypilamidal overgrowths are commonly pt oducecl

just in the vely thin outer part ofthe roundecl ntLclei. The avetage length ofthe crystals are t00-150 pm, with

about a few ones ùp lo 300 pm. Zoning pattelns ale vety locally developed and when iclentilìed they do not

shown any truncated surfaces ([ig.8). Flactrues afe common, but less abundant than in the RPG samples Tlte

most conìmon fi.actrLl.es that are pârliculâr of this granite ate tlte concentric âlound the coÌes (Fig. 8)'

Figure 8. Backscattered electron (BSE) images of zircon grains from sample PMP-464 (Sena dos MacacosGranite). Marked spots as in figure 3. 207Pbl206Pb ages for all ages presented in the fìgure.

Ìrifty-four spots rvere analyzed in sample PMP-464 and the lesults are presented in table 2. In tlìis set, 35

spots represent usable tesults. Since the U-Pb determinations in the coles indicated that they are inherited (see

item 3.3 fol more detailed infonnation), it was very diflìcult to establish the crystallization age of this sample,

which had to be detelmined fiom analyses of the thin rim areas. From the whole dataset, only 12 spots can bo

interpreted as representing zircon clystallized in the magma.'fhese spots were all obtained in clean grains with

no zoning patterns. Thq discordance assocjated to each of these points is lower than 10%; a weighted average206Pb/207Pb

age of 6l 1. l+9 Ma (MSWD= 0,84) is interpreted as the crystallization age (Fig. 9a), A set of23 spots

obtained in darker cores, all with associated discordances lower thân 150/o, corresponds to inherited co|es. Oî

these set, only one is Neoploterozoic 1toóPb/207Pb age of ca,

and 9 are l\rchean (2.9-3.4 Ga), as illustrated on figule 9b

dos Macacos Granite - PMP.46A

700 Ma); l3 are Paleoproterozoic (ca. 1.8-2.2 Ga)

FigrLr.e 9. Concordia diagram for sample PMP-464, Serra dos Macacos Cranile, (a) concoldia plot for all zilcollthat represent the crystallization age; (b) concordia plot lor all zircon inhetìtance data. Enors ellipses

are 26.

3.2.2, Granítes fi'om South Domain - Floriønópolis Batholith

'l'hree samples flom the early-phase syntranscurrent granites within the MGSZ, reptesented by QIG and

MC, \¡,/er e dated by [,A-ICP-MS. The analytical results used for age calculation ol these granites are all

presented in table 3.

Samples pMp-26C and PMP-278 are fiom the high-K calc-alkaline, pofphyritic Quatto tlhas Granitoids,

respectively fi.om the muscovite-biotite granocliorite and the biotite monzogranite. These two samples frorn the

same gr,anite were collected to investjgate if the¡e was any tempolal relation between the two facies, becatLse

they ale cliffe|ent in composition and the contact obselvations are not conclusive.

The shapes of zi¡con crystals fi orÌì these two samples, as obsetvecl in the BSE images (Fig. l0 ancl L l),

are variable. In sample PMP-26C they cân be sepalated in three groups, in order of abundance: (i) etLhedLal with

bipylarnidal face crysrals, with aspect ratio 3il (length 100-150 pm), (ii) equidirnensional with bipyramidal face

crystals with 50 pm, lvith lounded edges and (iii) long prisrns with aspect ralio 5:l (major side with 200-300

Fm). Shapes of zìrcons in PMP-278 are less valiable and may be divklecl in lwo gloups, in ordet ofabunclance:

(i) commonly bipyramidal faoies ol lounded edges crystals with aspect ratio 3:l (length 150-250 pn) and (ii)

equ iclimens ional generally roundecl crystals with 100-150 ltm length, The zoning patterns ate very sìmiìar in

both samples and also it tlìe diffetent gloups, The most common patterns are the normal and concentlic ones,

with rare resolption zones that ale often associated with ftactules, However, irlegtllar, lruncated or roLtnded

zoning that define abtupt liÌnits between core and rim afe also common and ate suggestive of inherited cotes.

Thìs kind of zoning is more common, brLt nol exclusive of the rouncled shape grains. The most common nacture

patterns are the concenhic ând ra(lial ones. They are mote fiequent in PMP-26C whilo in PMP-278 they are

concentlated in the lims ofthe grains.

074

sêüa dos i¡âcacos cren¡tø - PMP.46A

0.78 082 0.86 090 0 4 I 12 16 20 24 28

''Pbl"u

,_fø,

1800

3000

%

lnlorcopls at i856190 & 3360 i 97 Ma

MSWo = 8,8

Table 3. LA-MC-lcP-MS u-Pb data used for u-pb age calculation for the granite from the souh Domain

Absolute nO.ot,Spot Spot size 207pb/23su 2a 26pbl,ßU 2a rho 2o7pbl2e6pb 2a Aqe (Nra) (N¡a) Aqe lMa) l¡.4a) Aoe l¡,4a) l[¡a) DiscQuatro llhas Granitoids (muscov¡te.biotite grânodiorite). Sample pMp-26C

Magmatic Age - % discordance less than 3%

P[,1P-26C-10c1 (40um) 0,83825 0,0374

PMP-26C-15t2 (40um) 0,84298 0,0330

P¡/P-26C-15r3 (40um) 0,88889 0,0361

P[4P-26C-16r (40um) 0,83163 0,0297

PMP-26C-18r (40um) 0,88002 0,0396

PMP-26C-27> (40um) 0,86629 0,0365

PMP-26C'27r (40um) 0,83227 0,0334

PMP-26C.26r (40um) 0,84492 0,0304

Neoproterozoic inheritance

PIVP-26C-12c (40um) 0,82'118 0,0309

P[/P-26C¡5C (40um) 1,29670 0,0477

PMP-26C-151 (40um) 0,86257 0,0347

P|VP'26C-17c1 (40um) 0,87090 0.0358

P[1P-26C.21c (40um) 0,99014 0,0427

PMP-26C-25C (+Oum) 0,94221 0,0408

PN¡P-26C-28c (40um) 0,84338 0,0321

P[/P-26C-32c (40um) 0,93413 0,0533

0,10081 0,0038

0,10163 0,0035

0,10569 0,0041

0,09973 0,0033

0,10489 0,0046

0,10371 0,0040

0,09969 0,0036

0j0141 0,0034

0,09606 0,0034

0,13460 0,0046

0,09996 0,0036

0,10219 0,0040

0,11834 0,0048

0,11000 0,0046

0,09712 0,0035

0,10724 0.0057

Quatro IIhas Granitoids (biotite monzogranite) .Sample pMp-278

Magnatic Age - % discordance less than 5%

PMP-278-02j (40um) 0,82721

PMP-278-02. (40um) 0,83693

PIMP-278-05c (40um) 0,81989

PMP-278- 05r l40um) 0.82243

Pl\.4P-278-06c (40um) 0,80371

PMP-278-13| (40um) A,B7Z1S

?MP-278-16t1 (40um) 0,83337

0,84097 0,06030

0,88120 0,06016

0,94955 0,06100

0,93264 0,06048

0,96331 0,06085

0,92234 0 06058

0,89506 0.06055

0,93955 0,06042

0,93264 0,06200

0,93560 0.06987

0,90244 0,06258

0,94981 0,06181

0,94032 0,06068

0,95914 0,06213

0,94585 0,06298

0,92830 0,06318

PMP-278-17c

0,00'15

0,0011

0,0008

0,0008

0,0007

0 0010

0,0011

0,0007

0,0008

0,0009

0,0011

0,0008

0,0009

0,0008

0,0008

0,0013

0,0011

0,0009

0,0012

0,0012

0,0012

0,0008

0,0013

0,0013

619

624

648

613

ô43

bJt)

o tJ

591

814

614

ôlt721

o/ J

597

657

0,0310

0,0299

0,0328

0,0309

0,0316

0,0325

0,0352

0,0340

22

20

19

27

24

21

20

20

26

21

23

28

¿õ

20

0,10004

0,09949

0,09972

0,09984

0,09798

0,'10380

0,09929

0,09920

618 20 615

621 18 609

646 19 639

615 16 621

641 21 634

634 20 624

615 18 623

622 17 619

609 17 674

844 21 925

632 19 694

636 l9 668

ô99 22 628

674 21 6f9621 '18 708

670 28 714

0,0033

0,0033

0,0034

0,0032

0,0034

0,0036

0.0036

0,0035

0,87536

0,91354

0,85513

0,84799

0,87099

0,937ô8

0,85256

0.86436

0,05997

0,06101

0,05963

0,05974

0,05949

0,06094

0,06087

0.06083

52 -0,8

40 -2,5

27 -1,4

)A 1¿.

¿o - I,c

35 -2,0

39 1,8

27 -0,7

615 19 612 17 603 39 _2,1

611 19 617 16 ü0 31 4,6

613 20 608 18 590 45 _4,0

613 19 609 17 594 43 -3,4

603 20 599 18 585 42 -3,1

637 21 637 17 637 28 0,1

610 21 615 19 635 48 4,0

610 21 615 19 633 44 3,9

29

27

3t

32

26

26

45

12,8

12,7

12,1

6,4

-15,6

0,9

16,3

8,5

Tabìe 3 (exlerded)

Absolute Absolute

Spot spot size 207Pbf3slJ 2o '*Pb/'*u 2o

?MP-278- 22c (40um) 0,82672 0,0303 0,09926 0,0033

PMP-278- 23t (40um) 0,8?'447 0,0305 0,09992 0,0033

PMP-278- 26c (40um) 0,81209 0,0304 0,09747 0,0033

PMP-278- 28t (40um) 0,81563 0,0318 0,09831 0,0034

P¡/P-278-31c (40um) 0,84037 0,0311 0,10068 0,0033

Pf!1P-278- 37c (40um) 0,85934 0,0331 0,10226 0,0037

PIrIP-278- 40c1 (40um) 0,82464 0,0370 0,09908 0,0034

PMP-278- 40c2 (40um) 0,83797 0,0304 0,10124 0,0033

?MP-278- 47t (40um) 0,80377 0,0275 0,09625 0,0031

PMP-278- 48c (40um) 0,80910 0,0280 0,09730 0,0031

PIMP-278- 49c (40um) 0,84301 0,0336 0j0124 0,0034

PIV1P-278- 50c (40um) 0,84925 0,0347 0,10127 0,0037

PN¡P-278- 50r (40um) 0,84074 0,0342 0,10079 0,0034

Neoproterozoic inherìtance

PiVP-278-13c (40um) 0,90680 0,0443 0,10504 0,0039

PMP-278-14; (40um) 0,86354 0,0364 0,10042 0,0036

P[¡P-278-15c (40um) 0,86589 0,0341 0,10110 0,0036

PMP-278-16:2 (40um) 0,87940 0,0361 0,10174 0,0037

Pt\¡P-278-'194c (40um) 0,86010 0,0306 0,10106 0,0033

PMP-278- 26r (40um) 0,86478 0,0376 0,10095 0,0034

Absolute

rho 'otPblmPb 2o

Mariscal Gran¡te (muscovite-biot¡te syenogran¡te) - Sample PMP-250

Magnat¡c Age - % discoñance less lhan 1 0%

Pl\¡P-25D-05c2 (40um) 0,19271 0,0317 0,09589

P[¡P-25D-08c (40um) 0,77907 0,0328 0,09448

P[,'lP-25D-09c1 (40um) 0,76096 0,0314 0,09190

P[/P-25D-12c1 (40um) 0,79005 0,0321 0,09574

PMP-25D-12;2 (40um) 0,77094 0,0315 0,09336

Plr/P-25D-20c1 (40um) 0,78622 0,0317 0,09398

PMP-25D-25C (40um) 0,809ô0 0,0345 0,09752

0,91635 0,06040 0,0009

0,90419 0,06057 0,0009

0,91253 0,06043 0,0009

0,87682 0,06017 0,0011

0,87532 0,06054 0,0011

0,94096 0,06095 0,0008

0,76378 0,06037 0,0017

0,88860 0,06003 0,0010

0,9379ô 0,06056 0,0007

0,90802 0,06031 0,0009

0,85238 0,06039 0,0013

0,88426 0,06082 0,0012

0,82831 0,06050 0,0014

0,76645 0,06261 0,0020

0,84932 0,06237 0,00'14

0,89515 0,A6212 0,0011

0,88213 0,06269 0,0012

0,92698 0,06172 0,0008

0.77123 0,06213 0,0017

Ase (Ma) (lva) Age (ltra) ([aa) Ase ([¡a) (Ma)

610 20 612 17 618 32

614 19 616 17 624 34

600 20 604 17 619 33

604 20 606 18 610 41

618 19 619 17 623 39

628 22 630 18 637 28

609 20 611 20 617 63

622 19 618 17 605 36

592 18 599 15 624 26

599 18 602 16 615 31

622 20 621 18 618 45

622 21 624 19 633 41

619 20 620 '19 621 49

Error "'Pb/"'U Eror

0,0036 0,94615 0,05996 0,0008

0,0035 0,88912 0,05980 0,0012

0,0035 0,93403 0,06006 0,0009

0,0037 0,94492 0,05985 0,0008

0,0035 0,92617 0,05989 0,0009

0,0036 0,95896 0,06068 0,0007

0,0039 0,94790 0,06021 0,0008

ErroÍ

Disc

644 23 655 23 ô95 67

617 21 632 20 687 47

621 21 633 '18 678 37

625 22 641 19 698 41

621 19 630 17 665 29

620 20 633 20 679 59

1,4

1,7

0,9

0,8

'1,6

1,3

-3,0

5,3

2,7

-0,7

1,8

0,4

7,8

10,7

8,9

11,0

6,9

9,1

590 21 593

582 21 585

567 21 575

Ãao aa Ãol

575 21 580

579 21 589

600 23 602

18 602 28 2,1

19 596 42 2,5

'18 606 32 6,7

18 598 29 1,5

18 600 33 4.2

l8 628 25 8,'1

19 611 29 '1,9

Table 3 (efended)

Spot Spot s¡ze 2a7Pbl3\J

PN¡P-25D-30c (40um) 0,74869

P[¡P-250-34c (40um) 0,77052

P[¡P-250-36c (40um) 0,77]29

P[¡P-250-37c (40um) 0,74036

Neoproterozoic inheritance

PMP-25D-03c (40um) 1,38509

PMP-25D-17c (40um) 0,93517

P|\'1P-25D-21c1 (40um) 1,32626

PMP-25D-21'2 (40um) 1,34987

Paleoproterozoic inheritance

Absolute

2o

PN¡P-25D-04c (40um) 5,18022 0,2260 0,33438 0,0124

PIVP-25D-10c (40um) 7,07019 0,2411 0,36888 0,0'118

0,0301

0,0297

0,0345

0,03'19

PIMP-250-49c (40um) 6,26327 0,2646 0,34606 0,0135

All Pb ratÌos corrected for common Pb. Erors are 20. % Disc is discordance. C= core and Fim

2mPb/ræu

0,09044

0,092'15

0,09337

0,08991

Absolute

2o

0,0574 0.14124 0,0056

0,0383 0,10786 0,0042

0,0585 0,14217 0,0054

0,0569 0,14350 0,0055

0,0035

0,0034

0,0040

0,0037

0,95325 0,06004

0,95976 0,0ô065

0,9M81 0,06038

0,95320 0.05972

207Pb/206PbAbso{ute

2a

0,95826 0,07112 0,0008

0,95320 0,06288 0,0008

0,86527 0,06766 0,0015

0,90101 0,06822 0.00'12

0,0007

0,0007

0,0007

0,0008

0,95127 0,12537

0,94046 0,13901

0,92591 0.13127

558 20 567 17 605 26

568 20 580 17 627 23

575 24 584 20 617 25

555 22 563 18 594 28

852 32 883 24 961 24

660 24 670 20 704 26

857 31 857 25 858 46

864 31 868 24 875 38

Error Enor

0,0015

0,0016

0.002'1

1860 60

)orÁ qq

1916 65

Error

Disc

8,1

9,7

7,1

6,8

1943

2120

2013

30

Jt)

2034

ttlc2115

12,1

6,6

0,2

,.1 0 0

20 10,0

28 10.9

Figure 10. Backscatteled electron (BSE) images of zilcon glains flom sample PMP-26C (Quatro llhasOranitoids Ms-Bt Granodiorite). Marked spots as in figure 3. ?06Pb/238U ages fot magmatiç ages(discordance less than 5%) and 207Pbl206Pb

ages fol inhelitance or high elror analysis.

Figure ll. llackscattered eleclron (BSE) images ofzilcon grains flom sample PMP-278 (Quatlo flhas GtanitoidsBt Monzogranite). Marked spots as in fignre 3.'o6Pb/""1J ages for magmatic ages (discoldance less

than 5%) and 20?Pb/206Pb ages for inhe¡ itance or high error analysis.

A set of40 spots were analyzed on muscovite-biotite granodiorite PMP-26C. From this set, l6 spots

leplesent ìisable |esults. Eight results obtained on clean or on normal, concentric zoning crystâls âre interpleted

as Ìepresentative of the crystallization age. These results have associated discordance lower than 3o% and show

corìcoldant 2o6Pb/238U and 'otPb/"tu ages (Table 3). The concordia age of 625.1*6.5 Ma (MSWD= 0.0017) is

identical to the weighted average toóPb/238u age of 625a I I Ma (MSWD= I .a) (Fìg. 12) and is interpteted as the

best estimate of rhe crystallization age of this sanple.

Eight spots obtained mâinly in coles of lounded glains ale interpreted as irìherited cotes and yield

'ouPb/2otPb Neoplotetozoic ages of ca. 650-700 Ma and 900 Ma, all with associated discolclance lower than l5%

(Fig. l2).

Figule 12. Concordia diagram f'or PMP-26C sample (Quatro llhas Ms-bt granodiolite). Concordia plot for allzircon data, Neoproterozoic inher'ìtance spots highlighted in grey, the insert show the crystallizationage. Errors ellipses ale 2o.

ln the typical biotite monzogranife, PMP-278,39 spots were analyzed. From this set, 27 spots provide

usable values (Table 3). Twenty-one spots, with associated discordance lower than 5%, obtained on clear or

normal zoning crystals give a concordia age of 613.7+3.9 Ma (MSWD:2.4), identical to the lveightod avcrago206Pb/238U at 612.2+4.2 Ma (MSWD=1.08) (Fig. l3), ancl intelpleted as the best estimate of the cr.ysrallization

age,

Six cores with slightly older 207Pb/206Pb ages (ca. 650 Ma), all with associated discorclance less than I lolo,

appear to correspond to inheritance, as shown in figule l3a.

10

Q,llhas Granitolds (bt monzosranlte). P¡,lP-278630

Figute 13. Concordi¿r diagIan fol PMP-278 sample (Quatro Ilh¿ìs Bt monzogranite). (a) concoldia plot for allzircon data with Neoproterozoic inheritance highlighted in grey. (b) concordia plot for crystallizationage spots. Elfors ellipses are 2o.

lnr€rc€plsar609.116.9 Ii7 2j & 17391620MaIVSWD=0.81

080 0.84 0.88 0.92 0.96

Q.lJhasGranltolds {bt monzoûranite). PMP.27B

Con.oø" e¡, ' Otl,rtf.e Uo l(2s. dMy 6ßr c' ß

'^dudodt IMst¡/o (ol@ i@rd¿n.c).2,1 I

Probrbirlylolø¡ærd @t 0 t2

Møn"Pbl"u.6'2?i4.2 ¡:wld by drrâ prerso¡roor2rmt.l

MS\{o = 1.03 prob¿brly.U 3ô

0.82 0.86

Fot tÌre Mariscal Granite crystall¡zation age estimation, we select the sample PMP-25D. The BSE images

show that the crystal shapes ate variable, aìlowing the distinction of three gtoups, in older of abundance: (i)

bipyrarnidal eLrhcdlal lacies crystals with aspect râtio 3:2 (length 200-300pm), (ii) equidinensional rouncled

crystals with 50 prn ancl (iii) long pLisms wjth aspect Latio 3:l (length 200-300 ¡rm).'the zoning patterns ato

nolmal and concenttic with some occasional reso|ption zones. Flowever, irregulat, truncated and complex zoning

are also comnon, Shalp limits between cole and lim regions âr'e moÌe common in ror¡nded crystals, suggesting

inhetited cores. Pelvasive fractures and concentric fiactules alound the coros ale contmon, Spongy-like nuclci

and holes in the rnidclle ofthe crystals wete also identified (Fig. l4).

Figu|e 14, Backscatteled electlon (BSE) images of zilcon grâins flom sample PMP-25D (MaÌiscal Cranite).Marked spots as ìn figure 3. 2o7Pb/2ouPb ages fol all ages presented in the figule.

Fourty-two spots were analyzed and fiom this sel tB spots are usable (Table 3). Eleven spots fiom

clean, euhedlal crystals, with nouual zoning, have discordance lower than l0%, and were Llsed for' âge

calculation. Since the discordance is relatively high, the weighted avelage 206pb/to7pb age of 609.9+8.3 M¿ì

(MSWD= 0.79) is considered as the best estimate ofthe clystallization age (Fig. l5).

Seven tesults with discordances of ca. l0%, obtained on truncated cores or in ¡ounded glain cores,

yieldecl inherite<l 20óPb/totPb ages of Neoproterozoic (ca, ó50 ancl 850-950) ancl Paleoproterozo ic (ca.2.0-2.2 Ga)

ages (Fig, l5).

Figure 15. Concordia diaglam fot PMP-25D sample (Mariscal Granite). Concordia plot for all zircon data,inheritance spots highlighted in grey, the insert show the crystallization age. Errors ellipses are2a.

4. f)iscussion of results and previous geochronology

4. L The ages ofnagntatic cryslølliztttíon

Aiming at elucidating the toctonic-magmatic evolution of the Neoproterozoic glanitic belt fionr south

Btazil, a careful procedLtte fot clata acquisition was adopted in this investigation, beginning with cletailecl fielcl

rvolk that focused on the contact reiations between glanites and country rocks and their relationships with the

sheaL zones, followed by cletailecl petlogtaphy and the sfu(ly of ziÍcon crystal zoning using BSË images. l his

apptoach may onsu¡e that some Iesults that would otherwise sound arnbiguous are intel.pl.eted with support fi.om

geological relationships.

This is well illustrated in the case of North Domain granite ages lepofted here, The nagmatic ages

obtained fot the two RPc samples a|e 622+15 Ma (biotite monzogranite pMp-slA) and 602*14 Ma

(hornblende-biotite monzogranite PMP-434). Unlb|t[nately, both lesults have high associated uncertainties

(+15 Ma); as a result, they havo some overlap within error'. Flowever, the 20 Ma difference in their centlal values

could have a geological meaning, and tliis possibility urust be cliscussed, more so since a previous U-pb

SI'IRIMP age for a RPG sample was tepolted by Silva et al. (2003). This age also has high uncel.tainty (593*l6Mâ), and its centlal value spreads the interval to -30 Ma.

Although field relations do not indicate signifìcant diffelences in age of emplacement for the RPG

pluton, the possibility that this granite clystallized in a long-lived magma chambel must be consider.ecl befo¡e

possible effects of post-magmatic overprint are evaluated tojUstify the younger ages,

6

Examples of magma chambers interpreted as products of long-lived clystallization ale widespr,ead in

recent litemlule. Bachmann et al. (2007) presented some examples of phrtorìs that were built inclementally,

commonly ovel time spans of hundleds of thousands to a tèw million yeals (e,g., McNìr lty et al,, 2000; Zak and

Paterson, 2005). As discussed by Bachmann an(l Bergantz (2004), the gllmulate signature jn the resulting

plutonic rocks may remain subtlo; lhe increments rnay be cornposilionally monotonous and only srLbtly

dislinguishable in the field (Glazner et a1.,2004),

'fhe absence of well-delined internal contacts in plutons in which U-Pb zircon dating indicates long-

Iasting clystallization episodes suggests that some large plutons and batholiths were formed from thick mush

zones constructed by several magmatic inclements (Bachnann et a1.,200'l). lnitial intrLsive boundaries can be

blurred or destroyed by continued crystâllization and novemçnt withìn the mush (Miller et al., 201l). In rnany

cases, eviclence fot coeval mafic input into felsic chambels is widesplead, but the style and vohtne of irtrusion

appeals to vaÌy groatly, and the mafic input can be malked only by lelatively small, fìne-gtained mafic enclaves

ot by tlislupted synplutonic dykes (WalkeL Jr. el ã1.,2007: Millel et al., 201 l). These fbatrÌÌes ale consistent witlì

the vie\.v that plutons comprise a lhrctnating patchwork of melt-r'ich and melt-poor zones that respond to lepeated

teplenish[rent which may have variable composition (Bacon and Lowenstern, 2005).

The RPG consti¡utes relatively large phrtons in which there is structural evidence for new inpùts ofmagma, both felsic and mafic. It is, therefole, possible that some splead in U-Pb zitcon ages can be genelatecl

due to a long history of crystallization. However, fiom the ordels of magnitude estimated in the litelature, it

seems very unlikely that these relatively shallow plutons (emplaced at depths of- l5 km; L.M. Florisbal,

unpublished data) woultl have had a crystallization hisbly of more than a lew million yeals. Our preferrecl

interpÌetation is thât the more precise U-Pb zilcon age obtâined tbr a quaftz monzodiorite dykc cocval with the

RPG (626+7 Ma) is the besl eslilnate lbl the rnagrnatic age olthis gÌanite, This is in agleenrent with the 622+15

Ma age forthe typical lìPG biotite monzogranite (PMP-slA), and is consistent with the field telations showing

thal thrl RPG is intruded by the SMG, whose age of 6 I l+9 Ma woLrld set a lower limit on the crystallization age

of tho RPG. The 6l l+9 Ma obtajne(l in the SMC is âlso corìsistent with tho 610+6 Ma presellted by Silva et al.

(2005) lbr the Cuabiruba Granite, interpreted as cotrelated to the SMG.

Thc two younge| contral agos obtâirìcd hele ând by Silyâ et al. (2003) for tlìo RPC seern ¡nconsistcnt

with the above lelations and, if they do have any signìtìcance, may rel'lect post-magmatic plocesses. It is

interesting to noto that both samples (PMP.43A ând Silva's RPG sample) lye along the same stluctural

lineament (Fig. 2), interpreted as a low tomperatul'e sheal zone by Peternell et al. (20 l0). Silva et al. (2003) point

out the high scattet in lheil RPG U-Pb d¿ìta, which ¡s very similar to what we desclibe fbr oLu sanrple PMP-434,

Many âuthors, as Haftmann et al. (2003), Silva et al. (2000, 2005) and Basei el al. (2008) also have highly

scattered U-Pb data in zircon rims from older occurïences in thc North Domain (as CC gneisses, BMC

metassedimentary r'ocks and Itapema Granite) and have inteÌpret these scatters as due to Pb loss.

Resetting or alteÌation of zircon âges âr'e normally lega|ded as high-temperatule phenomena, at least

Lrpper-amphibolite lacies conditions (Gebauer et al. 1997), or product of lluids activity, wilh no demonstrated

relation with tempelature (Geisler and Schleicher, 2000). Fluid circulation may be an altelnative explanâtion for'

the scattering of data, since it may be as importanl as mctamorphic grade to open zircon U-Pb system (Gebauer

and Grünenfeldel 1976), Ieading to thid-aided diffusion in alteled zilcons whele defect polosjty has baen

enhanced by nâtulal râdioactive decay.

The U-Pb ages obtaired in this work flom g|anites of the South Domain aÌe in agreement with theil'

observed field relations. The 625.1+6.5 Ma obtained fol the QIG muscovite-biotite granodiorite (PMP-26C)

suggests that this more mafic and less differentiated vaIiety replesents an carly pulse; although contacts between

the diffelent QIG vaÌieties are rarely obse|ved, The 613.'7+3.9 Ma age obtained fbr the biotite monzoglanite

(PMP-278) must conespond to the main phase of crystallization of the QIG gtanite, possibly coeval with the

generation of the leucog|anite variety, Even considering the u¡lceltâinties associated with these two vahtes, they

do not overlâp, and the ca. 10 Ma difference between the cent|al values may indicate thât these two varieties of

QIG coÌrespond to diffcrent pulses. On the othel hand, whole-r'ock geochemical and isotopic data ptesented by

B¡tencoutt (1996), Chemale et al, (2003) and Florisbal et al. (2009b; 2010a, b) suggest that they ale co-genetic.

Considering the U-Pb ages and the fìelcl data, the QtC may be interpreted as a pluton composed ofmultiple magma batches. As discussed in the ljlerature (e.g. Wiebe ancl Collins, 1998; McNulty et a1.,2000;

Petfold et al-, 2000:, Zak and Paterson,2005; Walkel Jr.. et al.,2007' Miller et al,, 201 1), most gr.anitoid plutons

display complex internal contacts, evidence fol repeated events of magmâ injection. The field observations,

complemented by geochronological evidence for emplacenent over millions of years, have led some authors

(e.g. Glazner et a1.,2004) to suggesl tl'ìat large plntons lesult flom the amalgamation of nultiple small magma

batches. Petford et al. (2000) also point out that these complex plutons nrade Lrp of nultiple small magma

batches are often related to shear zones, which act as conduits or.channels for magma ascent,

The 609.9+8.3 Ma age of thc Maliscal GÌanite (PMP-25D) is also in agreement with the field relations.

It does not overlap with the 625.1+6.5 Ma of the ealy muscovite-biotite gtanodiorite ofthe QIc, as pointed by

fìeld relations that show shalp contacts between lhese units. On the otlÌer hand, this age ìs undistinguishable from

that of the QIG biotite monzoglanite (613.7'¡3.9 Ma), which is again in agreement with field relatiots pointing to

low t€rnpetatule contrast between lhese two magn]as (clitfuse and interlingeted contacts).

Comparison of the U-Pb zircon ages o¡rtâinecl by LA-MC-ICP-MS in this study with thos€ previously

obtained by U-Pb llMS (Chemale et al., 2003) illustlates the importance of spatially resolved U-Pb dating to

better constla¡n the teal exlension of magmatic events in the studied granites. We notice that the laÌger spread

shown by the TIMS Yalues (641,1-7 to 63 l+ l3 Ma) seems related to the incorporation of an inherited component,

so the true magmatic ¿ge terds in some cases to be younger than pr.eviously thought.

4.2. lnheritance ages

Tha RPC and coeval ¡r¿¡fic locks flom the Nol'th Donrain show inherited zil con cores with ages in the

650-700 Ma interval, and this appeats to indicate rewolking of sources just slightly olcler. than magmatic

crystallization, possibly related to pre-collisiorÌal magmalism, Ìnhcrited coles with Mesoproterozoic ages arountl

1.65 Ga ale also found in these rocks, suggestirg a Mesoproterozoic souLce for both. In contrast, the SMG has

abundant inherited zitcons with Paleoproterozoic (1.8-2.2 Ca) and Archean ages (2.9-3,4 Ga), indicating that

contrasting sourcas were involved jn the generation of these two granites.

The NeopÌoterozoic inherited ages ate very close to the crystallization ages established fol the gr.anites,

and the Mesoploterozoic, Paleoproterozoic and Archean ones are in accoLdance with Nd model ages (TDM)presented by Lopes (2008) and Flotisbal et aJ. (2010 a,b). The data point to a geretic relation, at leasr for the

SMG, with the Camboriír Complex evolution histol.y, as discussed below.

According to Basei et al. (2010), the U-Pb SLIRIMP ages obtained in the Cambori(r Complex rocks on

successive zitcon overgrowth teflect a vely long crustal l'ìistory fot. this complex. This history Iecol.ded on zircou

cores, started at 3.3 ca, continued duling the Mesoarchean, with peaks between 2.9 ancl 2.7 Ga, and was

followed by an important episode of anatoxis in the Rhyacian-Orosirian (2.05-2. I Ga). In the Fdiacaran, between

650 Ma and 590 Ma, the migmatites with Paleopl otelozoic neosome undelwent a new thermal event at uppcr-

anphibolite fàcies condilions that lesLrltecl on clitferent deglees of melting, genelating tlìe CC banded nigmatites

in their present form. The mesosomes of the migmatites yielded Archeân zo1Pbl2a6Pb ages that cluster at c¿. 3,3

Ga and 3.0-2.9 Ca. The Paleoplotelozoic is also well represenle(l by coltcotdant ages around 2.05 Ça. Zit'c,on

cores from the defolmed leucosome yielded Mesoarchean ages aloLrnd 2.98 Ca while it was possible to obtain an

age ofca. 640 Ma fìom the oveÌgrowth Iims. A leucogranite that crosscuts the b¿ìnded migmatites yielded zircon

ages ir the salne range observed in the migmatitic rocks, suggesting that tl'ìe leucogrânites could be derived 1ìom

melting ofthe 2.14 Ga banded migmatites. The ages obsetved lor the overgrowths in this sample cluster around

0.6lCa, and ale intelpreted as the age ofgranite formatiol.

All the agcs f'oLrnd in the CC rocks Jnâtch the inheritancos found in the SMC zircons p¡esented in this

study, and also tho TDMS fiom the litorature, Flo|isbal et al. (2010b) also presented a Sr-Nd isotopic study

indicating tlìat the source of the SMG can be colrelated to the CC, which is reinforced by the U,Pb ages ofinhetited zircon coles. The SMG is also in accoxlancc with the CC evolutionary history as pointed by the zjrcon

inlretiteti cores of this gtanite, the Ncl TDM nrodel ages of 2.5 to 21 Ga and the isotopic and wl'ìole-tock

geochernistly stLrdies presented by Lopes (2008) and Florisbal et al. (2009b; 2010 a, b).

1'he lìPG and coeval quartz monzodiot i!e ate devoid of Paleoploterozoic and older zircon inheritance,

and their soLrrces seem dilferent fiom those ofthe SMG. The ferv inherited zilcon coLes show -1.6 Ga ages that

could be con elated to the I .53 Ga ages of amph ibolitic |ocks intÌud ing the Paleoproterozoic protoliths of the CC

reportcd by Basei et al. (2010), Ongoing geochemìcal ancl Sr'-Nd-Pb isotope studics ale consistent with mafic

soutces of Mcsoproterozoic ages f'or the RPG as pointed by Flolisbal et al. (2009b, 2010a, b). I-lowever', thel c is

no cleaÌ lirk between the RPG source ând tho CC.

ln the South Domain, the inherited zircon cores identilìecl in the QIG and MG ale mostly

Neoptotetozoic (650-700 Ma and 900-950 Ma) for both studied granites. A Paleopl oterozoic inhelitance of2.0-

2.2 Ga was fouucl only in the MG. 'llhese values point to diflclcnt sources in the genesis of QIG and MG or

maybe some older contribution added to simila| soLnces to generate the MC.

Since few U-Pb ages and isotopic data exist in the litelatLüe fbr the country locks in this region, it is

ditÏcult to link these ages with the possible g|anitic sonlces, The only U-Pb age for the country rocks in tlÌe

regions is the 646+ l5 Ma U-Pb 'I'lMS age fbr a tonalit¡c gneiss showing a Mesopr otel ozoic Nd model age (- 1.3 5

Ma, Chemale et al. 2003) wlrich is lower thaÍì that sìrown by the granites ( L4- l .6 Ga for QIG ând 1.4 and 2.0 for

MC - Chemale et al. 2003, F'lolisbal et al. 2010b). 'lhe onìy Paleoplotelozoic U-Pb age (2175a13Ma) known in

the South Dorrain lefels to the Ágtras Mo|nas Conrplcx (Silva ct al- 2000), but it's difÏcult to make any

assertive at this point.

4.3. Regionøl cort'eløtiott of the U-Pb øges

The studied gtanites fiom the North and South Domains are cmplaced in diffe|ent structural sites, but

related to the sanìe stmclural framework, i.e., the SBSB, In lhe South Domain, they ale emp¡aced within high-

strain zones (the MGSZ), while to the nolth they pierce thlough the Brusque Metamorphic Complex, within low-

strain zones,

The Quatro has and Ma¡iscal granites lecold the higliest defbrmation effects, and leplesent the early

phâse of syntectonic magmatism emplaced along the MGSZ. Their emplacement was ìnitially controlled by

gently-dipping structules but local stoeply-dipping contlollìng structures are observed as well. Prog¡essive

deformation leads into lo\ryel- tenìperatule, trascì,lrrent kinematic structuros. These granites ale subalkaline

evolving ftom metaluminotls to peraluminous. A similaL geochemical evolution is also appar,enf in the Rio

Pequeno and Serra dos Macacos gÌarites, located far fiom the main cletbr.mational site.

The U-Pb ages obtained in this study show that there is a clear space-timo lelation in the genelation ofthe strbalkaline, syn-tr anscurrence magmatisln on both sides ofthe MGSZ, Our data sho\.v thatthe metaluminous

granites were genol'ated ¿t ca. ó30-620 Ma and tlie pe|aluminous granites at c./. 610 Ma. These flaÌe-up episocles

have lead to major crustal building events, with tlÌe emplâcement of voluminous plutons with intermediate

characteristics between crust and mantle. On tlìe other hand, despite U-Pb crystallization ages and structural

featur€s pointiüg to a common geological setting, U-Pb inheritance ages, together with geochemicâl and isotope

data, point to different magmatic soüÌÇes.

NeoproteÌozoic inherited ages slightly oldel than the magmatism (ó50-700 Ma) are conlmolt for all the

studied granites, and may represent a common event of cÌr¡stal melting caused by a significant tectonic episode

that afTected the whole area. hì contlast, older inherited zilcon populations register signilicant clifferences

between domains. Nolth Domain slrows Mesop|oteÍozoic (1.6 Ga, in the Rio pequeno Granite) to

Paleoproterozoic (1.8-2.2 Ga) and A¡chean (2.9-3.4 Ga) ages (in the Sef|a dos Macacos Gt.anite) ln the South

I)omain, inhet itance ages older than Neoproterozoic were only f'ound jn the Mariscal Cranite (2.0-2.2 Ga). Theyounger inheritance ¿ges (NeopÍoterozo¡c to Mesoprote|ozoic) found ìn the studied Sor.rth Domain glanites are

in accordance with the ones found in othe| gr¿Ìnites fiom the FloLianópolis Batholith as pr.esented by Silva

(1999a) and Silva et al. (2000,2005).

The diffetence ir inheritauce ages for granitic locks fior¡ both sides of a major stmctLuc as the Major

Gercino Shear Zone may lead to important tectonic interpretations. It may indicate that tlìe g¡anites wore

genelated in diffelent terranes, in which case the MGSZ might be intelpreted as a sutur.e zone, as pointed by

Basei et al. (2000, 2005,2008) and Pasarelli (1996,2010). Altelnatively, the different inhe¡itances nay be due to

melting ofdifferent ctusfal soulces, not necessalily involving unrelated tellanes on botlì sides ofthe stluctut.e.

5. T'ectonic irnplications of the U-Pb data for the Santa C¡t¿ìr.i'¿¡ granitic belt eyolution

Pteviotts studies based on field telations and geochernical data have shown that the Florianópolis

Batholith recotds a magmatic evolLrtion starting with high-K calc-alkaline to shoshonitic gr.anites ancl closirgwith sodic aÌkaline gtanites (e,g. Bitencourt and Nârdi, 1993, 2000). Mosl of this nagmatism is associated to the

ttanscurrenf activity ol major slteat zones and the individual p[rto¡]s are emplaced in either high- ol low-strain

zones All these features ale extensively discussed and described in the liteÌatule as typical of post-collisional

settings (Harris et â1., 198ó; Kay and Mahlbulg-Kay, l99l; Bonin, 1990; Haclj-Kadclour et al., l99g; Liégois,

1998; Roberts et al., 2000; oyhantçabal et al., 2001, 2005, 2007; Florisbal et al,, 2009a; an{ references therein).

Lopes (2008) and Flolisbal et al. (2009b) considet thât at least part of the plutons iÌìrl.usive in the

Brusque Metamorphic Complex, as the Rio Pequeno and Serla do Macacos gtanites, share the same geochemical

and suuclural chatactelistics described in the Florianopólis Batholith granitic |ocks. Accordingly, these gr.anites

ale also interpleted as post-collisional.

The zitcon U-Pb LA-MC-lCP-MS crystâllization ages obtained in this stLrdy show that tlìe syntectonic

gtanites from the Flotianópolis Batholith and those intrusive in lhe Blusque Metamorphic Complex ate coeval,

which is consislent with some kil](l of space-lime link between them. l'his is shown by the determiÌìation 01'

similar time intervals for the generatior'ì of high-K câlc-alkaline metahrmìnous glanites (630-620 Ma) and for the

pelaluminous granites (ca 610 Ma) in both domains.

The contemporaneìty of granitic mâgmatism on both sides of the Majol Celcino Shear Zone does not

appeâr cors¡stent with the interpretation of this stlucture as a suture zone dufing the 630-590 Ma time intelval,

\ryhen it behaved as a tÍanscurrent shear zone contlolling the lise and emplacement of the post-collisionâl

Ìnaglnatisn. It seems also difficult to ¡econcile this with the idea that MGSZ was â suture zone at ca, 530 Ma, as

interpreted by Basei et al. (2008).

Based on geological mapping ând stmctural studies, lJ-Pb ziÍcon dating presented hele, and

geochenical and isotope data (t,.M. Flor¡sbal, unpublìshed resIlts), it seems that ifthe MGSZ wâs once a suture

zone, this shoLLld have happenecl bet'ore the deve¡opment of its transcunent movement. The ca. 650 Ma ages âle

pointed out as tecorcling the high grade metamorphism or collisional events in correlative geological domains iu

the Canbotiúr Complex (Philipp et â1. 2009), as well as to tl'ìe south ofthe Catarinense Shield, in Uluguay (Lelz,

2010; Oyhantçabal et al., 2009; Cross et a1.,2009) ancl Rio Glande do SLrl, where Martil (2010) obtaincd an age

ol ce. 648 Ma f'or the glanulite facies metamorphism related to collisional thrust tectonics. As we have a

common Neoproterozoic zircon U-Pb inheritance interval tegistered in the glanitic rocks on both sides of this

shucnlre (ca. 650 Mâ), it is possible that the collisional event coul(l have happened ât ca. 650-700 Ma,

generating extonsive crLlstal melting with sonre mantle ¡nteraction and originating a lalge patt of the post-

collisional glanitcs, The 30 Ma interual between the high-grade metamorphism correlated to collisional tectonics

and the generation of granites controlled by the tlaDsculrent tectonism is commonly ârgued as a typical tirning

for the developnlent oi collisional to post-collisional settings by Pluijim and Markshak (2003) and Maruyama et

¿1, (20r0).

We conclude that, if the Majof Ce|cino Sheâr Zone represented a srrtrLre zone at some moment befole

c4. 630 Ma, then the conuasts iu inheritance ages between glanites from the domains located notth and south olil can be used as ân algumen[ for the existcnce ol distinct tclrains. IIowever, to cont'irm this, mole detailcd

stluclural, geochemical and isotopic str,rdies haveto be carried or.rl in the region.

Acknowledgements

We would Iike to thank Tiago Ralhel Cregory, Giuseppe Bstino de Toni al]d Samuel Sbaraini for help

in the field work. We are indcbted to Jucly Schultz and Andlew S. DuFrane fo| helping with the analytical

procedures in UA. This Lesearch was suppolted by lrundação de Ampato à Pesquisa (FAPESP) Projects N0 07l

02387-9 (PhD scholarship) and 2007100635-5 (Crant).

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Supplementary Data - LA.MC-ICp-MS data obta¡ned for all studied rocks

Absolute Absolute AbgPot- - .spgt size 207Pb/?3su 2o 20ôPbl3su 2q rho 207Pb/20ôPb 20 Age (N¡a) (Ma) Age ([¡a) ([ia) Age ([/a) (Ma) DÌscRio Pequeno cranite (b¡ot¡te @Magmatic Age - % discordance less lhan Bo/o

Pl\i P-514-05r (40um) 0,81263 0,0430

Ptu1P'51A-06c (40um) 0,79081 0,0404

PN¡P'51A-10c (40um) 0,76419 0,0317

PMP-51A-22r (40um) 0,8125 j 0,0380

PMP-51A-22c (40um) 0,83754 0,0344

PMP-514-288C (40um) 0,76302 0,0276

PMP-514-31c (40um) 0,83613 0,0596

PIVP-S14-31r (40um) 0,82364 0,0365

Pl\,4P-514-38c (40um) 0,82497 0,0562

Neoproterozoic ìnher¡tance

Pi\i P-514-2r (40um) 0,81918 0,0326

PMP-5'1A-sc (40um) 0,94139 0,0552

lvlesoproterozoic inheriiance

PN4P-51A-37C (40um) 4,0792j 0,1566

High Error

P[/P-514-01Ar1

P tr¡ P-5'1 A-01A¿

PMP-514-02c

P[i P-51A^03c

P[/P-514-05c

P[/P-514-07c

PIVP-514-09r

PtulP,51AJ4Ac

P[i P-514- 148c

P[¡P-5'1A- 16r

PÀ,,rP-5 1A-21 c

PN¡P-514-254c

PN¡P-514-258c

PN/P-51A-284c

PMP,51A-29c

P[/P-514-324c

P[/P-51A,328c

0,09671 0,0048 0,93248 0,06094 0,0012

0,09476 0,0036 0,73608 0,06053 0,0021

0,09225 0,0031 0,79969 0,06008 0,0015

0,09688 0,0043 0,95224 0,06083 0,0009

0,10034 0,0038 0,91897 0,06054 0,0010

0,09188 0,0030 0,91494 0,0ô023 0,0009

0,09985 0,0036 0,50975 0,06073 0,0037

0,09949 0,0038 0,86047 0,06004 0,0014

0,09887 0,0038 Q,56177 0,06052 0,0034

0,09642. 0,0037 0,95417 0,06162 0,0007

0,14741 0,0053 0,83588 0,06356 0,0020

0,29435 0,0109 0,96136 0,10051 0,00.11

0,08805 0,0032 0,94632 0,06471 0,0008

0,08288 0,0028 0,91446 0,063s5 0,0009

0,08987 0,0047 0,95764 0,06051 0,0010

0,08943 0,0032 0,92007 0,09761 0,0015

0,09794 0,0035 0,50306 0,06559 0,0040

0,08810 0,0033 0,87604 0,0ô007 0,0012

0,08691 0,0031 0,90498 0,06106 0,0010

0,10859 0,0053 0,94949 0,17556 0,0028

0,09840 0,0032 0,86406 0,06518 0,0012

4,49127 0,0030 0,93691 0,06222 0,0008

0,10079 0,0037 0,93354 0,06352 0,0009

0,08915 0,0031 0,89139 0,062ô9 0,0011

0,09198 0,0051 0,95869 0,06192 0,0010a,08729 0,0030 0,86411 0,06575 0,0013

a,09220 0,0038 0,92483 0,06688 0,0011

0,08979 0,0044 0,90054 0,06606 0,0015

(40um) 0,78565 0,0301

(40um) 0,72619 0,0267

(40um) 0,74988 0,04'11

(40um) 1,20363 0,0470

(40um) 0,88567 0,0626

(40um) 0,72960 0,030s

(40um) 0,73172 0,0286

(40um) 2,62858 0,1355

(40um) 0,88430 0,0336

(40um) 0,78300 0,0271

(40um) 0,88269 0,0348

(40um) 0,77058 0,0298

(40um) 0,78531 0 0456

(40um) 0,79133 0,0320

(40um) 0,85028 0,0377

(40um) 0,81790 0,0441

595 28 604 24 637 41 6,9

584 21 592 23 622 75 6,5

569 18 576 18 606 54 6,5

596 25 604 21 633 31 6,1

ô16 22 618 19 623 35 1,1

567 18 576 16 612 32 7,7

614 21 617 32 630 32 2]611 22 610 20 605 49 _1,1

608 22 61'1 31 622 22 24

593 22 608 18 661 26 10,7

658 31 674 28 727 68 10,0

0,7557Q 0,0310

544

552

602

544

665

605

619

567

539

569

554

5562 0,0034 0,91603 0.06082

19

17

28

19

20

19

18

J¡'19

17

22

'18

30

18

22

26

20

1650

589

554

568

802

644

556

1309

643

587

642

580

589

62s

607

572

17

16

24

21

JJ

18

17

37,I8

15

t9

17

26

'18

20

24

18

1634 20 -2.1

765

727

oll1579

793

606

641

2611

780

Eó¿

698

671

798

834

808

26 30,1

31 30,6

34 11,3

29 67,8

128 25,2

44 10,6

36 16,9

27 78,3

40 23,5

26 18,2

30 15,4

37 22,0

35 16,2

43 33,8

35 33,2

49 32,8

35 12,6

Supplementary Data - Extended

spot spot size 207Pb/23sU 20 206Pb/2æu 20 rho 207Pb/206Pb 20 Age (tva) (t\¡a) Age (Ma) (i\¡a) Age (t\¡a) (N¡a) Disc

High Enor

PIVP-514-32Cc (40um) 0,80875 0,0385 0,08980 0,0030 0,70674 0,06532 0,0022 554 18 602 21 785 71 30,6

PN¡P^514-37r (40um) 2,79982 0,1334 0,21444 0,0094 Q,92258 0,09469 0,0017 1252 50 1355 35 1522 35 19,5

Rio Pequeno Granite (hornblende-biotite monzogranite) - Sample PMP-434

Magnatic Age - 0,4 discordance less than 1 0%

PN¡P434-4c (30um) 0,80943 0,0436

PMP43A-04c (40um) 0,72206 0,0331

P[4P-43A-07C (40um) 0,73652 0,0394

PN4P-43A-'13c8 (30um) 0,81500 0,0403

PIVP-43A-13c4 (30um) 0,86222 0,0s10

PMP-434-19c (30um) 0,83169 0,0459

PMP-434-22c4 (30um) 0,82799 0,0482

PMP-43A-23r (30um) 0,78521 0,0310

Pl\,1P-434-31r (30um) 0,80212 0,0388

PN¡P-434-338c (30um) 0,80959 0,0310

Neoproterozoic inheritance

P[¡P-434-5c (30um) 0,98293 0,0579

PMP43A-334C (30um) 0,84630 0,0538

Plr¡P434-334r (30um) 0,88801 0,0515

High Error

P[4P-434-2c (30um) 0.75255 0,0593

PMP-434-2r (30um) 0,76580 0,0583

PMP43A-5c (30um) 0,89136 0,2947

PMP-43A-6r (30um) 0p1144 0,0930

PN/P-434-7Bc (30um) 0,92824 0,1152

PN/P'434-088c (40um) 4.76724 0,0425

PN¡P-434-108c (30um) 0,88402 0,1430

PN/P-434'19r (30um) 0.82968 0,0645

P¡lP-434-20c (30uÍr) 0,83660 0,1027

PMP-434-20C8 (30um) 0,84107 0,1041

P¡lP-434-21r (30um) 0,84173 0,0810

PN¡P434-21c (30um) 0,82400 0,0891

PMP-43A-22o8 (30um) 0,81871 0,0800

0,09838 0,0037 Q,7Q749 0,05967 0,0023

0,08779 0,0035 0.87502 0,05965 0,0013

0,08903 0,0037 0.77805 0,06000 0,0020

0,09766 0,0040 0,82663 0,06052 0,0017

0,10404 0,0043 0,69095 0,06010 0,0026

0,09849 0,0036 0,66485 0,06125 0,0025

0,09994 0,0036 0,62287 0,06009 0,0027

0,09510 0,0036 0,95586 0,05989 0,0007

a,09724 0,0043 0,91728 0,05983 0,0012

0,09787 0,0036 0,95547 0,06000 0,0007

0,11176 0,0055 0,83834 0,06379 0,0020

0,09892 0,0060 0,95311 0,06205 0,00j2

0,10223 0,0057 0,95396 0,06300 0,0011

0,09089 0.0034 0,47738 0,06005 0,0042

0,09181 0,0034 0,48818 0,06050 0,0040

0,10713 0,0042 0.1'1986 0,06035 0,0198

0,10966 0,0041 0,36318 0,06028 0,0057

0,11082 0,0042 0,30893 0,06075 0,0072

0,08702 0,0033 0,68520 0,06395 0,0026

0,10629 0,0046 Q,26474 0,06032 0,0094

0,09961 0.0040 0,51161 0,0ô041 0.0040

0,09812 0,0038 0,31395 0.06184 0.A072

0,09895 0,0043 0,34991 0,06165 0,0072

0,09965 0,0036 037625 0,06126 0,0055

0,09790 0,0037 0,35364 0,06105 0,0062

0,09677 0,0039 0.4Q752 0,06136 0,0055

605 22 602 24 592

542 21 552 19 591

550 22 560 23 604

601 23 605 22 622

638 25 631 27 607

606 21 615 25 ô48

614 21 612 26 607

586 21 588 17 599

598 25 598 22 597

602 21 602 17 603

683 32 695 29 735

608 35 623 29 676

627 33 645 27 708

ÒJ -t.J

48 S$

73 9,3

OU J,O

o? c?

89 6,9

98 -1,3

25 2,4

42 -0,2

24 0,3

68 7,4

41 10,5

37 12,0

561 2A 57Q

566 2A 577

656 25 647

671 24 658

678 25 667

538 2d 578

651 26 643

ôt2 zJ u tJ

603 22 617

608 25 620

612 21 620

602 22 610

34 605 150 7,7

33 621 143 9,3

147 616 709 -6,8

48 614 205 -9,8

59 630 254 -7,9

24 740 85 28,4

74 615 337 -6,2

35 618 144 1,1

55 669 250 10,2

56 662 249 8,5

44 648 191 5,8

48 641 218 6,3

44 652 192 9.1595 23 607

Absolute Absolute Abrolri",oupb/rrffigPot- spot size 207Pbl23su 2o ',oôPb/3su 2o rho 207Pb/2o6pb 20 Age ([ia) (N¡a) Age (¡,4a) (Ma) Age (tva) (Ma) DiscHigh Enor

PMP43A-28r (30um) 0,88994 0,0378 0,ogr27 0,0037 0,88914 0,06ô3s 0,0013 598 22 646Plti P-434-28c (30um) 0,96592 0,0s52 0,10073 0,0037 0,64693 0,069ss 0,0030 619 22 686PÀ/P-434-30c (30um) 0,90020 0,0733 0,10692 0,0041 0,47058 0,06107 0,0044 655 24 6s2PMP43A-338r (30um) 0,829s5 0,0390 0,09516 0,0038 0,a3867 0,06322 0,00i6 586 22 613P[/P-434-01cc (30um) 0,B1sB1 0,0451 0,09521 0,0037 0,71036 0,06214 0,0024 sB6 22 606PN"lP'434-06c (30um) 0,92s31 0,092a 0,1i178 0,0044 0,39665 0,06004 0,00ss 683 26 665PlvlP43A-084c (40um) 0,69s13 0,03s8 0,08470 0,0036 0,82ô58 0,0s9s2 0,0017 s24 21 s36PlvP43A-108c2 (40um) 0,74473 0,036s 0,08621 0,0034 0,80446 0,06266 0,0018 s33 20 s6sPi\,4P'434-104c (40um) 0,73469 0,0358 0,08760 0,0038 0,87807 0,06083 0,0014 s4i 22 s59Pl\i P-43A-10Ar (40um) 0]Q7s3 0,0369 0,08s90 0,0034 Q,7s637 0,05974 0,0020 s31 20 543PN¡P'43A¡lcr (40um) 0,7120i 0,03s2 0,08616 0,0035 0,82196 0,0s994 0,0017 b33 21 s46P[/P434-11A. (30um) 11842s 0,2322 a 12246 0,0i87 0,78010 0,07014 0,0086 74s 107 793PMP-434-12c4 (30um) 0,9s451 0,0623 0,10184 0,0043 0,65347 0,06298 0,0034 62i 2s 680P¡,'lP43A-14c (40um) 0,7s218 0,032s 0,08403 0,0034 0,937s1 0,06492 0,0010 szo 20 s69PlvP-434-17r (30um) 0,98424 0,0646 0,09751 0,0039 0,61s47 0,07320 0,0038 600 23 69ôPMP-434-l8c (30um) 0,83883 0,2954 0,09619 0,003s 0,io2i1 0,0632s 0,0222 sg2 20 618P[/P-434-208r (40um) 0,71954 0,0319 0,08609 0,0034 0,89498 0,06062 0,0012 s32 20 sboPMP-434'308c (40um) 0,71860 0,0331 0,08596 0,0034 0,86887 0,06063 0,0014 s32 20 sso

Quartz monzodioritic dike coevalto the Biotite Rio pequeno cran¡te _ Sample pMp.07C

Magmat¡c Age - a/o d¡scordance less than 60/0

Dala - Extended

PN¡P-07C-4C (30um) 0,81911 0,0469 0,09940 0,0047 0,81953 Q,A5g77 0,0020 611 27 608 26 595 71 _2,8P¡/P-07c-5r (30um) 0,84292 0,0480 0,100s9 0,0042 0,73806 0,06078 0,0023 618 2s 621 26 631 83 2,2P[¡P-07c-6c (30um) 0,82893 0,0369 0,098ss 0,0038 0,82101 0,06101 0,0013 606 22 613 20 639 47 5,5Pft/P-07C-098c (40um) 0]7209 0,0354 0,09397 0,0034 0,78351 0,05959 0,0017 579 20 581 20 589 62 1,7PMP-07c-17c (40um) 0,90096 0,0421 0,10590 0,0041 0,a26g4 0,06170 0,0016 649 24 6s2 22 664 56 2,4P[4P-07C-18C (30um) 0,87060 0,0483 A,rc377 0,0039 0,67678 0,06085 0,0025 636 23 ô36 26 634 88 -0,4P[i P-07c-18r (30um) 0,8s719 0,0368 0,10210 0,0040 0,91s78 0,06089 0,0010 627 23 629 20 ô35 s7 1,4PMP'07C-228r (40um) 0,84611 0,03'11 0,10162 0,0034 0,90807 0,06039 0,0009 624 20 623 17 618 33 .1,1PMP-07c-23c (30um) o.B245z 0,0473 0,09838 0,0041 0,73016 0,06078 0,0024 605 24 611 26 632 84 4.4P['4P-07C-24C1 (40um) 0,87943 0,0349 0,10326 0,0038 0,93013 0,06177 0,0009 633 22 641 19 666 31 5,2PMP'07c'27r (30um) 0,83209 0,0392 0,09928 0,0040 0,86481 0,06029 0,0014 610 24 6ls 22 632 s1 3,6PMP-07c-29c (30um) 0,890s5 0,0374 0,10610 0,0039 0,88576 0,06087 0,0012 ô50 23 647 20 635 42 _2,s

20 818 41 28,1

28 9'15 90 34,0

38 642 155 -2,2

21 716 54 19,0

25 679 83 14,3

48 605 199 -13,6

21 586 63 11,1

21 657 62 24,5

2'1 633 50 15,1

22 594 74 11.0

21 601 61 11,9

103 932 252 21,3

32 868 102 29,3

19 772 32 33,9

33 1020 105 43,1

151 717 744 18,2

19 626 43 15,5

19 626 49 15.7

Supplementary Data - Extended

Absolute Absolute Absolrte 205Pb/238U Error 2ttPb/'su Enor 20tpb/26pb Error %

Magmat¡c Age - % d¡scordance less than 6%

PIVP-07C-29r (30um) 0.87717 0,0469 0,10494 0,0040 0,70721 0,06062 0,0023

P¡/P-07C-31C (40um) 0,79249 0,0293 0,09604 0,0033 0,92358 0,05984 0,0008

PIVP-07C-36c (40um) 0,82012 0,0335 0,09766 0,0037 0,92714 0,06091 0,0009

PN/P-07C-37Ar (30um) 0,87829 0,0439 0.10468 0,0048 0,90867 0,06085 0,0013

PN/P-07C-39r (30um) 0,85460 0,0433 aJQ214 0,0041 0,79556 0,06068 0,0019

PIVP-07C-40c1 (40um) 0,79262 0,0288 0,09577 0,0032 0,93100 0,06003 0,0008

PIVP-07C-40c2 (40um) 0,8059'1 0þ297 0,09779 0,0033 0,92553 0,05977 0,0008

Neoproterozoic inherÍtance

PIVP-07C-1c (30um) 0,89736 0,0423 0,10457 0,0048 0.96598 Q,Q6224 0,0008

P|\¡P-07C-13c1 (30um) 0,90850 0,0588 0,10929 0,0049 0,69784 0,06029 0,0028

P[/P-07C-13Cr 2 (30um) 0,89334 0,0467 0,10773 0,A0M 0]7337 0,06014 0,0020

P[¡P-07C-13Dc (40um) 0,91087 0,043ô 0,'10358 0.0048 0,96987 0,06378 0,0007

PN/P-07C-15c (30um) 0,85940 0,0371 0,10031 0,0039 0,89595 0,06213 0,0012

PN/P-07C-20Cr (30um) 0,89138 0,0416 0,10407 0,0045 0,93017 0þ6212 0,0011

PMP-07C-22Ar (30um) 0,93002 0,0437 0,10993 0,0045 0,87691 0,0ô136 0,0014

PllP-07C-23r (30uír) 0,92152 0,0658 0,10966 0,0051 0,65385 0,06094 0,0033

PIVP-07C-24c (30um) 0,95713 0,0478 0,11177 0,0044 0,79658 0,06211 0,0019

l\¡esoproterozoic inheritance

P[¡P-07C-374C (30um) 3,82046 0.1419 0.27453 0,0089 0,86854 0.10093 0,0019

High Error

Pl\.4P-07C-07c (40um) 0,82595 0,036s 0,09564 0,0040 0,95253 0,06264 0,0008

Plt4P-07C-9Ac (30um) 0,83862 0,0459 0,08959 0,0039 0,79355 0,06789 0,0023

PIVP-07C- 9Ar (30um) 0,81327 0,0556 0,09923 0,0045 0,66389 0,05944 0,0030

PMP-07C-12c (30um) 0,82685 0,0413 0,09794 0,0041 0,83676 0,06123 0,0017

PI!¡P-07C,12r (30um) 0,81369 0,0496 0,10136 0,0044 0,70417 0,05823 0,0025

PN4P-07C-208r (30um) 0,88362 0,0598 0,10529 0,0046 0,64869 0,06087 0,0031

PMP-07C-22Aj (30um) 0,91425 0,0564 0J0272 0,0054 0,85578 0,06455 0,0021

PIVP-07C-25Ar (40um) 0,69310 0,0260 0,08235 0,0029 0,93423 0,06104 0,0008

PMP-07C-258r (40um) 0,76278 0,0296 0,09150 0,0033 0,93008 0.06046 0,0009

PN/P-07C-27C (30um) 0,87051 0,0593 0,10296 0,0047 0,67049 0,06132 0,0031

PN/P'07C-30c (30um) 0,82668 0.0655 0,09870 0,0038 0,48163 0,06075 0,0042

Plt¡P-07C-30r (30um) 0,83286 0,0960 0,09995 0,0039 0,34178 0,06044 0,0065

PN/P-07C-33C (30um) 0,97452 0,0427 0,10440 0,0042 0,91409 0.06770 0,0012

207PbF35u 2a 'otPb/"'u 2o ¡io 20iPb/205Pb 2a Aqe flrla) (Nlal Aqe lMa) {Nfa) Aqe (Ma) ([¡a) Disc

643 23 639 25 626

591 19 593 16 598

601 22 608 19 636

642 28 640 23 634

627 24 627 23 628

590 19 593 16 605

601 20 600 17 595

641 28 650 22 682

669 29 656 31 614

660 25 648 25 609

635 28 658 23 734

616 23 630 20 679

638 26 647 22 678

672 26 668 23 652

671 30 6ô3 34 637

683 26 682 25 678

81 -2,9

31 1,2

33 5,8

45 -1,3

66 0,2

29 2.6

30 .1,1

1564

589 24 611 20

553 23 618 25

610 26 604 31

602 24 612 23

622 25 605 27

645 27 643 32

630 32 659 29

510 17 535 15

564 20 576 17

632 27 636 32

607 22 612 36

614 23 615 52

¿o o,c

100 -9,4

72 -8,8

25 14,1

41 9.7

37 6,2

48 -3,3

116 "5,5

6s -0,8

45 1597 to 1641 34 5,3

696 29 '16,1

865 69 37,6

583 111 -4,8

647 59 7 ,3

538 9s -16,4

634 111 -1,8

760 67 17,9

641 29 21,2

620 31 9,4

651 108 3,0

630 150 3,9

619 234 0,9

859 37 26,8640 691

SDol

H¡gh Enor

P¡/fP-07C-35c

PN/P.07C-38c

PMP'07C-39c

P[/P-07C-40c

Plt/P-07C-408c

Absolute

spotsize 2o7Pbl35u 2q

(30um)

(30um)

(30um)

(30um)

(40um)

Serra dos Macacos Granite (biotite syenogranite with muscovite) - Sample pMp.46A

Magmatic Age - % d¡scodance less than 100,6

P[/P-464-24c (40um) 0,76717 0,0378

P[/P464-26c (40um) 0,78890 0,0388

P[/P-464-28c (40um) 0,78087 0,0350

PIVP-46A-29Cc2 (40um) 0,73360 0,0352

PN/P464-29Cc3 (40um) 0,77371 0,0285

P¡,4P464-374c3 (40um) 0,75176 0,0286

PMP-464-374c1 (40um) 0,80957 0,0370

PMP46A-374C2 (40um) 0,82398 0,0392

PiVP46A-43c1 (40um) 0,82449 0,0370

PN/P-464-43C2 (40um) 0,83126 0,0364

Pl\i P-464-47c (40um) 0.73222 0,0331

P¡/P-464-61c (40um) 0,74082 0,0346

1p8292 0,0883 0,11454

2,29275 0,1043 0.17548

0,82064 0,0785 0,0981ô

0,83279 0,0417 0,09870

0,85304 0,0357 0,09545

Absolute2o6Pb/?38u 2o rho æipb/tmpb

0,0063 0,67025 0,06857 0,004'1

0,0077 0,95920 0,09476 0,00'12

0,0043 0,46039 0,06064 0,0052

0,0041 0,83504 0,06119 0,0017

0.0038 0,94759 0,06481 0,0009

Neoproterozoic ¡nheritance

PMP46A-48C1 (40urn)

Paleoproterozoic inheritance

PIVP-464-09r (40um)

P[/P-464-14c1 (40um)

P[/P-464-20c (40um)

PMP46A-20C2 (40um)

P[¡P464-22CC (40um)

PIVP-46A-22Dc (40um)

PN¡P-464-28C2 (40um)

P[¡P-4ôA-328C (40um)

P[,,1P-46A-48C2 (40um)

0,09182 0,0043 0,96046 0,06060 0,0008

0,09375 0,0041 0,89905 0,06103 0,0013

0,094'11 0,0040 0,95948 0,06018 0,0008

0,08940 0,0039 0,91482 0,05951 0,0012

0,0s339 0,0032 0,94113 0,06009 0,0007

0,09138 0,0031 0,89370 0,05967 0,0010

0,09746 0,0043 0,95787 0,06024 0,0008

0,09862 0,0045 0,95943 0,06060 0,0008

0,09890 0,0041 0,93287 0,06046 0,0010

0,09966 0,0041 0,94175 0 06050 0,0009

0,08923 0,0038 0,94270 0,05952 0,0009

0,08948 0,0040 0,95339 0,06005 0,0008

Absolute

2a AnF /[,,]âì llrrl AdÞ /À,12\

0,9460'1

6,87550

7 ,24437

6,83768

6,52725

6,12332

6,44303

7,17855

5,51144

6,01063

5,05515

699 36 745 42 886 125 22,2

1042 42 1210 32 1523 24 U,2604 25 608 43 626 183 3,8

607 24 615 23 646 59 6,4

588 22 626 19 768 28 24,6

PMP-464-50c1

0.0596

Enor

0,2M8

o,2422

0,2666

0,2278

0,2343

0,2248

0,2399

0,1828

0,2945

0.10 /28 0,0058 0,86101 0,0ô396

0,36641

0,37771

0,36919

0,34964

0,34294

a 34712

0,36188

0,32088

0,33159

0,32585

566 26 578 21 625 30 9,8

578 24 591 22 ô40 46 10,2

580 24 586 20 610 27 5,2

552 23 559 20 586 42 6,0

576 19 582 16 607 27 5,4

564 18 569 16 591 37 4,9

600 25 602 21 612 28 2,2

606 26 610 22 625 29 3,1

608 24 611 20 620 35 2,1

612 24 614 20 621 32 1,5

551 22 558 19 586 33 6,3

552 24 563 2Q 605 31 9,1

Enor

0,0122

0,0120

0,0124

0,0115

0,0122

0,0115

0,0115

0,0101

0,0155

0,0110

Dìsc

0,93463

0,95'165

0,861'13

0,94578

0,92643

0,95006

0,95218

0,94905

0,95544

0,955601788

0,13609

0,'1391 1

0,13433

0,13540

0,12950

0,13462

Q,14387

0,12457

0,13147

0,11252

0,0020

0,0017

0,0014

0,0027

0,0015

0,0019

0,0015

0,0015

0,0013

0,0019

0,0012

2012 57 2096 31 2178 22 8,8

2066 56 2142 29 2216 18 7,9

2Q26 58 2091 34 2155 35 7,0

1933 55 2050 30 2169 20 12,6'190'1 58 1994 33 2091 25 10,5

1921 55 2038 30 2159 19 12,8

1991 54 2134 29 2274 18 14,5

1794 49 1902 28 2023 19 12,9

1846 75 1977 42 2118 25 14.7

1818 53 1829 30 1840 19 1.4

34 676 74Q 68 11,8

Supplementary Data - Efended

Absolute Absofute nOsotuSpot spotsize 207Pb/235u 2a 26pb/2æu 2o ño 20tpb/?Ð5pb za aoÊ r[râì /Àrâì ada /À¡â] /[râ\

^^ó /r]i.\ /rr.ì

Paleoproterozo¡c inheritance

Pl\4P-464-518c (40um) 6,25173 0,2108 0,34519 0,0107 0,92747 0,13220 0,0017 1912 51 2017 29 2127 22 11,7PlvP-46A-65c1 (40um) 6,57358 0.2596 0,36972 0,0136 0,93071 0,12895 0,0019 2028 M 2056 34 2084 25 3,1P[4P464-ô5c2 (40um) 6,86359 0,2690 0,37955 0,0133 0,89480 0,13115 0,0023 2074 62 2094 34 2113 31 2,2Archean ¡nheritance

P[¡P-46A-07C1 (40um) 15,13284 0,5594 0,49216 0.0175 0,96196 0,22300 0,0023 2580 75 2824 35 3003 16 17,0PMP-464-228C (40um) 14,92010 0,6268 0 49803 0,0203 0,96977 0,21728 0,0022 2605 87 2810 39 2961 17 14,6P[/P-46A-298C (40um) 18,59916 0,7112 0,56091 0,0206 0,96212 A,24o4g 0,0025 2870 85 3021 36 3123 17 10,0Archean inheritance

P[lP-464-35Cc (40um) 18,54315 0,7568 0,59106 0,0233 0,96622 A,22754 0,0024 2gg4 94 301S 39 3035 17 1,7P[¡P-46A-530 (40um) 15.25241 0,6326 0,51358 0,0206 0,96580 0,21539 0,0023 2672 87 2831 39 2947 17 11,4PMP-464-60C (40um) 15,62449 0,5150 0.50975 0,0160 0,95174 0,22230 0.g02? 2656 68 2854 31 2gg7 16 13,9PN¡P-464-00r (40um) 14,66562 0,5244 0,48247 0,0165 0,95848 0.22046 0,0022 2538 72 2794 33 2984 16 18,0PMP-464-658C1 (40um) 24,12163 1,0239 0,63059 0,0260 0,97108 Q,27743 0,0028 3152 102 3273 41 3349 16 7.4PlvP-464-658c2 (40um) 23,65969 0,9324 0,61218 0,0232 0,96023 0,28030 0 0031 3079 92 3254 38 3365 17 10.7High Error

P[/P-464-18c (40um) 5.78237 0,196'1 0,31236 0,0101 0.95159 0,13426 0.0014 1752 49 1944 29 2154 18 21,3PlvP-46A-20r (40um) 0,75800 0,0503 0,08956 0,0041 0,69399 0,06138 0,0029 553 24 573 29 653 103 15,9Pl\lP-464-224c1 (40um) 5,59147 0,2310 0,30934 0,0123 0,96094 0,13110 0,0015 1737 60 1915 35 2113 20 20,2PMP-46A-2412 (40um) 0,81032 0 0302 0,09138 0,0032 0.92966 0,06431 0,0009 564 19 603 17 752 29 26jPN4P46A-26r (40um) 5,30166 0,1885 0,30006 0,0100 0,93862 0,12814 0,0016 1692 49 1869 30 2073 22 20,9PN/P-464-29AC (40um) 5,34634 0,2003 0.29410 0,0097 0,88412 0,13184 0,0023 1662 48 1876 32 2123 31 24,6PMP-46A-29CC1 (40um) 0,76791 Q,0344 0,09162 0,0039 0,95451 0.06079 0,0008 565 23 579 20 632 29 11,0P[¡P-46A-32Ar (40um) 0,46821 0,0338 0,04289 0,0029 0,94444 0,07918 0.0019 271 18 390 23 1177 47 78,6P[¡P-464-354c (40um) 1.64652 0,1304 0.11677 0.0087 o,gw47 0,10227 o.OO27 712 50 988 49 1666 48 60,4Plr4P46A-35Cr (40um) 12,4278A 0,9390 0,43855 0,0317 0,95620 0,20553 0,0045 2344 140 2637 69 2871 36 21,8Pl\iP-464 47c (40um) 2,87012 0,1281 0,20370 0,0088 0,96264 0,10219 0,0012 1195 47 1374 33 1664 22 30,8PMP-464-47r (40um) 0,82696 0,0410 0.09419 0,0043 0,92106 0,06358 0.0012 580 25 612 23 731 41 21,6Pl\lP-464-49c (40um) 0]3329 0,06s9 0,08919 0,0040 0,47939 0,05963 0,0049 5s1 24 ss8 40 590 17g 6,9PMP46A-50c2 (40um) 0,75128 0.0803 0.09112 0,0041 0,41756 0.05980 0.0058 562 24 569 46 596 211 6,0PlvP46A-59c (40um) 0]9917 A,0279 0,09408 0,0031 0.94557 0,06161 0,0007 580 18 596 16 661 24 12,8P[/P-464'59r (40um) 0]7577 0,0267 0,09184 0,0030 0,93863 0,06126 0,0007 566 18 583 .15 648 26 13,2Pi\¡P464-624r (40um) 5,01085 0.1887 0,28293 0,0101 0,94994 0,12845 0.0015 1606 51 1821 31 2077 21 25,6

Spot

Pb Loss

PN¡P46443r

PMP46A-51c

Quako llhas Granitoids (muscovit+b¡otite granodiorite) - Sample pMp.26C

Magnat¡c Age - % d¡scoñance less than 3%

Pl\,4P-26C-10c1 (40um) 0,83825 0,0374

P[,,1P-26C-15r2 (40um) 0,84298 0,0330

P[¡P-26C-15r3 (40um) 0,88889 0,0361

PMP-26C¡6r (40um) 0,83163 0,0297

PMP-26C¡8r (40um) 0,88002 0,0396

PMP-26C-27j (40um) 0,86629 0,0365

PMP-26C-27r (40um) 0,83227 0,0334

PMP-26C-26| (40um) 0,8M92 0,0304

Neoproterozoic inheritance

PMP-26C-12C (40um) 0,82118 0,0309

PMP'26C-15C (40um) 1,29670 0,0477

PMP-26Cl5l (40um) 0,86257 0,0347

PMP-26C17C1 (40um) 0,87095 0,0358

PMP-26C-21C (40um) 0,99014 0,0427

PMP-26C-25C (40um) 0,94231 0,0408

P[i P-26C.28c (40um) 0,84338 0,0321

P[¡P-26C-32c (40um) 0,93413 0,0533

size 2otPb/23'u

(40um) 0,75281 0,0272 0,09309 0,0031 0,92s01 0,0s865

(40um) 0,69745 0,0283 0,08701 0,0030 0,83726 0,05814

Absolute?oôPbfsu

2o rho 2olPb/2o6Pb

0,1008'1 0,0038 0,84097 0,06030

0,10'163 0,0035 0,88120 0,06016

0,10569 0,0041 0,94955 0,06100

0,09973 0,0033 0,93264 0,06048

0,10489 0,0046 0,96331 0,06085

0,10371 0,0040 0,92234 0,06058

0,09969 0,0036 0,89506 0,06055

0,10141 0,0034 0,93955 0,06042

0,09606 0,0034 0,93264 0,06200

0,13460 0,0046 0,93560 0,06987

0,09996 0,0036 0,90244 0,06258

0,10219 0,0040 0,94981 0,06181

0,11834 0,0048 0,94032 0,06068

0,'11000 0,0046 0.95914 0,06213

0,09712 0,0035 0,94585 0,06298

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0,07863 0,0049 0,98083 0.06593

0,08977 0,0046 0,958f6 0,0ô298

0,09726 0,0037 0,94271 0,06557

0,10406 0,0Q42 0,94487 0,07606

0,08046 0,0033 0.95Q22 0,06415

0,10301 0,0100 0,51658 0,09905

0,09560 0,0032 0.92449 0,06615

0,09881 0,0034 0,94651 0,06943

0,13883 0,01'16 0,22878 0,08773

HÌgh Enor

P[/P-26C-01c1

PMP-26C-01c2

PN/P-26C-04r

PIVP-26C'06r

PN¡P-26C-07r

PMP-26C-09r

PIVP-26C-10r

P¡/P-26C-11c

PrvP-26C-'13c

PMP-26C¡7r

Absoluie

2o

0,0008

0,0013

0,00'15

0,00f1

0,0008

0,0008

0,0007

0,0010

0,0011

0,0007

0,0008

0,0009

0,0011

0,0008

0,0009

0,0008

0,0008

0,0013

0,0008

0,0010

0,0009

0,0011

0,0009

0,0'159

0,0009

0,0008

0,031'1

(40um) 0,71471 0,0456

(40um) 0,77959 0,0413

(40um) 0,87928 0,0353

(40um) 1.09129 0,0461

(40um) 0,71172 0,0305

(40um) 1,40687 0,2635

(40um) 0,87194 0.0312

(40um) 0,94589 0,0341

(40um) 1,67927 0.6107

574

538

18

18

574

537

619 22 618 20

624 2Q 621 18

648 24 646 19

613 19 615 16

643 27 641 21

636 24 634 20

613 21 615 18

623 2Q 622 17

591 20 609 17

814 26 844 21

614 21 632 19

627 23 636 19

721 28 699 22

673 26 674 21

597 20 621 18

657 33 ô70 28

lô17

554 30 -3.7

535 49 -0,5

1,08948 0,2974 0,12289

Disc

615 52 -0,8

ô09 40 -2,5

639 27 -1.4

621 28 1,4

634 26 -1,5

624 35 -2,0

623 39 1,8

619 27 -0.7

0,0103 0,30766 0,06430 0,0167

488 29

554 27

598 22

638 24

499 2Q

632 58

589 19

607 20

838 65

747 59

674

694

ooô

628

679

708

714

804

708

793

1097

747

1606

811

911

1376

751

29

27

37

32

lo26

45

lô

28

28

28

299

29

24

681

549

548

585

641

749

546

892

637

b/b

1001

748

12,8

12,7

12,1

6,4

-15,6

0,9

16,3

8,5

40,8

22,6

t\743,9

u,563,6

28,7

34,9

417

27

23

19

22

18

105

17

'18

208

lJc

Supplementary Data - Exfe,lded

gPot- spotsize 20iPbl35u 2a 206Pb/238u 2o rho 2o7Pb/2o6Pb 20 Age (N¡a) (tva) Age (N/a) ([/a) Age (fva) (tÌ/a) DjscHigh Enor

P[4P-26C-20C (40um) 0,97747 0,0366

PMP-26C-21)2 (40um) 0,97890 0 0996

PMP-26C-22) (40um) 0,95784 0,0434

PIVP-26C-26c (40um) 2,63190 0,0940

Quatro llhas cranitoids (biotite monzogranite) - Sample pMp-278

Magmatic Age - % d¡scordance less than 5%

PMP-278-02c (40um) 0,82721 0,0310

PMP-278-02t (40um) 0,83693 0,0299

P[/P-278.05c (40um) 0,81989 0,0328

PMP-278- 05r (40um) 0,82243 0.0309

PIVP-278-0ôc (40um) 0,80371 0,0316

PMP-278-13I (40um) 0,87215 0.0325

PMP-278-16:1 (40um) 0,83337 0,0352

PMP-278.17> (40um) 0,83204 0,0340

PMP-278-22c (40um) 0,82672 0,0303

PMP-278^23: (40um) 0,83447 0,0305

PMP"27B-26c (40um) 0,81209 0,0304

PMP-278-28r (40um) 0,81563 0,0318

PN4P-278- 31c (40um) 0,84037 0,0311

P[/P-278- 37c (40um) 0,85934 0,0331

PMP-278- 40c2 (40um) 0,83797 0,0304

PMP-278- 47r (40um) 0,80377 0,0275

PMP-278- 48c (40um) 0,80910 0,0280

PIVP-278- 49c (40um) 0,84301 0,0336

P[/P-278- 50c (40um) 0,84925 0,0347

PMP-278- 50r (40um) 0.84074 0,03r'2

0,09473 0,0034 0,95018 0.A7484

0,09629 0,009/ 0,99324 0.07373

0,07651 0,0034 0,96795 0,09080

0,20383 0,0068 0,93360 0.09365

0,10004 0,0033 0,87536 0,05997

0.09949 0,0033 0,9.1354 0,06101

0,09972 0,0034 0,85513 0.05963

0,09984 0,0032 0.84799 0.05974

0.09798 0,0034 0,87099 0,05949

0,10380 0,0036 0,93768 0.06094

0,09929 0,0036 0 85256 0,06087

0,09920 0,0035 0,86436 0,06083

0,09926 0,0033 0,91635 0.06040

0,09992 0,0033 0.90419 0,06057

0þ9747 0,0033 0,91253 0,06043

0,09831 0,0034 0,87682 0,06017

0,10068 0,0033 0,87532 0,06054

0,10226 0,0037 0,94096 0,06095

0.09908 0,0034 0,76378 0,06037

4.10124 0,0033 0,88860 0.0ô003

0,09625 0,0031 0,93796 0,06056

0.09730 0,0031 0,90802 0,06031

0.10124 0,0034 0,85238 0,06039

010127 0,0037 0,88426 0 06082

0,10079 0,0034 0,82831 0,06050

0.0009 583

0,0009 593

0,0010 475

0.0012 1196

Neoproterozoic inheritance

PN¡P-278-I3c (40um)

PMP-278-14I (40um)

PIMP-27815c (40um)

PMP-278-1612

20 692 19 1064 23 47,2

57 693 50 1034 24 44/2A 682 22 1442 22 69,5

36 1310 26 1501 24 22,3

0,0011 615 19 612 17 603 39

0,0009 611 19 617 16 640 31

0,0012 613 20 608 .18 590 45

0,0012 613 19 609 17 594 43

0,0012 603 20 599 18 585 42

0,0008 637 21 637 17 637 28

0,0013 610 21 615 19 635 48

0 00'13 610 21 615 19 633 44

0,0009 610 2Q 612 17 618 32

0,0009 614 19 616 17 624 34

0,0009 600 20 604 17 619 33

0,0011 604 20 606 18 610 41

0,00'11 618 19 619 17 623 39

0,0008 628 22 630 18 637 28

0,0017 609 20 6.11 20 617 63

0,0010 622 19 618 17 605 36

0,0007 592 18 599 15 624 26

0,0009 599 18 602 16 615 31

0,0013 622 20 621 18 618 45

0.0012 622 21 624 19 633 41

0,0014 ô19 20 620 19 621 49

0,90680 0,a443

0,86354 0,0364

0,86589 0,0341

0,10504

0 10042

0,101 l00,1017 4

0,0039 0,76645 0,06261 0,0020

0,0036 0,84932 0,06237 0,0014

0.0036 0,89515 Q.06212 0,0011

0,0037 0,88213 0,06269

-2,1

4,6

4,0-3,4

-3,'1

0,1

4,0

1,4

1,7

0,9

0,8

ltl

13

-3,0

5,3

2,7

-0.7

1,8

0,4

644 23 655 23 695 67 t,8617 21 632 20 687 47 1Q/621 21 633 18 678 37 8.9

625 22 641 l9 698 41 11.0

Supplementary Data - Efended

Absolute Absolute 46s6¡u¡s 206pb/2su Enor totpb/,3ru

Error totpblrorpb Enor "/"

spot spotsize 20tPb/23su 2o 200pb/238u 2a rho 2o7pb/,0ôpb 2a

Neoproterozoic inheritance

PI/P-278-194C (40um) 0,86010 0,0306 0,10106 0,0033 0,92698 0,06172 0,0008

PMP-278- 26r (40um) 0,86478 0,0376 0,10095 0,0034 Q,77123 0 06213 0.0017

Mar¡scal Gran¡te (muscovitÈb¡otite syenogran¡te) - Sample PMP-2SD

Magmat¡c Age - % d¡scordance less than 10%

PN¡P-25D-05C2 (40um) 0,79271 0,0317

P¡/P-25D-08C (40um) 0,77907 0,0328

PN4P-25D-09C1 (40um) 0,76096 0,0314

PIUP-250-12c1 (40um) 0,79005 0,0321

PMP-25D-12c2 (40um) 0,77094 0,0315

PMP-250-20c1 (40um) 0,78622 0,0317

PMP-250-25C (40um) 0,80960 0,0345

PMP'25D-30C (40um) 0,74869 0,0301

PMP-25D-34C (40um) 0,77052 0,0297

PMP-25D-36c (40um) 0,77729 0,0345

PMP-250-37c (40um) 0,74036 0,0319

Neoproterozoic inheritance

P¡/P-25D-03C (40um) 1,38509 0,0574

PMP-250-'17c (40um) 0,93517 0,0383

PIVP-25D-21c1 (40um) 1,32626 0,0585

PMP-25D-21:2 (40um) 1,34987 0,0569

Paleoproterozoic inheriiance

P¡/P-250-04c (40um) 5,78022 0,2260

P[/P-250,10c (40um) 7,07019 0,2411

P[¡P-25D-49C (40um) 6.26327 0,2646

0,09589 0,0036 0,94615 0,05996

0,09448 0,0035 0,88912 0,05980

0,09190 0,0035 0,93403 0,06006

0,09574 0,0037 0,94492 0,05985

0,09336 0,0035 0,926'17 0,05989

0,09398 0,0036 0,95896 0,06068

0,09752 0,0039 0,94790 0,06021

0,09044 0,0035 0,95325 0,06004

0,0s215 0,0034 0,95976 0,06065

0,09337 0,0040 0,9648'1 0,06038

0,08991 0,0037 0,95320 0,05972

4,14124 0,0056 0,95826 0,07112

0,10786 0,0042 0,95320 0,06288

4,14217 0,0054 0,86527 0,06766

0,14350 0,0055 0,90101 0,06822

0,33438 0,0124 0,95127 012537

0,36888 0,0118 0,94046 0,1390.1

0,34606 0,0'135 0.92591 0,13127

l-ligh Enor

P [,,1P-25 D-0 1 c

P[¡P-25D-02c

PMP-25D-02r

PMP-25D'04c1

P[/P-25D-05c1

PMP-250-09c2

Ptu1P-25D'09r

(Ma) (lt/a)

621 19 630 17 665 29 6,9

620 20 633 20 679 59 9,1

(40um)

(40um)

(40um)

(40um)

(40um)

(40um)

(40um)

0,0008

0,0012

0,0009

0,0008

0,0009

0,0007

0,0008

0,0007

0,0007

0,0007

0,0008

0,0008

0,0008

0,0015

0,0012

0,0015

0,0016

0,0021

0,0010

0,0007

0,0007

0,0011

0,0014

0,0012

0,0007

1,18482

0,70551

0,73998

0,81993

0,79306

1,25846

0,58094

590 21 593

582 21 585

567 21 575

589 22 591

575 21 580

579 21 589

600 23 602

558 20 567

568 20 580

575 24 584

555 22 563

852 32 883

660 24 670

857 3'1 857

864 31 868

(lVa)

0,0443

0,0321

0,0295

0,0344

0,0347

0,0645

0,0295

0,10029

0,07644

0,08878

0,09250

0,09328

0,11795

0.06944

Disc

'18

19

18

18

18

18

19

17

17

2D

'18

24

20

25

24

30

Jt)

0,0036 0,94934 0,08568

0,0034 0,97008 0,06694

0,0034 0,96164 0,06045

0,0036 0,91771 0,06429

0,0035 0,86430 0,06166

0,0058 0,95428 0,07738

602 28

596 42

606 32

598 29

600 33

628 25

611 29

605 26

OII IJ

617 25

594 28

961 24

704 26

858 46

875 38

2,1

2,5

6,7

'1,5

4,2

8,1

'1,9

8,'1

9,7

7,1

6,8

12,1

b,b

Q,2

'1,3

9,9

'10,0

10,9

1860 60 1943

2024 55 2120

1916 65 2013

Q,97647 0,06067

616 21 794 20

475 20 542 19

548 20 562 17

570 21 608 19

575 21 593 19

719 33 827 29

433 21 465 19

2034

2215

2115

21

20

28

23

24

35

47

1331

751

bô1

56,3

44,8

12,0

25,2

13,8

38,5

32,1

1131 30

628 24

PMP-25D-1lc (40um) 0,96485 0,0459 0.08817

PIVIP-250-'I8c (40um) 0,88398 O,O4O2 0,i0011PIVP-25D-18r (40um) 0,46509 0,0357 0,02852

PMP-25D-20;2 (40um) 0,55303 0,0477 0.06208

PMP-25D-22c (40um) A,92273 0,0416 0,09569

Pl\¡P-250-231 (40um) 0,45745 0,0219 0,0s202

PN¡P-250-24C (40um) 1,00538 0,0409 0.0s247

P[/P-25D-29c (40um) 0,56156 0,0265 0 05706

PN¡P-25D-33C (40um) 0.64343 0,0380 0.04755

PMP-250-35C (40um) 0,74529 0,0288 0,08834

P[¡P-25D-35r (40um) 0,48868 0.0304 0,0b842

PMP-25D-371 (40um) 0,77595 0,0321 0,09184

P[/P-25D-37r2 (40um) 0,74469 0,0290 0.08859

P[/P-25D-39o (40um) 0,74922 0.0287 0,08e89

PMP-25D-40C (40um) 0,73943 0,03i3 0,08875

PMP,25D-50C2 (40um) 0,80267 0,0334 0,094Si

P[/P-25D-53r

All Pb raiios conecled for common Pb. Errols are 2s. o/o Disc is dÍscordance. C= core and Fim

0,0040 0,94480 0,07936

0,0043 0,95204 0,06404

0,0022 0,98998 0,11827

0,0053 0,99103 0,064ô.1

0,0041 0,94310 0,06994

0,0024 0,96931 0,06378

0,0035 0,93516 0,07885

0,0026 0,96244 0,07137

0,0028 0,98271 0,09814

0.0033 0,96076 0,06119

0,003ô 0,98337 0,0ô067

0,0037 0.96070 0,06128

0,0033 0,95941 0,06097

0,0033 0,95728 0,06113

0,0036 0,96303 0,06043

0,0038 0,96869 0,06159

0,55966 0,0442 0.06121

0,0012

0,0009

0.00J3

0,0007

0,0010

0.0008

0,0011

0,0009

0,0011

0,000/

0,0007

0,0007

0,0007

0,0007

0,0007

0,0006

0.0008

615

181

589

570

358

too

546

366

566

547

549

548

383

25

14

24

15

21

16

17

'19

22

22

20

'19

21

22

290048 0,98809 0,06632

686 23

643 21

447 31

664 22

382 'ls

707 2A

453 17

504 23

565 17

444 21

583 18

565 17

568 17

562 18

598 '19

451 28

1181

743

1930

762

927

968

'1589

646

628

649

638

644

619

660

8'16

31

29

19

24

31

25

29

26

20

23

24

24

24

25

22

56,2

18,'1

91,8

50,5

38,1

56,9

64,8

83,0

16,2

42.9

13,3

14,9

15,4

11,9

12,3

54,7

ANEXO Ð

Artigo submetidoà revisÍtt Litltos

Petrogenesis of syntectonic grânites emplaced at the tr¿ìnsition flom thrusting to tratrscurrent tectonics in

post-collision¿tl setting: lvhole-r'ocl( and Sr-Nd-Pb isotope geochernistry irì the Neoplotelozoic Q0atro

Ilhns â¡ìd Mariscal granites, south€r'n Blazil

Luana Moreira FIoIisbal", Maria de Fátima Bitencourtb, Valdecil de Assis Janasin, Lauro Valentinl Stoil Nardib,

LaÌry M. Lleaman"

n InstitLrto de Geociências, Univelsidade de São Paulo, Rua do Lago, 562, São paulo, Sp, 05508-080, Brazil

t'Centlo de Estudos em Petrologia e Geoquílnica, Instituto de Geociências, Universidade Feclelal do Rio Cr.ande

do Sul, Av. Bento Gonçalvcs, 9500, Porto Alegre 91500-000 RS, Brazil

' Department ol' Eatth and Atlnosphetic Sciences, l-26 Ea|lh Scie¡ccs Building, Unive|sity of Alberta,

Edmonton, AIbelta, T6G 2E3, Canada

Corresponding au thor:

L,uana Moleita Flolisbal

Address: lnstilLlto de Geociências, Universidade de

Blazil

Phone: -r'55 I I 3091 4023; F55 ll 89809100

E-mail: gcolrÌana@yahoo.com.bt

Abstrâct

Cranite magmatisnt is expressive along the Major Gercino Shear Zone (MCìSZ), an important regional stltìctür€

developed in Neoproterozoic (650-580 Ma) transplessive post-collisional setting in south Br.azil. The eatly-phase

syntectonic magmatism (630-610 Ma) is represented by the porphytitic, h¡gh-K, nletaluminous to peralurni¡ous

Quatro Ilhas Clanitoids (QIG) and the youngeÌ heterogranular, slightly pelaluminous Maliscal Cranite (MG).

Tlte QIC include three rnain petloglaphic varieties (muscovite-biotite glanodiorite, rnbgcl; biotite monzogr.anite;

órzz and leucogtan¡te, /¿Ð that, although shaÌing some significaflt geochemical chaÌacteristics, ar.e not sh,ictly

comagrnatic, as shown by chemical and Sr'-Nd-Pb isotope data. Ihe most prinitive ntbgrt was p¡oducecl by

São Paulo, Rua clo Lago,562, São Palllo, SP,05508-080,

contamination of mole m¿ìfic melts (possibly wilh sorre lnantle comporont) with poralunìinous cl.tlstâl ¡nolts; rhe

brirz, although mole felsic, has highel ca, Mgo, Tìo, and Ba, and lorver K2o, Fcot, sr and Rb conrents, possitr¡y

reflecting some mixing with coeval mafic bodies of tholeiitic affinity; tho /¿g may cìelive fr.om pur.e crustal

molts The MG is folrned by two main granite types which occur intìrnately associated in the same phrton, orìe

with higher K (5-6.5 wt % Kro) high Rb and lowel cao, Na2o, Ba ancl Zr as compar.ecl to rho other (3-5 wt % of

KrO), The two MC varieties have conpositional correspondence fine-gtained granites that occul as tabular

bodies which intluded the QIG befoLe they were fìrlly crystallized, and must conespond to the MC fecdc¡s, an

inteÌpretation that ¡s reinforce(l by similar U-Pb zircon crystallizat¡on ages. The initial evolution ol.the post-

collisional magmatistÌ, mat ked by the emplacen'ìent of the QIC varieties, ac!ivatecl soulces that produced mantle

and crustal magmâs whose cmplacement was controlled both by fìat-lying and transcrrrrent structul.es. The

tlansition from thtttst to tl anscutrent-related tectonics coircides wilh the incÌease in lhe pr.oportion ofclustal-

dclived melts. The transculront tectonics seems to have played an essential role in the generation of mantle-

derived magmas and may have facilitated their interaction with crustal melts which seem to be to a lal.ge extent

the products of rewolking of o|thogneiss protoliths.

Key-rvords: Posf-collisional, high-K g|anite, Iong-livcd magma chamber, syntectonic l]lagrnatism.

l. Introduction

It has beer long recognized that ascent and crystallization of granitic melts may occul undel diffe¡ent

tectonic regimes. In oach regime, sources and structural conditions are ossential lor definìng which gran¡tic type

is gcnerated, since soLtlces are bel¡eved to be stlongly controlled by tectonic activity. E[rcidoting the interplay of

sources and tectonic activity ¡s essent¡al to undelstan(l gralìitic genesis and evolution.

Since glanitic Ìocks are an impoltant part in latge-scale clr¡stal process, the rìnderstanding of the role

played by them in such scenatio is a key âpproach, Specifìcally, lhe synlectonic glanitic rnagmatism is

commonly linked to tnoLtntain building events and seveLal authols lrave pointed out the intimate connection of

magma genelatior. ascent and emplâcement with some type of tectonic |eginre, eithe| complessional oI

extensionâl (Bitencourt and K|uh1,2000). 'lha timing [elations between ¡nagmatic and tectonic activities in la|gc

scale ale lef'lectecl in snraller to local-scâle cÌosscutting lelatior between single intmsìons, as well as ¡n the

evolution o1'fablics |elated to progtessive cooling of the m¿rgm¿tic liquid. The reÇonstmction of magmatic

events Ìelated to each single episode coupled lvith potrological approach may help to constfain the lelationship

between granitic rnagrnas result¡ng from diverse settings. Additionally, the ultimate sources ofmagmas are likely

to be leflected in magmatic s¡gnatures, thus helping to obtain a larger picture of the evolution of the clustal

segrnent that was accessed.

In southern Brazil several Neoproterozoic gÍanitic bodies are controlled by transplessive tectonics,

Strttctttrâl studies coupled with zircon U-Pb LA-MC-lCP-MS dâta demonstlate that the tnagmatic activity is not

only ptolonged but also continuous ¡n pluton constluclion (Florisbal et al.,20ll). The geochernical data

illustlâte n.rultiplicity and divelsity of sources interactjng to give rise to a considerable valiety of glanitic tocks.

In such scenat io, the region of Porto Beto, ptesently investigated, exposes a wide variety ofgranitic rocks that

rep¡esent the product ofsuch interaction ol distinct sources in post-collisional seLting,

In lhis paper, the origin, divelsity and tectonic control of the early-phase syntectonic Quatro llhas and

Maliscal granites and related rocks is ptesented and discussed based on structural, geochemical anci Sr-Nd-Pb

isotopic data. An evolutionary model is proposed to explaìn lhe interplay between crustal-mantle sources and

tcctonics in rnagma generation. Th¡s investigation adds impottant data to the pehogenesis of high-K subalkaline

granites, intcl preted as pl oducts of intel âcting of magmas clerived fronr nr¿rntle ancl clustal sot¡tces, The plodLrcts

of Neoproterozoic magmatism in post-collisional setling are considered as in'rpottant colttlibutions for. vcltical

crustal growth, as opposed to models based upon crustal recycling only.

2. Geologicrìl Setting

lhe Dom Feliciano Belt in soulhetn Blazil ancl tJluguay (Fìg, la) was folmecl during the Blasiliano Pa¡r-

Aliican Cycle whioh involved subduction of oceanic crust and collisional events among continents and

magmatic atcs, leading to tlìe consolidation of Pangeâ supercontinent. Archaean to Pâleoprotet ozoic gran¡lite

facies rocks related to the Rio de L,a Plata and Lujs Alves cratons are t'ouncl, respectively, ¡n the western and

nolthwesfeln parl ofthese slìield areas, while supracmstal metamorphic secluences a|e p|edoninant in the centlal

do¡rain. Calc-alkaline magmatism with arc-type signature was ploduced during the period between 800 and 700

Ma and is replesented by tonalite diorite associations found in the western shield areas of Rio Grande do Sul

(Babinski et al., 1997).

Recent data fiom high-grade metamorph¡c terranes in southeln Brazil (Cross et al,, 2006; Phillip et al.,

2009; Martil, 20 l0) and Uluguay (Gloss €t al., 2009) indicate that the main collision took place at ca. 650 Ma.

'lhe structuÌe ralated to this collisiona¡ peliod is locally preseryecl ir ortho an(l paragneisses as gently-clipping

gneissic banding bearing a strong shetching linetrtion, but expositions of these metamorphiç rocks are scattered,

most ofthem identified as roolpendants on the younger.gr.anitoicls ofthe easteln domajn,

The eastern part of the Dorn Feliciano Belt featur'gs a NE-tlencling granitic area discontiouously exposed

from tl'ìe stale o[ Santa Catalina to Uruguay fbr ca. 1400 kn (Fig. la). Flom north to south, three segmonts are

recognized in this area, taking up local denominations as Flolianópolis, Pelotas ancl Aiguá batholiths, Granitic

magrnatism along this belt is repotted fiom 650 lo 580 Ma in successive pulses, their emplacement controlled

mostly by lranscunenl tectonism.

In some geotectonic models (e.g. Fernandes ef al., 1992; silva et al,, 2005; Basei et al., 2000, 2005) this

area wotLld cortespond to the loots of a Neoproterozoic magmatic arc. However., the increasing volume of

structural and geochemical data obtaìned from these associations within the three segnents of the granitic belt

have led several authors to interpret it as formed in a post-collisional setting (Bjtencourt and Nardi, 1993,2000;

Garavaglia et al.. 2002; oyhantçabal et al., 2007; Florisbal et al. 2009, among others), As pointed out by these

aLrthors, the post-collisional periocl in southern Brazil and U|Lrguay (650 5S0 Ma) is ma|kecl by intcnsc

magmatism along the Southern Brazilian SheaÌ Belt (SBSB; Bitenco rt and Nardi, 2000), \¡/het.e granitic and

coeval mafic locks bear a close Ìelationsh¡p with tlanscurrent tectonism, The SBSts was an important conduit lbr

magma transport and emplacement. Its deep-reaching disco[tinuities are conceivecl by Bitcncourt and Nar.di

(2000) as lesponsible for mantle decomplession and for reactivation of ple-existing magmatic sor¡rces. Thc

widesptead occtttLence ofcocval matìc magmas with most ofthe gÌanitic magmatisnì attosts to the importance of

n]antle sourcas, as opposecl to ntodels based rnainly upon ct.ust-de|ived tnagtnatis¡n.

'I'he carly phase of post-collisional magmatism within this granitic belt is often related in time and space to

ENE-tren(l¡ng, gently-d¡pping shear zones. Two-mica leucogranites are found in eithel subhotizontâl or

stLbvettical shear zones, and ¿te restricted to the end of this early phase (ca. 630-610 Ma). Later granitoids have

shoshonitic affinity and are lbund either within shear zones or in adjacent, undefbrmed aleas, where they intrïdc

oldet Precamblian country rocks (Fig. la). In the final stages, post-collisional magmatism is sodic alkaline, and

produced metaluminous biotite granites conlmonly in association with coeval tholeiitic o| mildly alkaline ÌralÌc

rocks. Post-collisionâl alkaline rocks are reported within the shea| belt, conditioned by subvertical transcur¡ent

strttctures, as well as far from the main dcformation sites, discordantly int|trsive in granitoids flom the prcvious

phases.

Figure l. (a) I.,ocalization ancl geological setling of southern lìazil ancl Unrguay; (b) geological units and rnaintectonics fèatL¡res in the state olSanta Catarina, Brazil, with indication ofthe stu(ly atea.

'l'hc florianópolis Bâtholith, whcre tho present study was carried out, is p¿Ìlt ofthe Catarincnse Shield (Fig.

l b) and is situatod at the northem tip of the gran¡tic belt. 'I he nolthern l¡mit ofthe bathol¡th is defìned by a majo|

slrLrctue, lhe NE'tronding Majo| Ce|cino Sheal Zone (MGSZ; Bitencourt et al., 1989), which show dcxt¡al

ttansclr'rent kinematics and is parl of the Southern llrazilian Sheal Belt, as defined by Bitencoult and Na|di

(2000). The discontinuities lhat fbr¡n this slreat zone have becn the site ofsLrcccssive empl¿ìcement ofsyntectonic

granitic and coeval mafic magmas giving rise to a var¡ety of elongate irtlr.rsions thât are well exposed in the

region of Polto Belo (tr¡g. lb), located on the noÌthern extrerrre ol'lhis stlucture. 'l'his arca is particr.rlally

favotable to the study of syntectonic ûìagrÌìatisllr in scve|al aspocls, gìve¡ì thaf dif]brent Inagmatic episodes

rellect their relation to the shear zone, as lvell as to thc clust and mântle sources fiom wllich tlÌey stc¡ï, as

pleviously discussecl by Bitencourt and Naldi (1993), Bitencourt (ì996). lhc rnain gcological leatures f¡om this

tegion ale shown in lìgure 2.

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LI'I'HOSTRATIGRAPHIC UNITS

IìI I Ccnozoic scdirncntary covcr

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ZIMRROS INTRUSIVE SUITF,

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>1,-- ] Hypoabyssal Rocks

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Figure 2. Geological rnap of the Porto Belo region (rnodified from Bitencourt, 1996).

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contacts: defined, approximate,gradatìonal

mctarnorphic loliation or banding

magmâtic foliation (So)

transcuncncc-rclatcdmylonitic foliation (SJ

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transcuncncc-rclatcd high-strainzoncs - main phasc and late structurcs

strike-slip ftrult with obliquc componentindicated (updown)

chillcd margin

'Ihe Polto Belo Cotnplex (PBC) was desclibed as the granite host rocks in the Porto Belo region by

Bitencoult (199ó). It conprises an association of orthogneisses of granit¡c and granodioritic composition, wifh

subordinate tonalitic gneiss. Al leâst one metarnorphic event of amphibolite fäcies was desclibed in theso rocks

(Silva, l99l), with the generation of â flat-lying mylonitic gneissic banding. Centimetet to decimeter-sized

xenoliths ol finely-laminated gneisses, banded amphibol¡tes and mafic schists âre conrmon, sonre of them

replesenting former dikes.

'Ihe Quatlo Ilhas Granitoids (QIG) and the Mariscal Granite (MG) (Fig.2) weÌe described by Bitencourt

(1996) and Bitensourt and Kruhl (2000) as the oldest syntectoric magmatic rocks in the legion on thc basis of

the relation their magmatic t'oliation bears w¡th the flat-lying foliation of the host tocks. 1'he stlatigraphic

position of tlìe Quatro Ilhas Granitoids is constlained by its intrusjve relations at low angle to the main gneissic

banding ofthe host rocks and the presence ofseveral xenoliths ofothogneisses, as well as by abundant fragn'lents

of its varieties in the younger Matiscal Granite. 'lhe rnaclo and miclostructures ofboth unìts ¡ellect different

stages of shearing in the crystal mush and ploglessively onto sr,rbsolidLrs conditio¡s.

The younger intrusive units have their geometry entit.ely controlled by transctlüent strLtctures. 'lhe Estaleiro

Conrplex comprises shoshonitic affinity granodio|ites (60213.4 Ma; Chemale et al., 2003), maflc l.ocks as

concordant ol subconcordant sheets, ând a large volurne of 1èlsic veins. The Zirnl¡r'os Inlrusive Suite is composed

of tlvo plutonic sr.rbunits of mildly alkaline affìnity, the Zimblos and Mollo dos Macacos glanites (590+3.3 Mâ;

Chemale et a1.,2003), respectively ernplacecl within and outside the main defornìat¡on site (Fig. 2),

3. Mesoscopic-scale featur€s of the studied granites and related rocks

'lhe Quatro llhas Granitoids (QIG) comprise foliated, coarse to very coarse-grained porphyritic biotite

monzogranites (bmz - Fig, 3a) which are doninant and locally grade into leucosyenogranites (lcg); muscovite,

biotite glanodiorites to monzogranites (brrrgd) are less abundant. All thlee varieties have ca. 30-40% tèldspar

megacrysts set ìn a n.tedium to coaöe-grained matrix with biotite as the main mafic phase, but the muscovite-

triotite granodiotites (tig.3b) are often enriched in biotite and matrix mater¡al cornpare<l to the othel varieties.

Typical color'ìndices are 9 for bmgd, 6 for bmz and 3 for. lcg.

The main f'oliation js marked by stlong alignment ol K-feldspar (0lO) faces and biotite basal planes. Solicl-

state defolmation is locally very intense and generates lenticular feldspars wraped by anastomosing micas, but

ouhcdrâl t'eldspars aro fìequently prcservod. Ì'urthet dcfotmation locâlizâtion leâds to ovelptint by a strongly

mylonitic, subvertic¿rl foliation which nevertheless does nol entilely desttoy lhe magmatic fealures.

Geochronological data (Florisbal et al,, 201l) are in agleement with field relations originally desclibed by

Bitencourt (1996) pointing to the rnuscovite-biotite grânodiorite âs lhe oldest magrna pulse (625.1+6,5 Ma),

followed closely by the biotite monzoglanite (613.'7L3.9 Ma) which makes up the largest magma volume, The

temporal and genetic links ofthe leucogÌanites with the other vârieties are still unclear, despile local gradational

contacts with the biolite monT-ogranites.

The original geometry of the QIG intmsion is lalgely masked by the tr'ânscunent slteat zones which have

rotated a substantial pârt of lhe primary structures onto NE-trending subveftical ones thât predominâte over the

whole area. An originally subhorizontal, tabular geonetly of this intlusive body was infelled by Bitencourt

(1996) based mainly on mâgmaric stlrLclures pleserved within low-strâin zones.

Country rock xenoliths of variable shapes and sizes are common, and their contacts usually indicate some

deglee ofpatial assimilation by the QIG magma. ln certain places, the QIG and thei¡ xenoliths ate invadecl by a

netwolk offine-grainecl g|anitic veins, some ofwhich can be traced into the Mariscal GÌanite nealby intrlrsions.

The QtG coeval ¡nafic rocks ate rcpresented by small mafic miclog|anula| enclaves, cm-thick schlieten ancl

spalsc, sornotimes dislupted, up to 50 cm{hick tabular bodies which help to enhance the QIG rrrain structufal

featules, like nesoscale folds. A large part ofthese mafic locks is fbmed try hornblende and biotite cumulates,

with ninor anrount of plagioclase; however, the original composìtion is locally plesetvecl as fine-grained

gabbros, These boclies are mainly concordant w¡th the QIG main foliation and commonly hav€ an intelnal

foliation palallel to their contacts, which ale sinuous and dilftLse in most cases but mây locally be shalp and

straight. The tabulal bodies are commonly intruded by veinlets that appear to derive fiom the QIG lesidual t'elsic

liquids, and well-aligned tlains of K-feldspar xenocr]sts ale found near their borders. Despite thc Ìeshicted

volume of malic magma associated with the QtC the feâlures describe above attest to the coeval nature of this

mafic magma pulse.

A thiLd group of rocks nolmally associated to the QIG is found as m- to dm-thick tabLrlar bodies of fine-

glained equigranLrlal biotit€-beal ing grey gLanites (fgg) whose magmatic foliation is confolrnable to the intrusion

shape even where it blanches out along the anastomos¡ng loliation of the QlC. Theif contacts w¡th the host

granitoids a¡e sometimes (iffuse and sinuous to lobate (Fig. 3c), ol else sharp and shâight to slightly culved (Fig.

3d), attesting to clifÏerent viscosity contrasts with the counhy rock. ' rey also beal diffelent angllat rolations

!yit¡l tht nloin QIC allrctùrc, rìs lhcir crrplsccmcnt is succcssivcly conho¡lad try the rrraìn 1'oliatio[, C-planes ancl

axial planes of f'olds. ln gcnetal these fìne-g|ained g|anites a|e seen to crosscut the previolrsly described mafìc

sheets, bLrl. sub-hoIizontal, as well âs subvertical tabuìaI bodies ol- lgg are lound,

'lhe M¿¡t isc¿tl Grânitc (MG) (ttig. 3e) consists of fbliated, heterogranular, medium- to fÌne-glained

muscovite-biotite syeno- to monzoglanites with scattered, up to I cm-long euhedral fèldspar phenocrysts that

locally deline a porphyritic tcxtür'e. Relâtive coraeutlations ol'lclclspa| phenocrysts so¡netimes t'or'¡r rr-sized

irregular patchcs ofpolphyr'¡tic fock ofdifTìrse ol gladational contact with the main MG rock type.

'I'he main planar structure is a discontinuoLìs magrrratic foliation marked by the alignntent of m¡câs ând

l'cldspat aggregates and enhancetl by biotite schlielen, bealing a weak mineral lineation marked by the alignrnent

ol'small tèldspar phenocrysts,

Whetever preserved fiom lurther overprjnt by sol¡d-state def'olmation, contacts between the Maliscal and

Quatfo Ilhas main intrusions are commonly clitïuse ol interfingered, suggestive ollow viscosity and tempelatule

conlâst. Sharp contacts are contnoll whete the MG fòrms elongate, gererally lnote diflèlentiated bodies

ttcnding parallel or at angle to the rÌain lolialion ol the countly locks. In this case, the MC magmatjc f'oliation js

parallel to tho intrusion waìls. matked by the shape aìignment of minelals as well as by xenolìthic tìagnents

(Fig. 3f). NeaL the tr anscurrent-re lated h¡gh-stlain zones, a ploglessive verticalization and transposition ol'

contacts and l'ormeI planal sllnctures is obse|ved.

Counhy tock xenoliths, rnegaxenolilhs and rool'porì(larìts âre abunda[t in this unit, Ihe most common

xenoliths ate 20-50 crn long fiagments ol QIC ms-bt granodiolite and rnore lalely biotite nronzoglanites, finc-

gr'¿ìined biotite gneisses, peglnatites, and nì-long lcnses of lìnc-grained metatonalite,

Ceochtonological dâtâ (Florisbal et al., 20ll) ale in agleernent with fìeld relations oliginally described by

Bitencourl ( 1996) po¡nt¡ng to Mariscal Granite (609+8.3 Ma) as younger thân tho QIC mbgd varicty and roLrghly

contemporaneous with lhe QIG bmz varicty, Chemâle et al. (2003) presented an age of6l5.l7 Ma fôr one ofthe

tabLrlar bodies ofthe fgg. '[ak¡rìg into account lhe associated errols, the geochlonological data s ggest a tempotâl

link between the fgg and MC.

'l'he close relationship betwe(]n sLìcossivo int¡ Lrsior'ìs ancl shearing was previously addressed in this rcgion,

including tlÌe strLrctLral colrelation of part ofthe tabula| bocLies of fìne-g|ained g|anites (lgg) âssociated to the

Quatlo Ilhâs Cranitoids with the Mariscal Granite (B¡toncourt,l996; I]itencourt and Kruhl, 2000). Ffowever. the

possiblo pohogenotic link bctrveen the|r rvîs nevor iryaritigstccl und is onc of thc gools ol-thìs Þopcr.

Figue 3. Mcsoscopjc-scale lealLnes 01'the sludied glanites and related locks: (a) coarse-graincd porphyritictexture typical 01'the QIC bmz; (b) porphyritic texture with high propoÌtion of nrat|ix:rnegac|ysts typical ol'theQIG mbgd; (c) diffuse and sìnuous to lobate contacrs ol the fgg with the Qlc bnrz; (d) sharp aod sllaight toslightly cutved contacts of the l¿g with the QIG brnz; (e) heteloglanular, me(lium- to fìne-glained typìcal textureofthe MG; (f) Sharp contacts ofthe MC trending parallel to the main lbliation ofthe QIG Iltbgd counhy rocks.

4. Petrographic ¿ìnd rnicrostluctural aspects of the studied rocks

In all petrographic varieties of the Quatro llhas Granitoids, K-fèldspal megaclysts are don'ìinant ovel

plagioclase, which is more voluminous only ìn some samples of the muscovite-bearing variety. Zircon, apatite,

touÌtìralir)e and ilmenite are colnmon accessory phases ¡n all varieties; allanite is fbund ìn the muscovit€-biotite

granodiorite (rnbdg) and biotite monzogÌanite (bmz), while garnet ¡s restlicted to and only rately found in the

leucogranites (lcg).

Plagioclose composition is An¡r ro ¡r in mbgd and btmz, and Anr6 ro rr ¡n lcg; in all cascs it ¡s rately

zoned and bears few inclusions of biotite, apatite, zircou, ilmenite and quarlz.

K-feldspar megacrysts are larger than plagioclase and pefthititic, with cu. l5yo vol. albite lamellae of

variable morphology (string, braid, lìlm and patch) and constant composition (An5) In lcg, thc K-feldspar rnay

contain trp to 20o/o vol. irregular albite lamellae, Mictocline twinning is also irlegulally developed even at a

single-grain sca¡e. Inclusions ate abundant, comprising plagioclase (An!), biotite, apatite, quar.tz and allanite.

Feldspar megactysts are generally elongate and aligned with their lwin planes parallel ot at low angle to the

magmatic f'ol¡ation plane (Fig. 4a, ab), which is also marked by the micas. Their microstr¡ctu¡e suggests an

oliented gfowth that ¡s not co¡npalible wiü a subsequent reorientation of primary grains in the solid state, as

pointed out by Bitencoult (199ó), In both feldspars, the processes of recovery and recrysta¡lization at grain

botlndaries rnay be locally advanced, especially under low-temperature conditions. However, few up to I mrrl-

Iarge recrystallized new K-fèldspat gtains indicate high-temperature recrystallization (Bitencourt 1996).

Zu(tt'tz shows variable molphology. It may form irregLrlar', intelslitial igneous glains (Fig. 4a, 4b) with

regulal prismatic strbgrains, or recrystallized, fine-grained margins. Suboldilately, quaÌtz gr,ains show pr.ism-

and basal-plane parallel subgrain boundaries that fblm chessboaÌd patte[n, indicative of clofornìation

temperatures above 650 0C under medium pressuLes (Kruhl, 1996).

Biol¡le is the only mafic phase ofthe QIG. It forms aggregates of illegular distlibution in all va¡ieties

ând the highest amounfs ale for.¡nd in the rnbgd. The pledorninant biotite, considelecl by Bitencourf (1996) to be

pt imary, forms dark blown to reddish brown lamellae aligned in the magmatic foliation planes. Common

inclusions ate zitcon and apatite, Mote tarely in lcg, small globr.rlar quartz inclusions are found. A neo-

crystallized genetation of biotite was identifìed by the same author as small, bluish-green tlakes, generally palt

of fi ne-g|ained aggregates formed unde¡. low-temper.ature conditions.

White m¡ca.\ fall ¡nto two diff'erent textural gÌoups: (i) r'elatively large plate-likc crystals with sizes

similal to biotite and feldspat, aligned in the magmatic foliation, and lestricted to mbgd; (ii) fine to very fine-

grained secondary crystals derived flom either feldspals, biotite ot lalget white mica gtains, which is plesent in

all QIC valieties.

Allqnite occuts in mbgd as very small, srLbhed|al c|ystals, some of which are zoned or have epidotc

coronas; in btmz il may lorm up to 2 mm-long euhed|al crystals. Z¡t con, gteeî tout'ftÌaline and Ipalih¿ ^rc

plesent in all valieties. Carnet is very rate and only tbund in some lcg samples, The opaque minetal common fo

all valieties is ihnenite,

'l'he QIG coeval mafic rocks are mainly cumulates with sparse occrìlÌences of medium to fine-grained

equigranular gabbr.os and quartz gabbros. 'fhe rnain âccessory phases âr'e zircon, âpatite, titanite and ilmenite.

Amphibole and biotite occul in variable proporlions. In the gabbroic rocks, amphibole pledominates over b¡otite

by a ratio of 60;40.

Plagioclase (An6¡-75) is subhedral and |arely zoned but has welFdeveloped twinning. The clystals ale

well-alignecl and delÌne ¿he loliation togefhor with the matìc minetals. Defbtmational feâttues as bent twin

planes, subgrains and fìne-graìned, recrystallized blown biotite at grain bo¡dets are locally observed.

Dark-gr.een amphibole occtrs in most cuülulatic rocks and is an important phase in the gabbro sanples,

wher.e it is iclentitìed as hornblende. Tho crystals a|c subhecltal to euhedral alìd p|eclominantly t'orm aggtegates

associated with biotite, tit¿ìnite and opaque minelals, but indivìdual, up to I mm-long crystals ate also found

pyroxene relict shapes ale locally pteserved, but no relict pyroxene crystals ate present. Reddish-brown l¡loll¡¿

forms ve¡y small lamellae aligned in the foliation; larget grains, of size compatable to lhe amphibolos, are

subordinate.

Qtrctrtz (up fo 10-12%) forms very small crystals, sometimes concentrated in naLtow paths where

inlense lccrystallization occuts. Iìulclging fèatures of the lectystallized grains point to low-temperattlre

Ìeo ystallization conditions.

Apatite an(l z¡t con aL.e euheclral. Acicì.tlar apatile is mole common in the gabbl os, while zi|con is ptesent

in all the mafic types, culnulatic ot tlot. Tito ¡te forrns a generation of primaly, euhedral crystals alignecl in the

foliation, a¡d a second generation of subhedlal to anhedtal crystals commonly associated to ilmenite as by-

ploducts of hornblende altetation.

The fine-gr.ained granites (fgg) forming coeval tabular bodies in the QIG âre syenogranites to âlkali-

feldspar granites. They ale pledominantly Tìne-glained equigranulat rocks (Fig, 4c) with some heterogtanular

samples ancl locally-developed porphy|itic texture with 0.5 to I mm-large feldspars. The micÌostructures alc

sirrriìal to those descrìbed for the QIG, but low tempetatu¡e delblmation tèatures are much more significant

compared to the magmatic features.

K-feldspar occuts mainly as megacrysts but also as small crystals in the matlix, The crystals are

petthitic with ca. l0- l5 vol % albjte lamellae, nostly strings or veins, and rarely with blaicl morphology. Cross

hatch pattern is tate. The nìegaclysts ate subhedral to rounded and elongated in the main foliation plane.

Stlbgrains are rare, but grain boundary miglation and recrystallization in the glain edges are conrmonly obseNed.

Ì)lagioclase (An2e-25) is commonly rounded, rarely showing stlaight faces (Fig. 4c), ancl commonly

twinned. Wavy extinction, Iarge subgÌains and small recrystallizçd grains formed at the borders of old gÌains ar.e

common defolmâtion f'eatutes. Megacryst contacts are often irregulal and sinuous, and their malgins often show

fi ne-grained recrystallized aggl egates.

As in the QIG, the microstrucures identified in the feldspars suggest an oliented growth that is not

compatible with post-crystallization, solid state re-orientation. However, in botli feldspars the recrystallization

and recovery I'eatures are most advanced when compared to the QtG,

Cumulatic features are locally presetved, such as c[lsters of lalgel clystals of feldspa| and quartz

sometimes stttrot¡nded by minot amounts ofbrown biotite. ln such aggregates, grain contacts are intet,fingered or

have narrow rims of lecrystallized bioite.

Quartz forms lenticulal aggregates ol crenulated contacts, Chessboard pattern subgrains are commonly

identilìed where larget relict crystals aÍe present.

Btown biot¡te composes 5-10% of the rock and appcars as dissenlinated lamellae alignecl in the main

foliation, commonly with wavy cxt¡nction. It is often altercd to chlorite arcl a very fine-grained bluish-green

biotite that marks a secondary foliation at high angle with the magmatic one.

The Mariscal Granite corresponds to muscovite-biotìte syeno- to monzogranites, with Ìare

granodiot itic vatieties. Zircon, apatite and ilmenite are the most flequent accessoly rninetals, while garnet and

torrrmaline occur spotadically. The rnagmatic tbliation is marked by the shapc alignment of large rnica fìakes ancl

feldspar crystals, while tlie mylonitic foliation is marked by discrete shear planes, containing very fine-grained

lamellae of white micas, also accompanied by fìne-grained, elongate ancl anhedlal ilnenite and tifanite.

The textule is hetelograntrlat, without an evident bimodality of grain sizes, br.rt showing nearly

continuorìs variation in feldspar glain size ftom 0.2 to 2 mnl, in average (Fig. 4d). spaße, up to l-2 cm long

cuhedral to sLrbhedtal plagioclase phenocrysts cha¡acterize a porphyritic texture, noticeable at the rnesoscopic

scale. More tarely, clusters of feldspar negacrysts are obselved. Apophyses and small intrusiolls sometimes have

a 1Ìne heterogranrrlar to microporphirytia textule, charactorized by -0.5 cm K-feldspar mictophenoctysts set in a

very fine-graine<l matrix. The effècts of post- crystallization loweÌ lempeÌalule defotmatiol nay genelate a mole

plonounced bimodality olthe texture due to the generation of polphyt oclasts.

K-./Þtctspar is commonly anhedral to sLrbhedlal, elongate or rounded. Biotite, plagioclase and zircon ate

common inclusions in lalgel crystals. Small elongate quartz globules ol dtoplets ate sometimes observed in late

crystals, espec¡ally in the most differentiated samples. [,ess than 10% vol., string or vein albite lamellae are

comnon. The clevelopment of micropelthites is more intense in smaller alkali fèldspar crystals, often only at the

g¡ain edges. Myr.mekite agglegates âr'e generally well-developed, ancl the marginal types as desct ibed by Phillips

(1974) are predominant, in theil planal and br¡lbous valieties. Subgrain rotation in progressive recrystallizecl

grains is uncommon, and seems to be Iestricted to a few larget crystals, Ttansgranular fractures ate oflen invaded

by fine-gr.ained material in continuity with the matrix. These healed fractt¡res a|e interpreted as n'licrostructures

f'ormed belble the lock was fully crystallized.

pktgic.tclase (An¡s-2¡) is mostly anhedÌal. No zoning pattern is present ancl polysynfhetic twinning is

absent or poorly developecl. The composition of matt ix grains vaties ftom An¡6-2¡ in the less differenliated

samples to An2-¡¡ in the rnost difieleltiatecl. lnclusions ¿r'e Ia[e and include biotite, zitcon and, mote tately,

globular quattz.

The featul.es relâted to the highest temperatule deformation ol this unit, as subgrain fornration and

tèldspar lecrystâllization by sLtbgrain Iotalion are similar to those obseNod in QIC.

etnrtz is predominantly equidimensional and granoblaslic or intetstitial. Its microstructtlrâl features are

similal to those observed in QtG, but larger clystals with chessboald pattetn subgtains are tare.

Muscovite elnd ¿)¡ot¡te occur in valiatrle proportions, Both âre generally well-developed, with gtain sizes

compar.able to the feldspars, The p¡esence of biotite inchlsions in muscovite, as well as the invelse relationship,

although lale, suggests their contemporaneity. Both can have zircon and apatite inclusions.

Figure 4. Petrographic and microstructural aspects of the studied rocks: (a) QIG mbgd variety with feldsparmegacrysts, muscovite and biotite, elongate and aligned parallel to the magmatic foliation plane, quartzinterstitial igneous grains with regular prismatic subgrains, or recrystallized, fine-grain margins, feldsparmegacrysts with healed fractures by rnatrix material; (b) QIG bmz variety with coarse feldspar megacrysts,quaftz interstitial igncous grains with regular prismatic subgrains, or recrystallized, fine-grain margins, somegrains show chessboard pattern; (c) fine-grained typical texture of the fgg, rounded plagioclase crystals, srnallamount of biotite that define the magmatic foliation; (d) typical heterogranular texture of the MG without an

evident birnodality of grain sizes, large muscovite and biotite flakes. Major side of the photos: (a) l8 mm, (b)14.5 mm, (c) and (d) 10, 40 ntm.

5. Änalytical Procedures

'l'hc sct ol'rvholc locl< gcochemicrl drlo \yiìs ilr part tîkon tìom Diterìcourt (199ó) antl in ptrl obtaìncd at

the labolatories ofthe Universicladc de São Paulo, Blazil. Although coming liom diflòrenl sources, the analyticâl

nrethods and procedures are the satne. Majol and some trace element results lÌom Bitencourl (1996) were

obtained by XR-ttrorcscencc at the Laboratór'io de Irluorcscência de Raio-X of the Univelsidade l'ederal do Rio

Grande do Sul aÍìd hace elemcnt ard lìEE wete deteunjne(l al Actlabs, Cana(la, by ICP/OES and ICP/MS,

respectively, atteÌ netaborate/tetraborate fusion. Precision lot nrâjor elements ìs botler than 2%o, and t'ot tracc

el(rments is bettcl than l0%. Fol major and trâce elements ar'ìalyscs obtained at Laboratório de Quí|nicâ c ICl'}al

the Unive|siclade de São Paulo, representâlive sanples we|e fir'st c|ashecl in a hyclraulic prcss kl glanLrle size ancl

was then quarLolod; a -100 g fiaclion was thcn powdeled to <200 mesh in a plânct¿uy type âgate rnill, Major

elenrents wele obtained in tìrsccl discs and tlace elements in ptessed pcllets by XRf' lollowing the nìethods

desclibed by Mo[i et al. (1999), Add¡tional trace elements presenl in low (<100 ppm) concentration, including

the REE, we|e obtained by ICPMS after dissolu¡ion of 40 mg of sample by acid attack (l-lf-r' tlNO3) in Parr

bornbs tbr'5 days ât 200 'C (see Navar|o et aI.,2008 f'oÌ lirthet detâils).

Rb-Sl and Sm-Nd isotope analyses were obtained at Centto dc Pesquisas Geoctonológicas (Ccpogco).

lnslituto de Geociências, Univelsiclade de São Paulo. 'I he sarne powders used 1'or whole-tock clelnenfal analyscs

wcre takcn into so[ttion by acid attack, and the elemcnts ol'interest werc sepalated ir ioD-exchange columns

fbllowìng the procedures clcscribed in Sato et al. (1995). No spikes wele addcd; the ttlìb/Eosl ancl r{7Sm/r'l'rNd

ratios wole calculated fÌom whole-r'ock analyses obtained by XRtf (Rb âncl Sl) and ICPMS (Sm/Nd). The ìsotope

analyses were done by thclmal ionizalion rnass speclrolrretry ('llMS) in a VC354 spectrometer equipped with a

sìnglc Faradây detectot.

Pb isotope ratio analyses ol K-fèldspal crystals were obtained by using a Nu Plasma nìulti-collector

indlrctively coupled plasma mass spectrometer (MC-ICPMS), intcÌfàced wilh a New Wave LlP2l3 lase r ablation

systom at lhe Radiogenic Isotop¡c Facility (RIF), Un¡veßity of Albe|ta, Canada. Data were obtainecl orr 200 to

250 pm-thick polished sections in Ìaster mocle; each analysis colrcsponds to a 160 x 800 pm raster atea. Crystâl

co|es and |irns wc|e analysed, ensu|ing thât âlteled or cracked areas and rnine|al inclusions weÌe avoidecl.

Rcplicate analyses ofthe stand¿ìrd NIST 612 r,vere used to estinlate the plecision and accutacy ol'thc laser

ablation using thc same protocol as the samples. A Tl solulion was simultaneously aspi|ated du|ing ablat¡on to

col] cct l'o[ mass bias o l Pb isotopc ratios. 'I he total Pb signâl in fen s ities t'ot the analyses val ied fÌom 0.4 to 1 .2

Volts. The measured Pb isotope ratios show associaled lõ uncertainties that are below the total isotopic variation

recotde(l in individual crystals.

6. Elelnental Geochemistry

6.1 Møior, lvlinor ond lvtqin Troce EleÌ ents

Forty-six samples were selected to represent different compositional and textulal varieties ofgranites and

associated locks; the results afe presented in table 1.

Accolding to the ctitelia suggested by fiost et al. (2001), nearly all the granitic focks ale f'erroan glan¡tes,

with a few samples of the MG and fgg falling in the rnagncsian fìeld (F ig. 5). Il is remarkable that the QIc

variet¡es plot in the A-type granite freld, which is also observecl in tho FeOr/(FeOr+MgO) vs Al:O¡ diag|arn (Fig.

6) used by Dall'Agnol and Oliveita (2007) to discriminate A-typo from calc-¿ìtkaline glanites (Fig. 6).

o+-oLL

[r

Ifigule 5. Whole |ock IroO/(FeOr I MgO) vs SiO, diagLan showing compositiol of representative A-typc grallitescornpaled with calc-alkaline g|anites accotcling to the clitefia plesented by Frost et al, (2001) and Dall'Agnoland Oliveila (2007).

50 55 60 65 70 75 80si0,

o+,O¡i 0.8

o

FigLrle 6. Whole lock FeOr/(FeOr-r-MgO) vs AlrOr diagram showing the compositior ol reduced and oxidizecl A-type gr¿rnites compared with calc-alkaline granites (fields lrom Dall'Agnol and Oliveila (2007). Synìbols as jn

lìgure 5.

lhe tholeiitic ¿ìffinity ol'the only two non-cumLrlative mafìc rocks coeval with the bmz variety can be

disclininated using the AFM (lrvine and Bâragar, 197 l) and SiOz vs FeOt/MgO (Myashiro, 1974) diagrams.

AII granite groups (QlG, MC and fgg) a|e slightly pelalurninous, with A/CNK values dominantly ir the

1.0- 1.2 range; a f'ew samples fiom QIG plot in the metalttminous field (Fig. 7). Rematkably, QIG A,4"1K values

a|e systematically higheI than those of the olheI gr¿ìnites.

Figure 7. A,NK v,r A/CNK diagram showing the slightly pcralurninous character of the studied granitic rocks.

Modilìcd l'r'orn Manial and Piccoli (l9{ì9). Symbols as in lÌgute 5.

10

A/CNK

S¡ìnìtePB-04*PMIL26CPB-30A.i'PI,-334¡PIl-57D,1PB-39lrPMP-23BPB-5611¡PU-88,'PU-88APU-90*Pß-l65,PB-285'Urìit mbsd mbsd mbsd rnbscl lnbsd mbsd b¡¡z. bnrz bnz bmz bnìz b¡rz bnz.sio, 67,68 64,',76 66,{13

Alror 15,63 15,ó9 15,01

fco, 4,02 4,01 4,02

M¡O 0,06 0,06 0,07

MsO 0,91 1,62 0,83

Câ0 2,29 3,28 2,03

Na2O 3,91 3,64 3,30

KrO 3,32 3,90 5,20'fio, 0,60 0,69 0,70

l,zos 0,36 t),2'7 0,2'7

L.O,l. 0,69 0,90 0,7"1"lotal 99,47 98,82 99,03

l] le 0,82 0,71 0,83

Bô 449 1263 292

lìb 2'72 2t2 292

Sr 180 364 244

7r 168 198 230Cs 12 12 99

Ga 2'7 2lTa 2,21

Ht 5,t0Nb 30,0 15,0

Y3331Th 19,0 12,0

u '7,5

v42Co5Cr 30

Ni l7I-a 5'7,50 65,75

Cc 84,40 143,40

Nd 40,50 6r,68Sr¡r 8,51 ¡0,15

Iì¡ 0,9'7 1.92

Gd 6,9'7 6,36'rb 1,33

Dy 6,60 4,81

I lo 1,00 0,94

Ilr 2,55 2,38

Yb t,72 2,04

69,40 65,18 69,09

r 5,20 16,34 14,06

4,05 4,s8 3,42

0,05 0,09 0,06

0,15 I,24 0,10

2,23 3,04 t,94

3,50 3,64 3,95

3,4t 2,83 4,43

0,50 0,75 0,50

0,20 0,33 0,t70,'71 0,65 t,3l

100,00 98,67 99,63

0,84 0,19 0,83'704 738 553

t6'7 230 240

175 276 t'70

201 r94 I504 t).

'73,6c) 68,80 '13,34 73,06 12,92 '73,50 73,96

t2,93 r4,87 13,94 13,36 t4,08 13,46 12,8t

2,80 3,4 r 3, t8 2,80 2,17 3,2s 2,63

0,04 0,05 0,03 0,03 0,04 0,04 0,03

0,59 0,83 0,43 0,46 0,41 0,48 0,43

2,36 2,2'7 2,65 2,1t 2,5'.7 2,27 t,922,44 3,9t 3,'11 4,04 3,24 3,03 2,43

3,78 3,13 1,69 1,86 3,74 3.29 '1,570,42 0,54 0.29 0,30 0,33 0,43 0,35

0,09 0,34 0,10 0,20 0,t2 0,t2 0,t00,50 0,ó5 0,42 0,84 0,35 0,43 0,40

99,55 98,80 99,84 99,66 99,97 t00,10 99,63

0,83 0,80 0,88 0,86 0,84 0,87 0,86

8ól 460 290 269 823 ',755 992l3l 248 128 l2l 210 I'17 ¡63

t1t 202 t'ls t1t llì0 180 t'79

205 160 165 r48 163 ls? 145

33 14 622

5,11

9.3

23

20,'7

t.4

5,42

t7,2I8

39,9

I t,2

l8 34

2,19

L\ 0,21 0,26 0,22 0,19 0,19 0,20 0,26 0.tó

6,07

7,1

20

t4,6

0,9

45

6

99,40

17 t,00

6'7,20

1t,20

1,4't

8,2'.7

1,08

5,3 7

0,95

t.60

QIC.Fgg-Jì e-qrcit1¿tl gtan¡tes. ^|G-lrlar¡scal

Crunit¿

lvlrùor clel ettrs, Dû, Sr.Rb and b testlts by RX lluot¿sce ce; ather lnrc¿ ¿l¿ ßnß and RLL try tcpùts.\ Darcr JA ont Ditencottìt (1996).

5,90

33,0

29

I t,9

ó,1

43

6

l785,80 70,10 41,s0

1s4,00 t34,00 6t,6062,20 54,90 3l,80t0,80 9,t6 6,1't

r, ¡8 1,54 0,92

7,t0 6,85 5,84

0,88 0,81ì 1,2t

3,93 4,47 6,04

0,64 0,80 0,9 t

1,50 t,95 2,52

t,25 I,34 I,60

22

1,05

4,90 3,95 3,95

15,0 5,6 s,6

33 16 16

22,0 t4,8 r4,8

2,1 t,2 t,2).1

4

88,00 76,40 76,40

106,00 r29,00 129,00

63,10 49,r0 49,l0t0.10 8.03 8.03

I ,44 I ,29 I ,298,65 5,?0 5,10

t,33 0,72 0,-12

6,62 3,49 3,49

r.13 0,6 r 0,61

3,43 1,47 1,47

2,t't 1,12 I,l20.16

'lhble L CütinuùlPB-I7DPB.I8AIPB-I98*PB-99* PB-99A PB-285C PB-285II PMP.O2A PMP.25C PMI'.2'7C PMP.()I.4. PMP.OII]PMP-OIC

lcr¡ lcs lcÞ lcs lcû MaIOIG MaIOIG MaBllC MâfOIG MâfOlG ls,: fu¿ teÊ

'75,29 '1'1.4t 7(r,91 '76,8& '74,63 43,07 42,96 48.s'7 s1,44 44,25 1t,78 11,16 1t,72

t2,84 t2,02 t2,t4 1t,34 12,29 l't,20 17,30 16,20 14,68 t'7,90 14,04 13,9',7 13,90

r,8l r,43 l,'70 r,60 1,37 15,0r t4,44 ,28 8,69 13,37 1,12 1,69 l,'74

0,01 0,02 0,03 0,02 0,02 0,17 0,17 0,18 0,16 0,18 0,01 0,02 0,02

0,12 0,07 0,09 0,25 0,25 5,98 5,08 5,88 8,73 5,98 0,39 0,50 0,37

0,80 0,68 0,88 l,l5 1,09 9,88 9,38 8,50 8,99 9,93 0,78 1,08 l,16

3,10 3,20 2,97 3,',1',1 3,82 2,23 2,53 2,45 0,41 2,ss l,9l 2.30 2,18

5,24 5,08 4,6t 3.'74 4,72 1,92 2,45 2;72 3,16 1,86 7,8tÌ '7,24 ',7,21

0.1 r 0,14 0,14 0,22 0,20 2,33 2,71 1,39 0,'7',7 2,20 0,32 0,2'l 0,29

0,03 0,02 0,04 0,07 0,04 0,35 0,s7 0.52 0,10 0,42 0,15 0.20 0,l3

0,42 0,14 0,26 0,'| 0,114 l,l8 1,28 l,l9 1,78 0,88 0,52 0,66 0,66

99,77 t00,2t 9r,1'1 99,75 99,2',1 99,32 98,8ó 98,88 98,91 99,50 99,50 99,08 99,311

0,94 0.95 0.95 0.86 0.85 0,',12 0,74 0,66 0,50 0,69 0.82 0,'77 0,82

133 82 134 t',/l 265 223 336 959 153 216 4ss 499 59'7

20t 237 226 2t6 244 79 106 124 301 78 239 240 239

48 3t 55 66 60 10't 624 531 132 ',719 t26 148 154

89 57 I r0 t02 92 59 g',t 14'l 85 5',7 t64 131 192

s 4 4 20 l019 19 ló 23

l4t7-0

4,51

t2,6

52

42.6

1,9

46,70

I t3,005 t,0012.40

0,51

r0, t01,66

9,18

t,164,6',7

3,84

0.55

21,0t48,68

23,63

5,4(,

0,40

4,04

2.82

0,43

0,99

0,64

0.t0

4,54 2.04 1.85

14,6 4,1 6,5

33 2t l93,6 0,9

0,8 0,'l

240 190 280

3'7 4t3',1 526 29

58 96 26

45,10 t4,00 25,s0

98,1ì0 22,20 54,70

51,90 14, t0 32.80

r 1.00 3.40 6.61

2,30 0,96 t,74

8,',76 3,s8 5,2'7

1,2't 0,60 0,'/0

6.'76 3,61 3,ó8

1,22 0,'7',7 0,68

3,15 2,05 1,68

1,93 t,260,28 0,18

7'0ble L CÒt1titI1ed

P MP-0 I t_ PM P-02 U PMP-04t) PMP-04A PMP-05A PB-04A1 PB-048i( PB- I F Pr]- l2* PB-29C* PB-3 l^' PB-56* PB-57^*ti¡' îç¡ l¡t¡ Îsø leø MG MG MC MG MCi MG MG MC

71,5t '71,t4 69,',72 69,64 7t,53 73,10 12,80 73,80 1t,80 7t,82 73,15 72,69 7t,95

13,94 14,21 1s,35 15,48 15,49 13,43 14,2',7 13,92 t5,00 14,91 t3,83 t3,75 r4,5ó

1,',12 l,61 1,80 t,98 1,55 1,68 l,5l r,33 r,28 1,82 t,32 I,54 t,58

0,r)2 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 0,0t 0,03 0,01 0,02 0,01

0,39 0,48 0,49 0,50 0,35 0,51 0,32 0,2t 0,3{ì 0,46 0,27 0,37 0,35

0,93 0,74 1,86 r,83 t,19 1,35 1,00 0,54 t,96 t,61 0,99 0,93 0,91

1,82 2,22 3,35 3,08 3,36 3,10 2,97 3,t0 4,t8 3,J0 2,91 3,10 2,70'7,98 7,58 4,8'1 5,2'7 5,25 4.93 5,30 5,35 3,14 4,50 s,43 5,50 6,34

0,33 0,25 0,44 0,46 0,34 0,21 0,28 0.22 0,34 0,29 0,19 0,22 0,23

0,15 0,20 c),12 0,13 0,09 0, ¡ I 0,t2 0,03

0,69 0,73 0,82 0,83 0,5',1 I,l5 r,08 t,02 0,80 0,70 0,'19 0,81 0,90

99,48 99,23 98,84 99,22 100,34 99,65 99,66 99,53 98,89 99,82 99,04 99,0',7 99,67

0,82 0;77 0,"19 0,80 0,82 0,77 0,83 0,86 0,7',7 0,80 0,83 0,81 0,82

456 532 132'7 t2l2 1416 474 532 3ll 1428 ll00 362 36'7 359

232 246 l5r 162 l5l 266 252 37t 154 214 263 265 249

130 t47 655 535 522 146 t79 69 ',720 4s7 t26 ll4 t0ót'70 128 190 202 200 133 142 98 221 t',7 t 103 t00 88

8 3 5 t3 6

l8 25 27 27

3,61

8

l8,t2,5

ll

5,51

4,0

l010,2

1,3

37

35,70 28,91

82,80 41,82

33,30 2t,537.48 3-67

I,32

3,30

19,0

11 66

0.12 0.09 0. t4 0. 14

r,00

5,28

0,60 0,39

2,23 2,07

0,30 0,37

0,'10 0,93

0,62 0,73

0,83

2,84

0,09 0,09 0,09

l'7,6

3,0

3

43

32,20

64,90

36,80

8,64

0,92'7,65

t,20

6,19

l,3 t

3,99

2,83

0,44

39,'79

98,52

39,ó0

7,t20,ri I

4,21

2.43

0,40

0,95

0,64

4,03

8.It0

I0,4

I.9

'7 6,2

2t 21

0,66

3,10

24.0 r8,0

t2 t3

t 4,6

3,0

9

3

35

t22t,11 40,80

50,92 60,80

22,56 33,20

4,82 't,25

0,70 r,03ì q¡ 5 ),_ 0,85

2,78 3,44

0,4'7 0,45

I, t 3 1,24

0,94 0,83

23,50

59,2'l

20.20

3;71

0,8 r

2,67

0,37

I,88

0,34

0,89

0,86

0, t2 0,t2

PIr-66'| prì- r 0l* pß- r47D, pu- 166* Ptì-286* P[]-413' Pt\4P-25D

MC t\,{C MC N4Ci

11,93 1t,31 1t,94 72.t314,36 r3,t7 13,9'7 14,0t

1,50 3,02 2,7 | 2.r8

0,02 0,01 0,02 0,02

0,41 ().22 0,40 0,43

t,74 t,43 0,9'7 l, rs

4,04 2,83 2,'70 2,s6

4,09 5,40 5,82 5,88

0,33 0,38 t).42 0,41

0, t4 0, t 7 0, t4 0,16

0,8t l,st 0,61 0,55

99.3',1 99.59 99;t6 99,56

o,'79 0,93 0,117 0,84

t362 321 805 6t6r43 35'7 348 3t2589 87 168 t2324tt 81 224 l9'7

'76,8',7 ',11,34 ',7 4,01

12,38 t4,s4 13,16

t,6'7 t,6l 1,55

0,04 0,03 0,03

0,04 0,41 0,37

0,66 t,7 5 0,115

3,31 4,01 2,57

4,'72 4,23 5,65

0, 0,34 0,18

0.0 r 0,15 0,15

0,45 I,l9 0,48

t00,32 99,60 99,00

0,98 0,80 0,81

570 r 4l0 335

364 ts'? 24t30 604 lr995 253 91

46l8

4,91 2,5 t

1,3 10, r

7t8I t.5 ll.03,7 3,I

220

40

415

140

2'7,40 27,'70'70,20 49,30

2 t,80 24.20

3.56 5,87

0,80 0,80

2,24 5,23

0,21 0.'78

I,34 3,80

0,25 0,65

0,6'7 1,53

0,66 t,2t

t632

20,0

t2

,lt

22

6.00

16,0

t6

43,1

t'7

3

23

t3

98,00

132,00

15,00

13.20

0.96

lr,5I0,82

3.34

0,4ó

I,42

0,68

0

I I ,,16

3 8,91

t3,36

1.0 |

0,29

2,25

1,55

0,22

0,600 5r)

0ll 0.09 0.17

Acco|ding to thc criteria suggested by Barbalin (1999), the Quatlo Ilhas Granito¡ds ale s¡nìilar to the

KCC (K-felclspaL porphyritic calc-alkaline glanifoids) and the Ma[iscal Granite and fìne-glained granìtes are

compalable to the MPG (ntlscovite-bearing pelalurninous granitoids).

The QIG span over a wide and continuous Lange of silica (64-76 wt%), but do not define a sjngle trend in

many key diagrams. ln particular, it is evident that the bmz vâriety is distingLrished by higher CaO content and,

to a lesseÌ degree, MgO and TiO2 contents relative to the tlend delined by the other two varieties. The mafic

tocks associated with these gran¡tes have very low silica contents (43-5 I wt%), particularly those which seem to

contain a cumulat¡ve component, but two gabbro samples are basaltic in compositìon.

The MG are typically felsic, with a nanow silica range (70-'17 wt%): two distinct gr.oups can be

Iecognized: LK (Low-K) with lower silica (<72 wI%), K2O and FeO, contents and higher. CaO and Na2O, when

compar(rd to l1K (High-K), which have 172 wt% silica ard high K2O contents - 5-6 wt% (Fig. 8),

'Ihe fgg have a very nanow silica range (71-'72 \yt%): remalkably, they also defìne distinct chenÌical

g|oLrps with behavior similar to the HK and lK MG groups (one with higher Na2O/K2O and CaO/F€Or) as

cornpaled to the other; Fig. 8).

The total alkali content shows some vatiation among the studied granites. The Na2O+K,O contents are câ.

8 wt% in MG, 1,K fþg and most QIG, but a|e lower' (5-7 wtoá) in the bmz and higher (9.5- t0 wt%) in the ¡1K fèg,

'[he nrafic rocks have relatively high alkali contents (4-5 wt%) and KrO/Na2O ratios (0.5-1.0).

'Ihe behaviot of Ba, Sl and Rb within the QIC leinfolces the pelceptiorl that the bmz are not part of a

single evolutionary trend with the mbgd and lcg varieties, since they deviate fiom the tl€nd defined by the other

two towalds highel Ba and Sr, and lower lìb (Fig.9).

'I'he ttace elements (F-ig. 9) also corroborate the discr in.ì ination ol'É1K and LK gloups within the MC

poptrlation, and their close co elation wirh dre two corlesponding fgg varieties. In both cases, the lK g|oup is

cha|actelized by higher Ba, Sr', Zl, and Nb, and lower. Rb contents, as compared to the øK group.

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1.5 2.0 2.5 3.0

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15 2.0 2.5 3.0 3.5 4 0 4.5 2

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o ìLl lHKa -,'rclt "#H¡o .Ç!ç ., u

LK.-Q m.' ,...,o

"ð

aa

v.iE

aaa'D

66 68 70 72 74 76sio,

Figute 9. Some tlace elements variation diaglarnsrocks. Synrbols as in fìgure 5.

6.2 Rqre Ldrth Ele¡nents

''' tx.rh:Y:I

HK

,i#P-r.r--_ ÇfO6Zr

'lhe chondrite-normalized REE patterns of lhe QIG samples (Figule l0a) are similar on both mbgcl and

blnz, which show moderate ftactionation with (LalYb)¡= 20-40 and distinctive negâtive Eu anomalies that are

slightly more pronounced in the nrore mafic rnbgd ((Eu/Eu")¡= 0.38-0.47) as compa|ecl to brnz (0.47-0,59). The

lcg shows slightly less fiactionated I{EE patterns ((LalYb)N- 8-22) with strongly negarìve Eu anomalies

((Eu/Eu")¡- 0.14 and 0.2ó)) typical of highly flactionatecl glanites. The gabbroic Iocks associarecl with elG have

relatively ftactionated REE pattems with (LalYb)¡= ll-13 and slighrly negative Et¡ anonalies (Ëu/Eu')¡:0.?2-

0.e0) (Fig. l0b).

The REE pattelns of MC and fgg are shown in Figure l0c and l0d. In both, the F11( group is cha¡acte¡ized

by pattelns with va¡iable REE contents (in MG, avelage (I-alYb)¡- 15, with extreme anonalous values of7 and

97) and welldefìned negative Eu anomâlies ((Eu/Eu")ru : 0,34-0.5 l). The ZK groups have less valied patterns

with LalYbN: l8-28 and much less evident negative Eu anornalies ((Eu/Eu')¡ - 0,78-0.87),

O

¡3, tr

3 .LKtr#*oS'.cn...ahV Fåx-tqn ^ HiF'- - -"

a66 68 70 72 74 76

sio,

trsing SiO2 as diffelentiation index fbr the stuclied gr.anitic

(J_e

E

La Ce Pr Nd ÞnsmEo Gdft DY Ho Er Tm

()õEo

Mallc rocks associated to Quatro lhas Graniloids

Figure 10. chondrire normâlized REE patterns (Boynton, 1984) fol the studied locks. (â) QlG, (b) malìc rocks

associated to QlG. (c) MG and ld) lgg.

6,3 Spidergrans

Spider.glarrs nolmalized to Primitive Mantle (PM) vahres âÍc all presented in Figure I l. As ust¡al, the

g¡anitic r.ocks show patterns with increasingly higher contents of more incompatible elements (reâching up to

1,000x PM fbr Rb and Cs) and negative anomalies for elements plesent in early-fi actionated phases (Ti, P, Zr, Sr

and in some cases Ba). A strong negative Nb anomaly is present in all samples.

Among the QlG, the lcg is the least enriched and shows the deepest negative anomalies; exceptiorÌs are

tlìo concrrìtr'âtiorìs of higlrly incompatiblc olenìellts that ale abundant in the upper crust (Cs, Rb ancl U), which

a¡e similar,to o¡ even higher if comparecl to the other QIG varieties. The gabbroic rocks associatecl with the QIC

ar.e all enrichecl in incompatible elements and share the sarrle typical cltatactet istics of the gtanites, inch'rding tr

positive correlation between elemenls Cs, Rb and U, which can be connected with contamination by uppel ctust

materials.

Spider.g¡ams fo¡ the MC and fgg highlight the correlations between the É1K and ¿K gÍoups fÌom both MG

and fgg, All the lK granites are distinguished fionl the ¡1K by their highel Ba./Rb, Ti, sI and zr, the last two

elements dcf¡ning slightly positive anomalies.

La Ce È Nd ftnsrnEu Gdlb DY Ho Û TmYb Lu

Yo Lu La c€ Pr NdPmsmEu Gdft ry Fb Er Tm \b Lu

La Ce Pr Nd PmSm Eu Gdl¡ ry Ho Û TmYb

€E(tIE

CsRlr8a Iì lJ t,h K LaCe Pb P. Sr P ¡klZrSmEu l] DyY Yb Lu

ã9EE

_q

E

[¡alc rocks associâted to lhe 0lG

IriguLe Il. Spidelgrams normalized by Primitive Manfle (Sun and McDonough, 1989). (a), (b) mafic locksassociate(l to QIG, (c) MG and (d) fgg.

7. lsotope Geochcrnistry

7. I Sr-Nd ylhole¿'ock í.totope cl.tt.t

The whole-rock Rb-SI and Sm-Nd isotopic data are presented in table 2.

Figute l2 ptes€nts the eNd, and s6st/87St;values calculatecl at the agcs estimated fol the clystallization of

the granitic (FIol isbal et â1., 20 I l) and the xenolith samples (Chemale ot al., 2003).

'ìlhe calcularecl E6st/87St¡ ralios show ¡mportânt valiation among the QIG granites, [¡om the less ladiogcuic

bmz (0.713) and mbgd (0,714) and strongly radiogenic lcg (0.725). The associated mâfic rocks havc 865r./875r,=

0,709-0.? 10, slightly lower than bmz and mbgd. The 865r./8?5r, of Mc and fgg fìll the gap between bmz ancl the

more lacliogenic QIG groups (thtee samples at 0,7l5-0.716; one LK fgg ãt 0.'123).

The eNd, values ate nearly constant for the QIG C7 to -8), but distinctly more l'ìegative C9.5) in the lcg

variety and less negatiYe (-6) in the associated gabbros. A contrast is observed withiu the MG and fgg, where the

¡1K gror.rps have clearly less negative sNdr as compared to the ¿K (r'espectively, -6.5 ancl -9 to -10). Thc two

xenolith sâmples tend to sho\¡,/ the least negative eNd, (-5 to -6) ofthe whole set.

U NbK LaCe PbPrSr P NdZrSmEu I DyY Yb Lu CsRbBa h U Nb K LaCe PbP¡ Sr P i\klZrSmEuT DyY Yb Lu

CsRb Ba Ih U NbK LaC6 PbPrSr P MZrSmEuI DyY Yb Lu

The SrNd isotope co-valiation shown in Figule l2 cloes not slÌow any obvious tlcnd within tlìe granite

groups, althoLrgh cleârly the QIC mafic rocks represent the most "prim¡tive" rocks of the whole suite, while the

QIC leucogranite and ¿K (MG + fgg) would be the most "evolved",

-2

.3

-4

.6

-7

.9

lc-1'

BlQz-Feldsp¿r 6neßs Xenolilh

r*\\Ð

0,G Mafir Rouks

Sm-Nd TDM ages, calculâted according to De Paolo (1981), chrster at 1.5- 1.6 Ga foÌ most g|anitic locks

showing "normal" r'r?Srn/r'raNcl ratìos -0. l0 (QlG and ¿K MG an(l fgg) (Fig. l3). The rnafic rocks assoc¡ated

with QIC havc slightly higher Sm-Nd TDM (-L8 Ga), mostly a consequence of their higher '4tsm/'''4Ncl 10.l3¡,

The sarnples witlr mole negative eNd, (lcg; É1K MG and 1þg) have accordingly the highesl Sm-Nd TDM (2.2-2.4

Ga), but lhese ages ale cleally increased by their less flactionated RËlr pattelns and resultânt abnorrnaly higher'

'ttSr¡/'aaNcl ratios (0, l4-0, 1 5),

Figure 12. 8óSr'/87Sr', vs eNd, f'or all the sn¡died rocks and xenoliths, Symbols as in figule 5.

L(Group

@

0.705

Q- -NK G olp

-Jr

0 710 0.71ó

Ionali(e Xe ollth

X

0.720

hcrl'cr

05 11.5 2 2.5

Tolvl(Gã)

FigLrre 13. rNd, vs TDM ages fo| all the stLrclied rocks.

l.rit

i:-i:,5:

9

(ppm) (ppm) *'sr 8¿sr susr,,,, (ppm) (ppm) L"Nd ''oNd,-, (Ga) Ì'aNd,,, '?øpb ''upb 'o'pbPMP-26C Ql-lllbgd 212 364 1,69 0,72842 0,00003 0.71352 10,15 61.68 0,100 0.511906 0.000006 -7.38 1.54 0.51150 17.931 15.639 37.749PB-285 Ql-bmz 154 175 2.55 0.73504 0.00005 0,71252 8,00 49,00 0.099 0.511858 0.000010 -8.12 1.59 0.51146

PMP-278 Ql-bmz l3i 171 2-22 0.73212 0,00003 0,71252 9.16 54.90 0.101 0.511883 0.000012 -7.94 1.59 0.51147 18.130 15.665 37,948PB-99 Ql-lcg 216 66 9,47 0,80840 0,00008 0,72467 12.40 51.00 0.148 0.511978 0.000015 -9,58 2.39 0.51139 18.224 15.660 37.89tPMP-024 Ql-rnf l2l 545 0-64 0.71425 0.00004 0.70857 11.00 51.90 0.129 0.512105 0.000013 -5.62 1.70 0.51159PMP-27C QI-mf 78 '719 0,31 0,71021 0.00002 0.71021 6,61 i2.80 0.123 0,512049 0.000010 -6.37 1.67 0.51155

PMP-028 QI-HK fgg 246 t47 4-86 0-76491 0-00007 0;72264 7.48 33.30 0,137 0.511914 0.000011 -9.95 2.19 0.51t37 18.355 15.696 38.733

PMP-044 QI-LK fg-e 162 535 0,88 0,71663 0,00006 0,71663 3,67 21.50 0.104 0.511955 0.0000Ì5 -6.59 1,53 0.51I54 18.247 15.690 38.109PMP-26B Qz-Fsp Gn 208 130 4.63 0.77401 0,00005 0,73109 6.82 40.50 0.102 0.511659 0.000012 -5.60 1.89 0.51159 18.499 15.672 38.300

PMP-244 Ton Gn 85 612 0-40 0.71034 0.00004 0.71034 5.60 29.50 0.115 0.512104 0.0000i0 -4.73 1.48 0.51164 18.161 15.702 38,0t5PMP-25D MG-HK 241 fig 5.86 0.i66tL 0,00003 0,71515 5,87 24-20 A-)41 0.512030 0.000006 -8.73 2.2'7 05 43 18,203 t5.662 37.8t2PB-413 MC- LK 157 604 0,75 0,71606 0.00007 0,71606 3,56 2r,80 0,099 0.511943 0.0000i2 -6.48 1,49 0,5t t5s 18,421 15.618 38,106

QIG: ngbd-nuscavite biol¡te granodiorite, bnz- b¡otite monzogen¡te. lÇgJeuÇa!rcniÍe. MafQIG -nafic tæks assoc;ated fo Qi G.

Fgg- f¡negra¡ned gran¡tes. Mà-Mar¡scal Granite

Pb-Pb results are ave.age of6 or mo¡e determinations in different po¡tions ofK feldspa¡ crystals Êom the same rock f¡om qhich the Sr and Nd data we¡e obtained.

Complete Pb-Pb data are presented in Supplementar-l Table A-l- a¡d individùal samplcs m¿.) shoù-sign;ficant \'âriation in some samples.

Sm-Nd T DM calculated according to DePaolo (1981)

Sample Rb Sr Rb/ "s¡/ SE "'S./ Sû Nd sE eNd(,J T DM

The results lor Pb-Pb isotope data obtaincd directly on K-feldspar ftom rock slabs by LA-MC-tCPMS are

presented in table 2 and Figure 14.

Data for all samples cluster in very restricted range of'ouPb/'oaPb ( I S, I - I 8,3), 207Pb/2o4Pb ( l5.6- 15.7) and

208Pb/204Pb Q7.'Ì-3s.2) (Fig. l4), The /1K Mc samples show a slight clisplacement from the main trencl in Figure

l4b, r'eflecting a lower 208Pb/206Pb ratio, indicalive of sources with slightly lower time-integrated Th/U. 'Ihe

gneiss xenolith, although with high associatecl rÌncettainties, shows a teudency to be more Iadiogenic than the

rest of the sarnples (tig. l4). [ntra-sample valiations ale minimal, and no core-rim difi'elences wele identifìed

(Supplementaly data).

7.2 Ph-Pb i,totope dota in K-feldspar

16

o-il

o_

-x+ x-x .,. x

*#çi

15.0

Irigutc 14. Pb-Pb in Ièldspal isotopic s¡gnaturcs l'ot tlte str¡tlied glnritic locks and renoliths. Ellol bals plotted lorthe sarìplcs with high associated errors. (a) 7(r'Pbl0rPb r,'otPb/'ouPb arrd 1b¡

rúópbl2urpb rr:onl'¡:/20npb, Syr¡bolsas in figure 12.

The 208Pb/2061'b latio leflects the Th/U ratio in tl'ìe sources ofthe granit¡c locks. When cons¡(leling the

inter-relâfion ôf fhe Nd nnd Ph ìsotopic systems (Fig, l5) no distinctive signat¡res are denolecl; all samples

plosent non rad¡ogenic Nd signalules with hornogeneous '['h/U ratios.

17 .5

@ 38,

38.

4

Èa

o- 37

37

,8

.6

,4

18.0 18. 1 18.2 18.3

'o'pblotpb

18.4 18,5

-4

-6

z-o

-'10

X Ton. Xen.Gne ss XenX+

!vLK'

6@!sx

oYHK

FiguLe 15. 'utPtr/'ooPb v.r eNd, fol the stucliecl glanitic rocks and xenoliths. Symbols as in figLrre 12.

8. Sources and settings of the granitic magmatism

-12

8. I The Quatro llhcrs Crcmitoid vaûeties; drc thq, co-genetic?

Florisbal et al, (2011) presented z¡rcon U-Pb ages fbl the mbgd and bmz. However', no clear strucnùal

and tempolal lelationship between these two varieties and the lcg coLrld be established, GÌadational contacts

between bmz ancl lcg suggest the Lâttel âs a your'ìger prLlse, Geochemical and Sr-Nd isotope data demonstrate tl'ìat

although the lalge SiO2 span can nimic an evoluliouary tlend, a simple fractionation process cannot account t'or

thc geochemicâl vaÍiations obselved among the QIG valieties.

The untying of mbgcl and bmz is cletuly suggested by the mqjor element data. Bmz rocks have higher'

CaO, MgO,'t'iOr, FeO,, Ba, Sr, Zr and low Rb contents, and do nol align in a lìactionation tlend lìom mbgd to

rnore evolyed granite compositions shown by the lcg variety. Although the RËE patterns ale sinrilal fbr rnbgd

and bmz, some contrasts are also âppalent, such as the highel conterts of middle and heavy REli in the mbgd,

which also shows slightly molo pÌomirent negâlive Eu anomalies in spite of being less evolved (Fig. l0a).

Negative Nb anomalies âre more pronolrlced and Th/U ratios are highel in the bmz (Fig. I la). All these f'eatLues

point to cljverse soulces oI evolutionary pÌocesses lol mbgd and bmz. On the othel hand, the intel pretation of a

genetic link between the lcg and lhe other two vaÌieties is uncleat using only geochetnical data.

SimilaL Nd isotop¡c signatures are consistent with similar sou|ccs fo| the mbgd and bn'ìz, but a distinct

source is required fbr the lcg. The 875r'/865r', data show slightly d¡fferent values fol bmz and rnbgd that are

strongly distinct fiom the lcg, and that can be related to open-system evolutionaly plocessos as magma nrixing or

2.075 2.08 2.085 2.09 2.095 2j0 2.105 2.11

contamination. The clifTerent Sr-Ncl signature ofthe lcg, with higher'8?Sr'/865ri and more negative eNd,, woLrld be

consistent with a greater participation ofan older', higher Rb/Sr crustal compoÌlent.

8.2 QIG Sources -.[elsic and maJìc mcrter¡al ¡nterplay

lhe oldest QIG valiety (mbgd) is a relatively mafìc-rich gLanitoid (CI-12), and has lowest silica contents

(65-69 \\l%), ancl highet total Fe-FMg+Ti cotnpared to the coÌnpositions typical of pule crustal- derived melts

(Patjño-Dulce, 1999), I[ has a rnodcrately peraluminous character (A/CNI( ll.1) which together with high Câ,

Fe, Mg, Ti and P contents clearly sets it apar! ûom mafic S-type granites as those describod by White and

Chappell (1988), Chappell and Whito (1992) and Clemens (2003) or the post-collisional strongly peralunrinous

granites desctibed by Sylvester (1998). They cannot be correlated with Barbarin's (1999) muscovite-bearing

petaluminous granites (MPG); insteacl, the geochelnical and Sr-Nd isolopic data suggest affìnities with K-r'ich

calkalcaline granito¡ds (KCG). Llowever, the nbgd would represcnt an anonalous KCG type, in view of thc

presence of primaty muscovite in such mafic-r'ich focks ancl some geochemical fertuÌes. sr¡ch as high CaO and

FeOr contents,

The pr¡lllitive colnposition ofmbgd is slggestive ofsome contribution flom a mafìc to interrnecliate initial

magma, possibly with a significant mantle-detivcd component. This is also teinforced by the occurrence of mafic

material of tholeiitic affinity with similal Sr'-Nd isotopic signature (Fig. l2), althoLrgh evidence for coeval rnafic

magmas wete only obseNed in the bnrz. flowever, the high Rb, ZÌ conlents and 8óSr'/87Sr, ratios show thât mântle

sor¡r'ces coìild not represent the only sor.rlces, pointing insteâd to contamination by crustal melts.

Several mechanisms were proposed in thr l¡te¡ature wheleby rì mantle-derived rnafic rnagma can be

contalninated by cttlstal material during its ascent through the continental cÍust, and many of these rnodels

suggest contamìnation by metassodimentary material (Patiño-Dulce, 1999, Casho et al., 1999). ln particular,

nrodels lor the oligin ofnrafic petaluminous granites f|onr the lberian Massif usually treal on thc assimilation of

melts delived fiom a variety of crustal soulces by jr.rvenile manlle-delivcd magmas, Bea et â1. ( 1999) suggested

that a close space-time association of mafic calc-alkaline, stlongly peraluninous rocks and alkaline granites in

the Ibe|ian Massif tesults liom interact¡on betwee| crustal and mantle-detiv€d magmas.

Ulmer and Mtrntenel (2011) used experimental data to argue for the derivation of granitic magmas by

deep ctustal crystallization-differentiation of basaltic parental magmas as a potential end-member pr.occss, For.

these authors, the cornposition of magmas separating ffom mantle residues is modilÌed through interaction with

ând assimilâtjon of lithospheric manlle and lower crust coupled with polybaric fiactional crystallization that

dr ives them toward andesitic to rhyolitic liquids. The experiments done at pressules exceeding 0.6 GPa (20 krÌr),

between 40 and 70% of clinopyloxene and amphibole satulation drives lhe derivalive liquids closer to the

metaluminous/peraluminous limit or even within the pc|alurninous field with increasing pressure, The autl]ors

also performed expeliments in anhydtous tholeiitic basalts at 0.7 to 1 .0 GPa, wheteas equilibt ium crystall¡zîtion

at all condìtions and fÌactional crystâllization at I GPa produced rhyodacitic delivative liquids closely

apploaching the compositions ofgranodioritic to gtani[ic tocks.

Clârke (1992) alguos that granitoids of mixed or mantle origin can acquire peralLrminous compositions

af'ter extlemo amphibole fiactionation, volatile interaction, or pelitic lock assimilation. Accolcling to Balbalin

(1999), the KCc are typjcal g|auites of mixed origin and their cornpositional divetsily is due lo the variable

amounts of the distinct components that compose this mixtuÍe. Many studies, âs those plesented by Bonin et al.

(1998) ancl Kay and Mahlburg-Kay (1991), considel the composition of the continental crust âs a Ìesult of

mantle and clust intetactìon. The crustally-derived magmas are genelatecl together with manlle-derived ones and

can be mixed in clifferent proportions giving rise to a divorsity of hybticl magrnas. Based on experimental data,

Pat¡ño Douce (1999) concludes that'hct.sqltic corllponents are cleørly present ¡n S-type grqn¡tes, Cot'dillet qn

granùes, bnscrlt ¡tltttequ rhyol¡tes, and, very po,tsibly, Alype genites qs well'. lltis is also commonly atgued for

the generation of hybLid-rock associations in post-collisional settings by sevelal authors, as Liegóis (1998),

Liegóis et al, (1998), Nardi & Bitencor¡¡t (2000), Roberts et al. (2000); Chen et al. (2002); Caravaglia et al

2002; Florisbal er al. (2009).

As pointed out befbre, neither the analysed orthogneiss xenoliths not metapelitic rocks in general (e.g.

ûose modeled by Pâtif,o-Dulce, 1999) are cornpat¡ble with the contaminants expected fot the mbgd. Moreover,

most ol the peculial cornposition of the mbgd, such as high LREE, LalYb, CaO, FeO, seems to be related to ¿r

mafic thoteiitic contlibLrtion, On the other hand, the bmz variety is mote like typicâl KCGJype granite, and

shows several evidences of being coeval with a tholeiitic mafic magma, that is often present as MME and mafic

schlicren.

Despite some evident conpositional and isotop¡c similarities between the bmz and mbgd, we intetpret

that they have probably lbrmecl f|om similar sources but evolved tht ough different processes. This is suggested

by the bmz deviatìons tiom the evolutionary trend towards higher Ca, Fe, Mg,'l i and Ba, and loweÌ lìb contents

relâtive to the mbgd; the mote pronol¡nced negative Eu ancl Nb anomalies shown by bmz are additional

evidences. The isotope systems also levcal sevelal similaÍities ol bmz with mbgd (e.g. 87Sr'/8óSr¡, eNcl, ancl Sm-

Nd TDM ages; Fig. l2 and l3), but some important diffelences, such as'ouPb/'ouPb ratios ale shown by bmz

(Fig. l2 and l4), and ale sinrilal to the signatures ofthe associated malìc rocks,

These lèatures ale suggestive that the bmz is a hyblid product of a lìquicl mole differentiated than rnbgd

with some mafic nate|ial, what would be consistent with similaÌ eNd, valrLes and slightly distilctive 865r/875r¡

and 208Pb/20óPb signatures and also lhe geochemical features discussed previously,

Field lelations and geochemical data suggest a potent¡al link o1 the lcg with the other QIC variet¡es.

However, isotope data cast doubt on these Ìelat¡onslìips, due to its distinct eNci,, 865r'/875r', ancl 'otPb/2oúPb

s¡gnatues. The lcg could have formed by a magrna batch delived flom a distinct crustal so!ìrce, and its

apparsntly gtadâtional contact with the brnz may repfesent ¡n fact a hot contact between the two magma pr¡lses,

Accotding to Bergantz (2000), the preservatìon ofshary, neally vertìcal internal contacts requires notjust a lalge

rheological contrast, but a high absol[te viscosity for the resident magrna, This lequires that the resident magma

would be virlr.rally solid ol have a sufficiently low melt fraction, in such a way that glain-glain contìguration is

achieved and provides a supporting ftamework. If the balch of lcg magrna entered the QIG rnagmatic system

whilc the bmz was not entirely crystall¡zed, the observed gradational contacts should Ìeprsscnt a small time

intetval between the two intrtìsions. An allelnative interpletation ìs that the lcg teptesents the most evolved

liqttids ftorn one of the other two QIG varieties, but the isotopic data suggest a diverse soLuce; further'

geoch|onological data is recommended to elucidate the question.

8.3 The A4qriscal Gran¡te sov'ces an.l its rclol¡on w¡lh lhe tubtrlor botlies r2ffine-grained, gt ey grqn¡tes

'[ he temarkable similalities of elemental and isotopic geoclremical signatur'es between the ¡/K anrl lK groLrps

ideltified in the MG as well as in the QIG lgg vâriety stlongly suggest that they are compositionally equivalent.

'l'hc fact that they âre botlì positioned undet the same stluctulal conditions, thât is, at the ¡nversion fiorn thrust to

trânscurlent tectonics, and thelefore following alternatively flat-lying and vert¡cal stÍuctules, binds them to the

same gcological moment, The HK and lK groLrps would then be derived ftom diffelcnt sources, but at the same

time, and togetheÍ would be responsible for tl'ìe constÌuction ol the MG intrusion with its inteÍnal compositional

val iations.

According to the critetia suggested by Paliño-Drrlce ( I999) the soulces of both l/K and ¿K groups of the

MG and fgg would not be metapelitic, but would be corn positionally close to greywackes. Since otthogneisses

and gleywackes have roughly similar compositions, we believe that olthogneisses, whìch are wiclesplead in this

region, as in thc Porto Belo Cornplex can represent the n1âirì protholiths of MG and fgg.

The main geochemical cha|acteristics of the ¿K grorLp (low Rb/sr, high Sr., cao, Naro, and lower Feo,,

Rb) ate consislent with a sôrrrcc whele residual biotite would be clominant ovet plagioclase, ancl this coLrlcl

indicate water-satulated ol H2O-l'luxed melting ofquartz t. plâgioclase assemblage (plagioclase-limited melting;

(Harris et al , 1995; McDermott ot al., 1996). In conlast, lhe geochemistry of tho ¡1K is consistent wirh litrle or

no residual biotite, suggestive that biotite breakdown could be the dominant process. The pr.esence of resiclLral

fèldspar cotrld explain the lower Sr contents and (Eu/Eu.)¡ valLres. Decoupling botween Rb (higher) ancl Ba

(lower) relative to ¿f could iÌrd¡cate tlÌat K-1èldspar (with high K,¡ fol Ba, bLrt not for.Rb) was a resid¡al phase ât

the soulce.

Conpated to the melts expected to be de|ived lioÌn the orthogneiss xenoliths, fhe Hr( group has higheL

KrO and Rb and lowel CaO, Sr and Ba concentrations, as well as higheÌ Rb/Sr ratios, whilst the ¿K hâve exactly

the opposite chat actet istics. -I'he initial 8?3r'/865r', r'atios of the ¡r( anci LK gr.oups have a nar.row range liom

0.7152 to 0.7226 anrl 0.'716l-0.'7166, r'espectively, both similal ro those of the xenoliths (0.?103-0.73 ll).

However, tlìe granites have a much widel lange ol'initial eNr1, values, fr.om -6.5 to -9.9, as compared to -4.7 to

-5.6 f'or the xenoliths.

Accolding to Zeng et al, (2005), the yarious degrees of parent/daughter fi.actionations in the Rb Sr and

Sm Nd isotopic systoms as a col'ìsequence of non-moclal crust¿l anatexis woulcl procluce melts with distinct

isotopic signattrres, which coLLld protbundly inlÏrence the products ofsubsequent mixing evonts. This is not only

inportant lb| geochcmical pâtte rs of intracrustal diffèr'e¡ìtiation, but also a potelìtially ilnpoftaût process iÌl

genelating crllstal-scale as well as inclividual pluton-scale ¡sotop¡c heterogeneities, as the ones obser,vecl in the

MG and lgg.

'ì-he zilcon u-Pb agcs presented by Flolisbâl et al. (20t1) and chemale et al, (2003) fbr the MG and fgg

(609+8.3 Ma and 615+7 Ma, r'espectively) suggest a temporal link at least for the 1í( group. The structural data

show that tho fgg tabulal bodies a|e controllcd by both the flat-lying and vertical stmctures, and the same holds

lor rhe MC, stlggesting also a spatial link between them. Such featlnes are compatible with the fgg replesenting

feede| dykes I'or the consh uction of the MG pluton.

8.1. I'he Qtøn o llhas and l,lariscal grqn¡les; e long-lived nugma chomber?

'nre spatial relations of the three QIG va|ieties indicate the mbgd as the eâr'liest emplaced rnagna batch,

where magmatic foliation follows mainly fìat-lying, host rock strlrclules. All the other QIG valieties, incìuding

the fgg and coeval mafic rocks, as well as the MG, have magmalic structures that follow eithel f]atly¡ng or

subveÌtical orientations.

The commonly diffuse contacts obselved between these units attest to low tempelature contrast and

suggest a continued hìstoly of magma emplacement. The zircon U-Pb LA-MC-ICP-MS (F¡orisbal et al,,20ll)

corroborate the fiold obselvations and show that mole than continuous, this ¡s a prohacted histoly of magma

elnplacement, 'I'aking into accor¡nt tìre associated unceltainties, thele is an ove|lapping between the ages of the

QIG varietics, (625+7 Ma t'or the rnbgd and 614.!4 Ma fol the bmz). On the otlìer hand, the MC, dated at 609+6

Ma, does not overlap wilh the mbgd age, but may be contemporaneous both with the bmz ancl with the fgg

(615+7 Ma; Chemale et al., 2003). 'taken all together, these fealuÌes testify to a long peliod of continuous

magma emplacenrent between ca, 630-610 Ma that replesents the syntectonic early-phase magmafism related to

the MGSZ.

'[he superposition in the U-Pb ages of the brnz ancl fgg QIG var¡eties with the MG finds support also in

field and sttuctutal evidences, as tlìe presence of interactive Çontacts botween the bmz and fgg, indicating that

the forner wâs not yet lully c|ystallized when the latteÌ intru(led. The colr'elation of the tgg LK and HK gloups

with the cortespondent MG valieties, as discrìssed plevionsly, brings the emplacement of the Quatro Iìhas and

Matiscal granites into a continuous pelspeclive, altogether pointing to a fecurrent input of magma t]atches along

the same d¡scontin ities.

The hìterpretation that the fgg are the feeder dykes l'or the MC plu¿on construction coì.tld be envisaged in

a nodel simiìar to that ptoposed by Menand (2011). The rheological contrast between d¡ctile rock layers

reptesented by the bmz and adjacent elastic, briltle stlata, would help stop the ascent of thc fgg feeder clikes and

promote sill fblmatiou as a pond mechanism. In fhis pond site, the magma batches conring flom the fþg dykes

cotrld intrude repeâtedly and amalgamâte giving rise to the MG pluton. Ductile behaviol is also expected from

partially solidifìed, or heated, successiv€ ntagma ptrlses, as the bmz mush, as they are stored in the same region.

ln this case, the emplacement of sills could be contlolled by the presence ofhorizons separating crystal-poor

from ctystal-tich materiâl \.yith sills forming within the weakest ductile zo¡res (Wiebe and ColliIs, 1998; Miller

et al.,20ll), As the feedel dykes have varied compositions, thc MG plLrton, which was consh¡cted by the

amalgamâtion of these magrna batches, could pleserve the sanre distinct groups as its feeders if hornogen izat ion

was somehow limited.

Menand et al. (201 t) also poir'ìt oul that crustâl heterogcneities can directly indLtce sill folmation throlrgh

theological anisotlopy, but they can also intelâct with tectonic stresses and lead to conditions favo|able to sill

fornalion, The transition fiom flat-lying to tlanscLìrrent tectonics could help on this otcchanism, as discussed by

D'Lemos et al. (1992). This has inrportant jmplications for the thelmal evo[rtion ând diff'erentiation of magmas.

lndeed, the inclemental injection ol magma in a given site within the crus! leads to â thermal evolution of the

magmatic system that is fundarnentally diffelent f|om thât associated with the cmpliìcement of a single Iargcr

volrrme ol'rnagma.

8.5 A suttttttøty oJ nugna input,tequence

Most of the exposnres ofthc studied granites appear locally homogeneous, but close examination of field

relations combined with geochemical and isotopic investigation reveal that they may show some subtle but

important variations oftextures, compositions and struchual imprints. The U-Pb âges obtained by Florisbal et al.

(2011) do not allow lhe clellnition of a precis€ sequence of everìts, given the associated errors and age overlap.

Taking into account these uncertainties, an evolution model for thc QIG and MG is ploposed below:

(l) - 625 Ma: Mantle-derived mafìc nìag¡nas of tlÌoloiitic aîfìnity leceived addiction of crustal melts

giving |ise to tlìe rnbgd hybfid lnagna by colltarnination aûd/ol assimilation. The mbgd pulse is a sheet-like

inh L¡sion whose emplacemelìt was cont|olled mainly by flat.lying stlucturos.

(2) -615-610 Ma: Part of thc more diflerentiated mbgd magrna leceivecl injections of ìnafìc ¡nagma, The

set evolved by uragma mixing and mingling, resulting in a hybÌicl granitic magma that comprise most of the

QlG, the bmz variety. Minor arnounts of mafic magma were injected inlelmittenlly, and appeal as smâil pods

and/or nafic enclaves. '['he bmz enìpl¿ìcement follorvs flat-lying or vertical st[¡ctures, but tÌanscurrent-related

high shain zones alc mostly subve|tical, following the dom¡nant dextrâl transctllrent kinematics. While bnrz was

still not fully crystallized, the fgg was emplaced as a series of successively stâcked sheets and fed the MG

pluton, No coeval matìc magma intrLrsions seem to have occurred at this time. The îgg is controlled by the thfust

and trancurrent tectonics, although it is more oflen observed intrûding the bmz in the tt anscurrenGrelated high

strain zones.

(3) ???: C[rstal melting gonerated the lcg valiety, thal was emplaced when the bmz was still hot enough

to dovolop ilÌegulal and g|adatioral contacts.

'Ihis sequence of events reveals a protlacted history of granitic magma intrusion with repeated

repleuishment, fractjonation, contarnination, r'emobilization, hybridization and segregation, defining a patchwolk

constllÌction of the QIG and MG plrtons. According to Menand (20 I l) one consequence ol' incremental phrton

glowth is that the local stless field is likely to change oveÌ time as successive pulses are assembìed. These

changes ale likely to have some impact on the emplacement ofsubsequent pulses, potentially with the change of

principal stlesses, ând thus will aflect the overall geonetry of the phrtons as they grow. Our data poinr to ân

increase in lhe participation of cÌustal sources in the magmat¡sm as lhe transition flom low angle thflrst to

vertical transculrent tectonics ploceeded,

9. Final remarks: thc role plâyed by the post-collisional sett¡ng in âctiyating and controlling rnultiple

magma sotllces

Accolding to the delìnition of Liégeois ( I 998), the post-collisional peliod follows the rnajol collisional

event concomitant with the high pressrìre metamorphic peak. It ìs a complex perio(l that nÌay iuclLrde geological

events such as latge horizontal movomonts along mega-slìear zones, clocking, lithosphe|c delamination,

subduction of small oceanic plates and ¡ifl generation, compÌising the end of'an orogenic cycle. As these evcnts

include continuous or episod¡c extensional leginre, valious types o[ magmâtisr¡ occul in such sett¡ngs. Hcnce,

the post-collisional setting is suitable to develop and control the ascent and emplacement of magmas from

dil'fetent sources, Moreover, the transçunent activity, typical oT this setting, is a channel to connect, transport

and also plomote tlte intetaction ofdivelse soulces originating such variety ofgtan¡tic rnagntas.

The post-collisional rnagmatism is domirìantly high-K calo-alkaline, with suboldinate peralurninous

granitoids, plus shoshonitic and alkaline to peralkaline locks (Liégeois, 1998, Harris et al., 1986). Harris ot al.

(1986) also emphasize the \.vide cornpositional spectnnn of melts genetate(l in this sctting, comprising arc-

signature magmas in the beginning of the period, to within-plate rnagnras, r'eflecting the plogression of

cl âtonization.

Liégeois ( 1998) points oLlt that the sources of post-collis ional magmatisnr are mainly generated during the

pteceding subduction and collision pe|iod, whelhet they are located within the clust or in the mantle, These

soll¡ces co¡nmonly contain â significant juvonile componentJ either (lerive(l di|ectly from the mantle or liom

newly-fotmed cÌust of igleous ot sedimentary charâcter. ln this same line ol' interpretatiolì, Na|di and Bitcncourt

(2000) suggest that the transcurrent tcctonics promoted the partial melting of mantle and lo\ryel clustal soLuccs in

the Neoproterozoic post-co llis ional settings in southern Bl azil.

Structural and geochtonological dâra indicates tlìat the QIC and MC âre syntectonic gla0ites contlollecl

either by proglessive thnrst to lranscürlent clelormâtion in a post-collisional sotting. The U-Pb data (FloLisbal ct

al., 20ll) show thal this early phase of post-collisional magrnatism couesponds to a long-lived emplac€nent

period, fiom ca, 630 to 610 Ma, The geochronological data also indicate that magma crystallizalion occulred

over time periods lar loo ìong fol individual plutorìs to have existed as single magma clìanìbers. lnsteatl, the clata

are cons¡stent with the er'ìrplacemcnt of a series of small intrusjons or batclìes, possibly as sheets, sills or dikes

that have âmalgamated to produce the intrusive bodies,

Piecemeal constrLrction of the early-phase post-collisional magmatism in the Porto Belo region is

doctLnìented by zircon geochlonology, field relations, geoclremistly and isotopic signaturos, These data

denonstlate multiple inicctions, r'cpeated melt segregat¡on and evolution in open systom with mixillg and

mingling processes occurring between the multiple soLrtces, Civen lhe dynamic character ofthe she¿ìr zones that

conhol the empliìcement of granite magmas, thc syntcctonic charactol of these granitos corhibutes to the

hybridization plocesses within these open systems.

The ploposed petrogenetic model assuming that the mbgd and bmz leptosont magmas ptoduced by

rningling/mixing processes of manlle and ctustally-derived magmas are elucidatìve of mantle-delived matetial

addition dL[ing the QIC rniìgmatisnì.

The identification and characterization of mantle matel ial in the sourcas of the QIG testify the accretion

of mantle-derived material to the crust duling the early-post-collisional stage oF Pan-African/Brasiliano Orogcnic

Cycle in southeÌn Brazil. The identification of high-K tholeiitic rnagmalism can tre used as a marker of the

cessation of subduction relatcd sorlr'ces, as those ident¡fied in arc settings, and the beginning of the posc

collisional stage.

The fir'st activated sources ploduced mantle and crustal magmas lnainly controlled by flat-lying structttÌes.

At least in the early phase (ca.630-610 Ma), the tlansition from thrust to transcurrent-felated shuctures

coincided with the inclease in the propoÌtion oi crustal-dcrived melts. PrLte crustal solìrces chalacler¡ze this

tlans¡tion ând predominate in the transcurtent period of the post-collisional eaÌly-phase. It seems thelefore that

clustal melting had an importaut lole in [he genelation of peraluminous leucoglanites, ¿rncl also occuls as a

compon€nf in the high-K calc-aìkaline QIG magmatism; howcver', lve algue th¿rt it does not seom to be

determinative of majol evolì.rtionary compositional t|ends, and also does not appeal to be ân important

component ofthe subsequent shoshonitic and alkaline magmatism (e,9., Bitcncourt ard Nardi (2000). ^,s

sllch,

we reinfotce the aÌgument raised by Bitencor¡rt a¡d Na|di (2000) that the evollrt¡onary trend obseryed in the

post-collisional granitic rnagmatisrn in the Porto Belo region is mostly traced by the change in mantle soufces

(fìrst tholeiit¡c, then shoshonitic ancl finally alkaline), râther lhan a ploglessivcly higher degree of crustal

contarnination.

Ackno\Yledgements

We would liko to thank Fundação de Amparo à Pesquisa (FAPESP) Projects N0 O7 /02387 -g (phD

scholarship) and 2007/00635-5 (Grant) for research support. We are ¡ndebted to Andlew S, DuFlane foL helping

with the analytical procedules in UA.

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sa¡nplc 2061'b/'0npb lo 'otpl¡/2oal'l¡ lc 208lrb/20apb loQuott'o Il hãs Grdni loids

ntbgd

PMP-268 c 18,216 0,006

PMP-268 r 16,668 0,008

PMP-268 L 18,226 0,007

PMP-26B c 18,134 0,007

PMP-268 r 18,230 0,01I

PMP-26B c 18,112 0,010

bmz

PMP-278 L 18,146 0,005

PMP-278 i 18,210 0,0r r

PMP-278 c l8,l3l 0,005

PMP-278 c 18,139 0,005

PMP-2'78 t 18,101 0.012

PMP-278 c 17,919 0.029

PMP-27B c l8,l7l 0,008

PMP-278 r 18,190 0,005

PMP-278 c 18,162 0,0l4l"g

I1K.[gg

l'MP-0lA r 18,165 0,005

PMP-OlAc 18,224 0,016

PMP-01A c 18,175 0,007

PMP-OlA r 18,269 0,016

PMP-0lA r 18,467 0,076

PMP-01A c 18,211 0,007

PMP-028 r' 18,214 0,005

PMP-02Iì c 18,205 0,005

PMI'-028 c 18,240 0,006

PMP-028 r' 18,172 0,005

PMP-028 c t8,220 0,004

/,K.fqs

PMP-044 r 18,282 0,028

PMP-044 c 18,219 0,009

15,695 0,006

t5,533 0,007

t5,694 0,007

15,63 t 0,006

15,691 0,009

15,591 0,009

15,677 0,004

15,733 0,009

15,678 0,004

15,685 0,004

15,629 0,011

t5,469 0,029

15,714 0,007

15,729 0,00s

15,675 0,01I

15,676 0.004

15,688 0,004

15,673 0,004

r5,684 0,004

15,702 0,007

15,693 0,003

15,709 0,005

t5,700 0,005

15,7 )7 0,005

15,667 0,004

15,711 0,004

r5,690 0,004

15,692 0,004

37,992 0,0r6

36,856 0,0 l73 8,0 t3 0,016

37,847 0,006

38,02',7 0,023

37;758 0,021

3'1,958 0,008

38,071 0,020

37,928 0,010

37,941 0,010

3'Ì,899 0,029

37,583 0,060

3 8,028 0,0r7

38,057 0,013

38,067 0,034

37,948 0,0t 0

38,063 0,021

38,014 0,027

38,211 0,04r

38,882 0,278

3 8,035 0,020

38,137 0,012

38,085 0,0 t3

38,107 0,012

37,923 0,0t I

38,0'72 0,009

38,04'7 0,022

38,165 0,017

I'B-99 r 18,425 0,044 15,663 0,014 3't,937 0,035

PB-99 i t8,123 0,006 15,648 0,006 37,835 0,0t8PB-99 c 18,105 0,006 15,639 0,007 37,823 0,020PB-99 c 18,156 0,006 15,659 0,007 31,886 0,0t9PB-99 r 18,208 0,018 15,595 0,012 37,'¡01 0,034

PB-99 c 18,326 0,012 15,758 0,008 38,167 0,02tI.¡De-gt aíned grctile tubular bodies a,ytoc¡dted to QIG

S Pl,lLp¡,r ar.r' T'.ttd. E)it.tkh'.1

PMP-04,4. r l8,l21 0,007 15,661 0,004 37,932 0,013

PMP-044 c 18,141 0,003 1s,707 0,004 38,039 0,010

PMP-044 r 18,1l2 0,011 15,644 0,007 37,898 0,019

Quatrc I I h.ri Gt'qnil oid Xe nol ìt h,t

Ilt-Qu(rrIz- I;'eIdtipdr G e iss

PMP-26Cr 18,66 0,023 1s,93 0,018 38,12 0,045

PMP-26C c 18,36 0,026 15,63 0,018 38,04 0,045

PMP-26C c I 8,25 0,02'7 15,62 0,022 37,96 0,0s7

PMP-26C r I 8.55 0,028 15,85 0,024 38,48 0,057

PMP-26C c 18.44 0.022 15,79 0,019 38,32 0,04s

^,laûScal Grunite

I IK À4C

PMP-25D r 18,18 0,004 15,65 0,006 37,81 0,016

PMP-25D c 18,20 0,005 15,ó8 0,007 37,88 0,019

I'MÌ']-25D r' 18,26 0,025 15,67 0,007 37,80 0,018

PMP-25D c 18,19 0,007 15,65 0,007 3'7,78 0,022

PMP-25D r 18,16 0,00s 15,63 0,006 3'7,71 0,017

PMP-25D c Ì 8,23 0,008 I s,69 0,009 37,90 0,025

I,K ìI4G

PB-413 c 18,22 0,059 15,28 0,087 3'Ì,27 0,185

PB-413 a 18,22 0,016 15,65 0,006 37,92 0,015

PB-413 r 18,15 0,01I 15,63 0,006 3'7,84 0,014

PB-413 r' 18,16 0,011 1s,70 0,004 3'7,96 0,010

PB-413 c 18.13 0.005 15.65 0.005 37.90 0.01I

ANEXO E.,Artigo submetido à revista

J. Soutlt Am. Eartlt Science

Petrogenesis of the early post-collisouâl granitic mâg¡nâtism within the Southern Brazilian Shear Belt:

ryhole-rock â¡ìd Sr-Nd-Pb isotope geochemistry in the Neoproterozoic Rio Pequeno ârìd SeIrâ dos

Mâcâcos gran¡tes

Luana Moreiìa Flolisbal", Maria de Fátima BitencoLrrtb, Valdecil de Assis Janasi", [.,aLuo Valentiur Stoll Nardir',

Larry M. Heaman"

" lnstituto de Ceociências, Universidade de São Paulo, Ilua do Lago, 562, São Paulo, SP,05508-080, tsr'azil

l' Cenh o de Estudos enl Petrologia e Geoquímica, InslitrLto de Geociências, Univelsidade Federal clo Rio Glancle

do Sul, Av. Benlo Conçalves, 9500, Porto Alegre 9 1500-000 RS, BLazil

" Departnìenl of }ralth and Atnrospheric Sciences, l-26 Earth Sciencas [ìLriltling, Univelsity ol Alberta,

Edmonton, Alberta, '16C 2F13, Canada

Corresponding author:

Lttana Moleila Irlolisbal

Address: Instituto de Geociências, Univelsidade de São Pau]o, Rua do Lago, 562, São ParLlo, SP, 05508-080,

Brazil

Phone: r55 I I 3091 4023; +55 ll 89809100

E-mail : geoluanafr)yahoo.com.br

Abstract

(ìrânite magmatism is expressive in post-co llisional setting in south Brazil. The early-phase syntectonic

magmatism (630-6 l0 Ma) is lepresentecl by the porphytific, high-K, metâluminous to peraluminous Rio Pequeno

Granite (RPC) and the yoLrnger equigranular, slightly pclalLrminous Ser|a c10s Macacos (ìr'anite (SMG). The

geochcnrical data points to tou¿lilic to granodioritic sources lol both granitc with soLne mantlc conllitrutiolì iu

the least diÍfèrentiated CRP group.'the Sr-Nd-Pb isotopic data attest that the soulces of the gränites are non

radiogenic old sources what is also contìrmed by the U-Pb LA-MC-ICPMS zircon inhelitance data. ^lthough

in

a low-stl'ain field, the lÍanscurrent lectonics seems to have played all osselltial role in the generation ofrnantlo-

de|ived magmas and may have lacilitated their interaction with cÌrlstal melts which seem to be to a large extent

the products oflewolking o f Paleoprotelozoic olthogneiss related to the Camboliú Complex.

Key-words: Post-collisional, high-K gLanite, neoptoterozoic, syntectonic magmatism.

l. lntÌo(lnction

Post-col lis iona I magmatìsm in soulhÊrn Brazil has been the subject of several recent studios which

resulted in detailed geological and structural mapping and the collection of a considelable amounr ofgcochronological determinations geochemical and tacliogenic isotope data (e,9., Bitenooull and Nardi, 1993,

2000; flartmann et al,, 2003; Pctelnell et at., 2010; IrloLisbal ct al. 2009; 201la; t3asei ot al., 201l). ln spite of

this, a comprehensive ând integ[âted âpproâch ofprocesses active in sLìch setting is still neecled.

The Brasiliano / Pan-Afi ican Orogenìc Cycle in sorìthern BÌazil is representative o1'arc and collisional

setfings, where magmatisrn is abundant.'f'he post-collisional period (650 to 585 Ma) is malkecl by intense

rnaglnatism along the lnajor shear zones that compose the Soulirern Brazilia¡r Shea| Belt (Bìlelìcorìrt ancl NaÌdi,

2000). In such scenario, a large variety of granitoids, olten associated to coeval matìc rocks, is fbuncl to be

con¡olled by tr nscurrenl tecton¡sm within a NË-trending g|anitic l¡elt which lìes paralleì to the coast t'r'om

southern Brazilto Uruguay (Fig. ta).

The early phase o1'post-collisìonal magnatisnr within this glanitic bclt ìs of'ten related in time and space

to IrNE-trencling, gentlyìipping sheat zoncs, giving lise to potphyr'ìLic biotitc glanites with abundant mafìc

mictogranuìat enclaves. Iwo-mica leucoglanitcs alc lound in eilhcl subhorizontal or slLbyerticâl shoar zoncs,

ancl their occurlercc is resh ¡ctod to thc end of this cârly phaso (ca. 6 l0 Ma).

-[he SoLrthern Blazilian Sheal Belt is intelpleted iìs the rnain conduit lol rnag¡na hânspolt ând

cmplacement. Its deep-r'eaching discontinüities ale envisioned by [ìitencoult and NaÌdi (2000) as lesponsible lor

manlle decompression and |ecycling of clrLstal sorìlces. ln the Camboliúr legion, that leprescnts a low st|ain

zone, the Rio Pequeno and Sena dos Macacos g|anites are correlated to the eally phase of post-collisional

magmatism based on composition, stlL¡clrìral lelations and age data (!'lolisbal et al., 201 Ia).

'Ihis papel discusses the oligin ancl reiationsh¡p bctwecn tho dil'ferent variolies ofcarly posrcollisional

granitic nlagrnas l'r'onr the CamboriÍr region, based upon thcir ficl(l and stluctual geology, pehogÌaphy,

geochernist|y an(l Sr-Nci-Pb isotopic data. Ihe role oltranscLrrrcnt tectonics in lhe genoration and positioning olmagmatic bodies is cliscLrssed and the potential link bol"veen this magmatisnl with soutces lepresented by

regional n¡gmatitic l'ocks is investigated. One main conclusion is that the stLrdicd glanites were ploduced by

mantle and cruslal sorLlces interplay; its similarities and difleleuces relative to graoitcs generaled in ditferent

teck)nic environl'ì1onts ¿re explored.

2. Gcological Settings

J'he soL¡thetn portion ol the MantiqueiÌa Province (Fig. la), sensu Chemale (1995), exposes in its

câstern part a grânitic belt with NÉ-SW dilection, r.vith aboul 800 kn length and 150 km width. 'l'he gralitic

tocks are associated with thl.tlst or transcLllr'eut lectonic events related to the Brasiliano Cycle (ca. 650-590 Ma).

The northern part olthis grarritic belt is represented by sevelal glanitic bodics intrusive into P¿r lcopl oterozo ic to

Neopfotcrozoic |ocks and localed bet\¡,een two major stlLrctLxes, the ltajaí and Major Cclcino shear zoncs (Fig.

lb).'Ihis region conesponds to a low strain zone o1'lhe Southern Brazilian Shear Belt (SBSB) (Bitencoult and

Nardi, 2000), in which the original stmctural and geological relat¡orìs were not stlongly overprinted by

trallscL[re¡'ìt tector'ìism, and small arcas of older Paleoproterozoic sequences, as the Camboliú Complex gneissus

(2.16 Ca, Silva et 41.,2000), aLe plesewed. Most of tlre legion is occupied by a metasupracrustal sequence

cottcsponding to thc Brusquc Mctârìlorphjc Complcx, whosc age of dcposition is slill disputcd (maximum ol2.02 Ga, Ilaftmann et a1.,2003, or ca. 640 Ma, Basei et al.,20LI).'Ihc hetcrogeneorìs Itâpenìa Grarite is

spatially lelalcd to thc Clamboliú gneisses, and its magmatic age is also controvarsial (2,02 Ga, I taftmânn et al.,

2003; 583.128 Ma, llasei et al., 2000).

estimates of their ages are also vaÍiablc

2005; Basei et al.,20ll).

[ìxpressive volumes of Neoproterozoic granites ¡ntlude all these units;

(626 610 Ma; Florisbal et al., 20lla; 610-595 Ma, Silva et al. 2003,

figule l- (a) Localizalion ard geological setting ofsouthern Brazil and UrugLray; (b) geological Lrnits and maintcclonics fealurcs in the state of Santa Catalina, Blazil, lvith inclication ofthe sludy aroa.

2.I Country Rocks

The Câmboriú Complex (CC) is the oldesL rnit in the area, and it commonly occrrs âs roof pendânts

on the Neoproterozoic granitic rocks (1.-i9.2).

Acco|ding to I.JFRGS (2000), t-opes (2008) and Peternell et al. (2010), the CC conìprises banded to

thinly-laminatecl rocks inclLrding mainly hol.nblencle-biotìte orlhogneisses of tonalitic to granod¡olitic

con'lposition hosting dm- to meter-sized amphibolite bodies; o|tho- and paragneiss()s ¿r'e olìcn rnigmatitic, with

trondhjemitic to leucogranitic leucossomes, and are injected by g|anitic to leucogranitic veins antl dykes of'

variable thickness, concordan[ ol not with tho n1¿ìin stlucture. 'lhe metamorphic banding is fine, rcguLat and

continuotls, altetnating rnalìc ancl qLral tz-plagioc laso layers; this structuÍe is lìcquootly enhanced by concotdânt

tlordhjemitic vcins, locally lblming a composite banding. The CC is interpreted by some authors as product ofa

Neopfotetozoic migmaiization (Silva et al., 2005; Lopes, 2008; Basei et al., 20 10, 201 l).

Peternell et al. (2010) showcct that the main solid-state loliation in the Camboliú Contplex orthogncisses

is tblmecl by the alignment of coa|se feldspar, biotite (rarely amphibole), and by qua[tz lcnses and plagioclase

aggregatcs, This f'oliation is palallel lo the compositional banding, ând afl-ected by cm-dm t-olds with

sùbhorizor'ìtal, E-W to NW-SIl or'ìented axes and steep axial planes. More ralely, a lineâlion defìned by the long

axes of plagioclase ancl arnphibole was formed, and it plungcs towalds NW. Biotitc-rich atnphibolìlic gncisscs

form meter-sized lenses r.vithin thc dominarìt tonalitic-granodio|itic gnoisses ale Ìecognized by their dìscordant

metamorphic banding, which shows at least one fblding ovent not forìrd in the l'ìost gneisses, Local evidence of

pallial melting is given by leucocratic irregular pottions of cliflìrse contacts, which may evolve laterally to

concordant or discordant injections in the enclosing gneiss. Pelitic, calc-silicate and arnphibolitic gneisses are

tìequently lound as xenoliths ofva|ious sizes ancl shapes within ths tonalitic gneisses.

Basod on pctlography, gcochcmistly and Sr'-Nd-Pb ¡sotopos, Lopcs (2008) distingLrished trvo typcs oI

mcsossomes and leucossomes in a detailed stLuly of CC outcrops locatod in the northern patt ol'the stLldy arca

(Fig. 2). ]'ypc-l corlesponds to to¡râlitic orthogneiss with tÌoudhjenitic leucosso¡nes and typc-2 to Rnc-graincd

granodioritic to lnonzogranitic orthogneiss with glanodiotitic to monzogtanitic leucossomes.

SIIRIMP U-Pb zircon data obtained by Flartmann et al. (2003), Silva et al. (2005) and Llasei et al.

(20t0) point to a PaleopÌoterozoic (ca.2.0 Ga) clystallization age tbr most ofthe complcx. Basoi ct al., (2010)

also reported abundant Archcan inheritance (.3.3 to 2,7 Ga) and an importanL Neoproterozo¡c migmatization

event (630 to 590 Ma), the latter âlso lecognìzed by Silva et al. (2005). Philipp cl al. (2009) presented the results

of â U-'l'h-Pb ËPMA monazite dâting of a pa|agneiss sequence lrom thc CC. Ages in the 650-630 Ma ìnttNal

were intefpfeted as ref]ect¡ng an arnphibolite fhcies metîmolphic cvent r.vhich was Ìelated to collision, whe|eas

younger values at 620-600 Ma and 600-580 Ma wcre related to thetmal eflècts p|ornoted by grânite intrusions.

Sm-Nd model ages (TDM) of the CC rocks vaty fìom 3.0 to 1.5 Ga, with a nrain conconlration at ^'2.5 Ga

(L.opes,2008),

'l'he Brusque Metamorphic Complex (BMC) is exposecl over most of the atea locâted between the

Major Gercino and ltajaí Shear Zones (Fig. lb and 2). It consists mainly ofsuplacrustal rocks metamotphosed at

low P-T, g|eenschist to amphibolite fhcies condilions, comprising clastic and chemìcal metassed imentat y

seqrrences wit['ì intercalated magnesian schists, with pledorninance of metapeljte and metapsamite. Some spatsc

occurrences of fèlsic, malìc and Lrltramafic metavolcanic Locks wete desctibed as intercalâtions in the clastic

sequences (Basci, I985, 1990; Silva, l99l; UIìRGS,2000; Philipp et a\.,2004; Clampos antl Philipp,2007).

Silva (1991); Philipp et al. (2004) and Campos and Philipp (2007) consider the Bnrsque basirl to have developed

in a lit't systern that evolved to a continertal margirl without gcneration of oceanic crust; thc last aufhors

concluded that the UMC ultramalìc and matìc rocks are not lelated to oceanic crust genelation, showing instead

continental tholeiitic afïìnity. In contrast, Basei (1985) and Basei et ol. (2008) proposed that the Blusque basin

l'ot med in a Neoproterozoic conlinental margin wilh the development of ocean¡c crÚst alìel a rifting phase which

occuÌred at -840 Ma and was associated witlì llìe gerìeratiou ol A-type granitoids thât occur as delòr'med

orthogneisscs intluding the Complex. Basei et al. (2011) suggosted a peri-cratonic evolution motlel fol the

BlLrsqLre paleobasin, adlnitting nevertheless that it is still di1fi0ult to detelrnine â tectonic evolution nlodel for tlìe

BMC,

Accolding to Philipp ot al. (2004) and Canpos and Philìpp (2007) the leclonic evolution ofthe BMC is

Ìelâted lo a thfusting event (D¡-D), that gonelatcd thc flarlying Sì loliâtion. The transposition of this foliation

generated a 52 foliation, often parallel to S1, which corresponds to the main schistosity, Both stfltctules were

alfècted by a transcullent event (D.), undeÍ brittle-ductile deformalion conditions.'nre defolmation and regional

orogen¡c lnet¿ìmorphism (Mr e M2) were interprcted as of Neoproteroz.oio age, associated wjlh continentâl

collision.

According to Campos and I'hilipp (2007), the agcs ot sedimentation and volcanism, as well as the ages

of metamorphic events alc not yet well established, and the conlìicting dafa do not permit to dlaw a consistent

scenalio oflhe ternporal evolution oftlìe BMC. Basei (1990), basod on U-Pb TIMS zircon ages ofdetr¡tal zircon

Itom pelitic schists, suggcstcd ùc I-5-2.0 Ga iltclval for thc scdimcntâtion of the BMC, and consideled a Nd

r'ììodel ago ('l DM) of 1.67 Ga obtainod in a basic me tavolcanic lock as au upper limit fòr it, Ilartnlann et al.

(2003) based on U-Pb SFlfllMl'dellital zircon ages ftom a quartzite concluded lhat the sedimeütation age oithe

BMC should be youngcl than 2023+7 Ma; thcy also plcscnt a Sm-Nd l'DM âge o12550 NIa, indicat¡ve that the

quartzite source conlaìned a signifìcant A|chean component. Basei et al. (2008) llsing U-Pb SHRIMP ages irr

detrital zircons of a mica-schist with volcanogenic contribution, ploposed that the source ar'eas of the BMC a|e

posl-Archean, with well-defined praks at 2.2-1,8, 1.6-1,2 and -0.6 Ga, concluding for a Neoprotelozoic

sedimentation, wilh a nraximum sedinrentation age ot 640 Ma (llasei et al., 20 I l), Silva et al. (2002) interpreted

the U-Pb SLIIìÌMP magmatic age of 639.Èl I Mâ obtained in a neta-rhyolite as recolding a syn-depositionaì

volcanio (Jpisode and also ad¡nittecl a Neoplotelozoio agc fbr sedimentation,

Acco|ding to Ilartmann ot al. (2003) and Bitencourt and Nardi (2004), the BMC rocks both overlie and

tìnclerlie flat-ly¡ng mylolites ploduced ovel the CC locks. 'nris obselvation, together with the contrast in

metamorphic grade betweer these two units (uppeÌ ânrphibolite in the CC and gleenschist lacies in the tìMC) is

inle[preted as evidence f'ol thrûsting along the NW-SE directior], also indicated by a strorìg stretching lìnoation

shown by the mylonites. This is consistent with the top-to-NW movement pointed out by Basei (1985) in the

BMC.

2.2 7he ltapenø Grcoùte

The ltapema Granite (lG) is a large, sheet-like intrusion composed of biolite monzoglanites

and granodio|ites with heterogranular texture, yaÌying ÍÌom fìne to medium-grainecl, characlerized by mafic

aggregates fblming chunks of valiatrle size and itlegulat distt ibtLt¡on (Bitencourt and Naldi, 2004). The

abundance of country rock xenoliths is character¡stic, ¿nd most of lhose have been conelated to lock types f'ouncl

in tho CC. Ilighly difl'erentiated va|icties of the lG, virtually devoid of xenoliths, ale founcl in the southeâstem

part of lhe study aÌea (Fig. 2). Bitencourt and Naldi (2004) drew attention to thc well-developed tÌì¿gmâtic

fbliation typical ol'all IG varieties. [n general, this lbliation dips gently towards the SIä as well as towards llìe

NEì lineations ate not observed.'Ihe age of magmatic crystallization ofthe lG is still â mâttel ol'debatc, U-Pb

SHRIMP zircon dating was used by Flart¡nann et al, (2003), who concluded lor a magmatic age o12.02 Ga, and

also by Basei et al. (2000), who ploposed an age of'583]:28 Ma obtained by TIMS. llven ilthe age is still

contloversial, field lelations make it clea| that lhe tC is oldel lhan the Neoproterozoic grânites lhat are the

subjcct ofth() plescnt study (the Rio Pequeno and Serra dos Macacos glanites), which ale seen to ìntrudc it (Fig.

2), and wele dated at 630-610 Ma (FloLisbal ot 41.,201 la).

Iiigure 2. Geological map of the Camboriú region (modifìed tiom IJFRCS, 2000). (l)Cambotiú Complex; (2)Ilrusque Metamorphic Complex; (3) ltapema Cranitel (4) Rio Poqucno Grânite; (5) Seüa dos Macacos Crtniie,(6) Cenozoic sedimentary cover'.

'Ihe contact bc[wcen thc BMC rocks and lhe ltapema Cranite is not exposed due to exprÊssrve

weâthel ing. However, accordìng to Ilartmann et al. (2003), lJitencourt and Nardi (2004) ancl Peternell et al.

(2010), the rnain banding of the metamorphic locks ìs subparallel lo the nagmatic foliation of the ltapema

Granite.

2.3 'fhe Neonn er.)zo¡c (;t'anites

All the units described above are locally intruded by two types of granilic rocks, glouped into the Rio

Pequeno and Serra dos Macacos granites (Fig. 2), none of which lecold flat-lying foliations (Peternoll ct al.,

2010). A synthesis ofthe geological and stÍuctural aspects ofthesc granites was presented by Petcrnell et al.

(20 l0), whele detaileci infolrnation on the meso to micro-scale sttuctures can be found.

'[he Rio Pequeno Cranite (RPG) is one of the nrany ocçurÌences of porphylitic glanites called

Valsungana Cranite that belongs to Lhe so-called Valsurgana Suite. lt rvâs lenamed as RPG by Petelnell et al.

(2010) to individualize and define a mapped glanite thal is distinct of typical Valsungana Clanite desclibed in

the literature, [t is composed of foliated, coalse- to vely coarse-grained poÌphyLitic monzogranites, with lare

syenogmnites and granodiorites, in which felclspar negacrysts ate immelsed in a medium to co¿use-grâined

matr¡x containing biotite as main malÌc phase, with a typical colol index of 7. Hornblende is occasionally found

in some salnples with higher colo¡ indices (9- l2). Mingling f'eatules, such as mafic miclogranular enclaves and

dioritic to monzodio|'jtic synplutonic dykes are locally obse|ved (Fig. 3a-c). In sevelal places, contacts betweon

two slightly distirìct grar'ìite vaÌielies, lnarkod eithcl by diffelences in colol indices ol in nìa ix proporliorì, are

seen; these lèaturÊs may be indicative o[ the intrusion of nultiple batches of magnra in the building of'the RPG

(Fie.3e-f').

'lhe tìPG contâins many xcnoliths derivecl fiom the CC and tlMC; lhese ate elongâted âlong the

nragmatic t'oliation (Fig. 3d), sometirnes showing inegular contâcts and assimilalion features. At the southem

paft ol the ârea, the RPC is intlusive into the Itapemâ G|anite, and locally cìevelops chilled ma|gins against it,

malked by an increase in the amount of nrahix lelative to lèklspat megaclysts (Petetnell et 41.,2010). In the

nollhcrn paú oflhe study âlea, neaÌ llìo contact \,vith thc CC gneisses, mcter- lo decameter-sized xcnoliths ot'the

iatter are common.

Magmatic foliation in the RPG is markecl by the alignment ol igneous feldspal megacrysts, biotite

flakes, and cm-sized, elongate malìc miclogranular enclaves. It generally dips steeply either NW or SFl, but may

locally show E-W and N-S strike. The weakly- to well-developed foliation rarely bears a weak sub-hotizontal

lineation, delined by the long axes ofthe l'eldspals. FLrrther details on the natrLle ofthe magmatic loliation ate

given by Petelnell e¡ al., 2010.

Magmatic S-C structures are rarely developed, indicating a dext¡al sense ofsheat, Due to the alignment

olsubhedral and almost Lrndefolmed feldspar negacrysts in a coa|se groundmass, and due to lirther indications

given by microlabtics desclibed in Peternell et al. (2010), the foliation and, consequently, also the lineation are

¡nterpretcd as rnagm¿Ìtic strLlctLìres. Magmatic shea| zones a|e well developed and can be obselved in many parts

of thc pluton. Meter-sized high strâin delblmâtion zones are very rare.

Florisbal et al. (20lla) obtained a U-Pb LA-MC-ICP-MS zircon age of 626+7 Ma for a quartz

monzodioritic dyke coeval with the RPG, and interpreted it as the best estimate of the RPG crystallization age.

Figure 3. Mesoscopic features of the Rio Pequeno Granite: (a) MME indicating the existence of a coeval maficmagmatism; (b) sinplutonic mafic dykes with sample location, PMP-7b more contamined, PMP-7c least

contamined; (c) synplutonic contamined mafic dyke with PMP-9a sample location; (d) xenoltihs with irregularcontacts elongated along the RPG foliation; (e) contact between a more felsic (left) and more mafic (right) RPG

varieties and (Ð subtle contacts between RPG varieties denoted by diverse grain size and color indices.

The Serra dos Macacos Granite (SMG) is the youngest granitic body in the alea, as shown by lÌeld

relations, and conlÌr'med by its U-Pb L,A-MC-ICP-MS zilcon age (61l+9 Ma; Florisbal et al. (20lla). It is

composecl ofequigtanular, medium- to fìne-grained, biotite syeno- to monzogranite, where scâtteÌed, up to I cm-

long euhedral K-1èldspat phcnoclysts are fiequently obselved. Typical fèatures ale the presence of K-1èldspar

rìregaclysts involved by a biotite mantle, resembling the f'eldspar megaclysts f|orn RPG (Fig. 4a) and cm-sized

biotile clots of variable shapes (Fig. 4b).

The SMG f'orms a NË-trending main body (Fig. 2) and also sevelal tabular intnrsions of sharp contacts

with the oldel tocks (Fig. 4Ð. l,alge xeroliths ofCC |ocks are commonly found, usually showillg shârp, straighl

boundaries, The contacts with the RPC are more ditïuse and interactive, suggestive of low tcmperature contrast

(t ig. 4c;d). L,ârge fiagments of coatse-grained polphyritic varieties are often observed, with extremely diflirse

contacts, sho\.ving progressive assinilation by tho lÌne-grained varieties (Fig. 4d). Mafic miclogranular enclaves

aÌe very Iarc (Fig.4e).'t'he magmatic lolialion is weakly developed, although observed throughout the entire

area; it is mâr'ked by the alignment oF subhedral, mm-sized biotite, plagioclase and K-fbldspar.. ,^.ccording to

Peternell et al. (2010), it genelally dips steeply eitheÌ NW or SË, ancl rarely bears a weak sLrb-horizontal lineation

given by the long axes of feldspar clystals. As in the RPG, the shape alignment of igneous clystals without

fi¡rther intemâl defolmation led Petelneli et al. (2010) to interpret these structules as magmatic,

Chilled margjns of both RPG and SMG against the Itapema Cranite are repolted by tsitencoult and

Nardi (2004), and their conlact metarnorphic auleoles on reaclive host rocks such as marbles a|d pclitic schists

ol the BMC range fiom albite-epidofe to pyroxene-lìornfèls conditìons (Philipp et al., 2004). Accorcling to

Peternell et al. (2010) contact metamorphic overp|int has caused the development of randomly distlibuted, large

sillimanite cryst¿ìls within the xenoliths of the CC in the RPC. Constrastìngly, the SMG develop shaÍp contacts

with the CC xenolilhs with no metamorphism overprint (F ig. 4l).

The magmatic foliations in the SMG and RPG strike âpploximately parallel to the gerelal t|end ofinh usion long axes and theil bounda|ies agairìst the host rocks. The steeply-dipping magmâtic foliation in these

granites togelher with lheir subhorizontal magmatic linealion argue lor an emplacement controlled by

transcullent kine¡natics, As dìscussed by Petelnell et âl (2010), the similarity ofbânding orientation in aleas ofgneisses inside the g|aniles, as compared to the main CC â¡ea, suggests lhat these ate not lnegaxenoliths, but

most plobably rool'pendants on top ofthe Sena dos Macacos and Rio PeqLreno granites.

Figure 4. Mesoscopic features of the Serra dos Macacos Granite: (a) cm-sized large K-feldspar megacrysts

sunounded by biotiie mantles; (b) biotite in clusters and typical large biotite clots; (c) SMG partially assimilated

by the RPG attesting low temperature conhast between the magmas; (d) RPG xenoliths in the SMG with

diffus¡ve contacts; (e) mafic microgranular enclave in the SMG and (Ð sharp contacts of a apophyses of the

SMG in the CC ortogneiss.

3 Petrographic ând Microstructural Aspects of the Neoproterozoic Grânites

3.1 Rio Pequeno Grtnite and synplutonic dykes

The Rio Pequeno Granite compr'ìses loliated, poryhyr itic biotite monzo- to sycnogranites, with irregr.rlar

occuttence of hornbìende-bjotìte monzogranites, wilh ca.40Vo of3-5 cm long leldspal megacrysts immerse in a

rnedium- to coarse-grained mat|ix. Allauile, apatìte, zilcon, titanite, ilmenite and magmatic epidote aÌe the

accessory phases, K-fèldspar megaclysts show intragranulâr'fìâctules healed by groundmass material (Fig, 5a).

The K-Jekl.spars contain around 20 vol.o/,' string ol bfaid albite lamellae, which locally evolve to patch

pelthite. Wavy Êxtir'ìction is locally obselved. The plog|ession flom old glains to subglains is larely f'ound at

crystal borders. In the groundmass, cÌystals are generally subhedlal to anhedlal.

Plø¡gktclase (An2¡-2¡) crystals are subhecìral to lounded and form nolmally zoned, r'arely patchy zoned

megaclysts. Wavy extinction is well developed as well as small subgrains at the boÌders of lalgef crystals; kink

bands are rare. Some megacrysts col'ìtain large subgrains, suggestive of high def'ormation tempemtules;

plagioclase with cellular morphology indicative of magma mixing (cf, Velnon, 2004) is LaLely found (Fig, 5b). tn

high-strain zones, crystals fiom the matrix are polygonized attesiing to high deformation conditions.

According to Peternell et al. (2010), cracks in 1èldspals, mainly perpendicular to (010), ale filled with

quat tz, which is optically continuous wilh coaÌse-grained rnagmatic quartz outside the feldspals. Such cracks are

generally inteÌpreted as indicators of def'ormation in a crystal mlrsh (Bouchez et al., 1992).'Ihe latter authors

also rcport coarse myrmckite along lhe margins of magmatic K-feldspars that remains undef'olnrcd in contact

with the 1òl¡ation planes (tìig 5c).

?tru z ctystals ate mainly intersticial and rarely lbrm large crystals. Accolding to Peternell ot ai. (2010),

the qu¿rtz c-axis orientations show moderate irul distinct maxima close lo the magmatic iineation (L) indicating

h¡gh tornperatLne active c-slip. Chessboard pattern subgrains ale lound in lelic lalgel quartz glains indicating a

weak and widespread defor¡¡ation in lhe stability tìeld of high-quartz (Kruhl, 1996). '[he quartz stluctules ale

inteÌpreted as a resr¡lt of continuous delormâtion from magmatic to subsolidus stage, Prismatic sLrbglains are

abundant, as well as buldging l'catutes which evolve to grain-boundary mìgration lecrystallization, thus

gene|ating small recystallized glains both in the groundmass and at the borclers ol'larg g|ains.

Blor.vnish to dârk green /r¡ol11¡? is the main mâfìc phase and folrns agglegates of irìegulâr clistlibution. ln

varieties of higher color indices (9-12) some l¡ornhlende may occut in association with biotite, whereas in

samples of lowcr CI some hornblende relicts may be lound, indicating the transformation of ea|ly-crystallized

ho|nblelde in biotite + titanitc (Fig.5d).'I'he altelation ofnìafic aggregates g¡ves rise to chlorite, magnetite,

xenomorphic titanite and a sccondary epidote associated wilh small clystals of while mica.

Creenschist fÌìcies def'ormation sfuctr.res in the RPG ale described by Peternoll et al. (2010) as locally

abrrndant in up lo I dm-wide and several meter-long shear zones. In addition, locally up to I mm-wide micro

sheat zones occu| in the RPG bul they do not form distinct f'oliation plat]es.

Figure 5. Microscopic features in the Rio Pequeno Granite: (a) K-feldspar megacrysts with intragranular

fiactures healed by groundmass material attesting deformation in a crystal mush; (b) plagioclase crystal withcellular morphology attesting magma mixing process; (c) coarse undeftrrmed myrmekite along the margins ofmagmatic K-feldspars oriented in the foliation planes and (d) transformation of early-crystallized hornblende in

biotite + titanite in the typical RPG. Major size of all photos 10.40 mm.

The synplutonic dykes are composed of foliated quartz monzodiorite to monzogranites with medium-

grained equigranular to heterogranular texture and biotite as the only rock-forming mafic phase. The typical

color indices are 30-40. Allanite, apatite, titanite, ilrnenite and zircon are the acessory phases.

Plagioclase (Anzo-:s) is commonly subhedral or rounded, rarely euhedral. Regular zoning is not commonly

observed. Wavy extinction and kink bands are common features, but no subgrains were observed.

K-JÞtdspar is also not defonned and forms clean crystals with Carlsbad twinning, sometimes with l0 vol.%

of string albite lamellae. Some of the largest K-feldspar grains are xenocrysts, and are fìequently surrounded by

thin biotite crystals that resemble blade biotite (Hibbard, l99l).

Quartz commonly occurs as anhedral, sometimes rounded crystals. Wavy extinction, deformation bands

and subgrains are common features.

Biotite commonly forms clusters, but part of it is sparsely distributed. Typical biotite is brownish; a

secondary one is sometirnes observed as fine, reddish grains.

J.2 Serra dos iúqcctcos (irqnite

The Serrâ dos Mâcâcos Grânite ìs l'oliated, with typical equigranular, medium lo fine- glained texturc

with spa|se I cm-long feldspar crystals commonly surrounded by biotìle flakes, Allanite, apatite, zircon,

¡nagnel¡te, titânite and magmatic epidote are the rnain accessoly phases.

K-Jëldspar forms subeuheclral elongated or rounded grains that show irregular contacts wilh the other

mirìerals. String r'ì'ìicroperthite are common and albite lamellae fbrm l0-20 vol.o/o of the grains.

Tweed twinning is also cornmon, rnainly in the central part oflhe glains.

PIøgiocla.se (4n1,1-2a) is predominantly subhedral with concentric zoning and polysynlhetìc twinning, fhe

ca.l cm-long phenocrysts are euhedral ancl show regular zoning palterns, which are sometimes truncated (Fig.

6a). 'fhese crystals are inegularly distLibuted and ollen alteÌed. An older plagioclase population of very small

and strongly altered c¡ystals is found as inclusions in the main population,

Feldspal xenoclysts or evcn micloxenoltìhs are commonly observed ¡¡antled by biotile lÌne-grained

lamellae (Fìg, ób).

Quclrtz commonly occurs as aggregafes of round-shaped or anhedral grains. Wavy extinclion and large

snbglains with chessboard palterÌìs are common, According to Peternell et al. (2010), tl'ìe c-axis crystallographic

preferred orientations of igneous quaúz form small maxima close to the lineation, indicating high temperature c-

slip. As in the Rio Pequeno Granite, a weak subsolidus detbrmation is indicated by the occurrence of chessboard

slrbgrain patterns in coalse igneous quartz. Prismatic polygonization and small-scale grain lroundary suluring and

glain-bonndaly migratìon rocrystallization ('200 pm) occur locâlly. Both lèatures are interpreted as the rosult of

a weak gleenschist fàcies overprint.

lJbt¡ta is the only mafìc phaso and occurs mainly as fine-grained clusters of sparse distribution (tÌig. 6c).

'l he typical biotite is brownish to dark green. Its abundance is variable, but commonly in the 5-8 vol.%o range.

When altelcd, it is commonly associatod witlÌ opaque minerals, anhedral titanite, chlorite and also very fine-

grained muscovite (Ms2), Muscov¡te (Msl) occr.rrs as crystals of the same size of biolite (Fig. 6d); both micîs

detìne tlre weak loliation of thc SMG.

'lhe SMC shows mic|o and macro slÌuctures similat to those shown by the RPC; accotdingly, they were

int€r preled in ¿ìs nlagmatic, in agreement with the previoLrs intcrptctation of Petetnell et al. (20 l0).

Figure 6. Microscopic features in the Serra dos Macacos Granite: (a) euhedral plagioclase phenocryst withtruncated regular zoning patterns; (b) microxenolith surrounded by biotite fine-grained flakes; (c) typicalequigranular fine-grained texture of the SMG with sparse distribution of biotite flakes and (d) two generation ofmuscovite, the large MSI that is interpreted as primary and the fine-grained Ms2 that grows in the borders of the

biotite or Ms l crystals. Major size of photos a and d 3.25 mm and photos b and c 1 .63 mm.

4 AnalyticalProcedures

Major and trace element whole-rock analyses were obtained at the Laboratório de Química e ICP,

Universidade de São Paulo, Brazil. Representative samples of the rocks were first crashed in a hydraulic press to

granule size and was then quartered; a -100 g fraction was then powdered to <200 mesh in a planetary type

agate mill. Major elements were obtained in fused discs and trace elements in pressed pellets by XRF fbllowing

the methods described by Mori et al. (1999), Additional trace elements present in low (<100 ppm) concentration,

including the REE, were obtained by ICPMS after dissolution of 40 mg of sample by acid attack (HF+ HNO3) in

Parr bombs for 5 days at 200 "C (see Navarro et al., 2008 for futher details).

Rb-Sr and Sm-Nd isotope analyses were obtained at Centro de Pesquisas Geocronológicas (Cepegeo),

Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo. The same powders used for whole-rock elemental analyses

were taken into solution by acid attack, and the elements of interest were separated in ion-exchange columns

following the procedures described in Sato et al. (1995). No spikes were added; the 87Rb/86Sr and 'a7sm/'aaNd

ratios were calculated from whole-rock analyses obtained by XRF (Rb and Sr) and ICP-MS (Sm and Nd). The

isotope analyses were done by thermal ionization mass spectlomctfy (TIMS) in a VG354 spcctlometer equipped

with a single Faraday detecfor.

Pb isotope tatio analyses of K-fèldspaL crystals werc obtained by using a Nu Plasma multi-collector'

inductively coupled plasma mass spectrometer (LA-MC-ICP-MS), interl'aced with a Ne\¡,, Wave UP2 l3 laser

ablation system at the Radiogenic Isotopic F'acility (lìlF), tJniversity of ,4lbelta, Cânada. Data wcre obtained on

200 to 250 pm-thick polished sections in Ìaster mode; each analysis conesponds to â 160 x 800 pm raster areâ.

Crystal cores and rims weÌe analysed, ensuring that altered or cracked areas and minelal inclusions were

avoicled. I{eplicatc analyses of the standatd NIST 612 were used to estimale the precision and acculacy of the

laset ablation using the same protocol as the samples. A ' solution was simultaneously aspilated duling

ablatiotì to correct lor mass bias olPb isotope riìlios.'l'he total Pb signal ìntensitìes for the analyses varied lìom

0,4 to 1.2 Volts. 'fhe measurecl Pb isotope ratios show associâted lo uncertainties lhat are below the total

isotopic val iation recorded i¡r individLLal crystals.

5 ElementalGeochemistry

5. L lvlajor und'l-race Elenents

Thirly-four samplcs werc seloctod to reprosent different compositional and textural varietìes ofgÌanites and

associated malic rocks; the tesults are presented ¡n Table 1.

Both RPG and SMC aro nìostly slightly pelaluninous, with A/CNK values in the L0-LI rânge; lew

sartnples fiom RPC ale metalLr¡rinous (Fig. 7). The lcast diffelcnl.iated synplutonic dike associated with the RI,G

is metalLrminous; A/CNK incroasos in lhc moro diftèlentiated dikes. IlemaLkably, the A/NK vâltLes of the

synplLrtonic dikes alc systcmalically highel than lhe coeval RPG.

fiigute 7. A/NK v.s A/CNK diagram showing the slightly metaluminous to peraluminous characteÌ ofthe RPGând ìe s¡ightly pc[alun.ìinorìs charactef oÍ the SMG. Modified fiom Maniar and Piccoli (1989).

The IIPG has a large conpositional lange (63-73 wt% SiOr) as compaled to the SMC (10-14 wt% SiOr),

and may be divicled irto tlvo grorLps, a mole mafìc !vith 63-65 wt%o SiO2 and the lypical ''vith 69-73 wt% SiOr.

0.6 0 8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8

A/CNK

'['he RPC show well-defined negative correlations botween SiO, ancl ÀlrO3, CaO, FeO,, MgO, NarO,'fiO,

and PrOs (Fig. 8), Among thc hace-cleûìents, Ba, Sl and Z| show a compatible behavior wheteas Rb is slightly

less abur'ìdant in lhe more mafìc gLoup (trig.9).

Thc alkali contents ale high in both gÌanite gtoüps, with average Nâ2OlK?O ol fì-8.5 wt %.'l'he

synplutonic dykes also have high alkali contents (5.5-6.5 wt%) and show high KzO/Na:O ratios (0.9-l.l). 'lhe

K2O contents ofthe synplutonic dykes are signifrcantly lo\.ver than those ofthc associatcd GRP (- 3.2 wt%), and

appeal to be independent of Si()2.

Some majol and trace elements make it clear that the SMG constitute a distinctive group not related to RPG

by sinrple tìactionation processes. 'l'he SMG show lower iìeOt, TiOr, KrO/Na2O and Zt ran the most felsic

RPG, which overlap thei¡ restricted SiO2 range; remarkably, they are also characterized by highet Al2O3, Na2O,

Ba and Sr (Figs. 8, 9).

The Rb/S[ ratios of both granitcs show poorly defined lrcnds, nrainly fbl RPC, where a groLtp ol'samples

hâve low I{b but valiable Sr Çontents.

Although the geochemical data f'or the RPG synplutonic dykes is scatce, some impotanl considerations

can be haced. 'l'hese rocks present a broad compositional intelval; the least dìflelentiated sample has 55 wt%o

SiO2, the intermediate has 65 wt% SiO, and tho most evolved has 70 !vt% SiOr. The two leasl evolved sampìes

are fiom the same outcrop and are hosted by a granite that is part olthe rnain RPG group.. The intermediate dyke

overlaps in most variation diagrams with the molc nlafic lìPG gloup (Figs. 8 and 9). tt should be noticed the

most cyolyed synplutonic dike with monzogranitic conrposition is fìom a dit't'erent outcrop, and deviates fìom

the RPC geoclremical trends fbr several majot and hacc eloments.

Zilcon c|ystallization tcmpcralLuos otrtaincd f|om thc solubility curves of Wâtson ând LIân ison (l9fì3)

indicafc values arouncl 800'- 830" C l'ol thc lìPG and between 770" C ancl 800' C fbr the SMG. The widc

tclnpclaturc intcrval obtained lo| Lhc g|anites reflects its cornpositional yariation, as Zr contents dccreasc with

incroasing di fl'ercnliation.

Table l ¡,4alor and trace element for the studied rocks from the Camboriú Region. Oxides in wt% and trace elements in ppm.

Srnpl. ¡sio2 69,35 63,74 65J4 72,38 75,03 70,51 69,61 70,81 69,77 71,38 71,00 71,68

41203 14,53 15,05 14,85 13,47 12,21 13,80 13,96 13,65 13,82 13,22 13,57 13,90

FeOr 2,85 6,60 4,95 2,87 1,87 3,44 3,33 3,10 3,71 2,97 3,47 3,19

fVnO 0,04 0,11 0,08 0,04 0,03 0,07 0,05 0,06 0,06 0,04 0,05 0,05

N/]gO 0,73 1,19 1,34 0,45 0,19 0,59 0,54 0,48 0,62 0,44 0,57 0,54

CaO 1,86 2,39 2,66 1,40 0,89 1,60 1,61 1,57 1,73 1,43 1,63 1,58

Na2O 3,18 3,30 3,56 3,00 2,76 3,29 3,24 3,10 3,30 3,17 2,85 3,26

KzO 5,23 4,66 4,60 5,14 5,33 4,77 5,45 5,29 4,98 5,09 5,18 5,12

Ïio2 0,51 0,93 0,76 0,42 0,22 0,51 0,47 0,44 0,54 0,39 0,52 0,46

PzOs 0,18 0,30 0,24 0,12 0,03 0,17 0,16 0,13 0,20 0,11 0,17 0,18

1.0.t. 0,62 0,73 0,58 0,52 0,41 4,74 0,72 0,59 0,59 0,75 0,38 0,64

Total 99,07 99,00 98,77 99,81 98,97 99,48 99,13 99,22 99,32 98,99 99,39 100,60

Ba 1469 12AA 1232 861 318 866 986 837 822 710 921 840

Rb 165 161 150 146 149 181 177 187 189 179 162 194

Sr 433 247 356 196 91 196 212 196 199 172 211 186

Cs

Ga

1a

Hf

Nb 11

Zt 327

Y7Th 31

U9v 31

Co6Cr

Ni 6

La 113

Ce 139

Nd 48

Sm

EU

Gd

ïb

20 23 21 21 18 22 23 22 22 22

36

506

33

))6

trJ

14

I98

142

69

18

357

24

32

5

44

10

14

10

119

159

67

11

277

'16

28

11

22

ris14ô

68

12

187

13

30

13

27 27 28 30

322 324 319 340

44 41 37 39

27 20 29 38

10 11 11 I31 29 32 24

112 B5 115 rrO

147 133 157 156

71 64 74 78

Dy

Ho

Er

Yb

Lu

157

72

Major elements, Ba, SLR' and Zr results by RX Fluorescence: other \race elements and REE by ICPMS.

21

22

302

28

11

2A

3

5

24

1

-927 21

346 343

44 26

10 2

41 29

65-0-0

113 121

139 231

67 75

- 11,40

- 1,45

. 9,00

, 1,20

5,90

1,00

2,90

2,30

0,31

Table 1 . Cont¡nued

Sarnple PCA-254 PCA-314 PCA'514 PN¡P-o7A PIVP-224 PIVP-324 Pl\¡P,434 P|\¡P-51A PIVP-534 PN/P.078 Pi\lP,07C PIVP-094

sio2 71,70 70,41 65,35 70,10 70,91 69,49 70,06 70,63 63,75 65,38 55,22 69,86

41203 '13,10 13,95 16,30 13,77 13,54 14,04 14,02 13,83 15,84 14,67 14,34 1.1,99

Fe01 5,11 3,38 4,47 3,67 3,08 3,ô0 2,82 3,36 5,30 6,03 '11,65 6,28

l\4n0 0,05 0,06 0,09 0,06 0,04 0,05 0,05 0,05 0,09 0,10 0,18 0]2¡/90 0,19 0,56 0,77 0,56 0,46 0,62 0,52 0,55 0,82 1,60 2,45 1,00

CaO 1 ,14 1,64 2,44 1 ,72 1,46 1,77 1,57 1,66 2,59 2,79 4,86 2,22

Na2O 2,96 3,01 3,63 3,2A 3,10 3,21 3,'18 3,06 4,02 3,18 2,99 3,05

KzO 5,22 5,34 4,57 4,84 5,31 5,13 5,49 5,09 5,11 3,39 3,17 2,70

Tio2 a,n 0,51 0,60 0,52 0,43 0,56 0,38 0,44 0,78 0,96 A,n 0,94

Pzou 0,06 0,19 0,21 0,16 0,14 0,17 0]2 0,17 0,24 0,33 0,88 0,35

L.O.t. 0,32 0,49 0,81 0,68 0,74 0,52 0,69 0,47 0,56 0,82 0,87 0,77

Total 100,10 99,54 99,24 99,28 99,21 99,16 98,88 99,31 99,10 99,24 98,88 99,27

Ba 811 1040 1417 1147 1088 888 1095 994 1436 1269 1632 398

Rb 158 186 177 163 '188 207 195 160 143 127 68 153

Sr 144 204 254 200 185 203 219 216 299 263 416 145

Cs 5 4 11 6 3 4 2 3 4 3 2 6

Ga 23 24 23 22 22 22 20 21 26 22 23 22

Rio Pequeno Granite

Tâ11Hl 7 811 I8810Nb 16 19 28 27 28 24 29

Zt 255 327 491 332 303 305 288

Y 21 26 26 31 34 28 48

Th 21 17 45 24 26 29 22

u2254342v9243221C0356

Svnolutonic Dvkes

Cr006Nì O r) .

La 141 100 178 128 115 96 110 164 50

Ce 246 181 298 212 186 170 196 295 107

Nd 85 63 109 76 69 59 69 89 42

Sm 11,60 10,60 16,00 12,2A 12,50 9,49 12,80 11,90 7,99

Eu 1,52 1,57 2,41 1,69 1,43 1,70 1,59 1,81 2,05

Gd 6,90 7,90 10,90 8,89 9,88 7,11 11,30 7,56 6,55

Tb 1,00 1,30 1,24 1,18 1,43 1,00 1,73 0,88 0,97

Dy 5,10 6,7A 5,68 6,13 7,45 5,44 9,72 4,34 5,49

Ho 0,90 1,20 0,96 1,13 1,35 1,04 1,87 0,75 '1,08

Et 2,50 3,00 2,33 3,01 3,39 2,80 4,80 2,08 2,89

Yb 2,00 1,90 I ,94 2,70 2,65 2,45 3,79 1,40 2,64

66

ó ll

23 31

286 572

21 31

2772327 50

8 10

Lu 0,28 A,25 0,29 0,40 0,38 0,35 0,52 0,20

; ,; tl,z

27 54 24

334 606 493

22 56 40

16717212

13 ,u ti' t

15

80 108 115

136 190 189

50 88 72

8,04 16,60 14,00

1,93 3,88 1,24

6,18 13,50 12,14

0,80 1,96 1,87

4,12 10,80 10,00

0,77 2,05 1,75

2,03 5,44 4,02

1,67 4,70 2,50

0,39 0,23 0,69 0,35

Table 1. Cont¡nued

Serra dos l\,4acacos Granite

Sar¡pie PCA 294 PCA-384 P[/P.134 PN/P-144 Pl\lP-l74 P[¡P-204 PCA-304 PN¡P-12A PlrlP-214

sio2 72,81 71,79 73,22 72,66 73,79 72,00 72,49 73,28 72,61

Al2o3 13,70 14,08 13,79 14,04 13,63 13,89 13,71 13,81 13,76

Feor 1,65 1,99 1,59 1,68 1,33 2,02 1,76 1,51 1,80

l\4no 0,04 0,03 0,04 0,03 0,04 0,03 0,04 0,04 0,04

N4gO 4,42 0,45 0,31 0,33 0,25 0,40 0,36 0,29 0,35

CaO 1,46 1,51 1,32 '1,35 1,18 1,33 1,17 1,31 1,33

Na20 3,48 3,39 3,47 3,41 3,53 3,09 3,24 3,48 3,36

KzO 4,49 5,0'1 4,68 4,72 4,71 5,36 5,13 4,66 4,97

Tio2 0,20 0,24 0,18 0,21 0,15 0,26 0,20 0,17 0,22

PzOs 0,06 0,06 0,05 0,06 0,04 0,09 0,0ô 0,05 0,0ô

L.O.l. 0,61 0,64 0,66 0,74 0,44 0,89 0,78 0,70 0,83

Total 98,91 99,19 99,31 99,29 99,09 99,36 98,94 99,30 99,29

Ba 1367 1721 1427 1320 1075 769 1285 1628 1495

Rb 156 144 158 167 162 230 164 167 181

Sr 326 329 251 242 206 244 233 233 23A

Cs

Ga 18 17

Ta

Hf

Nb 18 10

Zt 156 192

Y20 11

Th 21 23

u I '10

v 16 14

Co

Cr

Ni -

La 72 87

Ce 87 113

Nd 34 50

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

HO

Er-Yb

Lu

17

212

27

20

12

18

öt

31

2A 2A

161 177

26 45

19 20

10 10

21 19

59 UU

78 71

28 30

18 18 19 '19

131

24

17

11

I

40

62

18

2 4 19

18 19 19

16 20

169 155

68 18

28 15

22

5

18

179

21

27

3

111 50 90

132 87 137

47 26 43

7,76 4,27 6,71

1,41 0,77 0,92

8,89 3,53 5,14

1,32 0,51 0,69

8,01 2,89 3,64

1,82 A,57 0,71

5,54 1,69 1,99

5 66 1,73 2.05

0.93 0,26 0,31

o Al,o,

ô

o n¡.{ô*

EAêq.."ä4"v ô*^$

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IA

^^lô o"* eô,:¡ r¿ /\j.w

^"ovô

t|igule 8. Majol elenrents variation diaglams using SiO2 as dil'tèrentiation index tbr the studied rocks. Symbolsas in 1ìgule 7,

55 60 65 70 75 55 60

si0,

T¡O?

o* *OOu@'

&u

=l

c.l

<ç*

ôo'&ôð(,ôp

%o65

s0,

A

o^Õôj9o n

ï".$^¡o

ôÒ

^ø

5s 60 65 70

sio'1

fiigLrre 9. Some trace elcmonts variation diagtamsSymbols as in fìgute 7.

5.2. Ilarc E.lrth Elentents

ô

^^o

^*' ^" ^A¡^<>a ' 'sdô ^<)v

é*o

Òo^Á

8^o^ oob-<)?sqo

<)

Thc chondritc-nornralized l{lili patterns of thc RPG samples (lìig. l0a) are fìâclionaled (ave[age

(t,a/Yb)N.- 26-35; a lcw higher. values ol ,'70) wittr neg¿ìtivc Eu anomalies (Eu/Lìu")¡- 0.5). 'l he SMG shows

slightly less fìactionated pattelns (LalYb)N- l8-29), mostly as a Ìesult ofthe unliactionatcd I-ll(EE palterns

(Gd/Yb)N= I .3-2). l ho nagaliye ILr anomalies aro nodetâte ((Etì/Éu-)r: 0.5-0.6; frig. ] 0b).

'Ihe least diff'crentiatod clike sample has the least ùaclionated REE palteln ((LalYb)N:15; slightly

negative E¡ anorraly, (Eu/Þì )¡= 0.84). The other more silica-r'ich dikes show RllE palterns \ryith lì'actionrtion

similar. to the IìPc granires (LalYbr=3 l-32); thcy diflèr' fìorn each other in terms of the Du anoÍìaly, which is

deep in the more tèlsic sample PMP-09 (Eu/Eu')¡ =0.29) and sublle in sample PMP-078 (0.79) (Fig. l0c)

*

/5 55 60 65 70 75

sio,

using SiO, as ditfelenliatìon index lot the sttrdie(l rocks.

açÕoof o

oAaa^ ö

'2

^

La Ce Pr Nd frn Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm \b Lu

FigLrLe 10. Chondrite nolmalized RËÊ patterns (tloynton, 1984) fot the sluclied tocks. (a) RPG, (b) RPG

synplutonic dykes ancl (c) SMG.

5.3. Classi/iccttion

Accorcling to the criteria suggested by lrrosl et al. (2001), all thc studied glanitic |ocks a|e lèr'r'oan and

occupy the fìeld of A-type gran ites (Fig. 1 l a); in fact, tlre h igh tìeO,/(tìeO¡ l MgO) values ol ca. 0,9 shown by the

RPC ¿rre similar to tlìose typical ofglanites with alkaline âffìnity ol ,Alype glanitoids (Whalen et al,, 1987). The

SMc are slightly more oxidized as indicatecl by their slightly lower FeOr/(FeOr'FMgO) ratios (-0.8). ln the

tieO,/(FeO,+ MgO) v.s Al2O¡ diaglam (Fig, I lb), all glanites plot in tho field ofoverlapping between calc-alkaline

and oxidized A-type granites ol Dall'Agnol and Oliveira (2007). It is noteworthy that tlÌe nost differentiated

dykes also plot as oxidized A-types; the leasl difl-efentiated dyke has an intermediate composition (55.2 wt%

SiO), and its relatively low Al2Or and high FcO,/(FcO,'rMgO) is consistent w¡th a tholeiitic âffinity,

Ca/Al ratios were used by Whalen ot al.( 1987) to identify A-type granites; values ol 10000x(ìalAl atound

2.6 l'or the SMCì p¡ot close ro the linits ol the A-type gtanite field whilst values shown by the IìPG (2.6-4) are

mole cleally within the A-type field (Fig. I lc-f).

I¡ the l{b v¡ (Y.f.Nb) discrimination diag|an (Peârce, 1996) (Fig, l2a) the stu(lied granites plot entirely in

the post-co llisiona I field; the RPc hâve slightly higher Y t'Nb relative to the SMC, and therclole shows a slighL

ten(loncy to (leviate to the within-plate lield. A similal tendenoy is st:en itr the Rb-lli-Nb diagram ol' llarris ct

al. ( 1986) (Fig. l2b).

o --I U.ö+,.o

ofl 0.6

50 55 60 65 70 75 80

si0,

o

o'l o.so

c;

w^)

t&s

Na,O+Kr(

10 12 14

4t,0,

t'\\oo--&¡,Þon ,ras {þ<)__ )

'f

['igr.rre I l. Classification diaglams lol the strLdied locks; (a) whole lock FeO,/(treO, ¡MgO) r,s SiO2 diagramshowing cornposilion of representative A-lype glaniles cornpared wilh cala-alkalinr: granites accorcling to the

crireria presented by Frost et al, (2001) and Dall'Agnol and Oliveira (2007); (b) whole tock FeO(/(FeOr lMgO)v.r A12Or diagram sl'ìowir]g the composition of reduced and oxidized A{ype granites cornpaled with calc-alkalincgranites (fields tiom Dall'Agnol and Oliveira (2007); (c) 1000*Ga/Al vr major olomcnts diag|ams for'disc|irnination of A-'lype granites tiom Whalen ct al. (|987). Symbols as in figul'e 7.

--;

'-,ff^)

5

10000"Ga/Al

--l"o ,

Æo /'r&s

T- .

5 10

10000-Ga/Ai

Y+Nb

tigute 12. Disctiminant diagtams of Peatce et al. (1996) and Harris (1986) indicating sources of thc studiedgranìtoids as related to post-collisional scttings. Symbols as in fìgure 7.

6. lsotopc Geochemistry

Whole-tock Rb-Sl and Sü-Nd isolope ratios wele câlculated at the rnagmatic crystallization agos obtained

by F'lolisbal et al. (201 la) for the lì.PC and synphrtonic dykes dykes (620 Ma) and f'or the SMc (6 l0 Ma) ('lable

2 ancl FigLrre l4). -fho lesults ofPb ìsotopic tatios obtained in K-1'eldspaL by LA-MC-ICI,MS ale plesentecl in

'l ab le 3.

The 865r'/8?311,¡ r'atios ofthc lìPG valy fiom 0.7079 to 0.7 t 14, ¿rncl slrow no cloar correlation with SiO2; the

least diffelentiated sanple PCA-5lA has the highest 8óSr'/87Sr'1¡, and a wide spread (0.7079 to 0,7110) is

observed in the maiu gloLrp.

The least cliffelentiated dyke has lower 86Sr'/87Sr',D lelative to its host, which belongs the main RPG group

(0.7083 vs 0.7096). 'Ihe siliÇa-r'ich dyke has a more radiogenic signature which is w¡thin the range of the rìrail

RPG gloup.

The two SMG have similar'865r/87Sr'¡,¡ (0.7083-0.7087), which is lowcr than most of the RPG.

The cNd, valLres are relatively homogeneous within each grânite gloup (tiig. l3). The RPG show eNd,

frot¡ -12 to -15, tho samc range ofthe synplutonic clykes. The SMC havc lemârkably molc nogative valucs C23

to -24), indicaling lhât it cannot be derived tìonr lhe same soLrlce of lhe RPG or be related to it by closed-system

cl ystal liactionation processes.

llles0ssome and

CC mafic rock .. . leucossolTìe 2

a ',l,,ri:.

i:

*.9:'1.:'ê.oôtr

ftigLrle 13. 'osr'/ntsr, us eNcl, for all the studied locks, Fìelds lbl the Camboliú Complcx rocks from Lopes (2008)

ancl xenoliths. Symbols as in fìgute 7.

The Srn-Nd model ages (TDM) weLe calculated using thc model ol De Paolo (1981). The IìPG ancl

synpl¡tonic clyke s have si¡lilar Sm-Ncl 't DM, varying tion 1.8 to 2.3 Ga; in spite of theil less ncgativc eNd,, the

two cJikes yield the olclest'tDM, rvhich rcsults f'r'om their higher Snr/Nd latios (frig. l4). Ihe SMG yield Atclrean

lDM (2.5 to 2.7 Ca), conärming tlìat they must de|ive from olcler soutces, as indicated by tlìcil sttongly

negalive sNdr (Fig. l4),

0.700 0.710 0.715 0.720 0.725

"Sr/"sr

TDM (Ga)

Irigurc 14. eNcl, v.r'l'DM ages for all tho studicd focks. Dât¿ì ofthe Camboriir Complex rocks ftom Lopes (2008).

Also plottrd in !'ig. l3 are thc Sr'-Nd isotope ratios (câlculatod at the RPG and SMC crystallization ages) of

migmatites and associated granites flonr the Camboriir Complex (extncted liom L,opes, 2008). Cleally, the CC

is î heterogeneous unit iu telns of S| and Nd isotopes, and the two types of mesossome-leucossome pairs

overlap with the strìdied granites: the molc abundarìt typo- I pairs (biotite-hotnblende tonalitic orthogncisscs and

their tr.ondhjemitic leucossonres) lìavo signatures similar to the SMG, whjlo type-2 paiIS (granil¡c to

monzogranitic orlhogneisses ard theil granitic leucossomcs) ovellap with the I{PG. On thc other hand, tlìe

0.5 1 1.5 2 2.5 3

Tâble 2. Sr-Nd

Sâmple

Rio Pequeno Gruníle

PMP-07Â 168

PCB-5IA 204

PMP-434 ì95

Pt\,fP,5tA 160

Sl'tq utonic ntafc 4,kes

PMP-07C ',72

PMP-OgA ]53

c data lor the Rio

Rb Sr 'Rb/tnsa

r99

)55

219

216

411

145

Cranite and

Serra dos il,lacocos Cranite

PMP-214 I38 190 2.863

PMP-464 200 ??1 2.583

2.443

2.31i

2.5'/6

2.143

0.507

3-053

Sr/

Sm-Nd T DM calcutated accordjng to DePaolo (1981)

onic malic

0.730832 4.868-05 0.70958

0.'73148',7 5. r 3t_ì-05 0.71135

0.730693 7.7ìL-05 0.70791

0-129696 6.43E-05 0;710'74

SE

_"kes a¡d Sena dos \4acâcos G¡anite

"s¿

0.'712',722 5.22E-05 0,70831 17.0

0.7i7280 2.018-05 0,71028 14.0

Sm Nd

0.728589 4.5011-05 0,70874

0-731185 2.83E-05 0.70834

12.0 '76,0

16,0 r 09.0

t2.8 69.0

ll.9 89.0

'"s¡r/

0.09ó

0.089

0-1t3

0.08r

otNd¡

0.51150 1.308-05 -14.42 1.98 0_5ìlrì

0.5lls9 r.30E,05 -r.99 Ì,78 0,ill240.511501 Ì.23l:-05 -]5.55 2.28 0,5i r04

0__5i l42t I-33E-05 -t4-62 1.86 0.51t09

88.0

12lt

'/ -0

6.4

0.1l7 0_51169 1.40F--05 "12.1:

0_ 8 0.5 534 8.988-06 -15.34

43_0

41.0

TDM

(Ga)

0.099 0.sr099 l.l0E-05 -24.26 2-65 0,51060

0.095 0-51 1025 4-33E-05 -23-,16 2.54 0_51064

l\o/

2.10

2.3 5

0.51122

0.51105

'Iable 3. t,A-lCP-MS Pb-Pb K-lelclspal isotopia dâta fbr the CRP, synplrìtonic dykcs ancl CSM.c'' cote: t:r'im and i-internrecliate zone

Sample

Rb Pequeno Grunite nore maJìc Group

l,MP-4342 - r

PMP-4342 - c

I'MP-4342 - ÌPMP-4342 -c

PMP-4342 - r'

I'MP-43A2 - C

PCA-5lA - c

PCA-5 lA - cPCA-5 lA - iPCA-5 lA - rt,cA-s lA - cPCIA-5 lA - r

,uoPb/ruuPb

t6,520 0,004

t6,499 0,0 L0

16,5 t4 0,005

t6,607 0,008

t6,519 0,010

16,5',7 5 0,01 r

t6,696 0,005

16,66 t 0,006

16,683 0,005

t6,7s3 0,027

t6,632 0,004

16,663 0.004

Rìo Petlueno (ìranite typical (;tonp

totltb/tutlrb

PMP-5 lA - rPMt-5rA-cPMP-5lA - r'

PMP-5lA-cPMP-5 lA - cPMP-5 lA -rPMP-074 -r

PMP-074 - c

PMP-074 - r

PMIr0TA - c

PMP-074 - c

PMP-074 - r

ts.434 0,005

15,406 0,0 L0

t5,42t 0,006

15,5 i0 0,009

15,40',7 0,010

1s,430 0,009

| 5,467 0,004

t5,444 0,006

15,455 0,005

15,461 0,026

t5,43'7 0,005

ts,462 0,005

r5,489 0,004

r5,404 0,006

15,48S 0,005

15,486 0,004

t5,482 0,004

r5,448 0,005

15,452 0,004

r5,430 0,005

15,430 0,005

t5,540 0,028

15,4.52 0,0 I I

t5,427 0,005

15,454 0,009

t5,426 0,013

15,487 0,0 t2

15,443 0,01 I

l5,32ll 0,009

t 5,524 0,010

r 5,250 0,036

15,461 0,004

15,416 0,0 r4

15,480 0,0 r7

15,5ó4 0,0 t7

15.305 0.047

,orPb/rouPb

t6,789 0,005

16,728 0,013

t6,7'78 0,004

16,77 | 0,003

t6,7.s0 0,003

t6,'73',7 0,004

16.634 0,004

t6,66t 0,01 I

t6,620 0,005

t6,746 0,025

t6,66t 0,014

16.605 0.005

3"1,t62 0,01 I

37,t2t 0"023

3"t,t36 0,0 r3

37,362 0,020

37,t t4 0,022

3'7,203 0,02 r

3',7,284 0,010

37,225 0,014

3',7,253 0,01 I

31,324 0,060

37,202 0,009

37,26',7 0,0 r I

3',7 ,326 0,0 I I

37,t34 0,0 t2

37,3 l8 0,012

37,309 0,008

37,296 0,008

31,228 0,010

37,254 0,009

37,208 0,0 r r

3',7,218 0,0 t I

3',/,457 0,058

37,249 0,026

37,t9',1 0,012

37,293 0,021t

37.258 0,034

37,4 t I 0,03 r

3',7,315 0,03 r

36,943 0,02'7

37,559 0,026

36,848 0,085

3'1,314 0,0 l037,234 0,038

37,358 0,042

37,563 0,045

3',7 .021 0. r r I

SynpluÍonic Dykes coevdl te IìPG

L e as t r1 i//è r e n t i a t c cl

PMILoTC - c

PMP-o7C - i

PMP-07C - r

PMP-07C - r'

PMP-O7C - c

PMP-07C - c

Mosl di//erentiated

PMP-09,^ - l'

PMP-094 - c

PMP-094 - L

PMP-()9,A - C

PMP-094 - r

PMP-094 - c

t6;792 0,006

t6,141 0,012

t6,837 0,0 l016,7s8 0,009

t6,704 0,007

t6,852 0,009

t6,529 0,037

16,699 0,004

16,656 0,021

t6;727 0,0 r7

16,8ll 0,020

ló.684 0.0ss

Table 3. (lonlinuecl

Scrrct dos Mlc(tcos Gt ûnite

PMP-464 -c

PMP-464 - c

PMP-4óA - r

PMP-464 - c

PMP-464 - r

PMP-464 ' c

PMP-46,\ - c

PMP-4óA - c

PMP-2lA- r'

PMP-2 lA- c

PMP-214- c

PMP-2 lA- r'

t6,t47 0,015

L6, t5l 0,026

16,410 0,09'7

16,0'74 0,0 l0

t6,320 0,029

t6,273 0,0 t0

t6,428 0,039

16,t73 0,014

16,623 0,094

16,223 0,024

16,128 0,009

t6,325 0,03 I

t5,324 0,00'7

t5,413 0,010

15,406 0,0 L6

t5,339 0,009

t5,258 0,026

t5,373 0,008

t5,273 0,028

t5,33't 0,013

t5,s30 0,03 r

15,37{t 0,025

t5,4 t4 0,0 t0

t5.498 0.029

37,347 0,083

37,097 0,064

37,t68 0,080

36,7',72 0,0 r 3

38,265 0,080

38,1 I I 0,034

38,692 0,164

37,s68 0,061

37,500 0,090

3?,030 0,061

36,824 0,028

3"t,259 0,068

monzogranìtes fi'om the CC outcrop studied by t,opes (2008) have initial Sr isotope signâtÙres thaf are mor'c

tadiogenic than RPG and SMG 1s6sr/87Sr1,¡ = 0.715-0.'/25). aithough lheir rNd, are also bimodal, and cove¡ the

same inte|vals as the two types ofmesossome (Fig. l3)-

'lhe l(-feldspar Pb-Pb isotope signatures of'the RPG and synp|,rtonic dikes are very similar and show no

significant variation (2'óPb/20'rpb: ló.5-16,8; 'otpb/'u''lrb= 15.4-15.5; 208pb/20apb= 3i.0-3'/.s). 'lhe only analyzecl

SMG sample, although with larger âssociated ellols, has lower'20óPb/'o''Pb (16.0-16.3) and 2o'Pb/tû4pb 115.3-

ls.a) (Fig. ls).

Figule 15. Pb-Pb in fèldspar isotopic signatures for the studied rocks. brror bars plottcd lor thc sanìpies withhigh associated elrols. 1a;'ooltb/tn'tPb vs 20?Pb/?0aPb

ancl (b)'?06Pb/'?04Pb u.r'ntp[:/'n'pb. Syrnbols as in IigLrru ?.

'l'he strongly negative eNd, signatures, the Archean TDM ages and the Lrnladiogenic Pb isotopic

signatures points to old crustal contriblrtion in the sources of the SMC. On the other hand, thc RPG and

associated synpltLtonic dykes always show Sr-Nd-Pb similar isotopic s¡gnalures that ale clearty distinct 1Ìom Lhe

SMG, pointing to conlfibution lrom younger crustal sor¡rces or to some jrìvenile contl ¡bution, as discLrsscd

below.

7. Petrogenesis

16.0 16,5 17.0

38

o_

ìo-

37

o+

é' *ef *^WTfl ]V? È

l"M" *' 'r{TF

7. L Genesìs und evolulion oJ the RPG: potenl¡ql sotoce t'eas and ¡ntertlctiotlrvith fiulic fttqgmqs

"[he lìio Pequeno Granite is dominated by relatively maûc-r'ich granites whose high CI (8,12) and total

(Fe+¡4g-¡¡¡ ancl low SiO2 (63 '13 wt%) differ 1Ìorn the compositions expected fiom pure clustal derived melts

(e.9., Patiño-Doucc 1999). These leatules are suggestive ofsome contribution flom mantle-derived nragmas,

what is leinforced by the occurrence of malic mictogranular enclaves and coeval dykes of intelmediate

composition (55 60 wt% SiOr). 'l'he contempolaneous clraractet and inteÍaction between the synplutonic dykes

and RPC in the magmatic stage are suggestive of some genetic link.

'Ihe isotopic signatures ofthe RPG, as lhe 8('Sr/87sri¡1 r¿ìtios that ¿Ìr'e lolv to moclelate lbl cntsldetivecl

melts (0.7079 to 0.71 l4), the negative sNd, (-12 to -14) ancl the non-radiogenic Pb isotopic signâtules po¡nt ro ar

,*Pbl*Pb16.5

importânt contribution fì om old lower crrìst. Anoll]ot impol tant consh aint on the sources of the IìPG is given by

tlìe zilcorì inlrc|itance identified by L,,/\-MC-ICPMS in the RPG and ona synpltìlonic dyke rvhich is dorr.rinantly

Neoproterozoic (660 ald 730 Ma), with a lÈw Mesoplolerozoic (ca. 1.6 Ga) ages, and appaÌently no

PaleopÍoterozoic oI Archean contribution (Florisbal et al., 201 I a).

Melting of rnetâssedirÌìentary |ocks fÌom the BMC can be |Lrled oü1, on the basis o{'theiÌ isotope

signâtuÌe; also, the dorninantly pelitic nature oi these rocks is expected to yicld strongly perâlunlinous rnelts,

which is not the câse fbl the RPG. ]'he ovellapping in Sr'-Nd isotope signature could indicate the type-2 CC

migmatitcs (biotite granodioritio to monzoglanitic orthogneisses with granodiotitic lo monzogranitic

leucossomes) as potential sonlces t'ol the RPG. flowever, the significanco of these migmiìlitic rocks with post-

Paleoproterozoic Sm-Nd T(DM) within the CC is still rLnclear', ancl they seem too tèlsic lo be a source at least fbr

the less dìflerentiâted RPG.

'I'ypical RPG granites ale lìactionated (69-'14 wt% SiOr), and defìne cornpositional ttends in Harkct-

type diagrams that aro aligncd with a mole pr'ìmitive group with 63-65 wt% SiOr. Ihese trends are consislent

with processes of mineral-melt fractionation involving early-f'ormed phases typical of granitic magmas (e,g,,

plagioclase, Iie-Mg mañc minerals, Fe-'Iioxides, apalite); theretore, on the basis ol'ele entâl geochelristry

only, clystal ftactionation could be invokecl as a viable mechanism to explain the obsetved compositional

valiation. From volume considelations, the hypothesis ll'ìat ûe morc primitìvc g|oup leptesents the composition

ol a nagma horn which tlìc "typical" llPG der'ìved by ctystal ftactionafion scems unlikely. The obsetved

dispersion shown by lhese mole rnafìc granites l'or such key eiements as Al2O], MgO, KrO, NarO, Iìb, Sr aud tsa

seems more consistent witlr these locks bearing a signifìcant curntLlative component. In any event, tho important

radiogenic isotope variations shown by the Rl']G indicate that models calling Lrpon a single soutce are not

sustainable, aÌìd open-system plocesses such as contamination ancl magma mixing shoulcl have been oper¿ìtivc in

the cvolution of thesc magmas.

'fhe contribrìtion from 'luvenile" matìc melts to the IIPG is suggested by the presence of scattered

r'¡rafic enclaves and mafic to intermediate synphLtonic dykcs. It is remarkable that the more pr imitive synplutonic

dyke (l,MP-07C; 55 wt'% Sior) has Sr-Nd-Pb isotopic signâlrìres ancl also zircon inhcritance (t'lorìsbal ct al.,

201 ta) similar to the t{PG, which is sLrggestive of a genetìc conneclion. A dyke of intermediafe cotnposition

fiom the same outcrop (PMP-078) behaves chernically as a p|oduct oI mixing between the rnore prìlllìtive (lyke

and tho hosl glanite, and is coinpositionally similal to the rnore plinitive group of RPG with equivalent silica

content (63-65 wt% SiO:). Since this intelmedìate dyke shows scvctal meso- and mictoscale 1èalLttes pointing to

interaction in the liquid state with the RPC host, it seems possiblo that the RPG more nralic gtoup can equally

have been produced by interaction betweerì the most evolvecl RPG and mafic, manfle-derived magrnas. In fäct,

petrographic evidence of mingling or mixing proccss in all the RPG varieties is widespreacl: blacle biotite and

occasional cellular plagioclase ate most charactelistic; fèldspar megacrysts mantled by mafic minetals ate

common in the synplutonic dykes. Taking all these leatures together and consideting thc gcochetnical and

isotopic heterogeneities observed

Irì conclüsion, we considc| that the lìPG may bcal small anrounts of ¿¡ mantle-derivod component, ¿rs

cxemplified by the composition of the rocks generâted by interaction between lhe typical RPG ancl mafic dykes.

We notice hor.veve| that even the nlost plimitive clykes already show clea¡ evidence of ¡nteraction wilh cnrstal

sources, lcsulting in isolope signatLrrcs ancl zircon i¡'ìl'ìoritanco patlelns that are un<ListingLrìshable fionl thc

evolved RPG.

7.2. Genesi.s and evolution oJ the SMG; mell¡ng d the (:amboriti Conplex?

The SMG appeal to corrcspond to pure crustal rnelts (e.g., SiO2 contents - 73-'74 wLÕ , slighLly

pclalLrminoLrs, with primary biotile r'muscovite; stloûgly regalive eNd,). 'lheiL geochemical and isotopic

characteristics point to old crustal soulcos more closc to the lower crust, like low U/Th ralios, low tusr/tts.¡,y,

sttongly negative €Ndr. ând non-radiogenio Pb isotopic signatures. l'he abundancc of Archean (3.4-2.9 Gâ) and

Iraleoprotetozoic (2. l-1.8 Ga) inheritcd zircon (F-lotisbal et al., 201 la) is also ¡n agtoerrrent with an old soLrrce.

'l'aking all these fèatures into account, the overlap with the Sr-Nd isolope signarure of the mesossome and

leucossone type-l (tonalitic olthogneiss with trondhjemitìc lcLrcossomes) fiom the Camboriir Complex is

indicative that rocks with similar age and isotope signature are good candidates îor lhe source of'the SMG:

Basei et â1. (2010) r'eportcd abundant Archean inheritance (3.3 Lo 2.7 Ga) and an impoltant

Neoproterozoic migmatization event (630 to 590 Ma) in the Canboliú Complex (for the age of migmatization,

see also Silva et al., 2005). Tho generation of the SMG by melting of the CC seems lherelole a feasible

hypothesis; we nolice however that, in spite o1'the strong geochronological and isotope connectiors, the exact

nature of [he source olthe SMG still noeds to be olucidated, since its K-rich natllle soelns irconsisterl with a

tonalitic source, and the CC is as yct poorly knowrl.

So¡¡e remalkablc dif'ferences belween lìPG and SMG such as the higheL'l'h/U r¿rtio ând more negâlive

€Nd(t) in the SMG aro suggestivo that thc RPG can ios a diffèrent ctlrstal componcnt, probably also tjo¡r lower

clust, but with lesser residence time. This is leillòr'ced by the clistinctive inheritance ages lepofted by FloLisbal et

al. (20lla), which show abundant Archear to Palooproterozoic inhelitecl zilcon cores in the SMG ancl only

scalce Mcsoproterozoic (1.ó Ca) i|herita|ce in the I{PG ¿lnd associalecl synpluton¡c dykes. 'Ihese tèatlrres

sttongly suggest that thcse two g|trnite types did not share a comlnon cl rrstal soLlrce.

A positive couelat¡on belween RPG ancl SMC in terms of 875r/8631 v.r eNd, is srìggested in Fig. l3; a

simila| tendency can also identifìed in studies of collelat¡ve rocks in a regional scale (tlasei et al.,20 ). I]'rorn

the isotope perspectivo, the RPG could be lherefore ll]ought as a product of mixing botweon a componont fìom ¿Ì

depleted, old crrrst similar to that which generated lhe SMG and a juvenile, mantle-derived component. This

hypothesis demands that the absence ofthe older Paleoprote|ozoic and Archean inhelitance found in the SMG is

explained. Lligher-temperalure melting to genetate the RPG lesulting in zircon dissolntion could be an appealing

expìanation f'or this, but the presence oi a Mesoprotelozoic (- I .6 Ga) inheritance that is not seen in the SMG is

diftìcult to leconcile with this, and again fàvouls the hypothesis a separate source,

8. 'l'ecbfiic sett¡ng of the edt ly posl-collisional granite ttogÛtllisttl in the (lamboùú rcgion

'Ihe compositional fèatures of both studied granite gloups ar'e anrbiguous to delÌne the¡r typology and

tectonic setting. Ihe high FeO,/(FeOr-f MgO) and some tlac(r-element fèatures, particula|ly in the RPG, arc

comparable to those of A-type granites, even though theil high CaO contents seems inconsistent wilh this, and

mole characleristic of high-K calc-alkaline series.

'Ihe resemblance with A{ype composition plobably is mostly a refìection olmclting undct low a(FI2O),

the single main fèature which is agreed by most authors to respond fo| the chemical behaviol of these glanites

(Clemens et al,, 1986; Whalen et al., 1987; Patiño-DuLce, 1999), Water-absent nelting ofan old, deplel(rd crust

of tonalite-granodiorite composition through biotìle bleakdown seems a viable oxplanalion, expla¡ning both the

relatively high contents ol solne hace-elements, which would refìect the high melting ternperâtures, nnd the low

mg#, which would be related to low nclting proportions,

'fhe syntector'ìic châracter of the RPG and SMC post-collisional magmatism is put into evidence by

ruicro and mesoscale structlnes (Petemell et al., 20t0) such as tho persistent ptesence of tìow fbliation,

sometinìes acconpanied by solid-state defo|rnation, as well as by rnict.ostluctLrtes suclt as chessboard-pattetn

grains in quartz and recÌystallizatjon of lèldspars. However, the non-penetralive châracter of lhe mylonitic zones,

and the reworking of primary stluctut.es mostly by magmatic now algue fo| intrusion undet low dilfèrential

stress conditions.

'the age of the RPG (626r,7 Ma) and the SMC (611,1.9 Ma) ancì some of theit compositional fèatures ate

consistent with a correlation with the early-folmccl post-collisional grânites that occur immediately to the south

ofthe Major Gelcino Shear Belr (ca. 630-610 Ma, Silva et a1.,2003; Irlotìsbal et al., 201lb).'lhe RPG is thus

coeval with similal polphyritic and (dominantly) metahìnrinous gtanites 1'rom the Florianópolis Batholith

emplaced in both high-strain (Quatro Ilhas Granitoi(ls; Bitencouü and Nardi, 1993; tlitoncoult ancl Naldi, 2000;

Irlorisbal et al., 201 La,b) ând low-stlain domains (Paulo L,opes Glanite; Silva t:t al., 2003; tìlorisbal et at., 2009).

'l'hs SMC, on lhe othct hancl, is cocval with the broadly similar equigranular, slightly petaluminous 609.t8 Mâ

Matiscal Glanitc, which is ìntlusive into the Quatro Ilhas Granitois in the high slrair zone of the [ilorianópolis

Batholith.

The potphylitic granites of thc early-phase post-collisiorlal magmatism of the Florianópolis Batholith

(ca. 630 Ma, Florisbal et a1.,2009,201lb) show evidence of interaction wilh tholeiilic basic magmas, which are

shown to part of their sources. Our prelened hypothesis fbl lhe gcnetation ol thc IìPC âdvocates ¿r sitlìilar

plocess, although the voìume of basic magrnas coulcl have becn smaller. 'fhe presence of an oxternal stress field,

even if weak, may have plovided conduits fol basic magmas arising liom the mantle. The interaction between

basic magmas and ctrLst¿l n'ìâterìals may have involved assimilation ofcftrstâl nlelts or Ìeactior'ì melting ofhigh-

grade metamolphic rocks and basic magmas, as admittcd by Patiño Douce (1995).

Some compositional leatures nrole alikc those of A-type glanites that disctiminate the Iì.PC ftorlì

medium to high-K glanires of'mature magmatic alcs probably refìects molting under ìorv a(FIrO) 01'tonâlitic to

gtânodiorilic solrrces, pelhaps with some addition of tholeiitic magmas. Granites with similar f'eatures ale

rcported in sovoral geotcclonìc cnvironments and, accoldirg to l]ar'[ra|in (1999), they do not indicate a specific

tectonic reg¡me, bul inslead a trausitional setling. As ptoposed by Bonin (1990), these granite types are f'ormed

dLrling the ctustal relaxalion period that succeed peâks ofa collisio¡al event, and would replesent the tlansitiou

tiom a complessive to an extensional legime.

Ackroì.vledgeme nts

We woLLld like to thank Judy Schultz and Andlew S. DuF'rane lbr helping with the analytical procedures

in UA. 'lhis research was supported by Fundação de Amparo à Pesquisa (FAPDSP) Projecrs N0 07 102387 -9 (lrhD

scholalshìp) and 2007/00635-5 (Grant).

Refelences

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