UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO PETROGÊNESE DE GRANITOS ...
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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
l ]iliil riliiliit iuil iltil illil ilfl ilil ilil fi il tili ilil ili
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
.i: ..
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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olârrr oJêd soplcêu.toJ u?qtuel les ¿ utpssud soprnu so oub u¡o sêgóBtuJoJSUÛ.rl êp olunfuot ullì Pll?d ']l?ultllJâlâp
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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e le,,rouro¡d e:¿d ol:gsseceu luuorctpu Jo¡ec o enb o1sr,r 'opáezt¡ulstrc p:otrelsod rueq o,rtsse.t8ord olueuttconllu ep
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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È'i"t" ' '
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
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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).
coNVlìN('otjs
cont¿Ìtos: tlclinitlo, irploxirnaclo.gladac ional
, ,,.)ç','i,.r:,.íy'
/-
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)
t/¡
//
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^).
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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
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(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
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( 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.
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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: [email protected]
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
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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
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0,14741 0,0053 0,83588 0,06356 0,0020
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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
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0,08903 0,0037 0.77805 0,06000 0,0020
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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
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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
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0,094'11 0,0040 0,95948 0,06018 0,0008
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Absolute
2a AnF /[,,]âì llrrl AdÞ /À,12\
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7 ,24437
6,83768
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PMP-464-50c1
0.0596
Enor
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o,2422
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552 24 563 2Q 605 31 9,1
Enor
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Dìsc
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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%
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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
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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
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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
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0,00f1
0,0008
0,0008
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0,0007
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0,0009
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0,0008
0,0009
0,0008
0,0008
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0,0008
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0,0009
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0,0009
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0,0009
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18
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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: gcolrÌ[email protected]
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
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ZIMRROS INTRUSIVE SUITF,
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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
ft
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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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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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*^$
u*- *'Ôô o
o
&"%o
Fe0,
*ô(,oo *â^'%
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<Ð ^ K,O^'a)e 'on%s4
A
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o*oo oOâ\^\r9ixsl^.
äô ^a)Nâ,1
ôO ,r.
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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