UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA TESE DE DOUTORADO GEOTECTÔNICA E EVOLUÇÃO CRUSTAL DAS FAIXAS RIO PRETO E RIACHO DO PONTAL, ESTADOS DA BAHIA, PERNAMBUCO E PIAUÍ AUTOR: FABRÍCIO DE ANDRADE CAXITO ORIENTAÇÃO: ALEXANDRE UHLEIN BELO HORIZONTE DATA: 25/10/2013 Nº 26 UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA TESE DE DOUTORADO GEOTECTÔNICA E EVOLUÇÃO CRUSTAL DAS FAIXAS RIO PRETO E RIACHO DO PONTAL, ESTADOS DA BAHIA, PERNAMBUCO E PIAUÍ Autor: Fabrício de Andrade Caxito Tese de doutorado apresentada ao corpo docente do Programa de Pós-graduação em Geologia da Universidade Federal de Minas Gerais como requisito parcial à obtenção do título de doutor. Área de Concentração: Geologia Regional Orientação: Prof. Dr. Alexandre Uhlein Afrânio, Pernambuco, Brasil “Ao examinar em primeira mão uma nova região, nada pode parecer mais desesperançoso do que o caos das rochas; mas, através do registro da estratigrafia e da natureza das rochas e fósseis em várias localidades, sempre raciocinando e prevendo o que vai ser encontrado em seguida, a luz em breve começa a ser jogada sobre a região, e a estrutura do todo começa a se tornar mais ou menos inteligível.” - Charles Darwin, Autobiografia “Todos os modelos estão errados, mas alguns são úteis.” - George E.P. Box AGRADECIMENTOS Ao orientador do trabalho, prof. Dr. Alexandre Uhlein, pelo companheirismo, discussões, apoio e incentivo constantes. Aos professores da UFMG, drs. Antônio Carlos Pedrosa Soares (Calota), Tiago Novo e Alexandre Chaves, pelo apoio, coleguismo, valiosas discussões e sugestões. Aos professores que me apresentaram os caminhos e possibilidades da geologia isotópica, em especial Ross Stevenson, Elton Dantas, Galen Halverson e Ivo Dussin. Ao Ivo pelo tempo dedicado e pelos macetes no espinhoso trabalho de redução de dados isotópicos U-Pb. Ao Elton agradeço pela empolgação, entusiasmo e visão privilegiada da geologia da Província Borborema. Aos alunos da pós-graduação em geologia da UFMG, principalmente Gabriel Jubé Uhlein, Joana Magalhães e Silas Salgado, pelo apoio nas realizações de análises isotópicas no GEOTOP, além do companheirismo e valiosas discussões. Ao Vassily Rolim que forneceu também valiosas sugestões ao trabalho. Aos bolsistas Túlio Amós e Moisés Ávila, pelo apoio nos trabalhos de campo e preparação de amostras; e aos alunos de geologia da UFMG, de todos os períodos, por continuamente injetar novo ânimo e inspiração. Aos amigos da turma de Geologia - UFMG de 2003, especialmente ao Guilherme Freitas (Patolino) e Henrique Alvim Guimarães, que incentivaram e forneceram apoio e material enquanto a tese era ainda apenas um projeto. Ao Renato Santa Cruz (Fofão) e Cleone Jr. pela hospedagem e camaradagem durante os tempos de UnB. Ao prof. Dr. César Ferreira Filho, pelas valiosas lições sobre a geologia de complexos máfico-ultramáficos, e coleguismo no campo e na UnB. Ao prof. Dr. Alcides Sial, pelas palavras de incentivo e pelas análises isotópicas de carbono e oxigênio realizadas no NEG-LABISE, UFPE. Ao prof. Dr. Benjamin Bley de Brito Neves, pela troca de idéias sobre a geologia da Faixa Riacho do Pontal e dicas de afloramentos na região de Afrânio (PE). Aos profs. e alunos de geologia da UFES, em Alegre – ES, onde grande parte do texto final da tese foi redigido. Em especial, aos professores Ariadne Marra, Felipe Guadagnin e Caio Turbay por todo o apoio e material disponibilizado. À FAPEMIG e à Vale pelo financiamento através do Projeto CRA–RDP-00120-10. À CAPES pela disponibilização da bolsa de doutorado. À Vale pelo acesso e amostragem dos furos de sondagem e pela hospedagem durante os trabalhos de campo no sudeste do Piauí, especialmente nas pessoas de Walter Riehl, Márcio Erbes, seu Paulo e toda a equipe de Capitão Gervásio Oliveira (PI). Ao Isaac e pessoal da pousada Asa Sul, em São João do Piauí, pelo acolhimento, histórias, e contagiante entusiasmo pela vida. E finalmente, os maiores agradecimentos vão à minha família e principalmente aos meus pais, Enida e Cristóvão, por servirem sempre como exemplo de vida, amor, perseverança e fé tanto nos reveses quanto na bonança; e à Tatiana, que me ensina continuamente o verdadeiro sentido da minha vida. Este trabalho é dedicado a vocês. Sumário PARTE 1 – Introdução e contexto geológico 1. Introdução 1.1. Localização e acessos ......................................................................................... 1 1.2. Trabalhos anteriores e evolução dos conhecimentos .......................................... 2 1.2.1. Faixa Rio Preto...................................................................................... 2 1.2.2. Faixa Riacho do Pontal ......................................................................... 4 1.3. Aspectos fisiográficos .......................................................................................... 9 1.3.1. Faixa Rio Preto e noroeste do Cráton São Francisco ............................ 9 1.3.2. Faixa Riacho do Pontal ......................................................................... 11 1.4. Questões em aberto ............................................................................................ 11 1.5. Objetivos ............................................................................................................. 13 1.6. Metodologia de trabalho ...................................................................................... 13 1.7. Estruturação da tese ............................................................................................ 19 2. Síntese da evolução geológica da Província Borborema 2.1. Introdução à Província Borborema ...................................................................... 20 2.2. Arcabouço geológico ........................................................................................... 21 2.3. Contexto tectônico da Província Borborema ........................................................ 23 PARTE 2 – Geologia da Faixa Rio Preto 3. Artigo: Depositional systems and stratigraphic review proposal of the Rio Preto Fold Belt, northwestern Bahia / southern Piauí Abstract / Resumo ...................................................................................................... 28 3.1. Introduction .......................................................................................................... 29 3.2. Previous studies .................................................................................................. 30 3.3. Stratigraphic review proposal .............................................................................. 20 3.3.1. Cristalândia do Piauí Complex .............................................................. 33 3.3.2. Formosa Formation ............................................................................... 33 3.3.3. Canabravinha Formation ....................................................................... 36 3.3.4. Bambuí Group ....................................................................................... 37 3.3.5. Phanerozoic covers ............................................................................... 38 3.4. Description of stratigraphic columns .................................................................... 38 3.5. Facies, sedimentary environments and depositional systems of the Canabravinha Formation ................................................................................................................... 42 3.6. Tectonic context of the Rio Preto basin ............................................................... 44 3.7. Structural geology and tectonics of the Rio Preto Belt ......................................... 45 3.8. Final considerations ............................................................................................. 47 3.9. Acknowledgments ............................................................................................... 48 4. Artigo: Detrital zircon (U-Pb) and Sm-Nd isotope studies of the provenance and tectonic setting of basins related to collisional orogens: The case of the Rio Preto Fold Belt on the northwest São Francisco Craton margin, NE Brazil. Abstract ...................................................................................................................... 51 4.1. Introduction .......................................................................................................... 52 4.2. Geologic setting and stratigraphy ........................................................................ 54 4.2.1. Cristalândia do Piauí Complex .............................................................. 54 4.2.2. Formosa Formation ............................................................................... 56 4.2.3. Canabravinha Formation ....................................................................... 56 4.4.4. Effects of the Brasiliano Orogeny in the stratigraphic relationships ........ 58 4.3. Sampling and analytical procedures .................................................................... 58 4.4. Results ................................................................................................................ 61 4.4.1. Detrital zircon U-Pb ............................................................................... 61 4.4.1.1. Formosa Formation ................................................................... 61 4.4.1.2. Canabravinha Formation ........................................................... 62 4.4.2. Sm-Nd ................................................................................................... 64 4.5. Discussion ........................................................................................................... 65 4.5.1. Possible source areas ........................................................................... 65 4.5.2. Comparison of the Nd isotope record of the studied units ...................... 68 4.5.3. Implications for the sedimentary evolution of the Rio Preto Fold Belt and stratigraphic correlations ................................................................................. 70 4.5.4. Implications on West Gondwana evolution ............................................ 72 4.6. Conclusions ......................................................................................................... 74 4.7. Acknowledgments ............................................................................................... 75 PARTE 3 – Geologia da Faixa Riacho do Pontal 5. Zoneamento tectono-estratigráfico da Faixa Riacho do Pontal 5.1. Introdução ........................................................................................................... 89 5.2. Embasamento .................................................................................................... 89 5.2.1. O embasamento na Zona Externa ......................................................... 93 5.2.2. O embasamento nas zonas Central e Interna ....................................... 95 5.3. Zona Interna ........................................................................................................ 96 5.3.1. Sub-domínio Santa Filomena / Paulistana ............................................. 96 5.3.1.1. Complexo Santa Filomena ........................................................ 98 5.3.1.2. Complexo Paulistana................................................................. 99 5.3.2. Sub-domínio Morro Branco.................................................................... 101 5.3.2.1. Complexo Morro Branco ............................................................ 101 5.3.2.2. Complexo Brejo Seco ................................................................ 102 5.3.2.3. Complexo São Francisco de Assis ............................................ 104 5.3.3. Suíte Afeição ......................................................................................... 105 5.4. Zona Central ........................................................................................................ 106 5.4.1. Complexo Monte Orebe ........................................................................ 106 5.5. Zona Externa ....................................................................................................... 109 5.5.1. Grupo Casa Nova .................................................................................. 109 5.5.1.1. Formação Barra Bonita ............................................................. 111 5.5.1.2. Formação Mandacaru ............................................................... 112 5.6. Granitóides Brasilianos ........................................................................................ 113 5.6.1. Magmatismo sin-colisional: Suíte Rajada .............................................. 113 5.6.2. Magmatismo sin a tardi-colisional: Suíte Serra da Esperança ............... 114 5.6.3. Magmatismo tardi a pós-colisional: Suíte Serra da Aldeia / Caboclo ..... 117 6. Geologia estrutural e metamorfismo da Faixa Riacho do Pontal 6.1. Introdução ........................................................................................................... 118 6.2. Regime compressivo ........................................................................................... 118 6.2.1. Fase D1................................................................................................. 118 6.2.2. Fase D2................................................................................................. 119 6.2.3. Fase D3................................................................................................. 127 6.3. Regime transcorrente – Fase D4 ......................................................................... 127 7. Arcabouço geofísico da Faixa Riacho do Pontal 7.1. Introdução ........................................................................................................... 132 7.2. Limites geofísicos ................................................................................................ 132 7.3. Caracterização geofísica da zona de sutura ....................................................... 133 7.4. Limite norte e a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste ................................ 134 8. Litoquímica, geocronologia e geologia isotópica (Sm-Nd) de rochas metabásicas da Zona Interna 8.1. Introdução ........................................................................................................... 137 8.2. Complexo Paulistana ........................................................................................... 137 8.2.1. Litoquímica ............................................................................................ 137 8.2.2. Geocronologia U-Pb .............................................................................. 143 8.2.2. Sm-Nd ................................................................................................... 144 8.2.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metamáficas do Complexo Paulistana ....................................................................................................... 145 8.3. Complexo Morro Branco ...................................................................................... 146 8.3.1. Litoquímica ............................................................................................ 146 8.3.2. Sm-Nd ................................................................................................... 150 8.3.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metavulcânicas do Complexo Morro Branco ................................................................................. 150 8.4. Complexo São Francisco de Assis ...................................................................... 150 8.3.1. Litoquímica ............................................................................................ 150 8.3.2. Sm-Nd ................................................................................................... 152 8.3.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metamáficas do Complexo São Francisco de Assis ................................................................................... 153 9. Artigo:The Afeição augen-gneiss Suite and the record of the Cariris Velhos Orogeny (1000-920 Ma) within the Riacho do Pontal Fold Belt, NE Brazil Abstract ...................................................................................................................... 160 9.1. Introduction .......................................................................................................... 161 9.2. Geological setting ............................................................................................... 162 9.3. Materials and methods ........................................................................................ 165 9.4. Results ................................................................................................................ 166 9.4.1. Field relationships ................................................................................. 166 9.4.2. Petrography ........................................................................................... 168 9.4.3. Lithochemistry ....................................................................................... 170 9.4.4. U-Pb ...................................................................................................... 175 9.4.5. Sm-Nd ................................................................................................... 176 9.5. Discussion ........................................................................................................... 178 9.5.1. Petrogenesis and tectonic setting .......................................................... 178 9.5.2. Correlation with other Cariris Velhos occurrences ................................. 181 9.5.3. Role of the Afeição Suite within the Brasiliano-aged (~630-550 Ma) Riacho do Pontal Fold Belt evolution ................................................................................ 182 9.5.4. Tectonic model ...................................................................................... 183 9.6. Conclusions ......................................................................................................... 186 9.7. Acknowledgments ............................................................................................... 186 10. Artigo: Evidence for Neoproterozic oceanic crust remnants within the southern Borborema Province, NE Brazil and implications for West Gondwana reconstructions Abstract ...................................................................................................................... 191 10.1. Introduction ........................................................................................................ 191 10.2. The Riacho do Pontal Fold Belt ......................................................................... 193 10.3. The Monte Orebe Complex: Oceanic crust remnants ........................................ 195 10.4. Conclusions ....................................................................................................... 199 10.5. Acknowledgments ............................................................................................. 200 APPENDIX 10.A – Materials and methods ................................................................. 201 11. Artigo: The Riacho do Pontal fold belt, NE Brazil: records of a complete plate tectonics cycle and implications for the Neoproterozoic evolution of the Borborema Province Abstract ...................................................................................................................... 205 11.1. Introduction ........................................................................................................ 206 11.2. The Riacho do Pontal fold belt .......................................................................... 207 11.2.1. Basement ............................................................................................ 211 11.2.2. Internal Zone ....................................................................................... 212 11.2.2.1. Santa Filomena / Paulistana sub-domain ................................ 212 11.2.2.2. Morro Branco sub-domain ....................................................... 215 11.2.2.3. Afeição Suite ........................................................................... 216 11.2.3. Central Zone ....................................................................................... 217 11.2.3.1. Monte Orebe Complex ............................................................ 218 11.2.4. External Zone ...................................................................................... 220 11.2.4.1. Casa Nova Group .................................................................... 220 11.2.5. Brasiliano granitoids ............................................................................ 221 11.2.5.1. Syn-collisional magmatism: The Rajada Suite ......................... 221 11.2.5.2. Syn- to late-collisional magmatism: Serra da Esperança Suite 222 11.2.5.3. Late- to post-collisional magmatism: Serra da Aldeia / Caboclo Suite ....................................................................................................... 222 11.2.6. Brasiliano-age deformation and metamorphism ................................... 223 11.3. New geochronological and isotopic data ........................................................... 225 11.3.1. U-Pb .................................................................................................... 225 11.3.2. Sm-Nd ................................................................................................. 229 11.3.3. C, O and Sr isotope data ..................................................................... 230 11.4. Discussion and conclusions: Towards a tectonic model for the Riacho do Pontal Fold Belt ............................................................................................................................ 232 APPENDIX 11.A: Materials and methods ................................................................... 240 PARTE 4 – Conclusões 12. Conclusões .................................................................................................................... 252 12.1. Principais conclusões ........................................................................................ 252 12.1.1. Faixa Rio Preto .................................................................................... 252 12.1.2. Faixa Riacho do Pontal ....................................................................... 252 12.2. Modelo de evolução tectônica e paleogeográfica .............................................. 254 13. Referências Bibliográficas ........................................................................................... 261 ANEXO: Coordenadas UTM dos principais pontos visitados Lista de Figuras Capítulo 1 Figura 1.1. Localização da Faixa Rio Preto ............................................................................ 1 Figura 1.2. Localização da Faixa Riacho do Pontal ................................................................ 2 Capítulo 2 Figura 2.1. Mapa geológico da Província Borborema ............................................................. 21 Figura 2.2. Mapa simplificado do Supercontinente Gondwana ............................................... 24 Figura 2.3. Mapa tectônico simplificado da Província NE Brasil – Nigéria – Camarões .......... 25 Figura 2.4. Reconstruções paleogeográficas de Rodinia e Gondwana .................................. 26 Capítulo 3 Figura 3.1. São Francisco Craton and surrounding belts........................................................ 31 Figura 3.2. Geological map of the Rio Preto Fold Belt ............................................................ 32 Figura 3.3. Stratigraphic columns of the Rio Preto Fold Belt .................................................. 35 Figura 3.4. Field photos of the Formosa Formation ................................................................ 39 Figura 3.5. Field photos of the Canabravinha Formation ........................................................ 41 Figura 3.6. Paleogeography of the Rio Preto basin ................................................................ 45 Figura 3.7. Geologic transect and structure of the Rio Preto Fold Belt ................................... 47 Capítulo 4 Figura 4.1. São Francisco Craton and Borborema Province .................................................. 53 Figura 4.2. Geological map of the Rio Preto Fold Belt and sample distribution ...................... 55 Figura 4.3. Stratigraphic columns of the Rio Preto Fold Belt, with U-Pb and Sm-Nd data ...... 57 Figura 4.4. Field photos of sample collection sites ................................................................. 60 Figura 4.5. U-Pb age histograms and probability density plots of the Formosa Formation ..... 62 Figura 4.6. U-Pb age histograms and probability density plots of the Canabravinha Fm. ....... 63 Figura 4.7. Comparative plots of Nd isotopic characteristics for the Rio Preto Fold Belt ......... 69 Figura 4.8. Nd isotope evolution diagram for the Rio Preto Fold Belt rocks ............................ 70 Figura 4.9. Paleogeographic reconstruction of the Rio Preto basin ........................................ 73 Capítulo 5 Figura 5.1. Mapa e seção geológica da Faixa Riacho do Pontal ............................................ 90 Figura 5.2. Fotos de campo do embasamento, complexos Paulistana e Santa Filomena ...... 97 Figura 5.3. Fotos de campo dos complexos Morro Branco e Brejo Seco ............................... 103 Figura 5.4. Fotos de campo da Suíte Afeição ........................................................................ 107 Figura 5.5. Fotos de campo do Complexo Monte Orebe e Grupo Casa Nova ........................ 110 Figura 5.6. Fotos de campo de granitóides brasilianos da Faixa Riacho do Pontal. ............... 115 Capítulo 6 Figura 6.1. Estruturas relacionadas à Fase compressiva D1 ................................................. 119 Figura 6.2. Estruturas relacionadas à Fase compressiva D2 ................................................. 122 Figura 6.3. Estruturas do estágio compressivo no Açude do Ingazeiro, Paulistana ................ 124 Figura 6.4. Seção geológica com indicação aproximada das isógradas de metamorfismo .... 126 Figura 6.5. Estruturas relacionadas à Fase transcorrente D4 ................................................ 128 Figura 6.6. Dobras de arraste nos arredores da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. 130 Capítulo 7 Figura 7.1. Seção geológica e perfil gravimétrico de anomalia Bouguer ................................ 135 Figura 7.2. Comparação entre anomalias Bouguer de zonas de sutura pré-cambrianas........ 136 Capítulo 8 Figura 8.1. Diagramas bivariantes de amostras do Complexo Paulistana .............................. 139 Figura 8.2. Diagramas de classificação química e tectônica do Complexo Paulistana ........... 140 Figura 8.3. Padrões de ETR e aranhogramas do Complexo Paulistana ................................. 143 Figura 8.4. Diagramas Concórdia (U-Pb) de zircões do Complexo Paulistana ....................... 144 Figura 8.5. Diagramas bivariantes de amostras do Complexo Morro Branco ......................... 147 Figura 8.6. Diagramas de classificação química e tectônica do Complexo Morro Branco ...... 148 Figura 8.7. Padrões de ETR e aranhogramas do Complexo Morro Branco ............................ 149 Figura 8.8. Diagramas de classificação química e tectônica do Complexo São Francisco ..... 152 Figura 8.9. Padrões de ETR e aranhogramas do Complexo São Francisco ........................... 153 Figura 8.10. Diagrama de evolução isotópica do Nd das amostras dos três complexos ........ 154 Capítulo 9 Figura 9.1. Map of the Borborema Province and location of the study area............................ 163 Figura 9.2. Schematic cross-sections of the study area ......................................................... 167 Figura 9.3. Field photos and photomicrographies of the Afeição Suite ................................... 169 Figura 9.4. Harker diagrams of the Afeição Suite samples ..................................................... 172 Figura 9.5. Lithochemical classification diagrams of the Afeição Suite samples ..................... 173 Figura 9.6. Tectonic discrimination diagrams of the Afeição Suite samples............................ 174 Figura 9.7. ETR patterns and spidergrams of the Afeição Suite samples ............................... 175 Figura 9.8. SEM images and U-Pb Concordia diagrams of analyzed zircons ......................... 177 Figura 9.9. Nd isotopic evolution diagram of samples from the Afeição Suite ......................... 179 Figura 9.10. Ti = 1 normalized spidergram of samples from the Afeição Suite ....................... 180 Figura 9.11. Tectonic model for the Tonian evolution of the Internal Zone ............................. 185 Capítulo 10 Figura 10.1. Major cratons and orogenic areas of West Gondwana ....................................... 193 Figura 10.2. Schematic map and cross-section of the Riacho do Pontal Fold Belt ................. 194 Figura 10.3. Comparison of the Bouguer anomaly profile of distinct Precambrian sutures ..... 196 Figura 10.4. Lithochemical plots of the Monte Orebe Complex samples ................................ 198 Figura 10.5. Sm-Nd isochron of metabasalt samples from the Monte Orebe Complex ........... 199 Figura 10.6. Tectonic model for the Monte Orebe oceanic crust ............................................ 200 Capítulo 11 Figura 11.1. Schematic map of the Borborema Province ....................................................... 208 Figura 11.2. Geologic map of the Riacho do Pontal Fold Belt ................................................ 209 Figura 11.3. Geologic transect of the Riacho do Pontal Fold Belt ........................................... 210 Figura 11.4. Field photos of the Riacho do Pontal Fold Belt ................................................... 214 Figura 11.5. U-Pb Concordia diagrams of Rajada Suite samples ........................................... 226 Figura 11.6. Detrital zircon U-Pb age spectra histograms and probability density plots .......... 228 Figura 11.7. Nd isotope evolution diagram of analyzed samples ............................................ 230 Figura 11.8. C and O isotope data of the Umbuzeiro borehole samples ................................. 231 Figura 11.9. C, O and Sr isotope data of the Barra Bonita and Salitre fms. compared ........... 232 Figura 11.10. Tectonic evolution model of the Riacho do Pontal Fold Belt ............................. 238 Figura 11.11. Cross-sections of the tectonic model ................................................................ 239 Capítulo 12 Figura 12.1. Reconstrução paleogeográfica da região estudada ............................................ 259 Lista de Tabelas Capítulo 3 Tabela 3.1. Proposal of stratigraphic review for the Rio Preto Fold Belt ................................. 49 Tabela 3.2. Lithofacies and sedimentar processes of the Canabravinha Formation ............... 50 Capítulo 4 Tabela 4.1. Rio Preto Fold Belt stratigraphy ........................................................................... 76 Tabela 4.2. U-Pb data of the Canabravinha and Formosa fms. samples ................................ 77 Tabela 4.3. Sm-Nd data of the Rio Preto Fold Belt samples .................................................. 88 Capítulo 8 Tabela 8.1. Dados litoquímicos do Complexo Paulistana ....................................................... 155 Tabela 8.2. Dados litoquímicos do Complexo Morro Branco .................................................. 156 Tabela 8.3. Dados litoquímicos do Complexo São Francisco de Assis .................................. 157 Tabela 8.4. Dados U-Pb da amostra FRP316A (Complexo Paulistana) ................................. 158 Tabela 8.5. Dados isotópicos Sm-Nd dos três complexos ...................................................... 159 Capítulo 9 Tabela 9.1. Lithochemical data of the Afeição Suite ............................................................... 187 Tabela 9.2. U-Pb data of zircons from the Afeição Suite samples .......................................... 189 Tabela 9.3. Sm-Nd isotope data of samples from the Afeição Suite ....................................... 190 Capítulo 10 Tabela 10.1. Lithochemical data of the Monte Orebe Complex .............................................. 202 Tabela 10.2. Sm-Nd isotope data of samples from the Monte Orebe Complex ...................... 204 Capítulo 11 Tabela 11.1. U-Pb zircon data of samples from the Rajada Suite and Barra Bonita Fm. ........ 242 Tabela 11.2. Sm-Nd isotope data of samples from the Riacho do Pontal Fold Belt ................ 249 Tabela 11.3. C, O and Sr isotope data of marbles from the Barra Bonita Fm. ........................ 250 Tabela 11.4. C and O isotope data of marble samples from the Umbuzeiro borehole ............ 251 Capítulo 12 Tabela 12.1. Cronologia dos eventos propostos para a evolução tectônica da região. .......... 260 RESUMO As faixas Rio Preto e Riacho do Pontal são parte do extenso sistema orogênico Brasiliano / Pan-Africano do Supercontinente Gondwana Ocidental no Nordeste do Brasil, se estendendo por aproximadamente 600 km na direção SW-NE nas margens noroeste e norte do Cráton do São Francisco. A Faixa Rio Preto é composta pela Formação Formosa (xisto, quartzito, anfibolito), provavelmente depositada em uma bacia retro-arco paleoproterozóica (~1.9 Ga) e, portanto, parte do embasamento da faixa dobrada; e pela Formação Canabravinha (metadiamictito, metagrauvaca, metaturbidito), que representa o preenchimento de uma bacia rift neoproterozóica (900-600 Ma). A deformação brasiliana ocasionou a inversão da bacia intracontinental e gerou uma estrutura complexa em leque assimétrico de dupla vergência, entre 600 e 540 Ma atrás. A Faixa Riacho do Pontal pode ser subdividida em três domínios tectono-estratigráficos, de norte para sul: as zonas Interna (núcleo metamórfico), Central (ofiolítica) e Externa (thrust-and-fold belt). A Zona Interna contém importantes intrusões de augen-gnaisse de idade toniana (Suíte Afeição, 1000-960 Ma) que podem representar uma continuação do Cinturão Cariris Velhos, a nordeste. A Zona Central, cujas características geofísicas são muito similares às de zonas de sutura pré-cambrianas, é caracterizada pelo Complexo Monte Orebe, composto principalmente por metabasaltos e rochas metassedimentares de ambiente marinho profundo. Dados Sm-Nd sugerem uma idade de extrusão dos protólitos dos metabasaltos em torno de 820 Ma. Valores iniciais positivos de εNd(t) = +4.4 e razões 147Sm/144Nd acima da razão condrítica indicam uma fonte de manto empobrecido, o que, conjuntamente à química do tipo T-MORB, semelhante aos ofiolitos relacionados à zonas de subducção, sugere que os metabasaltos representam remanescentes obductados de uma crosta oceânica neoproterozóica. A Zona Externa é caracterizada pelo sistema de nappes Casa Nova, composto por duas unidades, da base para o topo: A Formação Barra Bonita, uma sequência plataformal que representa parte da margem passiva norte do Cráton do São Francisco; e a Formação Mandacaru, uma sequência turbidítica do tipo flysch, depositada em uma bacia de margem ativa há aproximadamente 630 Ma atrás. Toda a faixa dobrada é intrudida por granitóides sin a pós-colisionais de idade Neoproterozóica tardia (~630-540 Ma). A Faixa Riacho do Pontal provavelmente representa um ciclo de placas tectônicas completo no Neoproterozóico tardio, envolvendo a colisão do Cráton do São Francisco com a porção extremo oeste do bloco de Pernambuco – Alagoas, a norte. Esta interpretação diverge de visões da Província Borborema como um bloco coerente desde o Paleoproterozóico (parte do Supercontinente Atlântica) sugerindo, ao invés, um ambiente dinâmico onde múltiplas placas interagiram para formar esta porção do Supercontinente Gondwana Ocidental. Palavras Chave: Orogênese Brasiliana, Província Borborema, Faixa Rio Preto, Faixa Riacho do Pontal, Gondwana Ocidental. ABSTRACT The Rio Preto and Riacho do Pontal fold belts are part of the extensive Brasiliano / Pan- African branch of orogens of West Gondwana in Northeast Brazil, extending up to 600 km in a SW- NE trend within the northwest and north São Francisco Craton margins. The Rio Preto Fold Belt is composed by Formosa Formation (schist, quartzite, amphibolite), probably deposited in a paleoproterozoic (~1.9 Ga) back-arc basin and thus part of the basement to the fold belt; and the Canabravinha Formation (metadiamictite, metawacke, metaturbidite), probably deposited in a Neoproterozoic (900-600 Ma) rift basin. Neoproterozoic deformation originated a complex assymetrical doubly-vergent fan structure, between 600 and 540 Ma ago. The Rio Preto Fold Belt probably represents the inversion of an intracontinental basin, as orogenic or oceanic rocks have not yet been identified within its outcropping area. The Riacho do Pontal Fold Belt can be subdivided in three tectono-stratigraphic domains, from north to south: The Internal (metamorphic core), Central (ophiolitic) and External (thrust-and-fold belt) zones. The Internal Zone contains important Tonian- aged (1000-960 Ma) augen-gneiss intrusions (Afeição Suite) which might represent a continuation of the Cariris Velhos Orogen further northeast. The Central Zone, whose geophysical characteristics are very similar to those of Precambrian suture zones, is characterized by the Monte Orebe Complex, composed mainly by metabasalts and deep-sea metasedimentary rocks. Sm-Nd whole rock data suggest extrusion of the metabasalt protholits at around 820 Ma. Initial εNd(t) = +4.4 and 147Sm/144Nd values above the chondrite ratio indicates a depleted mantle source, which together with a T-MORB, subduction-related ophiolite geochemistry, suggest that the metabasalts represent obducted remnants of a Neoproterozoic oceanic crust. The External Zone is characterized by the Casa Nova nappe system, which is composed by two units, from the bottom up: The Barra Bonita Formation, representing a platformal sequence which is broadly coeval to the cratonic cover of the Una Group and thus represent part of the northern São Francisco paleocontinent passive margin; and the Mandacaru Formation, which is a turbiditic, flysch-like unit, deposited in an active margin basin with sources toward north, at around 630 Ma ago. The whole belt is intruded by extensive syn to post- collisional granitoids of late Neoproterozoic to Cambrian age (~630-530 Ma). The Riacho do Pontal Fold Belt probably represents a complete plate tectonics cycle in the late Neoproterozoic, involving the collision of the São Francisco Craton with the western edge of the Pernambuco – Alagoas block further north. This interpretation challenges a view of the Borborema Province as a coherent block since the Paleoproterozoic (part of the Atlantica Supercontinent); suggesting, instead, a dynamic setting where multiple plates interacted to form this portion of West Gondwana. Keywords: Brasiliano Orogeny, Borborema Province, Rio Preto Fold Belt, Riacho do Pontal Fold Belt, West Gondwana 1.1. Localização e Duas áreas foram estudadas n abrange a porção noroeste do estado da Bahia Figura 1.1), graus decimais), em uma área de aproximadamente 8.000 km urbano é a cidade de Formosa do Rio Preto mais distante da capital do estado, Salvador (cerca de 1.030 km). Para acessar a região partindo de Belo Horizonte, segue acessada a MG 020 até a cidade de Luís Eduardo Magalhães acesso de Barreiras para Formosa do Rio Preto. São aproximadamente 1.500 km no trecho Belo Horizonte apresentam, em geral, bom estado de conservação. Figura 1.1 A área da Bahia, Pernambuco sendo limitada pelos paralelos -188 até Unaí, e daí a BR – Formosa – Localização da área da Faixa Rio Preto nos estados da Bahia / Piauí. (Modificado de DNIT corresponde CAPÍTULO 1 acessos -se através da BR do Rio Preto, por esse trajeto. As rodovias são, em sua maioria, federais e nte à Faixa Riacho do Pontal (PE) e Piauí, na região nordeste do Brasil ( o presente -040 sentido Brasília até a cidade de Paracatu -251 – INTRODUÇÃO trabalho. A área correspondente à Faixa Rio Preto (BA) na região limítrofe com o estado do Piauí ( -10,63º e - BA (21.827 habitantes, IBGE 2 até Planaltina – BA, e daí pela BR 2002) -11,53º e meridianos 2 (100 x 80 – DF. De Planaltina é acessada a BR abrange a região limítr km 008 -242 até Barreiras. A BR Figura 1.2), sendo limitada pelos -45,46º e - ). O principal centro ), município baiano - MG, onde é ofe entre os estados 1 PI; 44,73º (em - -135 dá paralelos -8,00 km2 (295 x 225 km IBGE 2012 extremo sul da região São Raimundo Nonato (PI), central da faixa dobrada, destaca vias de acesso à área são as rodovias BR 459, no sentido pavimentadas e apresentam, em geral, bom estado de conservação. Figura 1.2 1.2. Trabalhos 1.2.1. Faixa Rio Preto A Fai Francisco em sua margem noroeste º e -10,00 ). O principal centro urbano é a cidade de ), juntamente à cidade de Juazeiro (BA) à margem oposta do Rio São Francisco Leste – Mapa rodoviário e principais acessos da região da Faixa Riacho do Pontal. xa Rio Preto é um cinturão de dobramentos brasiliano que bordeja o Cráton do São º e meridianos . Ao norte, São João do Piauí (PI), -Oeste (Posto Pipocas anteriores e -42,70 noroeste, sudoeste e sul -se a cidade de Afrânio (PE) -407, no sentido evolução dos (Figura 2.1) º e -40,00 e Casa Nova (BA), – São João do Piauí). Ambas conhecimentos . Além de alguns projetos de ação governamental, a º, em uma área de aproximadamente Petrolina , as principais cidades são Paulistana . A partir de Petrolina, as Sudeste-Noroeste - PE respectivamente (P (305.352 . etrolina – P as rodovias são 2 66.000 habitantes, , no (PI), Na porção principais icos), e PI- 3 região foi visitada por poucos pesquisadores desde o início do Século XX. Nestes trabalhos, as rochas metassedimentares aflorantes no vale do rio Preto já foram atribuídos ao Neo, Meso e até mesmo ao Paleoproterozóico. O trabalho pioneiro que abrange a geologia da Faixa Rio Preto é atribuído a Moraes Rego (1926), que executou um mapeamento na escala 1:1.000.000 da parte ocidental do estado da Bahia, seguido por Domingues (1947), em um estudo regional do centro-oeste do estado. Esses autores descreveram os quartzitos e filitos do vale do rio Preto, correlacionando-os à Série Jacobina de idade Algonquiana (termo obsoleto que corresponde nos dias de hoje ao Eon Proterozóico); os calcários, filitos e arenitos que se estendem desde a região de São Desidério até a vila de Cariparé, correlacionando-os à Série Bambuí de idade Siluriana; os arenitos que ocorrem em cotas acima de 650 m, da Formação Urucuia, posteriormente elevada à categoria de grupo por Campos & Dardenne (1997), de idade cretácea, e os sedimentos inconsolidados quaternários e recentes da planície do rio São Francisco, denominados Formação das Vasantes. Winge (1968) realizou um mapeamento geológico entre as serras do Estreito e do Boqueirão, a leste da área de estudo, considerando os quartzitos que as compõem como pertencentes ao Grupo Itacolomi. Para esse autor, os quartzitos e filitos ocorrentes a oeste e noroeste da Serra do Boqueirão fazem parte também desse grupo, e não da Série Jacobina como considerado pelos autores anteriores. Moutinho da Costa et al. (1971) apresentaram uma primeira tentativa de subdivisão geotectônica para o oeste da Bahia, ainda no contexto da escola geossinclinal, caracterizando uma zona miogeossinclinal entre Riachão das Neves e Formosa do Rio Preto, uma zona pericratônica na região de Barreiras e São Desidério e uma zona cratônica a sul de São Desidério. Esses autores posicionam as rochas da zona miogeossinclinal no Proterozóico Médio (Grupo Espinhaço Superior). Santos et al. (1977) realizaram mapeamento geológico regional na Folha Rio São Francisco, englobando os metassedimentos do noroeste baiano sob a denominação Grupo Rio Preto e situando- os estratigraficamente acima do Grupo Chapada Diamantina, do Mesoproterozóico, e abaixo do Grupo Bambuí, do Neoproterozóico. Inda & Barbosa (1978) publicaram o mapa geológico do estado da Bahia em escala 1:1.000.000, através da compilação e análise crítica da massa de dados até então adquirida. Esses autores apresentam uma interpretação geotectônica para a região do rio Preto, que difere da interpretação de Moutinho da Costa et al. (1971) pela adição da zona eugeossinclinal, caracterizando o “Geossinclinal do Rio Preto”, com vergência tectônica de norte para sul, ou seja, em direção ao Cráton do São Francisco. Esses autores posicionam a deposição do Grupo Rio Preto no Proterozóico Médio, com deformação e metamorfismo brasilianos, no Neoproterozóico. 4 Jardim de Sá & Hackspacher (1980) realizaram um reconhecimento estrutural na borda noroeste do Cráton do São Francisco, identificando quatro fases de deformação. Esses autores posicionam o Grupo Rio Preto no Proterozóico Inferior, por correlação com as rochas supracrustais da Faixa Riacho do Pontal, que, à época, eram consideradas por uma corrente de pesquisadores como mais antigas do que o Grupo Chapada Diamantina; e também por acreditarem que a deformação de direção N-S registrada nas serras do Estreito e do Boqueirão (tipo “Espinhaço”) superpõe as estruturas de direção NE-SW da Faixa Rio Preto. Vale dizer que essa relação é exatamente a contrária da observada por autores anteriores, vide Inda & Barbosa (1978). Barbosa (1982) realizou um estudo sobre os depósitos de manganês do oeste da Bahia, associados aos grupos Rio Preto e Bambuí, os quais foram formados por processos supergênicos atuantes sobre protominérios (gonditos) durante os ciclos geomorfológicos Velhas, do Terciário Superior, e Paraguaçu, do Quaternário (King 1956). Este autor interpreta uma idade neoproterozóica para o Grupo Rio Preto, de deposição contemporânea ao Grupo Bambuí, levando em consideração a gradação progressiva de estilo sedimentar, deformacional, metamórfico e metalogenético entre essas duas unidades. Esta interpretação também é apresentada por Montes et al. (1986). Egydio-Silva (1987), em sua tese de doutorado, desenvolveu um trabalho estratigráfico e estrutural na Faixa Rio Preto, formulando uma nova divisão litoestratigráfica para os grupos Rio Preto e Bambuí. Este autor realocou grande parte do Grupo Rio Preto na base do Grupo Bambuí (Formação Canabravinha), considerando o restante do grupo como correlato ao Grupo Chapada Diamantina, do Mesoproterozóico. Tal interpretação foi utilizada no Programa de Levantamentos Geológicos Básico da CPRM, no mapeamento das folhas Formosa do Rio Preto, Santa Rita de Cássia, Curimatá, Corrente e Xique-Xique (Andrade Filho et al. 1994, Arcanjo & Braz Filho 1999). Recentemente, foram realizados trabalhos de iniciação científica sobre a estratigrafia e sistemas deposicionais da borda sul da Faixa Rio Preto (Sanglard et al. 2008) e de graduação, com o mapeamento geológico na escala 1:50.000 da região de Formosa do Rio Preto (Gonçalves-Dias & Mendes 2008). Caxito (2010) apresenta, na sua dissertação de mestrado, novos dados estratigráficos, litoquímicos e geocronológicos sobre a região da Faixa Rio Preto. Neste trabalho, é proposta uma nova subdivisão estratigráfica, com o Grupo Rio Preto englobando as formações Canabravinha e Formosa, ambas depositadas no Neoproterozóico. Dados geocronológicos recentes, e apresentados na presente tese, porém, sugerem uma subdivisão estratigráfica diferente, conforme apresentado nos capítulos 3 e 4. 1.2.2. Faixa Riacho do Pontal 5 Os primeiros trabalhos que tratam da geologia da região da Faixa Riacho do Pontal foram realizados na década de 60, com a execução de trabalhos de graduação em geologia da UFPE no extremo oeste de Pernambuco (Barreto 1962, Moura 1962). Posteriormente, em trabalhos da extinta SUDENE, Siqueira Filho (1967) mapeou a folha Jutaí (PE) e reconheceu um embasamento composto por migmatitos e uma sequência metassedimentar composta por clorita-xistos, granada- biotita-muscovita xistos, hornblenda-xistos (região de Monte Orebe - PE), metacalcários e quartzitos, além de gnaisses a duas micas e granitos sincinemáticos. Leal (1970) agrupou essas duas unidades maiores sob as denominações Grupo Cabrobró (embasamento) e Grupo Salgueiro (cobertura metassedimentar), de idade pré-Cambriana média a inferior e superior, respectivamente. O termo Grupo Cachoeirinha (Barbosa 1970) foi também utilizado durante algum tempo, como sinônimo do Grupo Salgueiro. Lenz (1972) caracterizou uma sequência do tipo geossinclinal para essas unidades predominantemente clásticas, cuja deformação e migmatização associada teriam ocorrido no final do pré-Cambriano. Sofner (1972) trabalhou na região norte da Bahia e identificou uma discordância entre as unidades mais antigas do embasamento e da Chapada Diamantina, e as rochas metassedimentares mais jovens que posteriormente viriam a ser correlacionadas com o Grupo Salgueiro do oeste pernambucano. Este autor inclusive reconhece uma gradação de rochas carbonáticas a sudeste para rochas pelítico-psamíticas a noroeste dentro dessa sequência metassedimentar. A denominação de Grupo Salgueiro foi ainda utilizada por Bruni et al. (1974), na carta geológica do Brasil ao milionésimo, e pelo Projeto RADAMBRASIL (Gava et al. 1983). Ainda na primeira metade da década de 70, Caldasso et al. (1973) dividiram a estratigrafia da região sudeste do Piauí em Pré-Cambriano C (migmatitos e granitóides do embasamento), Pré- Cambriano B (sequência metassedimentar composta por granada-biotita-muscovita xistos, quartzitos e rochas metacarbonáticas), Pré-Cambriano A (mica xistos com metabásicas e quartzitos) e Eo-Cambriano (granitos e sienitos intrusivos na sequência metassedimentar). A esta última subdivisão, estaria relacionado o maciço básico-ultrabásico de Brejo Seco, na fazenda homônima a leste de São João do Piauí, com mineralizações de amianto, níquel silicatado e sulfetos primários de Ni, Co e Cu. Destaca-se ainda o trabalho de Kreysing et al. (1973), que reconheceram uma estrutura sinformal na região de Monte Orebe, com um eixo de direção E-W, caracterizada principalmente por xistos anfibolíticos e quartzitos. A ocorrência de uma faixa dobrada brasiliana na margem norte do Cráton do São Francisco foi proposta formalmente por Brito Neves (1975), sob a denominação Faixa Riacho do Pontal, de acordo com o curso d’água homônimo na região extremo sudoeste de Pernambuco (Figura 1.2). Essa faixa dobrada é limitada, a norte, pelo ramo oeste do Lineamento Pernambuco, uma zona de cisalhamento transcorrente de escala continental e direção E-W (Ebert 1964, Santos & Brito Neves 6 1984, Vauchez & Egydio-Silva 1992, Davison et al. 1995, Vauchez et al. 1995, Neves & Mariano 1999, Oliveira 2008). Para leste, as rochas supracrustais da Faixa Riacho do Pontal gradam descontinuamente para as rochas da Faixa Sergipana, e a noroeste ela é coberta pelas rochas sedimentares fanerozóicas da Bacia do Parnaíba. Santos & Caldasso (1978) compartimentaram a faixa dobrada em três domínios distintos, individualizando a Bacia de Vargem Grande, próximo a São Raimundo Nonato, os gnaisses de Rajada (PE), os metapsamitos de Afrânio e os xistos verdes de Monte Orebe. No Projeto Colomi, executado pela CPRM (Souza et al. 1979), o conjunto de supracrustais (mica xistos, quartzitos) da Faixa Riacho do Pontal foi designado como Complexo Casa Nova, em substituição aos termos Grupos Salgueiro e Cachoeirinha. Esta designação foi amplamente utilizada, posteriormente, nos mapeamentos executados pela CPRM/DNPM dentro do Programa de Levantamentos Geológicos Básicos - PLGB (Angelim 1988, Gomes H.A. 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Mendes & Silva Filho 1990, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Sampaio & Vasconcelos 1991, Prado & Vasconcelos 1991, Angelim 1997, Moraes & Figuerôa 1998, Angelim & Kosin 2001). Estes trabalhos permitiram um grande avanço no conhecimento da geologia da Faixa Riacho do Pontal, com a subdivisão do Complexo Casa Nova em três grandes conjuntos litológicos: Unidade Metassedimentar, Unidade Metavulcanossedimentar e Rochas Plutônicas. A Unidade Metassedimentar foi posteriormente subdividida em unidades Barra Bonita e Mandacaru, com ainda uma subdivisão da unidade Mandacaru em sub-unidades Alfavaca e Arizona. Os dados estruturais então coletados permitiram caracterizar uma evolução semelhante às faixas de dobramentos e empurrões clássicas, com vergência para o cráton, a sul. Gava et al. (1984) apresentaram dados petrológicos e litoquímicos de um conjunto de rochas plutônicas sieníticas alcalinas, pós-colisionais, que intrudem as rochas metassedimentares da Faixa Riacho do Pontal a sudoeste de Paulistana, formando um alinhamento na direção NE-SW. Essas rochas foram agrupadas sob a denominação Suíte Serra da Aldeia. O conceito original de uma faixa marginal brasiliana na região (Brito Neves 1975) foi contestado por uma corrente de pesquisadores que consideravam a deformação e metamorfismo da faixa dobrada como relacionados a um ciclo orogênico paleoproterozóico (Souza et al. 1979, Mascarenhas 1979, Jardim de Sá & Hackspacker 1980, Angelim 1988). Estes autores defendiam uma evolução policíclica, com sedimentação e deformação das supracrustais no Paleoproterozóico e com retrabalhamento no Neoproterozóico (deformação transcorrente). Essa interpretação decorria, em parte, de supostas relações estratigráficas encontradas na região a sul da represa de Sobradinho, onde uma sequência quartzítica autóctone e seu embasamento arqueano, cavalgados por uma nappe de mica-xistos então considerada como pertencente ao Complexo Casa Nova, são recobertos em discordância pelos quartzitos da Formação Tombador do Mesoproterozóico da Chapada Diamantina 7 (Jardim de Sá & Souza 1989, Souza & Jardim de Sá 1989). Um argumento adicional apresentado pelos mesmos autores é de que a Zona de Cisalhamento Sobradinho, uma transcorrência destrógira de direção NE-SW no embasamento da porção sul da Faixa Riacho do Pontal, trancaria as klippen do Complexo Casa Nova na região da represa de Sobradinho. Essa mesma estrutura condiciona o posicionamento de granitóides sin-cinemáticos datados (Rb-Sr em rocha total) em torno de 2.0-1.8 Ga (Jardim de Sá et al. 1988, Mendes & Silva Filho 1989). Posteriormente, estas relações de campo foram reavaliadas por Angelim (1992) e Jardim de Sá et al. (1992), que sugeriram que as supostas “nappes” (rochas metassedimentares subjacentes à discordância) seriam na verdade uma fácies deformada do próprio quartzito da Formação Tombador; além de interpretar o quartzito autóctone como pertencente a uma sequência metassedimentar mais antiga (Arqueana). A hipótese de que a Zona de Cisalhamento de Sobradinho trancaria as klippen do Complexo Casa Nova foi preterida em favor de uma idade paleoproterozóica para essa estrutura, com posterior reativação como lampa lateral no Neoproterozóico, com retrabalhamento retrometamórfico associado a um deslocamento sinistral nos granitos paleoproterozóicos (Jardim de Sá et al. 1992). Nos anos 90, dados geocronológicos preliminares forneceram suporte à proposição original de evolução neoproterozóica da faixa dobrada (Santos & Silva Filho 1990, Jardim de Sá et al. 1992, 1996). Análises Rb-Sr em amostras de rocha total dos granitos sin-colisionais da Suíte Rajada forneceram isócronas de 743 ± 59, na localidade de Rajada, e 539 ± 25 Ma, em Dormentes (PI). Esses dados foram agrupados em uma isócrona composta de 667 ± 10 Ma por Jardim de Sá et al. (1992). Já os granitos e quartzo sienitos sin a tardi-colisionais da Suíte Serra da Esperança forneceram uma isócrona Rb-Sr de 555 ± 10 Ma, enquanto o sienito tardi a pós-colisional da Suíte Caboclo forneceu uma isócrona Rb-Sr de 634 ± 8 Ma (Jardim de Sá et al. 1992, 1996). Embora tratem-se de dados preliminares e de certa forma contrastantes (idade de granitos sin-colisionais mais nova do que de pós-colisionais), esses dados foram bastante importantes no sentido de demonstrar a influência do ciclo Brasiliano na granitogênese, deformação e metamorfismo da Faixa Riacho do Pontal. Jardim de Sá et al. (1988) apresentaram uma isócrona Rb-Sr de 988 ± 35 Ma para amostras de augen-gnaisse da Suíte Afeição, na porção norte da faixa dobrada. Esta foi a primeira vez que uma idade toniana, típica do ciclo “Cariris Velhos” (Campos Neto et al. 1994), foi reportada para o Domínio Sul da Província Borborema, uma vez que idades próximas a esta ocorrem tipicamente na Zona Transversal, mais especificamente nos terrenos Alto Pajeú e Rio Gravatá (Brito Neves et al. 1995, Kozuch 2003, Van Schmus et al. 2008, Santos et al. 2010). Van Schmus et al. (1995) confirmaram essa interpretação com uma idade U-Pb TIMS de 966 ± 10 Ma em zircão de augen- gnaisse da fazenda Afeição, área-tipo da Suíte Afeição, com TDM (DePaolo 1981) = 1.5 Ga e 8 εNd(966 Ma) = 0. Recentemente, augen-gnaisses da porção oeste da faixa Riacho do Pontal, próximo a São Francisco de Assis (PI) foram também datados em 985 ± 18 Ma (U-Pb LA-ICP-MS; Freitas & Sachs 2012), dessa forma sugerindo ampla distribuição do magmatismo toniano na porção norte da Faixa Riacho do Pontal. Ainda na primeira metade dos anos 90, duas dissertações de mestrado contribuíram com estudos petrológicos e litoquímicos nas rochas metabásicas e metaultrabásicas aflorantes na porção média da faixa dobrada. Marimon (1990) estudou as rochas aflorantes na região da fazenda Brejo Seco, no sul do Piauí, englobando-as sob a denominação “Sequência plutono-vulcanosedimentar de Brejo Seco”. Com base nos dados litoquímicos então disponíveis, uma ambiência tectônica ligada a arco magmático foi inferida. Já Moraes (1992) estudou as rochas máficas e ultramáficas de Monte Orebe, sugerindo protólitos comparáveis a tholeítos de assoalho oceânico. Com base nos dados litoquímicos e geocronológicos então disponíveis, Jardim de Sá et al. (1992) sugeriram a subdivisão da faixa em um terreno mesoproterozóico a norte, caracterizado pelas intrusões do tipo Afeição, e um terreno neoproterozóico a sul, envolvido as nappes do Complexo Casa Nova, separados por uma sutura transcorrente onde depósitos do tipo arco magmático (Monte Orebe) teriam sido aprisionados. Outras interpretações tectônicas foram apresentadas por Gomes & Torres (1994), que sugerem uma colisão entre o cráton do São Francisco a sul e o terreno Pernambuco / Alagoas a norte, com fechamento de um proto-oceano com duas zonas de subducção de sentido oposto e empilhamento tectônico de ambientes de margem passiva (unidades Barra Bonita e Mandacaru), retroarco (Brejo Seco e Monte Orebe) e arco magmático (Paulistana); e por Torres et al. (1994), que interpretaram uma colisão em que o cráton do São Francisco funcionaria como edentador, com o desenvolvimento de uma sutura materializada por zonas de cisalhamento E-W com expulsão lateral de massa e obducção de ofiolitos (complexos de Monte Orebe e Brejo Seco) na porção central da faixa. Ferreira (1995) e Ferreira M.A.F. et al. (1994; 1998) realizaram estudos petrológicos, litoquímicos e isotópicos nos plútons sieníticos tardi a pós-colisionais de Caboclo e Nova Olinda, na região de Afrânio. Com base nos valores de δ18O ao redor de +10‰ e de um TDM de 1.8 Ga, além de dados litoquímicos, especialmente de elementos traços e terras raras, esses autores sugeriram uma fonte predominantemente mantélica, porém com alguma contribuição crustal, composta por mistura de material paleo e mesoproterozóico. Almeida & Lima (1996) realizaram um estudo termobarométrico em supracrustais do Complexo Casa Nova na região de Cruz de Malta (atualmente Santa Cruz - PE). Utilizando o geotermômetro de troca catiônica Fe-Mg no par biotita-granada e o geobarômetro baseado no equilíbrio de Ca entre granada e plagioclásio, além do termobarômetro anfibólio-plagioclásio em rochas metabásicas associadas, esses autores sugerem uma evolução metamórfica progressiva com 9 ápice na fácies anfibolito alto, com temperatura e pressão variando de 300 a 600º C e 4 a 9 Kbar, perfazendo um caminho no sentido horário dentro do campo de estabilidade da cianita. Esses dados sugerem uma evolução metamórfica ligada ao espessamento crustal na região da faixa dobrada, com reações retrometamórficas ligadas ao soerguimento e erosão do orógeno. Com base na avaliação do arcabouço geofísico da Faixa Riacho do Pontal (dados gravimétricos e magnetométricos), Oliveira (1998, 2008) propôs uma divisão em três zonas tectônicas principais: 1) Zona interna, intensamente deformada e granitizada; 2) Zona central, com características ofiolíticas; e 3) Zona do thrust-and-fold belt, com sequências plataformais deformadas nos estilos thin (casca fina ou epidérmico, sem envolvimento do embasamento na deformação) e thick skin (casca grossa, com envolvimento do embasamento). A modelagem gravimétrica semiquantitativa realizada por este autor é compatível com uma tectônica colisional neoproterozóica que resultou no cavalgamento das unidades da faixa dobrada sobre o cráton, a sul. Plá Cid et al. (2000a) apresentaram dados petrográficos e litoquímicos para granitóides e sienitóides das suítes Serra da Aldeia (ou Engraçadinha), no sudeste do Piauí, e Serra da Esperança, na região de Casa Nova, de filiação ultrapotássica alcalina, sílica-saturada. Angelim & Kosin (2001), interpretando que as unidades metavulcanossedimentares da porção norte da faixa dobrada estariam intrudidas pelos augen-gnaisses tonianos da Suíte Afeição, sugerem a separação dessas unidades do restante do Complexo Casa Nova, e propõem a denominação Complexo Santa Filomena para as mesmas. Essa unidade teria, juntamente ao Complexo Paulistana nos arredores da cidade homônima (Gomes & Vasconcelos 1991), uma idade mesoproterozóica, em contraste com as supracrustais neoproterozóicas do Complexo Casa Nova a sul. No entanto, as relações de campo entre essas duas unidades e os plútons da Suíte Afeição ainda não são completamente compreendidas, assim como sua geocronologia relativa e absoluta. Bizzi et al. (2007), no Mapa Geológico do Brasil, utilizaram a designação de Grupo Casa Nova em substituição ao termo “Complexo Casa Nova”, com subdivisão em duas formações, designadas de Barra Bonita e Mandacaru, supostamente relacionadas ao Criogeniano (850-635 Ma). 1.3. Aspectos fisiográficos 1.3.1. Faixa Rio Preto e noroeste do Cráton do São Francisco A geomorfologia do oeste baiano é marcada por duas grandes unidades: O Chapadão do Urucuia, que abrange os estados de Goiás, Tocantins, Minas Gerais e Bahia, e a Planície do São Francisco, que abrange os estados de Minas Gerais e Bahia. 10 O Chapadão do Urucuia, também denominado localmente Serra Geral ou Espigão Mestre, a oeste da área de estudo, é sustentado pelos arenitos cretáceos de acamamento sub-horizontal do Grupo Urucuia, aplainados desde cotas entre 900 e 1000 metros no estado de Goiás até 600 a 750 metros no estado da Bahia (Egydio-Silva 1987, Campos & Dardenne 1997). Dessa forma, trata-se de uma feição em peneplano abaulada com mergulho regional para leste, correlacionável à Superfície Sul-Americana, um elemento marcante no cenário geomorfológico brasileiro, gerado por denudação e posterior soerguimento seguido de dissecação por erosão policíclica no Paleógeno- Neógeno (antigo Período Terciário; King 1956). A Planície do São Francisco corresponde a uma superfície de peneplano correlacionada à Superfície de Aplainamento Velhas do Terciário Superior (Braun 1970), que disseca a superfície Sul-Americana e é preenchida por sedimentos areno-argilosos neógenos e quaternários. Na área estudada atinge cotas de 400 a 500 metros de altitude e os seus remanescentes esparsos podem ser observados capeando grande parte dos metassedimentos da Faixa Rio Preto a leste do Chapadão do Urucuia. O retrabalhamento destes sedimentos devido a um soerguimento quaternário provocado por um período de instabilidade da crosta deu origem à Superfície de Aplainamento Paraguaçu (King 1956) e consequente depósito dos sedimentos carreados nas margens do rio São Francisco. Dessa forma é possível modelar a evolução geomorfológica da oeste baiano como o resultado da erosão remontante das escarpas da Superfície Sul Americana, tornando aflorantes as rochas proterozóicas da Faixa Rio Preto nas escarpas a leste do Chapadão do Urucuia. Essa exposição evoluiu em pelo menos dois ciclos de aplainamento principais: Velhas, no Neógeno e Quaternário, com o desenvolvimento de ampla sedimentação sobre as rochas pré-cambrianas da Faixa Rio Preto, e Paraguaçu, no Quaternário, com erosão desses sedimentos junto às rochas mais antigas e deposição às margens do rio São Francisco a leste. O tipo de clima característico da região é tropical quente e úmido, com precipitações médias anuais que ultrapassam os 700 mm, com período de maior pluviosidade entre novembro e abril e estiagem quase total durante os meses restantes. No verão, as temperaturas médias máximas flutuam em torno de 33º C, e no inverno, os valores ficam em torno de 18º C (Aond & Barbosa 1975). A caatinga e o cerrado compõem os tipos de vegetação dominantes na região, com espécies arbustivas muitas vezes espinhosas. Matas de galeria fechadas, com espécies arbóreas de médio porte são restritas a áreas adjacentes ao rio Preto e seus tributários. O rio Preto, afluente da margem esquerda do rio São Francisco, é a principal feição hidrográfica e cruza toda a área de estudo, com sentido de fluxo aproximadamente oeste-leste. Trata-se de um rio perene, com alto curso sobre as rochas do Grupo Urucuia, médio curso sobre a 11 Faixa Rio Preto, e baixo curso sobre uma fina cobertura sedimentar cenozóica que capeia o Grupo Bambuí. As estruturas da Faixa Rio Preto condicionam em grande parte o curso do rio Preto e de seus afluantes em sua porção média. Nessa porção o rio Preto encontra-se encaixado em lineamentos oeste-leste e seus meandros apresentam formas quadradas e retas, condicionadas por fraturas geológicas de direções principais nordeste – sudoeste e noroeste - sudeste. Já em seu baixo curso o rio corre sobre um substrato bem mais plano, apresentando meandros arredondados e abandonados, devido à maior liberdade de fluxo, como por exemplo, próximo a Santa Rita de Cássia (BA). 1.3.2. Faixa Riacho do Pontal A região da Faixa Riacho do Pontal insere-se no Polígono das Secas, com clima semi-árido e precipitação pluviométrica irregular, raramente ultrapassando os 600 mm/ano. A vegetação é principalmente do tipo caatinga arbórea, aberta nas cotas rebaixadas, e densa nas áreas mais elevadas (Gonçalves & Orlandi 1983). As áreas de exposição das supracrustais da Faixa Riacho do Pontal inserem-se na região geomorfológica dos Baixos Planos Sertanejos (Nou et al. 1983), com cotas entre 400 e 600 metros de altitude e relevo tipicamente arrasado, ou ainda, condicionado pelas estruturas da faixa dobrada (lineamentos e dobras). Ao noroeste, destaca-se o Planalto da Bacia do Parnaíba, constituído por superfícies tabulares submetidas a processos de pedimentação, de cota semelhante aos baixos planos. Ao sul, destaca-se a Planície do Rio São Francisco, com piemontes inumados representados pelos campos de areia ao redor da represa de Sobradinho e as depressões interplanálticas, compreendendo superfícies do pediplano sertanejo com cotas ao redor de 400 m. As duas bacias hidrográficas principais da região são as bacias do Parnaíba, a noroeste, e do São Francisco, a sul. Na região da faixa dobrada em si, a hidrografia é dominada por drenagens intermitentes que fluem, de sua porção setentrional, para a bacia do Parnaíba (rios Piauí e Canindé) e, de sua porção meridional, para a bacia do São Francisco (rio Ouricuri e riacho do Pontal). Na região entre as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, porção noroeste da Bahia, o rio São Francisco sofre uma inflexão para SW-NE (Arco do São Francisco), após percorrer a maior parte do seu curso (Minas-Bahia) no sentido S-N. Na zona de ligação entre as faixas Riacho do Pontal e Sergipana, o rio sofre nova inflexão, dessa vez para NW-SE. Com a construção da represa de Sobradinho, o rio foi transformado em um lago antrópico de grandes dimensões na região de Casa Nova (Figura 1.1). 1.4. Questões em aberto 12 Para a região da Faixa Riacho do Pontal, muito embora a compreensão da geologia das áreas de estudo tenha progredido bastante nas últimas décadas, principalmente com a realização dos levantamentos geológicos básicos em escala 1:100.000 da CPRM (Angelim 1988, Gomes 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Mendes & Silva Filho 1990, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Sampaio & Vasconcelos 1991, Prado & Vasconcelos 1991) e trabalhos de cunho geofísico (Oliveira 1998, 2008), a região ainda é carente de dados geológicos básicos e apresenta problemas crono-estratigráficos importantes a serem resolvidos. O conhecimento geológico básico da Faixa Rio Preto, por outro lado, vêm evoluindo principalmente com a realização de trabalhos acadêmicos (Egydio-Silva 1987, Gonçalves Dias & Mendes 2008, Sanglard et al. 2008, Caxito 2010). Dentre as principais questões em aberto sobre a geologia da Faixa Rio Preto, podem ser citadas: 1) Idade de sedimentação, proveniência, evolução sedimentar e relações crono- estratigráficas entre as duas unidades metassedimentares da faixa dobrada (formações Canabravinha e Formosa); 2) Significado estrutural e possível mecanismo gerador da feição em leque assimétrico divergente de expressões quilométricas da faixa dobrada; 3) Idade, petrogênese e significado tectônico de rochas metabásicas (anfibolitos) aflorantes a norte do Rio Preto, próximo à Formosa do Rio Preto. Dentre as principais questões em aberto sobre a geologia da Faixa Riacho do Pontal, podem ser citadas: 1) Idade de sedimentação, contexto tectônico e posicionamento crono-estratigráfico entre as diversas unidades metassedimentares (Grupo Casa Nova, complexos Monte Orebe, Paulistana e Santa Filomena, etc.); 2) Significado geotectônico e idade das rochas máfico-ultramáficas dos complexos Monte Orebe, Paulistana e Brejo Seco; 3) Idade e ambiência tectônica das diversas suítes magmáticas granítico-sieníticas (Afeição, Rajada, Serra da Aldeia/Caboclo, Serra da Esperança); 13 4) Idade absoluta e condições P-T do metamorfismo e deformação entre os diversos compartimentos da faixa dobrada (Zona do fold-and-thrust belt, Zona Interna, etc.). 5) Significado geodinâmico dos augen-gnaisses da Suíte Afeição, suas relações crono- estratigráficas com as sequências supracrustais da Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal (complexos Paulistana, Santa Filomena e Morro Branco) e o seu papel na evolução crustal da faixa dobrada. Esses augen-gnaisses de idade toniana podem representar um fragmento do Orógeno Cariris Velhos na porção norte da Faixa Riacho do Pontal, o que implica em uma evolução distinta da sua porção sul (Cráton do São Francisco) e, portanto, a justaposição de dois blocos litosféricos de estrutura e composição distintas. 1.5. Objetivos O principal objetivo desse trabalho é realizar a construção de modelos de evolução geodinâmica para as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, caracterizando as relações crono- estratigráficas e o significado de cada componente tectônico envolvido no processo colisional brasiliano nessas regiões. Para tanto, serão utilizados os dados geológicos de campo, estratigráficos, estruturais, petrográficos, litoquímicos, geocronológicos e isotópicos, em conjunto com o quadro geofísico estabelecido na literatura, buscando fornecer uma visão integrada dos processos petrogenéticos durante toda a evolução dos orógenos. Para o cumprimento desse objetivo, buscou-se, em um primeiro momento, dados de campo que esclarecessem as relações estratigráficas e estruturais entre as diversas unidades da faixa. Em seguida, procedeu-se à análise petrográfica, em lâmina delgada, de amostras de cada unidade. De posse dos dados petrográficos, amostras foram escolhidas para análises litoquímicas, isotópicas e geocronológicas, que pudessem fornecer informações chave para o entendimento da evolução sedimentar, magmática e metamórfica das faixas dobradas. Em todas as fases de trabalho, os dados foram comparados com outros dados já disponibilizados na literatura, de forma a proceder a um trabalho que acrescentasse informações relevantes no entendimento da geologia das áreas. 1.6. Metodologia de trabalho Para levar a cabo os objetivos propostos nesse trabalho, foi necessária a alternância de períodos de trabalho de campo, laboratório e escritório. 14 Trabalhos de campo – Os trabalhos de campo na Faixa Rio Preto foram realizados entre Fevereiro de 2008 e Agosto de 2009, durante a dissertação de mestrado do autor. Foram realizadas quatro campanhas de campo, totalizando 50 dias, onde foram descritos 298 pontos. Durante estes trabalhos, amostras foram coletadas para análises petrográficas, geoquímicas, geocronológicas e isotópicas, cujos resultados são apresentados na presente tese. Para maiores informações e uma descrição detalhada dos trabalhos de campo na Faixa Rio Preto, ver Caxito (2010). Na Faixa Riacho do Pontal, foram realizadas quatro campanhas de campo, totalizando 50 dias, onde foram descritos 334 pontos: Campanha 1 – 04 a 18/11/2011. Foi realizado um reconhecimento regional da geologia da Faixa Riacho do Pontal, entre as cidades de Petrolina, Paulistana, São João do Piauí e São Raimundo Nonato. Foram coletados cerca de 170 kg de rocha para análises petrográficas, litoquímicas e isotópicas. Durante o campo um esboço do mapa geológico da região e perfis regionais também foram realizados. Campanha 2 – 01 a 12/05/2012. Após análise das amostras coletadas na primeira campanha, foram escolhidos alvos para coleta de amostras para geocronologia e geoquímica isotópica. Dessa forma, foram coletadas cerca de 100 kg de amostras, que foram enviadas diretamente do campo para o Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. Além disso, foram realizados perfis regionais na estrada Santa Cruz – Lagoa Grande – Petrolina (PE) e Paulistana – São Francisco de Assis (PI). Novas amostras foram coletadas para análise petrográfica e litoquímica. A deformação das rochas na região do Lineamento Pernambuco foi também investigada. Campanha 3 – 05 a 15/11/2012. Trabalho de campo na região de Brejo Seco (Capitão Gervásio Oliveira e São João do Piauí). Nesse trabalho, foram investigadas as relações estratigráficas e de contato entre o Complexo Brejo Seco e as rochas metavulcanossedimentares encaixantes. Foi também realizada descrição e amostragem de furos de sonda de rochas máfico-ultramáficas e mármores, disponibilizados pela Vale. Parte desses dados será incorporada à dissertação de mestrado de Silas Salgado, em desenvolvimento. Campanha 4 – 25/03 a 05/04/2013. Coleta de novas amostras para geocronologia U-Pb e Sm-Nd, e trabalho de campo na região entre Paulistana-PI e Afrânio-PE. Esse trabalho foi focado principalmente nas relações de contato entre as diversas unidades das zonas central e interna da faixa dobrada, com ênfase para os contatos entre os augen-gnaisse da Suíte Afeição e as 15 rochas supracrustais. Para tanto foram realizados perfis de caminhamento em drenagens e córregos (p. ex., rio Canindé) e também na estrada de ferro Transnordestina, em construção. Os resultados destes trabalhos de campo foram integrados em um mapa e perfil regional (Figura 5.1), parcialmente compilado de outros levantamentos geológicos realizados na região (Angelim 1988, Gomes 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Mendes & Silva Filho 1990, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Sampaio & Vasconcelos 1991, Prado & Vasconcelos 1991, Angelim 1997, Moraes & Figuerôa 1998, Angelim & Kosin 2001). Análise de Imagens de Sensoriamento Remoto – Foi realizada continuamente durante o trabalho. Foram utilizadas imagens de radar regional LANDSAT-7 2000, com resolução de 30 metros, acoplada ao respectivo modelo digital de elevação de terreno gerado a partir dos dados topográficos da missão de radar SRTM com resolução de 3” (90 metros), disponíveis no site http://seamless.usgs.gov, além de imagens de radar Google Earth. Essas imagens de sensoriamento remoto foram utilizadas conjuntamente e em alternância, de acordo com o objetivo em questão, principalmente para a separação de domínios texturais cujas características refletem diferentes substratos rochosos e para a interpretação de lineamentos estruturais. A metodologia de interpretação das imagens de sensoriamento remoto aplicada à geologia seguiu a sistemática de Lima (1995), segundo os estádios de leitura, reconhecimento, identificação, análise e interpretação. Análises Petrográficas – Foram descritas 80 lâminas delgadas de rochas da Faixa Riacho do Pontal e 50 lâminas delgadas de amostras da Faixa Rio Preto, em microscópio ótico de luz transmitida. Os principais objetivos das análises petrográficas realizadas foram: caracterização do conteúdo mineralógico e textural dos litotipos; análise comparativa do grau de maturidade composicional e do grau metamórfico das rochas metassedimentares de distintas porções da área; e análise estrutural de seções delgadas orientadas, com o intuito de determinar critérios cinemáticos e feições deformacionais microscópicas. As amostras foram coletadas, orientadas e analisadas segundo o procedimento descrito por Passchier & Trouw (1996). Estágios Laboratoriais – Durante o desenvolvimento da tese, o autor realizou estágios de pesquisa sanduíche nos laboratórios de isótopos estáveis e radiogênicos do centro de pesquisas GEOTOP – Département des Sciences de la Terre et de l'Atmosphère, Université du Québec à Montréal (UQàM), e no Stable Isotope Laboratory, Department of Earth and Planetary Sciences, 16 McGill University, ambas em Montréal, Canadá, entre Março e Agosto de 2011 e entre Junho e Setembro de 2012. Durante esses estágios, o autor aplicou as metodologias isotópicas Sm-Nd e de isótopos estáveis de C, O e Sr nas amostras coletadas nos trabalhos de campo. Além disso, o autor acompanhou, em todas as suas etapas, as análises U-Pb em zircão por LA-ICP-MS (Laser Ablation Induced Coupled Plasma Mass Spectrometry), que foram realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília, durante os meses de Fevereiro, Março e Abril de 2013. Amostragem e preparação – Apenas amostras livres de intemperismo e cujos protólitos visualmente sofreram apenas alterações secundárias isoquímicas (i.e. livres de hidrotermalismo, metassomatismo, etc.) foram selecionadas para as análises litoquímicas e isotópicas. Somente as porções homogêneas das amostras foram utilizadas (veios e venulações foram excluídos, por exemplo). As amostras foram cominuídas em uma prensa hidráulica e os fragmentos resultantes foram pulverizados em moinho de disco ou panela, em preparação para as análises litoquímicas e de isótopos de Nd. Para as análises de isótopos de C, O e Sr, as amostras de rochas carbonáticas foram serradas perpendicularmente ao acamamento, para revelar possíveis irregularidades tais como veios e superfícies de alteração. A serragem das amostras ajudou na escolha de domínios homogêneos e livres de material siliciclástico (níveis argilosos). Esses domínios foram perfurados com microfuradeira e o pó resultante foi coletado, após rejeição do pó inicial (de superfície). Análises litoquímicas – Nesta tese são apresentados dados litoquímicos de 55 novas amostras, todas da Faixa Riacho do Pontal (capítulos 8, 9 e 10). Os teores de elementos maiores, traços e terras raras foram determinados pela ACME Analytical Laboratories Ltd., em Vancouver, Canadá, via ICP-MS após fusão com metaborato / tetraborato de lítio e digestão com ácido nítrico diluído. A precisão é de 0,01% para a maioria dos óxidos de elementos maiores e de 0,1 ppm para a maioria dos elementos traços e terras raras. Os teores de metais-base e preciosos foram determinados por digestão em Aqua Regia seguida de análise por ICP-MS. A perda ao fogo (PF ou LOI – Lost On Ignition) foi determinada pela diferença de peso após ignição a 1000 °C. Além das amostras analisadas nos laboratórios da ACME, dentre os metacarbonatos para os quais as razões isotópicas de C, O e Sr foram determinadas, os teores de elementos maiores e traços selecionados de 16 amostras (capítulo 11) foram determinados via ICP-AES (Induced Couple Plasma – Atomic Emission Spectrometry) no Department of Chemical Engineering da McGill University. O procedimento de preparação dessas amostras foi realizado conjuntamente ao procedimento de preparação para análises isotópicas de Sr. 17 Análises Sm-Nd – Nesta tese são apresentadas 47 novas análises Sm-Nd, sendo 21 de amostras da Faixa Rio Preto (Capítulo 4) e 26 de amostras da Faixa Riacho do Pontal (capítulos 8, 9, 10 e 11). As análises foram conduzidas tanto no GEOTOP quanto no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. As amostras foram dissolvidas em uma mistura de HF- HNO3 em recipientes de Teflon® em alta pressão. Um traçador 150Nd-149Sm foi adicionado para determinar as concentrações de Nd e Sm. Os elementos terras raras foram então purificados por cromatografia de troca catiônica, e o Nd e Sm foram subsequentemente separados seguindo os procedimentos de Pin & Zalduegui (1997) e Gioia & Pimentel (2000). Os brancos de procedimento total são menores que 150 pg. As análises de Sm e Nd foram realizadas utilizando uma configuração de filamento triplo ou duplo nos espectrômetros de massa VG-Sector-54 e Thermo Scientific Triton Plus no GEOTOP, respectivamente, e MAT-262 e Thermo Scientific Triton Plus na Universidade de Brasília, tanto no modo estático quanto dinâmico, via TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometry). A razão 143Nd/144Nd foi normalizada utilizando uma razão 146Nd/144Nd de 0,7219. As concentrações de Sm e Nd e as razões 147Sm/144Nd possuem uma acurácia de 0,5% que corresponde a uma precisão nos valores iniciais de εNd de ± 0.5 unidades épsilon, baseado em repetidas análises dos padrões BHVO-2 (procedimento total), JNdi e BCR-1 em ambas as máquinas. As idades modelo TDM foram calculadas usando o modelo de DePaolo (1981). Isótopos de C e O – São apresentadas 47 novas análises de isótopos de carbono e oxigênio de metacarbonatos da Faixa Riacho do Pontal (capítulo 11). Destas, 16 análises foram realizadas em um espectrômetro de massa de fonte gasosa modelo Nu Perspective, no Stable Isotope Laboratory da McGill University. Cerca de 1 mg de cada amostra foi pesado e atacado individualmente em H3PO4 após aquecimento a 90º C por 1 hora. O CO2 liberado foi coletado e analisado usando um gás de referência do laboratório. As amostras foram calibradas contra o padrão Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) usando os padrões NCM, IAEACO1, SARN40 e COQ1. A precisão é de cerca de 0,05‰ (1σ) para ambos δ13C e δ18O. As outras 31 amostras foram analisadas utilizando um procedimento semelhante no Laboratório de Isótopos Estáveis da Universidade Federal de Pernambuco (LABISE), sob os cuidados do Prof. Dr. Alcides da Nóbrega Sial. No LABISE, as amostras foram analisadas em um espectrômetro de massa modelo VG Isotech SIRA II, usando o gás de referência BSC (Borborema Skarn Calcite). Este gás é calibrado contra os padrões NBS-18, NBS-19 e NBS20. A precisão é de cerca de 0,1‰ (1σ) para ambos δ13C e δ18O. Isótopos de Sr – São apresentadas 8 novas análises de isótopos de estrôncio de metacarbonatos da Faixa Riacho do Pontal (capítulo 11). Aproximadamente 15 mg de cada amostra foi pesado em tubos de centrifugação de 1.5 ml e lixiviado sequencialmente duas vezes em 1,0 ml 18 de acetato de amônia a 2M, por meia hora, de forma a remover cátions de Sr fracamente ligados, incluindo 87Sr radiogênico derivado do decaimento do 87Rb (Montañez et al. 1996, Bailey et al. 2000, Halverson et al. 2007). As amostras foram então lavadas três vezes com H2O ultrapura, e atacadas por 2 horas em 1,0 ml de ácido acético a 0,5M. Após centrifugagem, aproximademente 0,9 ml de amostra dissolvida foi recuperada em béquers de Teflon®. Esse procedimento recupera apenas a fração carbonática da amostra. As amostras foram secadas e dissolvidas em 1,0 ml de HNO3 a 3N, do qual uma fração de 0,5 ml foi separada e diluída com H2O ultrapura até cerca de 0,3N, para análise dos teores de elementos via ICP-AES. O Sr foi separado da fração remanescente via técnicas padrões de cromatografia, utilizando a resina EIChroM Sr-spec e H2O ultrapura como eluente. Esse procedimento foi repetido duas vezes, para assegurar a remoção de todo o Rb da amostra. As razões isotópicas de Sr foram determinadas por ionização termal (TIMS) em um espectrômetro de massa multi-coletor Thermo Scientific Triton Plus operando em modo estático no Radiogenic Isotope Laboratory do GEOTOP. Os dados foram normalizados para viés interno de massa (instrument mass bias) usando a razão 86Sr/88Sr = 0.1194. Análises repetidas do padrão NBS SRM 987 forneceram uma média de longo termo de 0.710250 ± 0.000012 (n = 56). Análises U-Pb por LA-ICP-MS – São apresentadas 13 novas análises U-Pb em zircão, sendo 5 de amostras da Faixa Rio Preto (capítulo 4) e 8 de amostras da Faixa Riacho do Pontal (capítulos 8, 9 e 11). As análises foram realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. As amostras foram cominuídas e pulverizadas até uma granulometria de 50 a 500 µm e os zircões foram concentrados e separados através de técnicas de bateamento, magnéticas (separador isodinâmico Frantz) e de lupa binocular. Os zircões foram então montados em uma resina epóxi (a frio), desgastados e polidos, e imageados em um microscópio eletrônico de varredura (MEV) modelo FEI Quanta 450, utilizando a técnica de backscattering (BKS), que enfatiza a estrutura interna dos cristais de zircão (zoneamento, fraturamento, etc.). As razões isotópicas de U e Pb foram determinadas em um espectrômetro de massa Finnigan Neptune acoplado a um sistema de ablação a laser Nd-YAG 213 nm. As análises U-Pb seguem os procedimentos de Bühn et al. (2009). A ablação foi realizada usando spots de 25-30 mm no modo raster, em uma frequência de 9-13 Hz e intensidade de 0.19-1.02 J/cm2. O material ablacionado foi carreado por Ar (~0.90 L/min) e He (~0.40 L/min) em 40 ciclos de 1 s cada, seguindo uma intercalação padrão-amostra de três amostras entre um branco e um padrão de zircão GJ-1. A acurácia foi controlada usando o padrão TEMORA-2. Os dados brutos foram reduzidos usando uma planilha interna e correções para background, viés de massa do instrumento e chumbo comum. As idades U-Pb foram calculadas usando o programa Isoplot 3.7 (Ludwig, 2008). 19 1.7. Estruturação da Tese Este trabalho está dividido em 4 partes, cada uma contendo diversos capítulos. A Parte 1 apresenta uma introdução aos objetos da tese (Capítulo 1), além de uma revisão sobre o contexto geológico regional em que as áreas estão inseridas (Capítulo 2). A Parte 2 apresenta os resultados dos trabalhos na Faixa Rio Preto, sua estratigrafia e evolução sedimentar (Capítulo 3), e os resultados dos trabalhos geocronológicos e isotópicos (Capítulo 4). Essa parte é apresentada na forma de artigos publicados com os respectivos resultados, uma vez que a descrição pormenorizada da geologia básica da Faixa Rio Preto pode ser encontrada em Caxito (2010). A Parte 3 apresenta a geologia da Faixa Riacho do Pontal, sua estratigrafia e litoquímica (Capítulo 5), geologia estrutural e metamorfismo (Capítulo 6), e também o arcabouço geofísico disponível (Capítulo 7). Nestes três capítulos, alguns dos principais resultados dos trabalhos de campo nesta região são apresentados, na forma de descrição dos corpos rochosos e suas relações de contato, estratigráficas, estruturais, etc. Os capítulos 8, 9, 10 e 11 apresentam os principais resultados das análises litoquímicas, geocronológicas e isotópicas realizadas na área, alguns deles na forma de artigos submetidos para publicação ou em preparação (capítulos 9, 10 e 11). A Parte 4 apresenta uma integração e discussão dos dados adquiridos na tese. Esses dados são então utilizados conjuntamente na construção de um modelo de evolução geodinâmica para as bordas norte e noroeste do Cráton do São Francisco, sumarizado nas discussões e conclusões do trabalho (Capítulo 12). Finalmente, o Capítulo 13 apresenta as referências bibliográficas utilizadas. 20 CAPÍTULO 2 – SÍNTESE DA EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DA PROVÍNCIA BORBOREMA 2.1. Introdução à Província Borborema A área estudada no presente trabalho insere-se no domínio tectono-estrutural denominado de Província Borborema (Ebert 1970, Almeida et al. 1981), que abrange grande parte da região nordeste brasileira (Figura 2.1). Trata-se de uma região de grande complexidade estrutural, com a superposição de diferentes eventos tectono-magmáticos e estruturação final nos estágios terminais da Orogênese Brasiliana (~630-500 Ma). As principais propostas de subdivisão da Província Borborema envolvem a individualização de diferentes domínios ou terrenos tectono-estratigráficos, separados por zonas de cisalhamento de grande extensão (Almeida et al. 1976, Brito Neves 1983, Santos & Brito Neves 1984, Jardim de Sá et al. 1992, Jardim de Sá 1994, Santos 1996, Santos et al. 2000, Brito Neves et al. 2000). Santos (1996) utilizou o conceito de terrenos alóctones, desenvolvido na cordilheira norte-americana (Coney et al. 1980), dessa forma propondo que a Província Borborema foi construída pela aglutinação de fragmentos crustais alóctones durante as orogêneses Cariris Velhos (~1000-920 Ma) e Brasiliana (~630-500 Ma). Atualmente, existem duas hipóteses principais de evolução geológica da Província Borborema. A primeira sugere que a crosta da província cresceu através de ciclos tectônicos completos, envolvendo rifteamento crustal, abertura e fechamento de oceanos, instalação de zonas de subducção e colisão continental (p. ex., Santos 1996, Santos et al. 2000, Brito Neves et al. 2000, Kozuch 2003, Medeiros 2004). A segunda hipótese é de que a província envolva apenas um único bloco continental, que se manteve estável desde aproximadamente 2,0 Ga; dessa forma, somente a instalação e posterior inversão de bacias ensiálicas sobre esse embasamento Arqueano – Paleoproterozóico (supercontinente Atlântica; Rogers 1996) teria ocorrido (Neves 2003, Neves et al. 2006, 2009). Independentemente da hipótese de evolução geológica assumida, a Província Borborema pode ser subdividida em cinco grandes domínios tectônicos, de norte para sul: Domínio Médio Coreaú, Ceará Central, Rio Grande do Norte, Zona Transversal, e Domínio Sul ou Externo (Figura 2.1). Os principais lineamentos que dividem esses domínios são as zonas de cisalhamento (Z.C.) de Patos e Pernambuco, de direção aproximada E-W, que separam a Zona Transversal dos domínios a norte e a sul (Figura 2.1). Esses domínios podem ainda ser subdivididos em terrenos ou faixas, normalmente limitados por zonas de cisalhamento de direção NE-SW que se espraiam a partir das zonas de cisalhamento E-W principais (Ebert 1964, Almeida et al. 1976, Brito Neves 1983, Santos et al. 1984, 2000; Vauchez et al. 1995). Figura 2.1 mapas das faixas Ri Sub-domínios da Província Borborema: PEAL Alto Moxotó, AP Grande do Norte, CC ZCPeO e ZCPeL = Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste e Leste, respectivamente; ZCPa = Zona de Cisalhamento Patos. Fontes = Brito Neves 2.2. Arcabouço Geológico O arcabouço geológico da Província Borborema é composto por: – Mapa geotectônico esquemático de parte do nordeste brasileiro. A localização dos o Preto (Figura – Alto Pajeú, PAB – Ceará Central. et al. (2000, 2005) e 3.2) e Riacho do Pontal (Figura traço – Piancó referên -pontilhados. – Pernambuco -Alto Brígida, SJC cias aí citadas. -Alagoas, RC – 5.1) é indicada pelos quadros – São José do Caiano, RG Rio Capibaribe, AM 21 – N – Rio 22 1) Um embasamento predominantemente paleoproterozóico (~2.35-2.0 Ga), com dois núcleos arqueanos importantes, o Maciço de São José do Campestre, no domínio Rio Grande do Norte (3,45-3,2 Ga, com intrusões alcalinas de 2,7 Ga; Dantas et al. 2004); e o Maciço de Tróia- Tauá, no Domínio Ceará Central (~2,8-2,7 Ga; Fetter et al. 2000). Este embasamento é composto principalmente por ortognaisses bandados de cor cinza, do tipo TTG, e de forma menos expressiva, paragnaisses e xistos; 2) Sequências metavulcanossedimentares paleo-mesoproterozóicas, desenvolvidas em ambiente extensional (sequências do tipo rift), principalmente na faixa Orós-Jaguaribeana (1,8 Ga) do Domínio Ceará Central (Sá et al. 1995). Na Zona Transversal, magmatismo anorogênico paleo e mesoproterozóico (~1,7 e 1,5 Ga) é também localmente importante, principalmente no terreno Rio Capibaribe (Accioly 2001, Sá et al. 2002); 3) Magmatismo e sedimentação na divisa Meso-Neoproterozóico (1.000-920 Ma), no chamado Evento, Ciclo ou Orogênese Cariris Velhos (Campos Neto et al. 1994, Brito Neves et al. 1995, Van Schmus et al. 1995, 2011, Kozuch 2003, Santos et al. 2010). A maior parte das ocorrências de rochas dessa idade (principalmente sequências metavulcanossedimentares intrudidas por augen-gnaisses) está concentrada em uma faixa linear sigmoidal de direção NE-SW, com aproximadamente 1.000 km de comprimento por algumas dezenas de km de largura, compreendendo os domínios Alto Pajeú e Riacho Gravatá da Zona Transversal. Outras ocorrências importantes também foram assinaladas no Domínio Sul da Província Borborema, especialmente no Domínio Poço Redondo-Marancó da Faixa Sergipana (Carvalho 2005, Oliveira et al. 2010) e na porção norte da Faixa Riacho do Pontal (Suíte Afeição; Jardim de Sá et al. 1988; Van Schmus et al. 1995). Na porção norte da Província Borborema, a norte do lineamento Patos, rochas nesse intervalo de idade ainda não foram encontradas. 4) Rifteamento e instalação de bacias de margem passiva, que evoluíram para bacias de margem ativa (do tipo flysch), no Neoproterozóico tardio (~630-500 Ma). Durante a Orogênese Brasiliana, essas bacias foram invertidas, deformadas e metamorfizadas, concomitantemente ao desenvolvimento de expressivo magmatismo granítico pré, sin, tardi e pós-colisional. As unidades metassedimentares das bacias orogênicas ou do tipo flysch apresentam zircões detríticos de até cerca de 650 Ma, e também intercalações de metavulcânicas de idade similar, o que sugere um curto período entre a deposição dos sedimentos e a inversão das bacias (Medeiros 2004, Van Schmus et al. 2003, Neves et al. 2006, 2009, Oliveira et al. 2010, Araújo et al. 2012a). 23 5) Intenso magmatismo brasiliano pervasivo por toda a província, que pode ser subdividido em cinco estágios, com base nas relações petroestruturais, litoquímicas, geocronológicas e isotópicas (Almeida et al. 1967, Sial 1986, Ferreira V.P. et al. 1998, 2004, Santos & Medeiros 1999, Brito Neves et al. 2003, Van Schmus et al. 2011): Estágio I (640-610 Ma) - provavelmente relacionado a um arco magmático continental (Van Schmus et al. 2011); Estágio II (610-590 Ma) - coincidente com o pico do metamorfismo e deformação brasilianos na região; Estágio III (590-575 Ma) - corresponde à transição entre a deformação colisional e a deformação transcorrente; Estágio IV (575-550 Ma) – granitos e sienitos tardi a pós-colisionais; e Estágio V (550-530 Ma) - plútons indeformados, exceto ao longo de zonas de cisalhamento mais jovens. Nas fases finais da Orogênese Brasiliana, desenvolveu-se a extensa rede de zonas de cisalhamento “em leque” que caracteriza o arcabouço estrutural da Província Borborema (Ebert 1964, Brito Neves 1975, Almeida et al. 1981, Santos & Brito Neves 1984, Vauchez et al. 1995, Brito Neves et al. 2000). Essas zonas de cisalhamento estão espacialmente e temporalmente ligadas a diversos plútons graníticos por toda a província (Corsini et al. 1991, Vauchez & Egydio-Silva 1992, Vauchez et al. 1995, Neves et al. 1996, Neves & Mariano 1999, Archanjo et al. 1999, 2008, Hollanda et al. 2010). 2.3. Contexto tectônico da Província Borborema No contexto da amalgamação do Supercontinente Gondwana, a Província Borborema representa a região orogênica entre os crátons do São Francisco / Congo e São Luis / Oeste Africano, estruturada pela interação colisional entre esses dois fragmentos litosféricos e ainda outros fragmentos litosféricos menores entre eles (Trompette 1994, Brito Neves et al. 2002, Cordani et al. 2003). A região compreendida entre esses dois crátons envolve ainda parte dos domínios geológicos da centro-oeste da África, com a continuação da Faixa Sergipana, domínios Médio Coreaú e Ceará Central nas faixas Oubanguides, Transahariana (Hoggar) e Dahomeyides Pharusiana, respectivamente; e a continuação das Z.C. Pernambuco, Patos, Senador Pompeu e Sobral-Pedro II (Lineamento Transbrasi respectivamente (Trompette 1994, Brito Neves 2008, Arthaud Figura 2.2 Província NE Brasil Como explicitado anteriormente, uma das teorias de evolução geodinâmica da Borborema é que essa região teria feita parte de um grande bloco litosf 2,0 Ga (Neves 2003, Neves Francisco / Congo e São Luis / Oeste Africano, no 1996). Os referidos autores sustentam essa visão principalmente sobre dados de idades U zircão detrítico, que são semelhantes para diversas sequências metassedimentares neoproterozóicas (faixas Seridó, Ceará Una no leste Pernambucano) e envolvem fontes de idade primária ainda não reconhecida na Província Borborema, principalmente do Paleoproterozóico tardio e do Mesoproterozóico. Nest et al. 2008, Santos - Mapa tectônico simplificado do Super – Central, Piancó Nigéria – Camarões (quadro e de Trompette (1994) e Brito Neves (2004). et al. liano) nas Z.C. Adamoua, Garoua, Ile Ife e Hoggar 4º50, et al. 2008). 2006, 2009), que envolveria, ainda, os crátons Amazônico, São -Alto Brígida, Sergipana, e complexos Sertânia, Surubim e Rio et al. 2002, Oliveira continente Gondwana, com destaque para a m azul: localização da Figura 2. chamado Supercontinente Atlântica (Rogers et al. 2006, Van Schmus érico estabilizado a cerca de 3). Modificado 24 - et al. Província -Pb em e contexto, todas essas sequências teriam sido depositadas sobre um embasamento contínuo, que sofreu estiramento exclusivamente intracontinental pouco antes da deformação brasiliana. Figura 2.3 adjacentes. Modificado de Trompette (1994), Oliveira Por outro lado, dados paleomagnéticos (Trindade sugerem que entre 1.080 e 525 Ma atrás, os crátons do São Francisco / Congo e o Supercontinente Rodínia (incluindo os crátons Amazônico e São Luis / Oeste Africano) estavam separados por um grande oceano. Dessa forma, a aproximação entre os referido subsequentemente a construção da Província Borborema entre eles teria ocorrido com a acresção progressiva de terrenos entre as duas paleoplacas, durante o Neoproterozóico. Essa hipótese encontra respaldo também em evidências geológi zonas de sutura e remanescentes de arcos magmáticos neoproterozóicos, p. ex. os retro Forquilha – C) entre 650 Santa Quitéria (650 - Mapa tectônico simplificado Província NE Brasil CE, com protólitos do tipo N -630 Ma (Santos -610 Ma), interpretado como um arco magmático continental do tipo Andino et al. -MORB e idade de metamorfismo (17 2009, Amaral 2010); e o complexo granítico cas, tal como a ocorrência de rochas típicas de – et al. (2006) e Van Schmus et al. 2003, 2006, Tohver Nigéria – Camarões e regiões s blocos continentais e et al. et al. -eclogitos de -22 Kbar -migmatítico de 25 (2008). 2006) e 750-770º (Fetter et al. componente pré Figura 2.4 supercontinentes maior parte das massas continentais do globo estaria amalgamada em um supercontinente (Rodínia), embora provavelmente o Cráton do São Francisco não fizessem parte deste supercontinente (Kroner & Corda origem ao oceano Proto 2003), -colisional do tipo Andino retrabalhado durante a colisão (Araújo – Reconstruções paleogeográficas baseadas em dados paleomagnéticos dos Rodí ou como um complexo magmático colisional do tipo Himalaiano com u nia e Gondwana (retirado de Tohver -Pacífico no intervalo de 1.000 - et al. – Congo e outros fragmentos menores ni 2003). A fragmentação de Rodínia deu 600 Ma, e os blocos continentais resultantes 2006). Ao r et al. 2012b). edor de 1.080 Ma, a 26 m 27 do processo de quebra se rearranjaram para formar o supercontinente Gondwana ao redor de 600- 525 Ma. Estas reconstruções paleogeográficas envolvem necessariamente o consumo de enormes quantidades de crosta oceânica entre o Paleocontinente São Francisco e os crátons do Oeste Africano e Amazônico no intervalo 1.080-600 Ma, e portanto o desenvolvimento de ciclos tectônicos completos na região da futura Província Borborema durante o Neoproterozóico. Paleocontinentes: SFC = São Francisco – Congo; WA = Oeste Africano; AM = Amazônico; RP = Rio de la Plata; P = Paranapanema; K = Kalahari; RA = Rio Apa; L = Laurentia; I = India; AN = Antártica; A = Austrália; I = India. Dados geofísicos (aeromagnéticos e gravimétricos) também sustentam a hipótese de uma grande colisão continental na Província Borborema, tanto na África (Trompette 1994) quanto no nordeste do Brasil (Oliveira 2008). Nesse contexto, as zonas de sutura entre diferentes blocos litosféricos são marcadas por anomalias gravimétricas lineares emparelhadas (positivo-negativo no bloco alto e baixo ou placa superior-inferior, respectivamente), especialmente na faixa Transahariana, com possível continuidade no lineamento Sobral-Pedro II (Fetter et al. 2003), sugerindo subducção da placa São Luis / Oeste Africana sob a placa hipotética Nordeste do Brasil / Centro-oeste da África (Trompette 1994). Segundo Oliveira (2008), as anomalias geofísicas mais importantes da Província Borborema, que poderiam representar zonas de sutura entre antigos blocos continentais, são: 1) o limite entre o Domínio Sul e a Placa Sanfranciscana, representado por uma forte anomalia gravimétrica dipolar cujo eixo atravessa a porção interna da Faixa Riacho do Pontal e o oeste da Faixa Sergipana no contorno aproximado da margem norte cratônica, truncando os alinhamentos gravimétricos de direção N-S do cráton; e 2) a Z.C. Sobral-Pedro II, marcada pelo eixo positivo de uma anomalia dipolar (o eixo negativo coincide com o complexo magmático de Tamboril – Santa Quitéria). Outros limites internos importantes, que representam descontinuidades geofísicas de expressão litosférica, são: 1) o ramo oeste da Z.C. Pernambuco e sua continuação na Z.C. Congo (o ramo leste da Z.C. Pernambuco representa uma descontinuidade rasa e descontínua, com deslocamento lateral menos expressivo; Neves & Mariano 1999); 2) a Z.C. Patos; e 3) a Z.C. Jaguaribe e sua continuação na Z.C. Tatajuba. A evolução Paleozóica (gondwânica) da Província Borborema envolveu a instalação da sinéclise da Bacia do Parnaíba, cuja sedimentação cobriu grande parte da porção oeste da província. Posteriormente, no Mesozóico, com a separação do Supercontinente Pangea e abertura do Oceano Atlântico, instalaram-se as bacias interiores e marginais (Recôncavo-Tucano-Jatobá, Araripe, bacias marginais, etc.; Asmus 1984, Matos 1992). Durante o Cenozóico, os eventos geológicos mais importantes na província foram o vulcanismo Macau (Sial 1976, Mizusaki et al. 2002) e ainda, o soerguimento do Planalto da Borborema (Ab’Saber 1953). 28 CAPÍTULO 3 - ARTIGO Depositional systems and stratigraphic review proposal of the Rio Preto Fold Belt, northwestern Bahia / southern Piauí Artigo publicado na Revista Brasileira de Geociências, volume 42(3), p. 523-538, setembro de 2012 Fabrício de Andrade Caxito1, Alexandre Uhlein1, Júlio Carlos Destro Sanglard1, Tatiana Gonçalves Dias1, Mônica de Cássia Oliveira Mendes1 1Departamento de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais - UFMG, Belo Horizonte (MG), Brasil Abstract - The Rio Preto Fold Belt borders the northwestern São Francisco Craton margin, in northwestern Bahia state. The precursor basin to the fold belt is represented by the km-thick Canabravinha Formation, composed of lithic quartzite, phyllite, sandy-pelitic metarhythmite, metadiamictite, and locally metamarl. Its deposition occurred on a submarine slope-apron dominated by gravitational flows like mud flows and turbidity currents in an east-west trending asymmetric rift or hemi-graben, bounded by a faulted border on the south and a possible flexural border towards the north. The sediment supply came mostly downslope from the São Francisco Craton to the south. In the northern portion of the fold belt, the Formosa Formation probably represents part of the Paleoproterozoic basement, composed of garnet-mica schist, quartzite, iron- manganese metachert, greenschist, and locally orto-amphibolite intercalations. The Formosa Formation was probably deposited in an arc-related basin 1.9 Ga ago. A stratigraphic review proposal is based on two points: 1) Removal of the Canabravinha Formation from the base of the Bambuí Group and its positioning as a chronostratigraphic equivalent to the diamictite-bearing units on the other fold belts that surround the São Francisco Craton; 2) replacement of the term Rio Preto Group for the term Formosa Formation, once that its rocks can’t be individualized into formations. The pre-orogenic sedimentation on the Rio Preto Fold Belt occurred between 850 and 600 Ma ago. During the Brasiliano Orogeny (600 ‒ 540 Ma), the sedimentary basin was metamorphosed at the greenschist facies and inverted, assuming a kilometric doubly-vergent fan structure. Keywords: Rio Preto Fold Belt; São Francisco Craton; Brasiliano Orogeny. Resumo - A Faixa Rio Preto bordeja a margem noroeste do Cráton do São Francisco, no noroeste do estado da Bahia. A bacia precursora da faixa dobrada é representada pela Formação Canabravinha, de espessura quilométrica, composta por quartzito lítico, filito, metaritmito areno- 29 pelítico, metadiamictito, e, localmente, metamarga. Sua deposição ocorreu em um ambiente de talude submarino dominado por fluxos gravitacionais tais como fluxos de lama e correntes de turbidez, em um rift ou hemi-graben assimétrico de direção leste-oeste, com uma borda falhada a sul e uma possível borda flexural a norte. O aporte sedimentar foi predominantemente talude abaixo, do Cráton do São Francisco a sul, para norte. Na porção norte da faixa dobrada, a Formação Formosa provavelmente representa parte do embasamento Paleoproterozóico, composta por granada-mica xisto, quartzito, metachert ferro-manganesífero, xisto verde, e localmente, intercalações de orto-anfibolito. A Formação Formosa foi provavelmente depositada em uma bacia relacionada a arco magmático 1,9 Ga atrás. Uma proposta de revisão estratigráfica é baseada em dois pontos: 1) Retirada da Formação Canabravinha da base do Grupo Bambuí e seu posicionamento como um equivalente cronoestratigráfico das formações portadoras de diamictitos das outras faixas dobradas que circundam o Cráton do São Francisco; 2) Substituição do termo Grupo Rio Preto pelo termo Formação Formosa, uma vez que suas rochas não podem ser individualizadas em formações. A sedimentação pré-orogênica na Faixa Rio Preto ocorreu entre 850 e 600 Ma atrás. Durante a Orogênese Brasiliana (600–540 Ma), a bacia sedimentar foi metamorfisada na fácies xisto-verde e invertida, assumindo uma estruturação quilométrica em leque assimétrico de dupla vergência. Palavras-chave: Faixa Rio Preto, Cráton do São Francisco, Orogênese Brasiliana. 3.1. Introduction The São Francisco Craton (Figure 3.1; Almeida 1977, Alkmim 2004) represents a continental fragment involved in the amalgamation of the Western Gondwana paleocontinent during the so-called Brasiliano Orogenic cycle, at the end of the Proterozoic and at the beginning of the Paleozoic (Almeida 1967, 1977, Trompette 1994). During the Neoproterozoic Era, expressive glaciogenic sedimentation developed in the region, being represented by the Jequitaí Formation, in Minas Gerais, and by the Bebedouro Formation, in Bahia. At the same time, in the craton borders, rift basins that evolved into passive margins were developing, with important gravitational sedimentation (debris flow deposits and turbidity currents) and some glacial contribution (Uhlein et al. 2004). These sequences were inverted and metamorphosed during the Brasiliano Orogenic cycle (~ 630 – 570 Ma) and have been preserved in the belts surrounding the craton (Figure 3.1). Therefore, the fold belts represent the inversion of sedimentary basins adjacent to the craton, a region that has been relatively spared of deformation and metamorphism. 30 The Rio Preto Fold Belt (Figure 3.1 and 3.2) is the least studied region in the context of the São Francisco Craton and its marginal fold belts. The objective of this paper is to describe the geology of this area with emphasis on the sedimentary evolution of the precursor basin to the fold belt, besides presenting a proposal of a stratigraphic review based on the Brazilian standards of stratigraphic nomenclature (Código Brasileiro e Guia de Nomenclatura Estratigráfica; Petri et al. 1986). The Rio Preto Fold Belt is located at the northwest of the state of Bahia, bordering the state of Piauí, where the main urban center is the city of Barreiras (Figure 3.1), about 150 km to the south of Formosa do Rio Preto, on the central portion of the belt. 3.2. Previous Studies Compared to other fold belts surrounding the São Francisco Craton, few studies have addressed the geology of the region. In the 1970’s, with the mapping resulting from LETOS Project (Moutinho da Costa et al. 1971) and the study from Santos et al. (1977), the metasedimentary rocks of Preto river valley were grouped in the Rio Preto Group and stratigraphically placed above the Chapada Diamantina Group, of the mesoproterozoic, and below the Bambuí Group, a neoproterozoic cratonic cover of the São Francisco Craton (Figure 3.1). After the disclosure of the geological map to the millionth of the State of Bahia (Inda & Barbosa 1978), the main geological and tectonic environments of northwestern Bahia were defined, in a geosynclinal context. Jardim de Sá & Hackspacher (1980) made an structural pattern recognition on the northwestern margin of the craton, identifying four phases of deformation. These authors placed the Rio Preto Group in the Early Proterozoic because of their correlation with the supracrustal rocks of the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 3.1) that, back then, were considered to be older than those from the Chapada Diamantina Group. Barbosa (1982) analyzed manganese deposits in the west of Bahia and proposed a Neoproterozoic age for the Rio Preto Group, with almost contemporary deposition with the Bambuí Group. The project RADAMBRASIL also adopts this interpretation (Montes et al. 1986). Egydio-Silva (1987) carried out an important study in the region of Rio Preto Fold Belt and the adjacent cover of the craton, identifying the main lithostratigraphic, structural and tectonic aspects of northwestern Bahia. This author reallocated a major portion of the Rio Preto Group to the base of the Bambuí Group (Canabravinha Formation), thus considering the rest of the group to be correlated to the Chapada Diamantina Group, of Mesoproterozoic age. This interpretation was further adopted by the CPRM — Geological Service of Brazil —, during its basic geological mapping program (Andrade Filho et al. 1994, Arcanjo & Braz Filho 1999). 31 Figure 3.1 – São Francisco Craton and surrounding belts. Adapted from Alkmim (2004). 3.3. Stratigraphic review proposal The stratigraphic aspects of the Rio Preto fold belt presented in this paper (Figure 3.3) are the results from stratigraphic, sedimentological and lithochemical studies, besides being supported by geochronological and isotopic data gathered in the past few years (Uhlein et al. 2008, Sanglard et al. 2008, Gonçalves Dias & Mendes 2008, Caxito 2010, Caxito et al. 2011a, b). The stratigraphy herein proposed differs from that proposed by Egydio-Silva et al. (1989), suggesting the removal of the Canabravinha Formation from the Bambuí Group, and the change of denomination of the Rio Preto Group into Formosa Formation, of Paleoproterozoic instead of Mesoproterozoic age, as previously suggested (Table 3.1). Next, we will present the main lines of reasoning and argumentation in which this proposal of stratigraphic review is based on. 32 Figure 3.2 – Geological map of the Rio Preto belt, northwestern Bahia and southern Piauí. See Figure 3.1 for location. 33 3.3.1. Cristalândia do Piauí Complex The tectonic-stratigraphic basement of the Rio Preto Fold Belt is represented by the Cristalândia do Piauí Complex, in the northern part of the fold belt (Figure 3.2; Arcanjo & Braz Filho 1994), which comprises intercalations of biotite gneiss and amphibolite. These rocks are aged 2.1 Ga (Rb-Sr whole rock isochron), with biotites dating around 540 Ma (K-Ar; Egydio-Silva 1987). Sm-Nd model ages (TDM) in between 2.8 and 2.6 Ga suggest that Archean crust is the main component of this segment (Caxito 2010 and new data), with the impression of a paleoproterozoic cycle and rework during the Brasiliano cycle. The geology of this complex is relatively unknown and requires further studies, especially regarding petrography and lithochemistry. 3.3.2. Formosa Formation The Formosa Formation corresponds to the Rio Preto Group according to Egydio-Silva et al. (1989). The name Rio Preto Group was informally proposed by Santos et al. (1977) to denominate the metasedimentary rocks of the Preto river valley. However, as Fuck et al. (1993) states, the Rio Preto unity should not be considered as a group, for its rocks are not naturally subdivided in formations. According to the Brazilian Code of Stratigraphic Nomenclature, “the formations are fundamental units in the description and interpretation of a region’s geology, especially regarding the spatial distribution of successions and deposition in areas that are proximal and distal within the basin.” (Petri et al. 1986, p. 377, § 1). Thus, Uhlein et al. (2008) and Caxito (2010) suggest a redefinition of this group based on genetic criteria and according to the limitations of stratigraphic studies on Precambrian regions, comprising the Canabravinha and Formosa formations. However, recent geochronological and isotopic data suggest that the two formations developed in different contexts and ages, so they should not be included in the same group (Caxito et al. 2011a, b). Hence, the term “Rio Preto Group” is no longer used. The Formosa Formation (named after the city of Formosa do Rio Preto) originates in the northern portion of the Rio Preto Fold Belt, alongside Preto river, and extends 20 km to the north, towards the Bahia and Piauí boundary (Figure 3.2). It is composed of muscovite schist, often with abundant garnet, with intercalations of micaceous quartzite, sandy metarhythmite, iron-maganese metachert, chlorite-actinolite-epidote schist (greenschist), and, locally, ortho-amphibolite (Figure 3.3 and 3.4). The stratotype can be observed on BR-135 road, between Formosa do Rio Preto and the borderline of Bahia and Piauí (Figure 3.2 and 3.4B). Subsidiary reference sections in which the intercalations of metachert and greenschist may be easily observed are indicated at Vereda Jatobá and in the region of Arroz Village, to the east and northwest of Formosa do Rio Preto, respectively. 34 Metric intercalations of micaceous quartzite are seen in the road to Coaceral (Portal do Jalapão) near the limits of Bahia-Piauí (Figure 3.4A). The lithotypes in Formosa Formation present a metamorphism of greenschist to epidote-amphibolite facies (~ 500°C, 2 – 5 Kbar, 10 – 20 km depth; Caxito, 2010). Due to the tectonism of the Formosa Formation, with frontal and lateral low- angle thrusts (Figure 3.4B), it is virtually impossible to estimate its thickness; however, constant intercalations of gneiss slivers from the basement suggest preserved low thickness. Good occurrences of iron-manganese metachert can be found in the Jataí region, 20 km to the east of Formosa do Rio Preto (Figure 3.4C–D), on the road to Santa Rita de Cássia, and in the Lagoa Farm, on the old BR-135 road, which is accessed through the wooden bridge crossing Preto river in Formosa do Rio Preto, towards the southeast. This rock constitutes a guide-layer for the Formosa Formation that has been previously described as itabirite (Egydio-Silva 1987, Andrade Filho et al. 1994). Recently, Gonçalves Dias & Mendes (2008) and Mendes et al. (2008) carried out petrographic and litochemical studies, aided by scanning electron and optical microscopy (Figure 3.4D), indicating its classification as metachert, with SiO2 between 90.49 and 99%, Mn between 0.04 and 3.54%, and Fe between 0.4 and 2.4%. Metric to decimetric intercalations of greenschist with nematoblastic texture are common in the Formosa Formation. These are mainly composed of chlorite, actinolite, epidote and plagioclase strongly oriented in the main foliation. The most important accessory mineral is titanite. Tectonic intercalations of gneiss slivers of the Cristalândia do Piauí Complex are also found in the Formosa Formation, especially in Arroz Village and near the BR-135, to the north of Formosa do Rio Preto. In the Angico Farm, to the west of Formosa do Rio Preto, a 200 meters thick epidote- amphibolite layer intercalates between garnet-mica schist and sandy metarhythmite of the Formosa Formation. These rocks have long been considered as essential for the understanding of the geodynamic evolution in Rio Preto belt (Egydio-Silva 1987, Fuck et al. 1993, Uhlein et al. 2008). The amphibolites present lithochemistry of tholeiitic basalts, with flat chondrite-normalized rare earth elements (REE) patterns and slight enrichment of light REE compared to heavy REE (LaN/YbN: 1.35 – 2.97; Eu/Eu*: 0.94 – 1.14), negative Nb and positive Sr anomalies, and high LIL/HFS ratio (Caxito 2010, Caxito et al. 2011b). In most tectonic discrimination diagrams, the samples plot within island-arc tholeiites, back-arc basalt or Mid Ocean Ridge Basalt (MORB) fields. U-Pb analyses of magmatic zircons (Th/U: 0.11 – 1.56) yield a homogeneous population aging 1,961 ± 11 Ma, with εNd(1.96 Ga) ranging from slightly negative to positive (-0.3 to +1.0). Thus, these rocks probably represent oceanic crust remnants, derived from a mantle wedge above a subduction zone that may be related to a paleoproterozoic volcanic arc (Caxito 2010, Caxito et al. 2011b). 35 Figure 3.3 – Stratigraphic relations in the Rio Preto fold belt according to the proposal of our study. Note the change in scale between the columns of Canabravinha and Formosa formations. Studies of detrital zircon and Nd isotopes suggests a relative simple sedimentary provenance for the Formosa Formation, with a bimodal distribution of detrital zircon U-Pb ages in between 1.9 – 2.2 and 2.5 – 2.6 Ga, and TDM model ages between 1.9 and 2.6 Ga (Caxito 2010, Caxito et al. 2011a). These data seem to indicate the Cristalândia do Piauí Complex as the main source of the 36 Formosa Formation. The absence of meso- to neoproterozoic zircons and the intercalation of paleoproterozoic mafic rocks suggest that at least part of the Formosa Formation was formed in the Paleoproterozoic Era, probably in a basin related to a magmatic arc, hence composing the basement to the Rio Preto fold belt alongside the Cristalândia do Piauí Complex. The Formosa Formation contacts the Canabravinha Formation in the south through an oblique reverse dextral shear zone (Malhadinha-Rio Preto Shear Zone; Gonçalves Dias & Mendes 2008, Caxito et al. 2010), and in the north it thrusts in low-angle the gneisses of the Cristalândia do Piauí Complex. To the west, the Formosa formation is thrusted upon the quartzites of the Santo Onofre Group, in Serra do Boqueirão (Egydio-Silva 1987). The high degree of transposition of older structures by crenulation cleavage (S2) dating from the Brasiliano cycle (600 – 540 Ma, K-Ar in muscovite; Egydio-Silva 1987) makes it hard to recognize possible paleoproterozoic-related deformational structures. 3.3.3. Canabravinha Formation The Canabravinha Formation was defined by Egydio-Silva et al. (1989) as the basal unity of the Bambuí Group in the region, being related to the Bebedouro Formation, base of the Una Group, in Bahia. The nomenclature refers to the Canabravinha stream, which runs next to the homonymous farm, in the municipality of Monte Alegre dos Cardosos, where the authors made the schematic section of the formation. Uhlein et al. (2008) and Caxito (2010) suggest the removal of the Canabravinha Formation from the Bambuí Group, due to its kilometric thickness, greenschist facies metamorphism, and significant deformation, which are characteristics of deposition and structural evolution in the context of a fold belt, in contrast to the Bebedouro Formation, which presents a thickness of hundreds of meters and low to null deformation and metamorphism, which suggest evolution in a cratonic context. Although both unities could present chronostratigraphic correlation, the tectonic and sedimentary contexts are quite different. The Canabravinha Formation thrusts the Bambuí Group in the southern portion of the fold belt (Cariparé Shear Zone), so the original contact relations between these two units are not recognized. Therefore, it is more coherent that the Canabravinha Formation be correlated to the diamictite-bearing formations from the other Brasiliano fold belts (i.e. basal formations of the Macaúbas Group, in Araçuaí Belt, Capitão- Palestina Formation, in the Sergipana Belt, and the Ibiá Group, in the Brasília Belt). The Canabravinha Formation occurs in the southern portion of the Rio Preto Belt, from north of Cariparé towards north for almost 40 km (Figure 3.2). It is composed of massive lithic, conglomeratic, feldspathic, carbonatic or micaceous quartzite with graded, plain or cross stratification; metagraywacke, carbonaceous phyllite and mica schist; sandy metarhythmite; 37 metadiamictite, and metamarl (Figure 3.5). Millimetric to centimetric euhedral limonite is profusely disseminated. Besides the section of Canabravinha stream, in the BR-135 road, between Cariparé and Formosa do Rio Preto, metarhythmites are easily seen. The Canabravinha formation presents a lateral and vertical variation with coarse lithofacies to the south, progressively gradating to lithofacies presenting a higher proportion of pelitic material towards the north. The spectrum of U-Pb ages in detrital zircon of the Canabravinha Formation differs from that of the Formosa Formation, varying from 3,000 to 850 Ma. The Nd isotopes also indicate a larger variety of sources, with TDM model ages in between 1.5 and 2.7 Ga (Caxito 2010, Caxito et al. 2011a). These data suggest that the Canabravinha and Formosa formations present geological evolution in different contexts, i.e. they are probably not chronologically correlated. So, geochronological data do not support the allocation of both formations in the same group, as previously proposed (Rio Preto Group, Uhlein et al. 2008, Caxito 2010). We assume the hypothesis that the Formosa Formation represents part of the paleoproterozoic basement of the Rio Preto Belt, while the Canabravinha Formation represents the neoproterozoic sedimentation in the fold belt precursor basin. The Canabravinha Formation is characterized by a low to medium-grade metamorphism and complex structural geology related to the Brasiliano Orogeny, as indicated by K-Ar ages in muscovite around 590 Ma, obtained by Egydio-Silva (1987). To the south, it is thrust upon the Serra da Mamona Formation of the Bambuí Group by a frontal reverse shear zone (Cariparé Shear Zone; Figure 3.2 and 3.7), and to the north it contacts the Formosa formation through an oblique dextral shear zone (Malhadinha-Rio Preto Shear Zone; Figure 3.2 and 3.7). Based on gravimetric data, Egydio-Silva (1987) estimates a thickness of almost 7,500 meters for the Canabravinha Formation. However, this data must be carefully interpreted, due to the high ductile deformation of these rocks, presenting isoclinals folds in the central portion of the fold belt (Figure 3.2 and 3.7). 3.3.4. Bambuí Group The Bambuí Group in the western part of Bahia has been subdivided into three formations by Egydio-Silva et al. (1989), including, from the bottom up: 1) São Desidério Formation. Dark gray limestones with intercalations of marls and siltstones, with estimated thickness of 450 meters. The basal contact is not observed; however, if we admit a correlation to the Sete Lagoas Formation, to the south, nearby Correntina, the latter settles by erosive discordance over gneisses of the Archean/Paleoproterozoic basement of the São Francisco Craton. The superior contact is gradational, with progressive increase in the proportion of 38 clastic material in carbonates, grading to the metamarls and carbonaceous slates of the Serra da Mamona Formation. 2) Serra da Mamona Formation. It can be correlated to the Serra da Saudade Formation, and it is marked by the intercalation of metacarbonate and metapelite layers with incipient to low metamorphic grade. Thickness, according to the geological profile, is estimated in 3,000 meters (Egydio-Silva et al. 1989), but these authors call the attention to the fact that it is a region of intense tectonic deformation, thus this estimate must be carefully considered. 3) Riachão das Neves Formation. On top of Serra da Mamona Formation, the lithotypes show a gradual increase of sedimentary granulometry, presenting a great amount of feldspar and lithic fragments in its composition, thus characterizing meta-arkoses and metagraywackes of the Riachão das Neves formation. This formation can be correlated to the Três Marias Formation, with estimated thickness of 4,000 meters. 3.3.5. Phanerozoic covers Above the Precambrian units of the region, lies the Urucuia Group upon an erosive and angular discordance, which is constituted by fluvial/aeolian sandstones and conglomerates of the Cretaceous period. All of the units are covered by unconsolidated sedimentary deposits from the Cenozoic period, mostly sand and clay, often lateritized. 3.4. Description of stratigraphic columns Aiming at a stratigraphic and sedimentological study of the Rio Preto Belt, three schematic columns were raised at the Canabravinha Formation, looking to recognize the main lithofacies and depositional systems in key-areas of the region (Figure 3.2 and 3.3). It is worth emphasizing the schematic character of such columns, inherent to studies of this type in fold belts. The column correlation method was chosen due to the visual practicality of stratigraphic and sedimentological relations in time and space. Column A (Figure 3.3) was raised in Chapada Boa Vista, near the tectonic contact with Serra da Mamona Formation (UTM 512249E / 8738285N; Datum SAD69 Zone 23S, being the same for all other columns). One can observe a sequence dominated by coarse grained lithofacies, mainly psamo-psephitic deposits. The basal metadiamictite in this column is found on road BR-135 and is estimated to be 10-meter thick (Figure 3.3). The metadiamictite presents a metapelitic matrix 39 that sustains clasts of granule to block size of orthoquartzite, limonitic micaceous quartzite, carbonates, quartz, gneiss, and granite. The original geometry of the clasts is currently obliterated by their stretching in the S2 foliation, due to the proximity to the Cariparé shear zone, the limitation between the craton and the fold belt (Figure 3.2; Egydio-Silva 1987). Figure 3.4 – Lithotypes of Formosa Formation. (A) Intercalations of garnet-mica schist (x) and micaceous quartzite (q), road to Coaceral (Portal do Jalapão); (B)Mica schist in the BR-135 road, north of Formosa do Rio Preto, with deformation characterized by low angle thrusts; (C) Iron- 40 manganese Metachert, Primavera farm, east of Formosa do Rio Preto; dark iron and manganese oxide rich layers alternate with quartz-rich layers; (D) aspect of dark metachert layer at the scanning electron microscope, formed mainly by spessartite and manganese oxides. (E) Ortho-amphibolite at Angico farm, west of Formosa do Rio Preto; clear plagioclase-rich layers (albite and oligoclase) alternate with mafic amphibole-rich layers (mainly hornblende); (F) microscopic aspect of ortho- amphibolite from Angico farm. hbl: hornblende; ol: oligoclase; cz: clinozoisite; cl: chlorite; ap: apatite. In the intermediate portion of Column A, granodecrescent sequences of granule to pebble sandy metabreccia, lithic quartzite with coarse to fine graded stratification, and sandy-pelitic metarhythmite with plain-parallel stratification are found (Figure 3.5A). The quartzite is usually poorly selected and presents low textural and mineralogical maturity, thus angular to sub-angular grains predominating (Figure 3.5A). Microscopic analyses (Figure 3.5B) showed quartzite is composed of quartz, muscovite, carbonate, plagioclase, gneiss, feldspar, granite, limonite and opaques, so it can be classified as coarse lithic to conglomeratic or carbonatic quartzite. On the top of the scarp, metadiamictite with block-sized clasts is found again, which characterizes the cyclicity of the sedimentation processes. Column B was raised throughout the draining of the Canabravinha stream, near Monte Alegre dos Cardosos (504030E / 8744592N). The sequence is similar to that of Column A, although the metadiamictite layers are less thick and decimetric, and the phyllites and quartzites are more common (Figure 3.5C–G). In the metadiamictite layers, clasts of carbonate, gneiss, quartz, quartzite, and granite (sensu lato) are found (Figure 3.5D and E). Clasts of metadiamictite within the metadiamictite layers are rare. Clasts of granite, gneiss and quartzite present granulometry of granule to boulder, while the carbonate clasts occur mostly on granule to pebble granulometry. The original geometry of these clasts remains well preserved, without a dominant pattern, commonly varying from sub-angular to sub-rounded types (Figure 3.5C–E); however, rounded and angular clasts, presenting low sphericity, are also common. The matrix is mainly formed by carbonates and oriented phyllosilicates (white mica), and stretched quartz according to the main foliation (S2). Metadiamictite layers intercalate with phyllite and quartzite layers, which do not present isolated clasts (Figure 3.5C). The proportion of carbonate is sometimes very expressive, constituting layers of metamarl. In the quartzite layers, centimetric climbing laminations are found (Figure 3.5F), as well as phyllite clasts (Figure 3.5G) with irregular geometry, highly angulated, chaotically disseminating within the quartzite. 41 42 Figure 3.5 – Lithotypes of Canabravinha Formation. (A) Graded stratiphication in lithic quartzite; (B) Photomicrograph under crossed polarizers of lithic quartzite. (C) Decimetric layer of metadiamictite intercalated within carbonatic phyllite. Note the absence of isolated clasts in the phyllite layer; (D) Detail of granite boulder in the metadiamictite layer; (E) carbonate pebble and quartzite clasts in the metadiamictite layer; (F) Climbing laminations in the quartzite layer; g) phyllite clast in the quartzite layer; (H) low-density metaturbidites. Centimetric sandy layers, in clear grey, intercalated within dark grey pelitic layers. The arrow indicates graded stratiphication in the quartzite layer. (A, B): Column A, Chapada da Boa Vista; (C–G): Column B, Canabravinha stream; (H): Column C, BR-135 between Malhadinha and Formosa do Rio Preto. Q: quartz; P: plagioclase; C: carbonate; M: muscovite. Column C was raised on BR-135 road, between Malhadinha and Formosa do Rio Preto (488396E / 8771374N). In this region, we observe a predominance of metarhythmites formed by centimetric to decimetric intercalations between metagraywackes with graded coarse-fine stratification and phyllites/schists (Figure 3.5H), mostly carbonaceous and manganesiferous, with local layers of quartzite. It is interesting to note the rhythmic occurrence of manganese low- thickness crusts intercalated within the lithotypes, parallel to the bedding plane (Figure 3.5H). 3.5. Facies, sedimentary environments and depositional systems of the Canabravinha Formation Figure 3.3 presents a correlation of the three graphic-sedimentary profiles raised in the study, representing the main lithofacies associations throughout the Canabravinha Formation. Coarse facies (metadiamictites) are prevalent in the south portion, becoming thinner to the north. Table 3.2 shows the main facies, processes and products interpreted on the stratigraphic columns. Based on this data, one can identify the depositional environments and propose a model of evolution for the precursor basin to the fold belt. The decimetric to metric layers of metadiamictite suggest the periodic action of mud and debris flows that occasionally grades to high-density turbidity currents (granule and pebble metabreccia; Lowe 1982), and these to low-density currents, with Tabc intervals of Bouma (1962), represented by conglomeratic to coarse lithic quartzite with graded, plane and crossed stratification, according to the velocity of the current flow. The intercalated phyllite layers are the product of decantation of fines in suspension, which is generated after each mudflow. The presence of climbing laminations (Tc) and phyllite clasts within quartzite intercalating with metadiamictite 43 layers also indicate the action of turbidity currents during the sedimentation of such layers. The climbing laminations are formed when tractive sedimentary processes compete with sedimentation by decantation, as in the case of decelerating flows such as turbidity currents; Phyllite clasts are widely disseminated in sand layers of turbidity sequences, being formed mainly by erosive processes of the clayey soil during gravitational flows (Johansonn & Stow 1995). In general, the disposition of the facies of metarhythmites in Column C follows the classic scheme of low-density turbidites, of Bouma (1962). Metaturbidites are formed by centimetric layers of metagraywacke with coarse-fine graded stratification (Ta), followed by metagraywacke with plane stratification/lamination (Tb), rarely crossed stratification (Tc), followed by phyllite/schist layers (Tde). These are superimposed by another metagraywacke layer followed by another phyllite layer, and so on. Similar outcrops are common on road BR-135, between Malhadinha and Formosa do Rio Preto, which suggest a predominance of diluted turbidity currents in this portion of the precursor basin. The sedimentary/stratigraphic analysis showed no direct evidence of glacial influence on the sedimentation of the Rio Preto belt. Although diamictites have been recognized for over 50 years as important facies in depositional systems that are not related to glacial sedimentation, the distinction between glacial and non-glacial diamictites is still neglected. Some good reviews on the theme and distinction criteria between glacial and non-glacial diamictites can be found in the works of Schermerhorn (1974), Boulton & Deynoux (1981), Dreimanis & Schucluter (1985), Moncrieff (1989), Eyles (1993), Miller (1996) and Uhlein et al. (2004). The intercalation of thin layers (decimeters to meters) of diamictites with sandstones and pelites, deposited in submarine conditions, and the association with turbidites, do not allow defining these rocks as tillites (glacio- terrestrial rock). Glacio-marine sedimentation is not supported either, for in such case one would expect to find isolated clasts in rhythmites and pelites away from the mud flows of Columns A and B, i.e., in Column C. The hypothesis of reworking glacial deposits by gravitational submarine flows cannot be excluded; however, the lack of identification of striated, faceted or pentagonal clasts makes it only conjectural. Nevertheless, times of low sea level stand, such as glacial periods, strongly favor the development of slope-aprons and fans, because a great portion of the platform may be exposed, thus tapering the sediments through canyons and fans towards the slope. In high sea level stand periods, on the other hand, sediments tend to concentrate in lagoons and estuaries, or in environments near the coast, not reaching the platform and the feeding canyons (Stow et al. 1985). According to the lithofacies that have been identified and the sedimentary processes interpreted for the Canabravinha Formation (Table 3.2), a model of deep marine environment for the deposition of its protholits may be proposed. The deep marine sedimentation involves mainly 44 gravitational sedimentation processes on a continuum of high density flows (blocks fall, drags, slides, mud and debris flows) to low-density turbidity currents. These flows interact directly with processes of pelagic and hemipelagic sedimentation (Stow et al. 1996, Stow & Mayall 2000). The lithofacies of Columns A and B were probably deposited by gravitational sedimentary flows in the proximal portion of a gravel-rich slope-apron system (Reading & Richards 1994, Richards et al. 1998, Stow & Mayall 2000). The slope-aprons form when there is a multiple linear source feeding the basin through a non-canalized system, directly into the slope. The fans form inter-related turbidity systems, so sheet or apron geometry is formed, making individual fan morphology unrecognizable. This type of sedimentation is well developed in fault-bounded margins such as submarine rifts in tectonically active basins, where a considerable amount of sediments is thrown through a steep slope to the adjacent basin, which is rapidly subsident (Figure 3.6; Reading & Richards 1994). The turbidities of Column C represent the dilution of gravitational flows in the distal portion of the basin (Figure 3.6). 3.6. Tectonic context of the Rio Preto basin The deposition of the sediments that compose the Canabravinha Formation probably occurred in a rift basin (Rio Preto basin), where the movements in normal faults favored the episodic origin of mud/debris flows that evolved to turbidity currents (Figure 3.6). The mudflows were responsible for the deposition of diamictites, while their dilution resulted in high and low- density turbidity currents that caused sand and pelite layers to be deposited in proximal to distal turbidity sequences, from south to north (Figure 3.6). The association of lithofacies of the Canabravinha Formation and the predominance of coarse and immature sediments to the south, and of finer-grained sediments to the north, indicate that the sedimentary supply was mostly from south to north, therefore the main source area was the São Francisco Craton. The lithic content found in quartzite and clasts of diamictites support this hypothesis. The abundant occurrence of carbonate and granite fragments exempts the Rio Preto belt of being one of the source areas, for none of these rocks is found in the fold belt. It is thus difficult to conciliate a model of provenience exclusively from north towards south by erosion of the mountain chains that formed in the region, either by gravitational processes or by mountain glaciation (e.g. Gonzaga & Walde 2007). On the other hand, the São Francisco Craton is full of granite and carbonaceous proterozoic covers that may have served as a source for the Canabravinha Formation debris. 45 3.7. Structural geology and tectonics of the Rio Preto Belt The Rio Preto Belt represents a kilometric asymmetric divergent fan structure (Figure 3.2 and 3.7), with a well-developed south portion with clear vergence to the São Francisco Craton, and a shorter north portion showing vergence to the north, where the Formosa Formation thrusts the Cristalândia do Piauí gneisses in low angle (Egydio-Silva 1987). This structure is the result of a complex evolution that took place during the Brasiliano Orogeny, which generated three different secondary foliations associated with folds and oblique to transcurrent shear zone systems. Egydio-Silva (1987) recognized the Cariparé shear zone (Figure 3.2 and 3.7) as the boundary between the craton and the fold belt in the northwest region of Bahia, almost 60 km to the south of the previously proposed limit (Almeida 1977). Despite that, images of the craton in the scientific literature often ignore such limit in its northwest portion, and this fact should be considered in further publications. Figure 3.6 – Stratigraphic relations accross the São Francisco paleocontinent and neoproterozoic Rio Preto rift in a schematic S-N section. 46 The Cariparé shear zone constitutes an inverse fault with SW-NE orientation, 330-350/45 attitude and frontal kinematics, where the rocks of the Canabravinha Formation, in the north- northwest, are pushed onto the rocks belonging to the Bambuí Group, in the south-southeast. The main S2 foliation, in the Canabravinha Formation, is parallel to the slate cleavage in the cratonic cover of the Bambuí Group, in the transitional craton — fold belt region. The K-Ar ages in between 547 Ma and 595 Ma obtained by Egydio-Silva (1987) in muscovite of the Canabravinha and Formosa Formations reinforce the hypothesis of this deformation having been originated during the Brasiliano Orogeny. Three different deformation phases, possibly progressive, may be distinguished in the structural and tectonic evolution of the Rio Preto belt (Egydio-Silva 1987, Caxito 2010): The D1 phase generated the S1 penetrating foliation, which is generally parallel to S0. Little can be stated about the structures and the tectonic meaning of such phase due to the lack of data and posterior generalized transposition. The D2 phase is responsible for the developing of the S2 penetrating foliation, besides the remarkable structure in form of a double-vergence fan in the Rio Preto belt (Figure 3.2 and 3.7). In this phase, folds were formed in a gradient of style that vary from smooth and concentric, in the cratonic Bambuí Group, becoming progressively tighter towards the craton/fold belt boundary, with tight to isoclinal similar folds in the core of the Rio Preto Belt. This phase also generated the ductile-brittle structures in the region, such as the Cariparé and Malhadinha shear zones. This phase of deformation is the closest to the metamorphic peak of the Brasiliano Orogeny in the Rio Preto Belt, with the main metamorphic minerals oriented according to S2. The D3 phase is characterized by the S3 spaced crenulation cleavage or fracture cleavage (modal maximum: 187/32, n: 184), axial plan of smooth folds in S2, and possibly represents a final compressive phase comprising structures verging to the northwest, from the craton to the fold belt. Thrust faults sub-parallels to S3 may be found on BR-135 road between Formosa and Malhadinha, with associated sigmoidal structures indicating frontal movement with top–to-northwest kinematics. Figure 3.7 shows S2 and L2 stereograms for the south, central and north portions of the Rio Preto belt (Caxito 2010, Caxito et al. 2010). From Cariparé to Malhadinha, S2 dips northwest (modal maximum: 334/29; Figure 7A), inclining progressively towards north until it reaches high angle to sub-vertical values in the region of Malhadinha (170/72; Figure 3.7B) and, from Formosa towards north, its inclination inverts to the southeast (139/15; Figure 3.7C). The field study shows that the region of Malhadinha corresponds to a shear zone some kilometers thick by 80 km in outcropping extension, named Malhadinha - Rio Preto Shear Zone (Figure 3.2 and 3.7; Gonçalves Dias & Mendes 2008, Caxito 2010, Caxito et al. 2010). This zone is composed of quartzite mylonites with subvertical S2 foliation and oblique-directional L2 lineation. 47 The direction of reverse oblique dextral shear is indicated by a rounded geometry with S-deflection patterns, by structures in the field, and by microstructures in thin section such as S-C pairs, mica- fish and mantled porphyroclasts, and also by quartz crystalline structure orientation (Caxito 2010, Caxito et al. 2010). A model of geotectonic evolution proposed for the Rio Preto belt involves crustal stretching during the Neoproterozoic Era (~ 850 – 600 Ma), with deposition of the Canabravinha Formation in a hemi-graben basin located within the Archean/Paleoproterozoic basement of the region, that is, the Cristalândia do Piauí Complex and the Formosa Formation (Egydio-Silva 1987, Caxito 2010). Posteriorly, this basin was inverted during the Brasiliano Orogeny (~ 600 – 540 Ma), with the development of three phases of progressive deformation. The main phase, D2, generated a structure in the form of a quite peculiar asymmetric fan, whose possible causes are discussed by Egydio-Silva et al. (1990), Caxito (2010) and Caxito et al. (2010). Figure 3.7 – Geological section and stereograms for S2 and L2 in the Rio Preto Belt. For section localization, see Figure 3.2. 3.8. Final considerations The Rio Preto Belt has developed onto an Archean / Paleoproterozoic substrate (~ 2.8 – 2.0 Ga) of the Cristalândia do Piauí Complex. During the Orosirian Period (~ 1.9 Ga), the deposition of the protholites of the Formosa Formation took place, with predominantly pelitic sedimentation and 48 local chemical precipitation (iron-manganese metachert) possibly associated with basic magmatic activity (greenschist and ortho-amphibolite). The Formosa Formation was probably formed on a basin related to a magmatic arc. The crustal block represented by the Formosa Formation and by the Cristalândia do Piauí Complex may have been through deformation and metamorphism of a paleoproterozoic orogenic cycle, as indicated by Rb-Sr ages of the Cristalândia do Piauí Complex (Egydio-Silva 1987); this issue requires further detailed studies. A depositional hiatus marked by a unconformity of over one billion years separates the Formosa and Canabravinha Formations, the latter being formed during the Cryogenian to Ediacaran periods (~ 850 – 600 Ma). The deposition of the Canabravinha Formation was caused by the opening of a rift with hemi-graben geometry, with a fault-bounded margin to the south and a possible flexural margin to the north. In the faulted margin, gravitational flows predominated in an submarine slope-apron, where mud flows graded to turbidity currents progressively more diluted to the north. There is no direct evidence for glacial sedimentation processes at the Rio Preto belt; however the possibility of reworking of glacial deposits by gravitational flows should not be excluded. During the Brasiliano Orogeny, in the Ediacaran Period (~ 600 – 540 Ma), the Rio Preto rift and its substrate went through structural inversion and metamorphism in the greenschist facies. The ductile-brittle doubly-vergent asymmetric fan structure, with oblique to directional movement in the central portion of the fold belt, suggests destructive interaction in clockwise direction between the Cristalândia do Piauí block, to the north, and the São Francisco Craton, to the south. The total absence of orogenic magmatic rocks and oceanic reminiscences of Neoproterozoic age suggest evolution of the outcrop portion of the Rio Preto belt in an ensialic context, as a typical example of an intracontinental orogenic belt (Egydio-Silva 1987, Caxito 2010). 3.9. Acknowledgments Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq Process nº 475510/2008-9) and Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de Minas Gerais (FAPEMIG Process CRA 505-06) for the financial support, the latter for providing scholarship for the first author Master`s, and the geologist Felipe Rodrigues Martins for his assistance in field. The manuscript was improved after comments and suggestions by Dr. Fernando Vesely. We thank the staff of Revista Brasileira de Geociências for the editorial handling and english translation. 49 Table 3.1 - Proposal of stratigraphic review for the Rio Preto Fold Belt. Egydio-Silva et al. (1989) This study Neoproterozoic Bambuí Group Riachão das Neves Fm. Neoproterozoic Cryogenian / Ediacaran (850-600 Ma) Bambuí Group (craton) Riachão das Neves Fm. Serra da Mamona Fm. Serra da Mamona Fm. São Desidério Fm. São Desidério Fm. Canabravinha Fm. Canabravinha Fm. (fold belt) Mesoproterozoic Rio Preto Group Paleoproterozoic Orosirian (~1.9 Ga) Formosa Fm. Archean/ Paleoproterozoic Cristalândia do Piauí Complex Archean/ Paleoproterozoic Cristalândia do Piauí Complex 50 Table 3.2 – Lithofacies identified in the stratigraphic columns of the Canabravinha Formation, with interpretation of the main products and sedimentation processes. Facies Products Processes Columns Dm Massive diamictite with pelite- carbonatic matrix, containing carbonate, gneiss, quartzite, quartz and granite clasts. Mud flows A and B Alm Alg Alp Alcx Lithic sandstone composed of quartz, carbonate, gneiss, feldspar and muscovite grains, massive (m), with coarse-fine gradational stratification (g), plane-parallel stratification (p) or crossed stratification (cx), locally with climbing laminations and shale clasts. Low to high density turbidity currents (Tabc) A, B and C M Marl Reworking of carbonate debris, precipitation B Rap Sandy-pelitic rhythmite, formed by centimetric to decimetric plane-parallel layers of sandstone and pelite, often carbonaceous and/or manganesiferous. Low density turbidity currents (Tabcde) B and C 51 CAPÍTULO 4 - ARTIGO Detrital zircon (U-Pb) and Sm-Nd isotope studies of the provenance and tectonic setting of basins related to collisional orogens: The case of the Rio Preto Fold Belt on the northwest São Francisco Craton margin, NE Brazil. Artigo aceito para publicação no periódico Gondwana Research, http://dx.doi.org/10.1016/j.gr.2013.07.007 Fabrício de Andrade Caxito1,3, Elton Luiz Dantas2, Ross Stevenson3, Alexandre Uhlein1 1 – Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Campus Pampulha, Av. Antônio Carlos 6627, CEP 31270-901, Belo Horizonte, MG, Brazil. 2 – Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Campus Universitário, Asa Norte, CEP 70910-900, Brasília, DF, Brazil. 3 – GEOTOP, Université du Québec à Montréal, P.O. Box 8888, Station Centre Ville, Montreal, Quebec H3C 3P8, Canada. Abstract – The Rio Preto Fold Belt (RPFB), in northeastern Brazil, is represented by Precambrian metasedimentary sequences (Canabravinha and Formosa formations) that were accreted to the northwestern São Francisco Craton margin, during the collisional Brasiliano Orogeny (~630-500 Ma). The analysis of the detrital zircon age spectra of samples from both formations revealed a broadly distinct sedimentary provenance for each one of them. While the Canabravinha Formation yielded late-Archean to Tonian zircons, the Formosa Formation yielded a relatively simple, bimodal detrital zircon age pattern at 1,900-2,200 Ma and 2,500-2,650 Ma. The Nd isotope compositions of each unit are also broadly distinct. The Canabravinha Formation shows variable TDM model ages ranging from 1.6 to 2.7 Ga, with associated εNd(600 Ma) values of -8.7 to - 19.5, thus reflecting a wide age range in the source areas. The Formosa Formation TDM distribution reflects the bimodal detrital zircon pattern, with two broad TDM peaks of 1.9-2.0 and 2.4-2.6 Ga, and εNd(600 Ma) values from -12.9 to -26.5. Based on the detrital zircon and Sm-Nd isotope data, we suggest that the Canabravinha and Formosa formations represent two distinct sedimentary sequences in time and space. A sill-like amphibolite body interleaved within the Formosa Formation mica-schists yielded an U-Pb zircon age of 1,962.6 ± 9.9 Ma that supports this interpretation. Thus, we suggest that the Formosa Formation represents part of the basement of the Neoproterozoic fold belt, presenting a very simple sedimentary provenance derived uniquely from the Cristalândia do Piauí Complex (Archean / Paleoproterozoic) to the north. The Canabravinha Formation, on the other hand, represents the infilling of a Neoproterozoic extensional (rift) basin 52 (~900-600 Ma), whose debris came mainly from the São Francisco Craton to the south and from secondary source areas further northeast in the Borborema Province, such as the Cariris Velhos Belt (1000-920 Ma). During the Brasiliano Orogeny, both the Proterozoic supracrustal sequences and the Archean / Paleoproterozoic basement were tectonically juxtaposed, deformed and metamorphosed under greenschist facies, thus complicating the original stratigraphic relationships between them. Keywords: Sedimentary provenance; Detrital zircon U-Pb geochronology; Sm-Nd model ages; Brasiliano Orogeny; Rio Preto Fold Belt. 4.1. Introduction The study of sedimentary basins in Precambrian fold belts is often hampered by the destruction of original stratigraphic relationships by deformation and metamorphism, the lack of fossiliferous content, and the incomplete character of the geological record. The advent of improved geochemical, geochronological and isotopic techniques has proved to be important tools for the understanding of the age and provenance of such Precambrian sedimentary basins (e.g. Haughton et al. 1991). In particular, the analysis of the U-Pb age spectra of detrital zircons and Sm-Nd isotope systematics have demonstrated to be highly effective techniques in deciphering the provenance of sedimentary basins throughout the world (e.g. McCulloch & Wasserburg 1978, Nelson & DePaolo 1988, Andersen & Laajoki 2003, Fedo et al. 2003; and references therein). Brazil contains a number of such basins in which the original stratigraphic relationships have been erased to such an extent that a better understanding of their sedimentary and tectonic evolution depends largely on sedimentary provenance studies (e.g. Pimentel et al. 2001, 2011, Van Schmus et al. 2003, Valeriano et al. 2004, Valladares et al. 2008, Moura et al. 2008, Neves et al. 2009, Dantas et al. 2009, Babinski et al. 2012). Numerous examples of these basins are found within Late Neoproterozoic to Cambrian Fold Belts that formed during the amalgamation of West Gondwana, in the so-called Brasiliano Orogeny (650 – 500 Ma; Cordani et al. 2003, Pankhurst et al. 2008, Gaucher et al. 2010, Tohver et al. 2012, Abu-Alam et al. 2013, Nance et al. 2013). In this context, Brazilian geology can be viewed as a network of cratons or continental fragments that were sutured together by the Brasiliano fold belts and orogenic areas during the formation of West Gondwana. The São Francisco Craton (Figure 4.1; Almeida 1977, Alkmim 2004, Sial et al. 2009), in east central Brazil, represents a continental fragment with an Archean to Palaeoproterozoic infrastructure, covered by Proterozoic sedimentary sequences. It is surrounded by the Araçuaí, Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal and Sergipano fold belts (Figure 4.1). The Rio Preto Fold Belt 53 (Figure 4.1 and 4.2) which borders the São Francisco Craton along its northwestern margin is particularly important to understand the evolution of the Brasiliano Orogeny because it lies at the confluence of three of the most important tectonic provinces of Brazil, namely the Tocantins province to the west, the São Francisco province to the south and the Borborema province northeast (Figure 4.1). Despite this importance, the geology, stratigraphy and geodynamic history of this area is still poorly understood. Proposals for the evolution of the Rio Preto Fold Belt include the juxtaposing of Meso and Neoproterozoic intracratonic sedimentary basins by late-Brasiliano compressional structures (Egydio-Silva 1987); or that it represents a single Neoproterozoic basin that was later inverted and deformed during the Brasiliano Orogeny (Caxito 2010). This paper presents the results of the first systematic U-Pb detrital zircon (LA-ICP-MS) and Sm-Nd whole rock survey carried out on the Precambrian rocks of the Rio Preto Fold Belt, in an effort to better constrain the stratigraphic relations within the Fold Belt, and to provide a new chronostratigraphic framework upon which to compare the geology of this area with the surrounding Brasiliano-aged provinces. Figure 4.1 - Simplified tectonic and stratigraphic features of the São Francisco Craton and Borborema Province, eastern Brazil. Sub-domains of the Borborema Province are as follows: PEAL — Pernambuco-Alagoas, RC — Rio Capibaribe, AM — Alto Moxotó, AP — Alto Pajeú, PAB — Piancó-Alto Brígida, SJC — São José do Caiano, RGN — Rio Grande do Norte, CC — Ceará Central. ePeSZ and wPeSZ = East and West Pernambuco shear zone, respectively; PaSZ = Patos shear zone. 54 Sources = Brito Neves et al. (2000, 2005) and Alkmim (2004). 4.2. Geologic Setting and stratigraphy The studied region is located between the cities of Monte Alegre dos Cardosos, Bahia, and Cristalândia do Piauí, Piauí (Figure 4.2). The stratigraphy used here is the one proposed by Caxito et al. (2012a), which differs from that of Egydio-Silva et al. (1989) and Caxito (2010); see Table 4.1 for details. The Formosa Formation represents the Rio Preto Group of Egydio-Silva et al. (1989); this nomenclature was proposed by Caxito (2010) because the rocks of this unit cannot be mapped into distinct formations (Fuck et al. 1993). Thus, Uhlein et al. (2008) and Caxito (2010) proposed to group the Formosa and Canabravinha formations into the redefined Rio Preto Group. Later, Caxito et al. (2012a) propose to abandon the term Rio Preto Group, rejecting the grouping of these two formations because there is no direct evidence that they are linked in time and space, and that they constitute a single group. In this way, the Rio Preto Fold Belt stratigraphy is defined by the Canabravinha and Formosa formations, which represent separate units, and by the basement represented by the Cristalândia do Piauí Complex to the north. The contacts between all of the three units are tectonic, thus complicating the interpretation of the stratigraphic and chronological relationships between them. For example, the Rio Preto Fold Belt displays a complex doubly-vergent structural style (Figure 4.2), interpreted as a result of the inversion of a classic intra-continental Fold Belt (Egydio-Silva 1987, Uhlein et al. 2011, Caxito 2010, Caxito et al. 2012a). 4.2.1. Cristalândia do Piauí Complex The tectono-stratigraphic basement of the Rio Preto Fold Belt in the study area is represented by the Cristalândia do Piauí Complex that outcrops in the northern part of the fold belt (Figure 4.2). It is composed of biotite and hornblende orthogneiss with amphibolite intercalations. The regional structure is characterized by a gneissic banding that dips southeast, which transposes older structures and is parallel to the axial-plane of isoclinal folds. The gneisses reached upper amphibolite facies and were later retro-metamorphosed to greenschist facies (Egydio-Silva 1987). A whole-rock Rb-Sr isochron yielded an age of 2.146 ± 149 Ma (Ri = 0.704), while K-Ar analyses in biotite yielded ages around 540 Ma for this complex (Egydio-Silva 1987). These data suggests the imprinting of a Rhyacian tectono-metamorphic event and the resetting of the K-Ar clock during the Brasiliano Orogeny. 55 Figure 4.2 - Simplified geologic map and transect of the Rio Preto Fold Belt, with location of the samples collected in this study. 56 4.2.2. Formosa Formation The Formosa Formation outcrops in the northern portion of the Rio Preto Fold Belt, in the Preto River valley, extending circa 20 km to the North, towards the Bahia / Piauí borderline (Caxito et al. 2012a). It is composed by garnet-mica schist, micaceous quartzite, metarhythmite, Fe-Mn metachert, actinolite-chlorite-epidote greenschist, and locally, ortho-amphibolite intercalations (Figure 4.3). The latter are particularly well exposed at the Angico farm, to the west of Formosa do Rio Preto, where a 200 meter thick ortho-amphibolite layer concordantly interleaves within mica schist of the Formosa Formation. Caxito et al. (2011b) conducted a petrographic, geochemical, isotopic and geochronological study of these amphibolites, which were interpreted to represent epidote-amphibolite facies metamorphism (around 500° C and 2-5 Kbar) of tholeiitic gabbro protoliths. Incompatible and rare earth element (REE) data suggest an hybrid of mid-ocean ridge and island arc environments, probably in a back-arc setting. U-Pb analysis of magmatic zircons extracted from the amphibolite yielded an upper intercept age of 1,962.6 ± 9.9 Ma (anchored to zero; all zircons lie near to the Concordia). Values of εNd(1.96 Ga) range from slightly negative to positive (-0.3 to +1.0), suggesting variable mixing of a depleted mantle source and older continental crust. The Formosa Formation is characterized by a low angle thrust shear zone contact with the Cristalândia do Piauí Complex gneisses to the north, and by a dextral oblique reverse shear zone (the Malhadinha / Rio Preto Shear Zone) contact with the Canabravinha Formation to the south (Figure 4.2). The main regional structure is a Brasiliano-aged crenulation foliation (S2), with muscovite K-Ar ages of around 600-540 Ma (Egydio-Silva 1987). 4.2.3. Canabravinha Formation The Canabravinha Formation (Egydio-Silva et al. 1989) outcrops in the southern Rio Preto Fold Belt, extending 40 km northward from the Cariparé shear zone (Figure 4.2). It is composed of texturally and mineralogically immature quartzites and metawackes, phyllite (locally carbonaceous), sand-pelite metarhythmite, metadiamictite, and, locally, metamarl (Figure 4.3). The quartzites and metawackes show lithic, conglomeratic, feldspathic, carbonate-rich and micaceous variations, with graded, plane-parallel or cross-bedding, locally displaying climbing ripples. The vertical and lateral facies changes are shown by the progressive gradation of coarse facies to the south (metadiamictite, metawackes) to medium- and fine-grained facies to the north (metarhytmite, phyllite). Uhlein et al. (2008), Sanglard et al. (2008), Caxito (2010) and Caxito et al. (2012a) 57 interpret the deposition of the Canabravinha Formation protoliths in a submarine, gravel-rich slope- apron environment. Figure 4.3 - Schematic stratigraphic logs of the Canabravinha and Formosa formations, showing the relative stratigraphic position of each sample selected for U–Pb and Sm–Nd analysis, and vertical distribution of TDM and εNd(600 Ma). 58 The Canabravinha Formation is characterized by greenschist facies metamorphism and a complex structural geology. It is thrust over the cratonic cover of the São Francisco Craton (Bambuí Group) to the south, in the Cariparé Shear Zone (Figure 4.2), which corresponds to the Craton / Fold Belt boundary in the area, with top-to-south reverse kinematics (Egydio-Silva 1987). K-Ar ages from muscovite constrain the metamorphic cooling of the Canabravinha Formation to around 595 Ma (Egydio-Silva et al. 1989). Caxito et al. (2012b) analyzed the isotopic composition of twelve carbonate clasts from the Canabravinha Formation, which yielded δ13C values from -4.5‰ to 0‰ and δ18O values of a more limited range of -13.1 to -10.6‰. This suggests the erosion of a pre-glacial carbonate platform, which are characterized by negative δ13C anomalies, such as the worldwide Islay (~750 Ma) and Trezona (~635 Ma) anomalies (Halverson et al. 2010). It should be noted, however, that no direct evidence for glacial influence in the deposition of the Canabravinha Formation, such as dropstones and striated clasts, was found, and no cap carbonate unit was ever described in the Rio Preto Fold Belt. On the other hand, glacial periods favor the development of submarine slope-apron systems, as associated lowering of the sea-level results in exposure and erosion of the continental platform (e.g. Stow et al. 1985). Thus, the Canabravinha Formation could represent submarine gravitational re-sedimentation of glacially-related sediments. 4.2.4. Effects of the Brasiliano Orogeny in the original stratigraphic relationships During the Brasiliano Orogeny, the sedimentary sequences which compose the Rio Preto Fold Belt were deformed and metamorphosed under greenschist facies. In truth, all of the original stratigraphic relationships between the three main units have been erased, with the development of extensive thrust contacts, characterized by the development of mylonitic fabrics in localized shear zones. Thus, the shortening, folding and thrusting which occurred during the Brasiliano Orogeny hampers the recognition of the original stratigraphic and relative age relationships, especially in the Canabravinha Formation / Formosa Formation contact, which is characterized by a E-W verging dextral shear zone system (Malhadinha – Rio Preto Shear Zone). However, despite the intense thrusting and folding, the original stratigraphy within each unit can still be reconstructed to some extent (Figure 4.3). 4.3. Sampling and analytical procedures Samples were taken in order to represent the full range of stratigraphic variation within the Rio Preto Fold Belt (Figure 4.2). Care was taken to select unweathered and homogeneous samples, 59 e.g. to avoid veins and other irregularities. For the detrital zircon analysis, three samples from the Canabravinha and two samples from the Formosa Formation were chosen. Whenever possible, coarser grained samples were preferred in order to maximize the overall zircon grain size and abundance. Samples were crushed and powdered to the 50-500 µm size range and zircons were separated through standard magnetic and hand-picking techniques at Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Zircons were then mounted in an epoxy resin, worn out and polished, and imaged by Scanning Electron Microscopy (SEM) in a FEI Quanta 450 microscope through the backscattering technique (BKS). The resulting images emphasize the internal structure of zircon grains (zoning, fracturing, etc.) and aided in the location of laser spots in the most homogeneous portions of zircon grains (e.g. free of fractures and inclusions). Zircons were analyzed by laser ablation using a Finnigan Neptune ICP-MS coupled to an Nd-YAG 213 nm laser ablation system. The U-Pb analysis follows the procedures outlined in Bühn et al. (2009). Ablation was done using 25-30 µm spots in raster mode, at a frequence of 9-13 Hz and intensity of 0.19-1.02 J/cm2. The ablated material was carried by Ar (~0.90 L/min) and He (~0.40 L/min) in 40 cycles of 1 s each, following a standard-sample bracketing of three sample analysis between a blank and a GJ-1 zircon standard. Accuracy was controlled using the TEMORA-2 standard. Raw data was reduced using an in-house program and corrections were done for background, instrumental mass bias and common Pb. U-Pb ages were calculated using Isoplot 3.7 (Ludwig, 2008). For the Nd isotope analysis, twenty-one samples were collected systematically to cover most of the stratigraphic record, taking into account vertical and lateral variations. Whenever possible, finer-grained samples were selected (e.g. metapelites), due to the fact that coarse-grained samples often yield biased isotopic compositions (e.g. Frost & Winston 1987, Evans et al. 1991). The analysis where conducted both at the GEOTOP-UQÀM Research Center, Montréal, Canada, and at the Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Samples were crushed, powdered and then dissolved in a HF-HNO3 mixture in high-pressure Teflon vessels. A 150Nd-149Sm tracer was added to determine Nd and Sm concentrations. The REE were then purified by cation exchange chromatography, and Sm and Nd were subsequently separated following the procedure of Gioia & Pimentel (2000). The total procedural blanks are less than 150 pg. Sm and Nd analyses were done using a triple filament assembly in a VG-Sector-54 mass spectrometer at GEOTOP and in a Finnigan MAT-262 mass spectrometer at Universidade de Brasília. The Nd and Sm isotopes were measured in dynamic and static modes, respectively. The Sm and Nd concentrations and the 147Sm/144Nd ratios have an accuracy of 0.5% that corresponds to an average error on the initial εNd value of ± 0.5 epsilon units, based on repeated measurements of standards JNdi, BCR-1 and BHVO-2 on both machines. 60 Figure 4.4 - Representative photographs of the outcrops selected for detrital zircon U–Pb age analysis. a) Outcrop B51, quartzite (q) and mica schist (s) intercalations of the Formosa Formation, in the road to Coaceral (Portal do Jalapão). Only the quartzite layers were sampled. b) Purple mica- schist of outcropHAE8B, Formosa Formation. The outcrop also features an unconformity characterized by an incised channel atop of the schist, filled by Cenozoic coarse (conglomerate and sandstone) alluvial facies deposits. c)White quartzite layer interleaved within sandy-pelitic metarhythmites of the Canabravinha Formation, outcrop HAE9. d) Detail of metarhythmite interpreted as distal turbidite layers in the BR-135 road, near outcrop HAE9. e) Quartzite 61 (q) and phyllite (ph) intercalations of the Canabravinha Formation near Monte Alegre dos Cardosos, outcrop J03. f) Deformed metadiamictite of the Canabravinha Formation, outcrop J01. Most clasts are stretched parallel to the main foliation and lineation (down-dip), but some preserve near-to- original geometries, such as the cobbles pointed by the arrows. 4.4. Results 4.4.1. Detrital zircon U-Pb A total of 312 zircons were analyzed in the five samples, but only a subset of 255 zircons that showed less than 10% discordance and low common lead abundances will be considered in the following discussion. The complete data set is in the data repository. Results are displayed in both 207Pb/206Pb age histograms (bin size: 100 Ma) and probability density plots, calculated using the Isoplot 3.7 software by Ludwig (2008). 4.4.1.1. Formosa Formation Sample B51 is from a metric muscovite quartzite layer intercalated with garnet mica schists on the road to Coaceral (Portal do Jalapão), near the Bahia-Piauí border (Figure 4.4a; 476049 E / 8796092 N; all coordinates are in the UTM system, South American 1969 datum, 23S Zone). 51 zircons were analyzed, from which 50 are concordant within 10%. Zircon grains are large, up to 400 µm, mostly prismatic (3:1), rounded to sub-rounded colorless to light brown grains with some inclusions; some zircons show spherical forms. The probability density plot display two distinct age clusters, one at 1.9-2.2 Ga and another at 2.4-2.6 Ga (Figure 4.5). This bimodal distribution encloses five main peaks, at 1940, 2058, 2143, 2551 and 2624 Ma, and a minor peak at 2210 Ma (averages of 207Pb/206Pb ages). The five most-concordant zircons of the youngest population yield a Concordia age of 1912 ± 22 Ma (95% conf.). Sample HAE8B is from a mica schist near Formosa do Rio Preto (Figure 4.4b; 483877 E / 8775170 N). This sample yielded 73 zircons, of which 43 are concordant within 10%. Zircons are mostly clear, small (<100 µm), broken and inequant grains, with sub-spherical forms and rarely preserving a prismatic habit. The sample is strongly biased towards a ~2481 Ma source, with minor peaks at 2187, 2305 and 2636 Ma (Figure 4.5). A single zircon yielded a 207Pb/206Pb age of 1982 Ma (9.72% discordance). The most-concordant zircons of the youngest population do not provide a reliable Concordia age. 62 Figure 4.5 - Combined histogram and probability density plot of detrital zircon 207Pb/206Pb ages of samples from the Formosa Formation. 4.4.1.2. Canabravinha Formation Sample HAE9 is from a quartzite layer interleaved within metarhythmite in the Malhadinha – Formosa road, in the central portion of the Fold Belt (Figure 4.4c and d; 489322 E / 8770450 N). 73 zircons were extracted from this sample, out of which 59 yielded concordant ages. The grains are small (~100 µm), clear, colorless, yellowish or light brown, rounded to sub-rounded, most of them showing spherical form, but some also with prismatic habits. This sample is strongly biased towards a Rhyacian source, with about 45% of the zircons within the ~2071 Ma peak (Figure 4.6). Other important peaks occur at 1175, 1425, 1817, 2204 and 2539 Ma; with a single youngest zircon yielding 881 Ma and a single older zircon at 2676 Ma. The most-concordant younger zircons do not 63 provide a reliable Concordia age. The youngest population consisting of three concordant zircons yielded a Concordia age of 1385 ± 30 Ma (95% conf.; MSWD = 2.9). Figure 4.6 - Combined histogram and probability density plot of detrital zircon 207Pb/206Pb ages of samples from the Canabravinha Formation. 64 Sample J03 is from interbedded quartzite and phyllite layers near Monte Alegre dos Cardosos, Bahia (Figure 4.4e; 506060 E / 8747048 N). 51 out of 60 zircons yielded concordant ages. Zircons are rounded to sub-rounded, colorless or light brown, and show either prismatic (3:1) or spherical forms, reaching up to 300 µm (long axis). Most zircons are clear but some show minor inclusions. The most important age peaks are at 900, 1016, 1536, 1742, 1828 (main peak), 1953, 2046 and 2101 Ma, with minor peaks at 1251 and 2858 Ma (Figure 4.6). All zircons of the youngest population cluster around the Concordia, yielding a highly-concordant age of 923.9 ± 7.2 Ma (2σ; MSWD = 0.56). Sample J01 comprises the matrix (composed mainly of white mica, carbonate and quartz) of the basal diamictite layer of the Canabravinha Formation (Figure 4.4f; 512249 E / 8738285 N), whose clasts (mainly carbonate, quartzite, quartz, gneiss and granite) were carefully removed to avoid biasing towards specific source areas. This sample yielded 55 zircons from which 52 are concordant within 10%. Most grains are clear and prismatic, needle-like, but some show spherical form; they are rounded to sub-rounded, colorless to light brown, and reach up to 250 µm (long axis). Six main peaks can be observed in the relative probability distribution (Figure 4.6), at 947, 1051, 1241, 1849, 2030 and 2141 Ma, with important minor peaks at 1319, 1556, 1976 and 2201 Ma. A single zircon yielded a 2440 Ma age and another yielded the oldest 207Pb/206Pb age observed in all samples, at 2997 Ma (99.15% concordance). The three most concordant zircons of the youngest population yielded an 898.5 ± 9.3 Ma (2σ; MSWD = 2.1) Concordia age. 4.4.2. Sm-Nd Table 4.2 shows the results obtained for the Nd isotope analyses. To facilitate the comparison between the Nd isotope signatures of the different successions, initial isotope ratios were recalculated to 600 Ma, as an approximation of the age of the peak of Brasiliano metamorphism in the area. The Cristalândia do Piauí Complex gneisses and amphibolites yielded a relatively narrow range of TDM model ages (DePaolo 1981), of 2.6 to 2.8 Ga. These model ages suggest a longer crustal residence for these rocks than the 2.1 Ga crystallization age determined from an Rb-Sr isochron obtained by Egydio-Silva et al. (1989). The Formosa Formation samples yields TDM ages in between 1.9 and 2.6 Ga (Table 4.2; Figure 4.3). The distribution of TDM model ages in a histogram mirrors the detrital zircon pattern found in sample B51 (Figure 4.5), with a bimodal distribution of 1.9-2.0 Ga and 2.4-2.6 Ga. Highly negative εNd(600 Ma) values between -13.0 and -26.5 suggest a highly reworked crustal provenance for these rocks. Two samples (HAE7B and HAE8A) yielded TDM model ages which are similar to 65 the youngest detrital zircon population found, at 1.9 Ga, as can be observed in the peak of younger TDM and higher εNd observed in the middle portion of the vertical profile of Figure 4.3. The Canabravinha Formation samples yielded a larger range of TDM model ages, between 1.6 and 2.7 Ga (Table 4.2; Figure 4.3). The εNd(600 Ma) values show a limited range from -8.7 to - 13.6, except for sample HAE11 that yields a highly evolved value of -19.5 and the oldest TDM found of 2.7 Ga. The younger TDM of the whole dataset (1.6 Ga) was obtained on a carbonaceous phyllite of the Canabravinha Formation (sample HAE13). However, this sample yielded a relatively low 147Sm/144Nd ratio of 0.0717, which can lead to an apparently younger model age. Although it is generally accepted that partial melting of the mantle is the main process that causes Sm-Nd fractionation and that the effects of weathering and erosion are minor, it is now known that diagenesis of carbon-rich rocks (black shales) can cause significant shifts in the 147Sm/144Nd ratios of samples, mainly due to thermal maturation of organic matter and formation of authigenic phases (e.g. Stille & Clauer 1986, Bros et al. 1992, Hannigan et al. 2004; Chakrabarti et al. 2007). This could explain the large differences between the 147Sm/144Nd ratios of the three carbonaceous samples analyzed (HAE13, HAE14B and HAE16). However, it is important to note that commonly during early diagenesis of black shales Nd is more mobile than Sm, and thus 147Sm/144Nd ratios would normally be increased, not decreased, by diagenesis. Thus, we interpret that the large differences in the 147Sm/144Nd ratios of the carbonaceous samples analyzed are mostly due to heterogeneities in the source areas, and not necessarily due to post-depositional fractionation. 4.5. Discussion 4.5.1. Possible source areas The Rio Preto Fold Belt lies at the juncture of the São Francisco, Borborema and Tocantins provinces (Figure 4.1). Thus, the search for possible source areas for the zircons observed in the Proterozoic sedimentary sequences of the Rio Preto Fold Belt must take into account the different age domains observed in each one of these provinces (Figure 4.1). The bulk of the São Francisco Craton is made up of Archean blocks (3.4-2.5 Ga) that are joined together by Rhyacian orogens (2.2-2.0 Ga; Teixeira et al. 1996, Noce et al. 2000, Silva et al. 2002, Barbosa & Sabaté 2004), thus the 2500-3000 Ma and 2000-2200 Ma zircons probably came from these sources. Alternatively, the basement of both the Borborema and Tocantins provinces is composed mainly of Palaeoproterozoic crust (2.2-2.0 Ga), with Archean inliers further north and west, respectively (Van Schmus et al. 1995, 2008, Brito Neves et al. 2000, Pimentel et al. 2004, Dantas et al. 2004, Neves et al. 2009). 66 Orosirian rocks (2,050-1,800 Ma), on the other hand, are scarce in all three of the provinces. However, the ortho-amphibolite intercalations in the Formosa Formation have been recently dated at 1,962.6 ± 9.9 Ma (Caxito et al. 2011b). This unusual age is consistent with other recent findings fringing the northern São Francisco Craton, such as the Serrote da Laje Cu-Fe-Au mafic-ultramafic sill, in the Sergipano Fold Belt (Figure 4.1), which was recently dated at 1,965 Ma by Brito et al. (2008, 2010). These ages open the possibility for an important Orosirian tectono-magmatic event in the northern São Francisco Craton margin, which was, up to now, not yet recognized. Some orthogneisses of the Borborema Province have also been dated at around 1.97 Ga (Sá et al. 2002, Neves et al. 2006). The late Paleoproterozoic and Mesoproterozoic are characterized by the deposition of continental rift sedimentary sequences with thick volcanic intercalations in all three provinces. In the São Francisco Craton, the base of the Espinhaço Supergroup in the Chapada Diamantina (Figure 4.1) is characterized by extensive acid to intermediate volcanics and associated granitoids (Rio dos Remédios Group, São Timóteo granite) dated at about 1.70-1.75 Ga, which are correlated to similar rocks of the Araí Group in the Tocantins province (Brito Neves et al. 1979, Turpin et al. 1988, Pimentel et al. 1991, Schobbenhaus et al. 1994, Dussin & Dussin 1995, Babinski et al. 1994, Pimentel & Botelho 2001, Chemale et al. 2012). In the northern Borborema province, the Orós and Jaguaribe belts of the Ceará Central sub-domain (Figure 4.1) contains 1.75-1.80 Ga rhyolite flows (Sá et al. 1995) that are probably correlated to the afore-cited units in the São Francisco and Borborema provinces. The rift sequences also include early Mesoproterozoic igneous rocks, such as the 1.58 Ga old A-type granites coeval with continental rift in the Araí Group of the Tocantins province (Pimentel et al. 1991, Pimentel & Botelho 2001), and thick rift-related acid to intermediate metavolcanics of the Bomba Formation of the Espinhaço Supergroup, dated at around 1.57 Ga (U- Pb SHRIMP, Danderfer et al. 2009). Mafic dykes dated at 1514 ± 22 Ma (Babinski et al. 1999) also seem to be related to this rifting phase. These rocks could have served as a source for the 1,500- 1,600 Ma population in the Canabravinha Formation. Although the source for Late Mesoproterozoic (1,200-1,300 Ma) zircons is, up to now, not well constrained, zircons of this age are common in metasedimentary rocks of all three provinces (Neves et al. 2009, Rodrigues et al. 2010, Pimentel et al. 2011, Chemale et al. 2012), so the possibility of reworking of intermediate basins can’t be discarded. The 900-1,000 Ma populations are important as they seem to represent the youngest zircon- forming event that affected the source areas of the Canabravinha Formation. In this respect, the closest major source of zircons of this age would be the Cariris Velhos Belt of the central-southern Borborema Province (Figure 4.1), in which 920-1,000 Ma felsic plutonic and volcanic rocks predominate (Van Schmus et al. 1995, Brito Neves et al. 2000, 2005, Kozuch 2003, Santos et al. 67 2010, Guimarães et al. 2012). According to recent synthesis of Mesoproterozoic paleogeographic configurations, the Borborema / Central Africa / Sahara region was probably attached to the São Francisco / Congo Craton at around 1000 Ma (Bogdanova et al. 2008, Li et al. 2008). We follow Santos et al. (2010) interpretation that the Cariris Velhos Belt represents part of the western leading edge of a Mesoproterozoic paleocontinent (probably as a continental arc-back arc system), which, at around 1,000-900 Ma, would be represented by the northern São Francisco Craton margin and the contiguous continental blocks of the southern Borborema Province (e.g. the Pernambuco-Alagoas block; Figure 4.1). A similar interpretation is presented by de Wit et al. (2005, 2011) for recently described calc-alkaline granitoids within the northern margin of the Congo Craton, in remote areas of Chad (central Sahara), dated at about 1,000-900 Ma. Despite the lack of detailed geological information, this area might represent an eastward continuation of the Cariris Velhos Belt of northeastern Brazil. Thus, this leading edge mountain belts could have shed zircons towards the Craton to the south (present coordinates), which would be further re-deposited within the Neoproterozoic rift to passive margin basins fringing the São Francisco - Congo Craton. Recently, Aquino & Batista (2011) obtained similar Tonian ages (~969 Ma) on plutons of the Serra da Pintada Suite of southern Piauí, an A-type suite of granitoids (Araújo et al. 2010) which lays just a few tenths of kilometers north of the study area (Figure 4.1). Due to the close proximity, these granitoids are likely the source of some, if not most, of the Tonian zircons found in the Canabravinha Formation. Although petrographic and isotopic studies are necessary to further constrain the tectonic setting of these intrusions, they are probably similar to the Salto da Divisa anorogenic granites of the southeastern São Francisco Craton (Silva et al. 2008), i.e., they represent granitic intrusions in a extensional setting related to Neoproterozoic rifting on the Cratonic margins. Tonian zircons are common within all diamictite-bearing units of the São Francisco Craton and surrounding fold belts (Buchwaldt et al. 1999, Pedrosa-Soares et al. 2000, Figueiredo et al. 2009, Rodrigues et al. 2010, Amorim Dias et al. 2011, Caxito et al. 2012b, Babinski et al. 2012). Possible sources for these zircons, especially those from the sequences occurring within the Araçuaí Fold Belt and nearby cratonic region, include the bimodal volcanics of the Zadinian and Mayumbian groups (930-910 Ma) and the Noqui anorogenic granite (999 ± 7 Ma) of the West Congo Fold Belt (Tack et al. 2001), and conspicuous Tonian mafic dykes swarms within the São Francisco Craton and surrounding areas (e.g. Machado et al. 1989, Renne et al. 1990, Côrrea- Gomes & Oliveira 2000); but the latter are likely only a minor source of zircons, due to the mostly mafic, zircon-poor nature of the magmas. Due to the longer distance to the Rio Preto Fold Belt (>1,000 km), we prefer the Cariris Velhos Belt as a source for Tonian zircons of the Canabravinha Formation instead of the other supracited sources. However, the possibility of reworking of cratonic sequences, which would have acted as intermediary recipients, can’t be discarded. 68 4.5.2. Comparison of the Nd isotope record of the studied units The most important feature of the acquired Nd dataset is the fact that isotopic signatures of the Canabravinha Formation and Formosa Formation are very distinct from each other. This can be shown using a series of diagrams in which the εNd(600 Ma) values are used as comparative criteria, as well as a plot of present-day 147Sm/144Nd versus 143Nd/144Nd for the Rio Preto Fold Belt rocks (Figure 4.7). In such diagrams, the Canabravinha and Formosa formations samples plot largely into two distinct fields, represented respectively by dashed and dashed-dotted lines, with minor overlapping. The same situation can be observed in the Nd isotopic evolution diagram of Figure 4.8. In the diagrams of Figure 4.7 and 4.8, the fields of possible source areas, such as the São Francisco Craton basement (SFC) and the 920-1000 Ma Cariris Velhos Belt of the Borborema province (CV), are also given for comparison. The Formosa Formation samples plot close or within the São Francisco Craton (SFC) field, suggesting the main source areas are composed of SFC-similar rocks. The outliers in Figure 4.7 are Nd-rich Formosa Formation samples and may reflect horizons rich in heavy minerals. Also, locally, the Cristalândia do Piauí Complex contains very high-Nd rocks, such as sample B16A, a hornblende-gneiss with 174.01 ppm Nd (Table 4.2). Thus, the high-Nd and low Sm/Nd samples of the Formosa Formation, which lies outside the SFC field in the diagrams of Figure 4.7, could be explained by incorporation of eroded material from the Cristalândia do Piauí Complex, as represented by the arrow in the εNd(600 Ma) x Nd (ppm) diagram of Figure 4.7. As this complex shows an overall equivalent isotopic composition to the SFC rocks, plotting mostly within the SFC field in figures 7 and 8, we argue that the main source area for the Formosa Formation is the Cristalândia do Piauí Complex itself. The Canabravinha Formation samples, on the other hand, plot in between the CV and the SFC fields, but mostly within the CV field (Figure 4.7 and 4.8). Thus, we argue that the main source areas for the Canabravinha Formation are the São Francisco Craton basement with an important addition of Tonian rocks, most probably related to the Cariris Velhos belt. The isotopic composition of the Canabravinha Formation can be interpreted to be the result of variable mixing of these two composite end-members, including the reworking of Mesoproterozoic rift sequences within the São Francisco Craton. The vertical profile of the Canabravinha Formation in Figure 4.3 shows a tendency towards progressively older TDM model ages and lower εNd towards the top, probably reflecting the exposure of older basement with continued erosion of the source areas. This interpretation is supported by the greater proportion of older detrital zircons in the sample from the central portion of the Fold Belt (HAE9), in the detrital zircon age spectra diagrams of Figure 4.6. This sample is 69 strongly biased towards a 2.0 Ga source, reflecting the proximity of a Rhyacian source, probably within the Cristalândia do Piauí Complex nearby. Figure 4.7 - Comparative plots of Nd isotopic characteristics for the Rio Preto Fold Belt rocks. The 70 shaded fields represents possible source areas: SFC — São Francisco Craton (Teixeira et al. 1996, Noce et al. 2000, Barbosa & Sabaté 2004); CV — Cariris Velhos Belt (Van Schmus et al. 1995, Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Santos et al. 2010). Figure 4.8 - Nd isotope evolution diagram for the Rio Preto Fold Belt rocks and possible source areas (references are the same as Figure 4.7). 4.5.3. Implications for the sedimentary evolution of the Rio Preto Fold Belt and stratigraphic correlations The main feature of the combined detrital zircon and Nd isotope data is the broad distinction between Canabravinha Formation and Formosa Formation data. While the Canabravinha Formation represents a broad catchment area involving distinct Tonian to late Archean sources, the Formosa Formation provenance is relatively simple and involves only two main crustal components, a late Archean and a Paleoproterozoic source. Based on the youngest detrital zircon population and the K- Ar age of micas from both formations (Egydio-Silva 1987), the depositional age of the Canabravinha Formation is loosely constrained to the Neoproterozoic (900-600 Ma) and the Formosa Formation to a broader interval in between 1.9 and 0.6 Ga. Two models can be proposed for the stratigraphic evolution of the Rio Preto Fold Belt: (1) The Formosa and Canabravinha formations represent a single precursor basin, but with distinct 71 sedimentary provenance; or (2) these formations represent two broadly distinct sedimentary basins in time and space (Figure 4.9). Although more data is necessary to further address this issue, the 1.96 Ga U-Pb age obtained on a sill-like amphibolite body concordantly interleaved within mica- schists of the Formosa Formation (Caxito et al. 2011a) favors the second option. The sedimentary features of both units are also coherent with this interpretation: The coarse and unsorted sediments of the Canabravinha Formation, with similarities to turbidites, are likely to have been deposited in a rift basin (Figure 4.9); while the fine sediments of the Formosa Formation, associated with chemical deposition (cherts) and probably submarine volcanic activity (greenschists) are more coherent with a back-arc basin, as suggested by the chemistry of the interleaved amphibolites (Caxito et al. 2011). Thus, while the Canabravinha Formation represents the infilling of a Neoproterozoic rift basin, which was a precursor to the Fold Belt (Figure 4.9), the Formosa Formation might, at least in part, represent part of the basement to the Fold Belt, being deposited in a much older, probably Orosirian basin. Cawood et al. (2012) argue that the detrital zircon age spectra of a sedimentary unit reflect the tectonic setting of the basin in which it was deposited. In this context, the age spectra of the Canabravinha Formation closely resemble that of extensional basins, in which the spectra is dominated by ages that are much older than the age of deposition. These authors also point out that in rift basins, zircon ages close to the depositional age (within 150 Ma) are rare, because the rift- related magmas are dominantly mafic, resulting in a low zircon yield. Convergent margin basins, on the other hand, have a high proportion (>50%) of zircons whose age is close to the age of deposition. While some arc and trench basins might even show a unimodal zircon age distribution, back-arc basins also display a contribution of older zircons from the adjacent Craton. Thus, if the Formosa Formation was deposited in a Orosirian continental back-arc basin, its zircon age spectra would fit nicely with that exemplified by Cawood et al. (2012) for convergent margin basins. The Canabravinha Formation is equivalent to other diamictite-bearing rift to passive margin Neoproterozoic sequences in the Fold Belts that surround the São Francisco Craton (Figure 4.1), such as the basal formations of the Macaúbas Group in the Araçuaí Fold Belt (Serra do Catuni and Chapada Acauã formations), which yield very similar detrital zircon age patterns (Pedrosa-Soares et al. 2011, Babinski et al. 2012); the same for diamictite-bearing sequences within the Cratonic cover, such as the Jequitaí and Bebedouro formations, the former in the southern São Francisco Craton and the latter in the Chapada Diamantina region (Buchwaldt et al. 1999, Pedrosa-Soares et al. 2000, Figueiredo et al. 2009). Carbon and oxygen isotope data of carbonate clasts from the Serra do Catuni, Jequitaí and Canabravinha Formations are broadly similar, further reinforcing this correlation (Caxito et al. 2012b). Although a correlation with the diamictite-bearing sequences of the Sergipano Fold Belt (Figure 4.1), such as the Capitão-Palestina Formation, is possible, in 72 general the Canabravinha Formation lacks the late Neoproterozoic (~650 Ma) zircons found in the latter (Oliveira et al. 2005, 2010). The same situation holds for the Ibiá Group of the Brasília Fold Belt, southern Tocantins Province (Figure 4.1), a diamictite-bearing unit which also yielded late Neoproterozoic zircons, in schist samples directly above the diamictite (Rodrigues et al. 2010, Amorim Dias et al. 2011). Thus, while some diamictite-bearing sequences in the Fold Belts that surround the São Francisco Craton and within the craton yield Tonian to late Archean zircons (Canabravinha, Jequitaí and Bebedouro formations and Macaúbas Group), other sequences yield younger zircons, of late Neoproterozoic age (Capitão-Palestina Formation and Ibiá Group). This could be due either to the proximity of Brasiliano-age granites in the source areas in the latter case; or to two distinct diamictite-generating events, one of Tonian or Cryogenian, and other of Ediacaran age. Further geochronological studies are required to elucidate this point. The amassed isotopic data suggests that the Cristalândia do Piauí Complex crust was differentiated in the Neoarchean (~2.6-2.8 Ga), and subsequently reworked and metamorphosed during the Paleoproterozoic (~1.9-2.2 Ga). This crustal evolution is broadly similar to the São Francisco Craton evolution in general (Teixeira et al. 1996, Noce et al. 2000, Silva et al. 2002, Barbosa & Sabaté 2004), but also similar to the evolution of the basement of the Borborema Province towards north (e.g. Brito Neves et al. 2000). Therefore, the Cristalândia do Piauí Complex could be either a parautochthon block, that is, part of the São Francisco Craton basement that was rifted apart during the Neoproterozoic (Figure 4.9), or, alternatively, part of the basement of the Borborema Province further north, which was later accreted to the cratonic margin. Due to the lack of major oceanic rocks in between the Cristalândia do Piauí block and the São Francisco Craton, we favor, for this moment, the parautochthon hypothesis. In this way, the continental crust in the region was probably contiguous in a Palaeoproterozoic paleocontinent that was rifted apart during the Neoproterozoic (~900-600 Ma). The resulting sedimentary basin was filled by material eroded from the craton, forming the Canabravinha Formation (Figure 4.9), which was subsequently metamorphosed and deformed during the Brasiliano Orogeny (~600-540 Ma). 4.5.4. Implications on West Gondwana evolution The Canabravinha Formation seems to represent the infilling of a rift basin which is part of a much larger rift system developed within the blocks that formed West Gondwana during the Neoproterozoic, involving the Santo Onofre and Macaúbas basins further south (Schobbenhaus 1996, Uhlein et al. 2004, Sial et al. 2009). This whole rift system was inverted during the Brasiliano Orogeny, along with other passive margin sequences, forming the network of fold belts which surround the craton (Figure 4.1 and 4.9). 73 Because there is no evidence for a Brasiliano subduction zone within the Rio Preto Fold Belt, we suggest that the inversion occurred, in this area, as the result of induced stress fields generated in the surrounding Tocantins and Borborema provinces. The São Francisco Craton suffered compression from all sides during the Brasiliano Orogeny, which occasioned the reactivation of normal faults and weakness zones in its interior, as thrust faults and transpression zones (for example, the Cariparé and Malhadinha-Rio Preto shear zones). Because of the relative position between the Cristalândia do Piauí block and the São Francisco Craton when the transpressional tensions took place, the resulting fold belt took the form of a doubly verging structure with dextral transpressive systems in its central portion (Figure 4.2). Figure 4.9 - Paleogeographic reconstruction of the Rio Preto basin during the Neoproterozoic. a) Configuration of the Macaúbas–Santo Onofre–Rio Preto rift system within the São Francisco paleocontinent (in part after Schobbenhaus 1996). b) Rio Preto rift (or hemi-graben) basin, within which the Canabravinha Formation was deposited upon an Archean/Paleoproterozoic subtract (São Francisco Craton + Formosa Formation). Thus, the visible link between the Borborema and Tocantins provinces is represented by a mainly intracontinental deformed area. Both paleomagnetic and geological data suggests, however, that the São Francisco / Congo Craton and the Rodinia Supercontinent (including the Amazonian and São Luis / West African Cratons) were separated by a large ocean in between 1,080 and 525 Ma (Cordani et al. 2003, Tohver et al. 2006, Pankhrust et al. 2008, Gaucher et al. 2010). Thus, the 74 approximation between these cratonic fragments and consequent construction of the Borborema and northern Tocantins orogenic provinces would have occurred through the progressive accretion of terranes during the Neoproterozoic. In this scenario, the Rio Preto Fold Belt would represent only the visible portion of a probably much larger orogenic area, which is now covered by the Phanerozoic sedimentary rocks of the Parnaíba basin further north. 4.6. Conclusions Based on the detrital zircon and Nd isotope data collected, we suggest that the stratigraphic framework of the Rio Preto Fold Belt is composed of two broadly distinct units: The Canabravinha Formation (Neoproterozoic, ~900-600 Ma) to the south and the Formosa Formation (Orosirian, ~1.9 Ga) to the north. The main source areas for the Canabravinha Formation were the São Francisco Craton to the south and the Borborema Province, most importantly the Cariris Velhos Belt (1,000- 920 Ma), to the northeast (present coordinates). The Formosa Formation protoliths were probably derived exclusively from the Cristalândia do Piauí Complex (Archean – Paleoproterozoic) to the north. The Rio Preto Fold Belt transitioned from an initial rifting regime, around 900-600 Ma ago, to a collisional phase, during the Brasiliano Orogeny (~600-540 Ma). This rift basin developed within Archean - Palaeoproterozoic crust, with crustal stretching resulting in rifting of the Cristalândia do Piauí block from the São Francisco Craton and deposition of the Canabravinha Formation. The basement of the rift basin is represented by both the Cristalândia do Piauí Complex, of Archean-Paleoproterozoic age, and the Formosa Formation, which was most likely deposited around 1.9 Ga ago. The Rio Preto Fold Belt represents the geological link between the Borborema and northern Tocantins orogenic provinces of Brazil. A paleogeographic reconstruction of this area involves the installment of an extensive rift system during the Neoproterozoic (Macaúbas – Santo Onofre – Rio Preto rift), which was later inverted, deformed and metamorphosed during the Brasiliano Orogeny. The lack of oceanic and orogenic rocks within the outcrop area of the Rio Preto Fold Belt might indicate that sedimentation and inversion was confined to an intracontinental setting in this portion of West Gondwana, although there is also the possibility that these orogenic rocks are hidden behind the Phanerozoic sedimentary rocks of the Parnaíba basin further north. This study documents the usefulness, but also the difficulty, of unraveling the sedimentary provenance and tectonic setting of highly deformed basins using detrital zircon age spectra and Sm- Nd isotope systematics. Despite of the various possible interpretations, these are valuable tools in 75 providing insights into these questions, especially in highly deformed areas such as collisional fold belts. 4.7. Acknowledgments This work was supported in part by CNPq (Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico) grant number 475510/2008-9 and FAPEMIG (Fundação de Amparo à Pesquisa de Minas Gerais) grant number CRA 505-06. FAC was supported by the ELAP (Emerging Leaders in the Americas Program) of the Canadian Bureau for International Education / Foreign Affairs and International Trade Canada, during his stay at the GEOTOP Research Center, Montréal, Canada. The manuscript was greatly improved after comments and suggestions by M. Babinski, A. Collins, M. Santosh and an anonymous reviewer. 76 Table 4.1 – Proposed Rio Preto Fold Belt stratigraphy. Egydio-Silva et al. (1989) Caxito (2010) Caxito et al. (2012) and this work Neoproterozoic Bambuí Group Riachão das Neves Fm. Neoproterozoic Bambuí Group (Craton) Riachão das Neves Fm. Neoproterozoic Cryogenian / Ediacaran (900-600 Ma) Bambuí Group (Craton) Riachão das Neves Fm. Serra da Mamona Fm. Serra da Mamona Fm. Serra da Mamona Fm. São Desidério Fm. São Desidério Fm. São Desidério Fm. Canabravinha Fm. Rio Preto Group (Fold Belt) Canabravinha Fm. Canabravinha Fm. (Fold Belt) Mesoproterozoic Rio Preto Group Formosa Fm Paleoproterozoic Orosirian (~1.9 Ga) Formosa Fm. Archean / Paleoproterozoic Cristalândia do Piauí Complex 77 Table 4.2 - U–Th–Pb (LA–ICP–MS) results for detrital zircons. Formosa Formation Sample B51 - Muscovite quartzite Concentrations Radiogenic Ratios Apparent Ages (Ma) Grain U (ppm) Th (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) Conc (%) Z09 64.94 5.39 0.083 33628 0.045 0.138977 0.60 7.1160 1.25 0.371356 1.10 0.87 2215 10.34 2126 11.10 2036 19.20 92 Z10 281.01 15.68 0.056 139679 0.012 0.16156 0.85 10.2454 1.87 0.459935 1.67 0.89 2472 14.33 2457 17.19 2439 33.81 99 Z11 166.68 26.15 0.157 28701 0.049 0.172175 1.05 10.9863 1.62 0.462786 1.24 0.75 2579 17.41 2522 15.01 2452 25.25 95 Z12 92.33 16.39 0.177 49657 0.029 0.167094 1.48 10.6008 2.20 0.460124 1.63 0.76 2529 24.68 2489 20.24 2440 33.02 96 Z13 193.47 51.08 0.264 413271 0.003 0.177914 0.52 11.6030 1.50 0.472996 1.40 0.93 2634 8.69 2573 13.92 2497 29.01 95 Z14 22.82 2.43 0.107 14718 0.132 0.125913 0.99 5.9509 3.22 0.342775 3.06 0.95 2042 17.44 1969 27.61 1900 50.20 93 Z15 89.85 22.96 0.256 36852 0.040 0.134304 1.07 7.3096 2.57 0.394734 2.34 0.91 2155 18.49 2150 22.70 2145 42.53 100 Z16 81.87 11.10 0.136 43494 0.035 0.132987 0.61 6.6814 1.15 0.364385 0.97 0.83 2138 10.65 2070 10.07 2003 16.65 94 Z18 11.22 1.09 0.097 7014 0.220 0.124865 1.36 5.7790 4.62 0.335668 4.41 0.96 2027 23.87 1943 39.22 1866 71.13 92 Z19 22.46 3.39 0.151 9919 0.152 0.133412 2.03 6.7596 4.69 0.36747 4.22 0.94 2143 35.10 2080 40.64 2017 72.76 94 Z20 59.57 12.75 0.214 23196 0.065 0.134269 0.64 6.6708 1.41 0.360329 1.25 0.88 2155 11.18 2069 12.34 1984 21.31 92 Z21 92.36 13.63 0.148 36268 0.041 0.133883 0.79 6.8427 1.30 0.37068 1.03 0.78 2150 13.67 2091 11.45 2033 18.02 95 Z22 45.83 9.66 0.211 32777 0.046 0.131123 1.12 6.6572 1.84 0.368224 1.45 0.78 2113 19.56 2067 16.08 2021 25.17 96 Z23 233.30 41.57 0.178 45147 0.033 0.129204 1.45 6.5520 2.00 0.367789 1.38 0.70 2087 25.31 2053 17.50 2019 23.91 97 Z24 29.95 2.99 0.100 17317 0.086 0.136427 0.77 7.3103 1.94 0.388625 1.77 0.91 2182 13.40 2150 17.16 2116 31.96 97 Z25 299.81 61.96 0.207 167863 0.008 0.170989 0.74 11.8137 1.35 0.501092 1.13 0.83 2567 12.34 2590 12.67 2618 24.42 102 Z26 36.88 4.76 0.129 27978 0.051 0.173857 1.18 10.5965 2.13 0.442047 1.78 0.83 2595 19.58 2488 19.61 2360 35.03 91 Z27 103.29 26.15 0.253 43483 0.036 0.117132 1.58 5.4080 2.38 0.334855 1.77 0.78 1913 28.12 1886 20.18 1862 28.65 97 Z28 112.29 24.62 0.219 106785 0.013 0.176027 0.54 12.1822 1.40 0.501932 1.29 0.92 2616 8.97 2619 13.15 2622 27.87 100 Z29 36.51 6.51 0.178 12540 0.070 0.121307 0.92 6.0112 1.87 0.3594 1.63 0.87 1976 16.38 1977 16.31 1979 27.81 100 Z30 77.22 22.84 0.296 52900 0.029 0.118451 1.12 5.6696 1.71 0.347147 1.30 0.75 1933 19.87 1927 14.66 1921 21.49 99 Z31 106.85 18.00 0.168 236210 0.006 0.129106 1.49 7.2291 2.10 0.406102 1.49 0.72 2086 26.17 2140 18.76 2197 27.68 105 Z32 327.77 63.27 0.193 203793 0.007 0.170511 0.52 11.6429 1.12 0.495229 1.00 0.88 2563 8.65 2576 10.49 2593 21.26 101 Z33 26.64 5.09 0.191 10619 0.089 0.133677 0.90 7.1716 2.59 0.3891 2.42 0.94 2147 15.65 2133 22.79 2119 43.63 99 Z34 350.23 102.92 0.294 14948 0.100 0.122302 1.81 6.4276 2.59 0.381166 1.85 0.71 1990 32.21 2036 22.72 2082 32.84 105 78 Z35 102.00 16.60 0.163 76980 0.018 0.176222 1.90 12.5275 2.41 0.515588 1.49 0.70 2618 31.53 2645 22.70 2680 32.78 102 Z36 123.47 24.88 0.202 98086 0.014 0.17629 0.53 12.5375 1.06 0.5158 0.92 0.85 2618 8.80 2646 9.99 2681 20.20 102 Z37 119.53 14.40 0.120 47945 0.032 0.113804 0.95 4.5279 2.24 0.288561 2.02 0.90 1861 17.05 1736 18.44 1634 29.17 88 Z38 143.57 38.02 0.265 81073 0.018 0.127936 1.06 7.1686 1.77 0.40639 1.42 0.79 2070 18.62 2133 15.76 2198 26.43 106 Z39 272.68 92.62 0.340 18152 0.082 0.133126 0.62 7.2266 1.19 0.393704 1.02 0.84 2140 10.80 2140 10.65 2140 18.62 100 Z40 53.96 14.96 0.277 24379 0.051 0.179114 0.84 11.8978 1.68 0.481768 1.46 0.86 2645 13.79 2596 15.64 2535 30.55 96 Z41 66.09 10.90 0.165 54068 0.026 0.175143 1.08 11.7414 1.75 0.486212 1.37 0.78 2607 17.83 2584 16.21 2554 28.92 98 Z42 224.86 20.79 0.092 146009 0.010 0.118293 1.74 5.8312 2.47 0.357521 1.76 0.76 1931 31.12 1951 21.41 1970 29.82 102 Z43 41.48 7.58 0.183 17371 0.086 0.1383 0.76 7.2298 2.52 0.379142 2.40 0.95 2206 13.14 2140 22.23 2072 42.44 94 Z44 290.30 73.71 0.254 151831 0.008 0.130476 0.77 7.0648 1.28 0.392709 1.02 0.78 2104 13.54 2120 11.38 2135 18.56 101 Z45 58.50 10.22 0.175 27510 0.052 0.173511 1.09 10.7065 1.88 0.447526 1.53 0.81 2592 18.01 2498 17.28 2384 30.44 92 Z46 124.94 24.49 0.196 43604 0.036 0.116782 1.44 5.3164 2.19 0.330174 1.65 0.76 1908 25.64 1872 18.57 1839 26.40 96 Z47 46.31 6.34 0.137 36377 0.038 0.179703 0.61 12.0919 1.80 0.488018 1.69 0.94 2650 10.02 2612 16.73 2562 35.71 97 Z48 518.77 5.16 0.010 205861 0.006 0.124865 0.73 6.6701 1.39 0.38743 1.19 0.84 2027 12.97 2069 12.30 2111 21.34 104 Z49 18.12 2.27 0.125 8219 0.188 0.119023 1.35 5.4985 2.80 0.335051 2.45 0.87 1942 23.98 1900 23.76 1863 39.52 96 Z50 52.19 11.51 0.220 27292 0.056 0.124348 1.62 5.9694 2.32 0.348171 1.67 0.76 2020 28.36 1971 19.99 1926 27.70 95 Z51 167.04 40.54 0.243 97195 0.014 0.174643 0.52 12.4589 1.37 0.517401 1.26 0.92 2603 8.66 2640 12.85 2688 27.80 103 Z52 432.79 120.34 0.278 198363 0.009 0.170438 0.73 11.6938 1.57 0.497606 1.39 0.88 2562 12.13 2580 14.68 2603 29.80 102 Z54 417.36 76.78 0.184 164274 0.009 0.133042 1.36 7.8324 2.00 0.426976 1.47 0.73 2138 23.73 2212 18.03 2292 28.41 107 Z55 83.44 8.43 0.101 40291 0.037 0.129163 0.70 7.1690 1.71 0.402551 1.56 0.91 2087 12.34 2133 15.27 2181 28.93 105 Z56 369.83 139.15 0.376 317707 0.012 0.166555 0.80 11.5861 1.24 0.50452 0.95 0.75 2523 13.43 2572 11.62 2633 20.59 104 Z57 410.00 63.87 0.156 210648 0.007 0.128458 1.04 7.4763 1.61 0.42211 1.22 0.75 2077 18.31 2170 14.38 2270 23.41 109 Z58 34.13 7.27 0.213 15374 0.094 0.133769 1.72 7.9420 2.72 0.430601 2.11 0.82 2148 29.99 2224 24.50 2308 40.86 107 Z59 146.57 45.68 0.312 81749 0.018 0.119216 0.53 6.0512 1.30 0.36813 1.19 0.91 1945 9.45 1983 11.31 2021 20.56 104 Z60 101.04 14.48 0.143 34764 0.043 0.118158 0.87 5.5619 1.60 0.341396 1.34 0.83 1929 15.49 1910 13.68 1893 22.00 98 Z61 137.32 17.08 0.124 75174 0.018 0.167077 1.06 11.3629 1.66 0.493257 1.28 0.76 2529 17.76 2553 15.48 2585 27.21 102 Sample HAE8B – Mica schist Concentrations Radiogenic Ratios Apparent Ages (Ma) Grain U (ppm) Th (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) Conc (%) 79 Z01 118.22 30.80 0.261 47809 0.028 0.180230 0.78 13.6175 1.96 0.547986 1.80 0.92 2655 12.93 2723 18.54 2817 41.04 106 Z02 123.05 27.84 0.226 35181 0.040 0.156169 0.75 9.4959 1.38 0.441001 1.15 0.83 2415 12.76 2387 12.56 2355 22.65 98 Z03 348.12 149.22 0.429 56531 0.027 0.140835 0.61 6.7950 1.10 0.349930 0.92 0.82 2237 10.54 2085 9.73 1934 15.36 86 Z04 266.67 82.45 0.309 88053 0.015 0.177317 0.66 13.5797 1.15 0.555439 0.95 0.85 2628 11.01 2721 10.91 2848 21.76 108 Z05 250.47 81.83 0.327 29582 0.050 0.142661 0.56 7.9840 3.51 0.405893 3.47 0.99 2260 9.61 2229 31.21 2196 64.21 97 Z06 1292.79 409.58 0.317 140311 0.017 0.167594 0.69 8.3600 4.82 0.361782 4.77 0.99 2534 11.47 2271 42.84 1991 81.27 79 Z07 791.94 174.90 0.221 181168 0.008 0.138436 0.51 8.2529 1.29 0.432369 1.18 0.91 2208 8.91 2259 11.65 2316 22.94 105 Z08 255.28 80.18 0.314 6367 0.244 0.137194 1.13 6.1689 1.48 0.326117 0.95 0.78 2192 19.51 2000 12.82 1820 15.07 83 Z09 418.20 92.72 0.222 9629 0.141 0.172268 0.59 12.5941 0.96 0.530229 0.76 0.76 2580 9.93 2650 9.08 2742 16.97 106 Z10 599.35 129.07 0.215 9576 0.182 0.160380 0.54 11.0062 1.01 0.497721 0.85 0.83 2460 9.07 2524 9.38 2604 18.28 106 Z11 390.40 159.58 0.409 5960 0.229 0.161580 0.52 11.5624 2.90 0.518990 2.85 0.98 2472 8.82 2570 27.07 2695 62.75 109 Z12 99.45 25.22 0.254 1164 1.183 0.160841 0.87 11.2434 1.65 0.506991 1.40 0.92 2465 14.76 2544 15.37 2644 30.31 107 Z13 2172.33 719.22 0.331 1993 0.796 0.133225 0.56 5.3137 4.66 0.289275 4.59 0.99 2141 9.73 1871 39.05 1638 66.56 77 Z14 758.26 138.15 0.182 12362 0.210 0.162566 0.55 10.2185 3.60 0.455888 3.55 0.99 2483 9.24 2455 32.77 2421 71.44 98 Z15 161.01 38.84 0.241 2934 0.453 0.162221 0.64 12.4451 1.98 0.556404 1.87 0.94 2479 10.85 2639 18.60 2852 43.14 115 Z17 37.84 15.76 0.417 6567 0.218 0.144787 0.75 7.6293 2.83 0.382165 2.73 0.96 2285 12.80 2188 25.12 2086 48.54 91 Z18 82.25 19.43 0.236 21984 0.066 0.165452 0.61 9.9532 1.70 0.436305 1.58 0.93 2512 10.26 2430 15.54 2334 30.91 93 Z19 28.35 3.81 0.134 8128 0.175 0.162557 1.26 10.2571 3.59 0.457633 3.36 0.98 2482 21.05 2458 32.72 2429 67.80 98 Z20 26.39 2.98 0.113 5873 0.211 0.162047 1.08 14.5030 5.97 0.649106 5.87 0.98 2477 18.23 2783 56.68 3225 148.89 130 Z21 34.44 8.47 0.246 40726 0.114 0.159639 0.93 10.3330 4.53 0.469446 4.44 0.98 2452 15.76 2465 41.98 2481 91.40 101 Z22 247.11 83.01 0.336 37777 0.039 0.121763 0.60 6.7396 1.14 0.401435 0.97 0.84 1982 10.64 2078 10.07 2176 17.90 110 Z23 137.39 50.67 0.369 32518 0.041 0.182232 0.82 14.2669 1.92 0.567810 1.74 0.95 2673 13.51 2768 18.22 2899 40.59 108 Z24 93.58 13.68 0.146 11963 0.116 0.160733 0.65 10.8581 1.88 0.489947 1.77 0.94 2463 10.92 2511 17.49 2570 37.45 104 Z25 25.56 0.91 0.035 3811 0.290 0.164930 0.82 14.1667 7.39 0.622975 7.35 0.99 2507 13.80 2761 70.12 3122 181.81 125 Z26 279.37 165.75 0.593 36164 0.039 0.136056 0.65 9.0859 1.23 0.484342 1.04 0.84 2178 11.35 2347 11.21 2546 21.82 117 Z27 33.49 5.36 0.160 4924 0.293 0.123363 1.37 7.4646 5.51 0.438857 5.34 0.97 2005 24.32 2169 49.36 2346 105.00 117 Z28 51.12 18.31 0.358 17611 0.138 0.158929 1.06 9.6976 3.89 0.442547 3.74 0.96 2444 17.86 2406 35.17 2362 73.55 97 Z29 32.84 10.42 0.317 5075 0.282 0.137832 1.30 8.6109 5.83 0.453103 5.68 0.97 2200 22.58 2298 53.00 2409 114.16 109 Z30 22.34 17.34 0.776 3561 0.360 0.146712 2.78 12.2453 8.77 0.605345 8.32 0.98 2308 47.67 2623 82.33 3051 202.23 132 Z31 539.94 56.83 0.105 83138 0.017 0.159188 0.90 11.0575 1.31 0.503784 0.95 0.71 2447 15.28 2528 12.23 2630 20.60 107 Z32 158.16 41.72 0.264 22676 0.065 0.162236 1.10 10.5992 1.98 0.473833 1.65 0.83 2479 18.58 2489 18.37 2500 34.11 101 80 Z33 1315.97 252.70 0.192 6267 0.228 0.133896 1.28 8.4266 4.12 0.456438 3.92 0.95 2150 22.37 2278 37.40 2424 79.13 113 Z34 635.85 382.31 0.601 12448 0.126 0.181114 2.00 7.7898 3.97 0.311941 3.42 0.92 2663 32.78 2207 35.08 1750 52.29 66 Z36 508.08 111.53 0.220 45754 0.021 0.167313 0.89 12.7025 1.33 0.550630 0.98 0.72 2531 14.93 2658 12.47 2828 22.48 112 Z37 1169.02 101.83 0.087 202668 0.006 0.178309 0.80 14.3766 1.47 0.584764 1.24 0.83 2637 13.21 2775 14.00 2968 29.53 113 Z38 91.71 35.41 0.386 12727 0.110 0.143741 1.55 9.5502 3.01 0.481873 2.58 0.93 2273 26.79 2392 27.70 2535 54.11 112 Z39 609.51 116.20 0.191 18902 0.093 0.154350 0.76 2.3365 8.57 0.109789 8.53 1.00 2395 12.81 1223 59.18 672 54.22 28 Z40 336.06 109.65 0.326 21674 0.090 0.150396 0.71 7.9922 1.62 0.385417 1.45 0.89 2350 12.12 2230 14.52 2102 26.05 89 Z41 135.12 29.72 0.220 16372 0.083 0.163024 0.74 11.7321 2.29 0.521941 2.16 0.95 2487 12.41 2583 21.38 2707 47.83 109 Z42 156.34 29.63 0.190 17945 0.080 0.134791 1.20 8.3783 2.04 0.450808 1.65 0.89 2161 20.93 2273 18.49 2399 33.00 111 Z43 839.82 989.23 1.178 8766 0.182 0.143766 0.70 5.6291 5.02 0.283976 4.96 0.99 2273 12.06 1921 42.35 1611 70.42 71 Z44 211.83 34.94 0.165 25088 0.037 0.156935 0.67 11.2856 1.27 0.521559 1.08 0.84 2423 11.38 2547 11.82 2706 23.76 112 Z45 191.59 58.55 0.306 24855 0.056 0.167901 0.66 11.6000 1.73 0.501077 1.60 0.92 2537 11.13 2573 16.17 2618 34.37 103 Z46 885.84 174.37 0.197 27070 0.052 0.151919 0.73 9.6657 1.57 0.461446 1.39 0.92 2368 12.40 2403 14.45 2446 28.33 103 Z47 291.99 127.34 0.436 25200 0.058 0.122001 0.73 6.9868 2.34 0.415350 2.22 0.95 1986 13.04 2110 20.76 2239 41.97 113 Z48 372.40 95.86 0.257 2687672 0.003 0.158612 0.57 11.7799 1.19 0.538646 1.04 0.87 2441 9.66 2587 11.12 2778 23.52 114 Z49 446.19 189.94 0.426 49155 0.028 0.141498 0.58 9.6227 1.03 0.493224 0.85 0.81 2246 9.94 2399 9.46 2585 18.15 115 Z50 916.76 277.49 0.303 116242 0.013 0.121651 0.67 7.1103 1.36 0.423911 1.18 0.89 1981 11.92 2125 12.07 2278 22.64 115 Z51 162.78 84.12 0.52 175508 0.008 0.136390 0.59 9.1870 1.04 0.488532 0.86 0.81 2182 10.22 2357 9.56 2564 18.26 118 Z52 51.88 15.20 0.29 13905 0.101 0.161106 0.57 10.5084 1.27 0.473066 1.13 0.89 2467 9.61 2481 11.74 2497 23.42 101 Z53 140.10 45.46 0.32 115611 0.012 0.168285 0.78 11.8725 1.42 0.511679 1.19 0.92 2541 13.03 2594 13.28 2664 25.88 105 Z54 94.36 38.15 0.40 83177 0.017 0.146185 0.59 9.2317 1.35 0.458011 1.21 0.89 2302 10.21 2361 12.37 2431 24.55 106 Z55 259.45 99.82 0.38 101326 0.020 0.134437 0.48 7.8031 1.16 0.420968 1.05 0.90 2157 8.40 2209 10.40 2265 20.06 105 Z56 155.45 29.36 0.19 152983 0.009 0.160474 0.56 10.9174 1.11 0.493417 0.96 0.85 2461 9.39 2516 10.34 2585 20.51 105 Z57 247.37 278.83 1.13 149131 0.010 0.136167 0.71 7.1959 1.38 0.383276 1.18 0.85 2179 12.24 2136 12.21 2092 21.10 96 Z58 206.15 67.63 0.33 133052 0.005 0.178335 0.60 12.9237 1.32 0.525591 1.18 0.89 2637 9.89 2674 12.42 2723 26.11 103 Z59 168.40 35.47 0.21 145526 0.010 0.166806 0.79 11.3978 1.72 0.495575 1.53 0.89 2526 13.24 2556 16.08 2595 32.71 103 Z60 166.79 195.90 1.17 14654 0.093 0.140025 1.21 10.0653 1.97 0.521340 1.56 0.92 2228 20.94 2441 18.21 2705 34.41 121 Z61 284.39 103.30 0.36 210916 0.007 0.162657 0.45 10.9725 1.44 0.489251 1.36 0.95 2483 7.63 2521 13.35 2567 28.84 103 Z62 139.21 65.33 0.47 68934 0.009 0.148225 0.38 9.3922 1.16 0.459560 1.10 0.94 2326 6.55 2377 10.68 2438 22.32 105 Z63 236.01 60.74 0.26 206336 0.007 0.170708 0.44 9.3543 0.98 0.397428 0.88 0.88 2565 7.31 2373 8.95 2157 16.06 84 Z64 172.56 52.66 0.31 197245 0.007 0.183254 0.75 13.6532 1.44 0.540354 1.23 0.91 2683 12.34 2726 13.58 2785 27.73 104 81 Z65 74.11 17.84 0.24 49709 0.029 0.162305 0.68 10.1098 1.17 0.451764 0.95 0.79 2480 11.49 2445 10.74 2403 18.97 97 Z66 107.77 43.01 0.40 36723 0.058 0.115881 0.55 3.2659 1.50 0.204405 1.39 0.93 1894 9.85 1473 11.58 1199 15.23 63 Z67 125.95 32.36 0.26 72907 0.020 0.168453 0.45 8.9955 0.81 0.387299 0.67 0.80 2542 7.55 2338 7.36 2110 12.06 83 Z68 28.82 5.82 0.20 12653 0.117 0.148550 0.73 8.1050 1.39 0.395715 1.18 0.84 2329 12.46 2243 12.49 2149 21.60 92 Z69 391.51 301.94 0.77 160043 0.014 0.147016 0.43 8.2486 0.92 0.406925 0.81 0.87 2312 7.43 2259 8.30 2201 15.11 95 Z70 69.05 41.73 0.60 36568 0.040 0.148485 0.48 8.5205 1.08 0.416181 0.96 0.88 2329 8.24 2288 9.75 2243 18.25 96 Z71 455.77 443.61 0.97 7891 0.213 0.130220 0.95 3.4334 1.57 0.191228 1.25 0.91 2101 16.53 1512 12.27 1128 12.95 54 Z72 313.08 91.51 0.29 135604 0.011 0.137574 0.63 7.0941 1.24 0.373990 1.07 0.85 2197 10.99 2123 10.98 2048 18.68 93 Z73 352.41 125.90 0.36 133702 0.019 0.137317 0.45 8.0127 1.30 0.423205 1.22 0.94 2194 7.79 2232 11.72 2275 23.37 104 Z74 48.87 33.85 0.69 27858 0.052 0.143008 0.63 8.7389 1.27 0.443196 1.10 0.86 2264 10.85 2311 11.55 2365 21.79 104 Z75 37.92 30.87 0.81 37227 0.040 0.141857 1.38 8.0042 1.99 0.409228 1.43 0.87 2250 23.68 2231 17.82 2211 26.80 98 Canabravinha Formation Sample HAE9 - Quartzite layer within metarhythmite Concentrations Radiogenic Ratios Apparent Ages (Ma) Grain U (ppm) Th (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) Conc (%) Z01 21.60 6.09 0.282 3457 0.436 0.127640 1.16 6.552 3.38 0.372293 3.17 0.94 2066 20.52 2053 29.75 2040 55.45 99 Z02 182.53 37.48 0.205 23969 0.061 0.128655 0.72 6.464 2.06 0.364423 1.93 0.94 2080 12.55 2041 17.91 2003 33.09 96 Z03 38.66 10.46 0.270 5520 0.248 0.182547 1.02 12.920 3.01 0.513299 2.83 0.94 2676 16.73 2674 27.98 2671 61.66 100 Z04 45.63 31.74 0.696 8315 0.178 0.130097 1.31 7.111 3.93 0.396429 3.70 0.98 2099 23.08 2125 34.95 2153 67.71 103 Z05 223.03 145.61 0.653 9887 0.169 0.128569 0.50 3.539 1.88 0.199654 1.81 0.96 2078 8.85 1536 14.77 1173 19.39 56 Z06 28.71 4.50 0.157 13235 0.247 0.130813 1.06 7.098 3.34 0.393561 3.17 0.95 2109 18.65 2124 29.73 2139 57.66 101 Z07 36.34 5.39 0.148 95488 0.015 0.142085 0.84 7.989 2.30 0.407783 2.14 0.93 2253 14.37 2230 20.55 2205 39.89 98 Z08 95.92 36.61 0.382 17327 0.086 0.130247 0.76 6.887 1.83 0.383475 1.66 0.96 2101 13.27 2097 16.10 2092 29.69 100 Z09 92.32 18.74 0.203 22572 0.070 0.109405 0.67 4.519 1.82 0.299576 1.69 0.93 1790 12.15 1734 15.03 1689 25.11 94 Z10 69.68 19.92 0.286 10413 0.112 0.134149 0.44 7.369 2.23 0.398416 2.18 0.98 2153 7.73 2157 19.90 2162 40.07 100 Z11 146.95 39.05 0.266 24567 0.060 0.140953 0.39 8.143 1.99 0.419012 1.96 0.98 2239 6.72 2247 18.03 2256 37.21 101 Z12 24.57 5.50 0.224 4815 0.296 0.139677 1.83 8.790 3.72 0.456419 3.23 0.96 2223 31.77 2316 33.89 2424 65.32 109 Z13 16.26 9.72 0.598 9397 0.166 0.114753 0.79 4.993 3.44 0.315569 3.34 0.97 1876 14.13 1818 28.68 1768 51.55 94 Z14 44.29 15.02 0.339 5154 0.259 0.093614 0.68 3.069 4.13 0.237772 4.07 0.99 1500 12.77 1425 31.17 1375 50.29 92 82 Z15 10.35 1.75 0.169 1895 0.753 0.173578 1.84 10.835 10.41 0.452722 10.17 0.98 2592 30.33 2509 92.40 2407 202.55 93 Z16 32.89 10.30 0.313 6211 0.241 0.127846 1.34 6.706 3.62 0.380416 3.36 0.98 2069 23.65 2073 31.99 2078 59.73 100 Z17 41.36 14.96 0.362 6690 0.228 0.121605 0.87 5.982 2.49 0.356793 2.33 0.94 1980 15.41 1973 21.62 1967 39.49 99 Z18 158.90 38.91 0.245 14415 0.092 0.087598 0.67 2.900 1.00 0.240091 0.73 0.70 1374 12.98 1382 7.51 1387 9.13 101 Z19 37.22 19.84 0.533 5490 0.280 0.112386 0.88 5.286 1.91 0.341121 1.69 0.88 1838 15.98 1867 16.27 1892 27.69 103 Z20 100.15 47.22 0.472 13903 0.116 0.093208 1.02 3.361 2.16 0.261563 1.90 0.95 1492 19.13 1495 16.75 1498 25.39 100 Z21 14.68 3.18 0.217 1288 1.341 0.068422 2.11 1.383 4.36 0.146577 3.82 0.87 881 43.62 882 25.70 882 31.46 100 Z22 34.25 33.63 0.982 5184 0.273 0.112264 0.93 5.097 2.96 0.329286 2.80 0.95 1836 16.71 1836 24.83 1835 44.75 100 Z23 130.34 32.68 0.251 30689 0.048 0.127816 0.54 6.945 1.29 0.394077 1.17 0.90 2068 9.53 2104 11.44 2142 21.31 104 Z24 109.36 86.44 0.790 17432 0.086 0.120981 0.77 6.219 1.78 0.372807 1.60 0.95 1971 13.70 2007 15.55 2043 28.06 104 Z25 91.96 76.07 0.827 11805 0.159 0.203293 0.48 8.794 3.29 0.313723 3.25 0.99 2853 7.74 2317 29.58 1759 49.96 62 Z26 30.21 8.65 0.286 4508 0.325 0.141147 0.92 8.116 3.33 0.417042 3.20 0.96 2241 15.94 2244 30.09 2247 60.68 100 Z27 45.96 20.89 0.455 14699 0.096 0.167820 1.25 10.923 2.93 0.472046 2.65 0.97 2536 20.81 2517 26.90 2493 54.57 98 Z28 13.76 16.32 1.185 2166 0.728 0.120142 2.33 4.962 5.60 0.299541 5.05 0.91 1958 41.06 1813 46.25 1689 75.20 86 Z29 63.74 12.60 0.198 7022 0.243 0.088717 0.77 3.037 1.47 0.248303 1.26 0.85 1398 14.72 1417 11.26 1430 16.14 102 Z30 167.95 15.44 0.092 32842 0.045 0.130938 0.55 7.130 0.97 0.394919 0.79 0.80 2111 9.65 2128 8.59 2146 14.47 102 Z31 114.47 17.34 0.152 7304 0.228 0.081204 2.09 2.338 2.32 0.208799 1.01 0.65 1226 40.55 1224 16.40 1222 11.26 100 Z32 17.62 5.10 0.289 5093 0.276 0.199924 0.82 13.067 4.83 0.474032 4.75 0.99 2826 13.25 2684 44.54 2501 97.90 89 Z33 28.09 10.86 0.387 4658 0.260 0.137315 1.36 7.494 3.71 0.395806 3.45 0.93 2194 23.44 2172 32.74 2150 62.88 98 Z34 8.72 1.54 0.177 1915 0.829 0.135125 2.01 5.376 11.44 0.288558 11.17 0.98 2166 34.64 1881 93.54 1634 160.63 75 Z35 20.26 6.49 0.320 4504 0.339 0.130333 0.94 6.303 3.45 0.350733 3.31 0.98 2102 16.37 2019 29.79 1938 55.34 92 Z36 24.12 20.43 0.847 4362 0.350 0.115561 1.27 5.604 3.66 0.351730 3.43 0.94 1889 22.83 1917 31.55 1943 57.61 103 Z37 126.49 16.31 0.129 98361 0.031 0.128708 0.54 7.417 1.01 0.417938 0.86 0.83 2080 9.48 2163 9.08 2251 16.34 108 Z38 60.05 9.75 0.162 12737 0.117 0.130137 0.62 7.120 1.83 0.396792 1.72 0.94 2100 10.93 2127 16.29 2154 31.52 103 Z39 4.83 2.35 0.485 787 1.561 0.131793 4.95 11.966 14.31 0.658475 13.42 0.98 2122 86.80 2602 134.09 3261 343.58 154 Z40 25.96 7.33 0.282 5375 0.274 0.126553 0.79 7.167 2.95 0.410749 2.84 0.96 2051 13.90 2132 26.27 2218 53.32 108 Z41 181.65 64.85 0.357 15832 0.067 0.081332 0.76 2.586 1.08 0.230566 0.78 0.69 1229 14.83 1297 7.93 1337 9.38 109 Z42 36.60 9.90 0.271 10758 0.137 0.135330 0.97 7.685 2.05 0.411849 1.81 0.88 2168 16.84 2195 18.43 2223 34.03 103 Z43 277.48 417.62 1.505 30675 0.053 0.127677 0.83 4.417 1.78 0.250932 1.57 0.94 2066 14.61 1716 14.59 1443 20.24 70 Z44 428.05 136.82 0.320 73812 0.021 0.130392 0.48 6.142 0.96 0.341648 0.83 0.85 2103 8.44 1996 8.31 1895 13.54 90 Z45 277.81 102.60 0.369 19753 0.081 0.078309 0.66 2.114 0.99 0.195814 0.74 0.72 1155 13.02 1153 6.83 1153 7.85 100 83 Z46 108.29 48.14 0.445 20992 0.072 0.123010 0.60 6.202 1.28 0.365690 1.13 0.87 2000 10.69 2005 11.18 2009 19.47 100 Z47 64.77 10.41 0.161 13769 0.108 0.140528 1.05 7.593 2.13 0.391871 1.85 0.94 2234 18.11 2184 18.97 2132 33.61 95 Z48 91.56 32.45 0.354 15800 0.098 0.136009 0.80 6.243 1.82 0.332925 1.64 0.89 2177 13.89 2011 15.83 1853 26.32 85 Z49 217.61 9.14 0.042 28183 0.038 0.127599 0.62 6.202 1.14 0.352498 0.95 0.82 2065 10.96 2005 9.92 1947 16.02 94 Z50 37.49 6.05 0.161 2660 0.618 0.085095 1.19 2.744 2.50 0.233832 2.19 0.88 1318 23.13 1340 18.58 1355 26.79 103 Z51 435.62 276.07 0.634 312129 0.005 0.126277 0.52 7.263 0.94 0.417162 0.78 0.81 2047 9.12 2144 8.38 2248 14.88 110 Z52 418.87 194.24 0.464 258749 0.006 0.128605 0.58 5.701 1.88 0.321494 1.79 0.95 2079 10.10 1931 16.14 1797 28.06 86 Z53 51.78 28.89 0.558 67897 0.023 0.106290 1.32 4.702 1.98 0.320840 1.48 0.74 1737 24.16 1768 16.61 1794 23.23 103 Z54 98.79 60.62 0.614 182052 0.008 0.132710 1.00 7.570 1.42 0.413696 1.01 0.78 2134 17.45 2181 12.74 2232 19.08 105 Z55 736.01 707.63 0.961 1128 1.568 0.173295 0.91 2.439 2.59 0.102056 2.39 0.93 2590 15.12 1254 18.51 626 14.48 24 Z56 121.06 167.86 1.387 113206 0.013 0.131282 0.79 7.424 1.14 0.410157 0.83 0.70 2115 13.84 2164 10.24 2216 15.54 105 Z57 240.53 101.83 0.423 218162 0.006 0.162488 0.62 11.131 1.00 0.496841 0.79 0.76 2482 10.44 2534 9.36 2600 16.94 105 Z58 90.38 21.61 0.239 78262 0.018 0.133953 1.09 8.118 1.42 0.439521 0.90 0.61 2150 19.01 2244 12.79 2348 17.79 109 Z59 156.90 78.93 0.503 125402 0.012 0.126979 0.83 6.555 1.42 0.374402 1.16 0.80 2057 14.57 2053 12.47 2050 20.30 100 Z60 747.14 83.50 0.112 433104 0.003 0.127795 0.62 7.438 1.10 0.422115 0.90 0.81 2068 10.95 2166 9.80 2270 17.26 110 Z61 126.52 50.70 0.401 80240 0.018 0.132260 1.31 7.716 1.71 0.423122 1.10 0.79 2128 23.01 2198 15.39 2275 21.04 107 Z62 123.41 30.70 0.249 124733 0.012 0.133707 0.81 7.871 1.40 0.426965 1.13 0.80 2147 14.22 2216 12.57 2292 21.86 107 Z63 292.47 254.01 0.868 130308 0.010 0.161015 0.65 13.897 2.18 0.625985 2.08 0.95 2466 10.99 2743 20.63 3134 51.59 127 Z64 95.20 61.18 0.643 48476 0.032 0.106903 0.91 4.969 1.90 0.337086 1.66 0.87 1747 16.71 1814 16.03 1873 27.03 107 Z65 107.91 62.52 0.579 57153 0.029 0.089312 1.56 2.864 2.09 0.232579 1.39 0.82 1411 29.62 1373 15.62 1348 16.89 96 Z66 83.26 24.00 0.288 67220 0.022 0.129296 0.97 6.836 1.68 0.383461 1.38 0.81 2088 17.01 2090 14.92 2092 24.65 100 Z67 288.26 293.65 1.019 33280 0.054 0.109784 0.96 0.916 16.95 0.060497 16.92 1.00 1796 17.39 660 79.13 379 61.95 21 Z68 321.79 190.34 0.591 19836 0.083 0.127543 0.79 4.090 1.34 0.232593 1.08 0.79 2064 13.93 1652 10.89 1348 13.15 65 Z69 49.51 23.93 0.483 30351 0.047 0.139467 1.51 8.726 2.25 0.453795 1.67 0.88 2221 26.09 2310 20.49 2412 33.63 109 Z70 293.45 258.20 0.880 214672 0.007 0.140149 0.67 8.927 1.48 0.461960 1.32 0.89 2229 11.54 2331 13.52 2448 26.93 110 Z71 210.14 90.25 0.429 102516 0.014 0.124292 0.76 6.976 1.34 0.407078 1.10 0.81 2019 13.41 2108 11.88 2202 20.57 109 Z72 344.78 289.06 0.838 164658 0.009 0.130024 0.72 7.749 1.11 0.432228 0.84 0.73 2098 12.70 2202 9.99 2316 16.40 110 Z73 565.16 320.40 0.567 293136 0.005 0.127191 0.97 7.655 1.27 0.436503 0.81 0.67 2060 17.09 2191 11.37 2335 15.95 113 Sample J03 - Quartzite and phyllite intercalations 84 Concentrations Radiogenic Ratios Apparent Ages (Ma) Grain U (ppm) Th (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) Conc (%) Z01 77.68 25.19 0.324 28633 0.054 0.121555 0.72 5.6245 1.57 0.335591 1.40 0.88 1979 12.75 1920 13.46 1865 22.59 94 Z02 19.39 12.09 0.624 5086 0.203 0.128062 1.08 7.1733 2.85 0.406254 2.63 0.92 2072 18.96 2133 25.35 2198 49.05 106 Z03 91.73 26.72 0.291 21201 0.073 0.110642 0.77 5.0927 1.12 0.333834 0.82 0.70 1810 13.98 1835 9.54 1857 13.22 103 Z04 20.25 6.21 0.307 2735 0.621 0.069946 4.24 1.7027 5.01 0.176556 2.65 0.77 927 84.75 1010 31.54 1048 25.71 113 Z05 49.57 14.29 0.288 15481 0.100 0.110509 0.76 5.0908 1.75 0.334106 1.58 0.90 1808 13.75 1835 14.89 1858 25.55 103 Z06 6.22 2.41 0.388 1095 1.267 0.082156 4.05 2.9063 7.75 0.256568 6.60 0.85 1249 79.37 1384 58.52 1472 86.88 118 Z07 22.74 9.52 0.419 13329 0.112 0.127702 1.01 6.7968 2.60 0.386014 2.40 0.92 2067 17.80 2085 23.03 2104 43.05 102 Z08 52.59 9.02 0.172 16824 0.095 0.096218 1.71 3.6427 2.12 0.274576 1.26 0.80 1552 31.75 1559 16.77 1564 17.44 101 Z09 15.49 9.97 0.644 5361 0.292 0.110036 1.11 4.7723 4.09 0.314551 3.93 0.96 1800 20.06 1780 33.79 1763 60.48 98 Z10 13.29 2.48 0.186 10080 0.383 0.073819 3.27 1.8394 5.02 0.180721 3.79 0.76 1037 64.64 1060 32.48 1071 37.45 103 Z11 18.58 8.14 0.438 6500 0.229 0.126069 1.08 6.8252 2.87 0.392648 2.66 0.93 2044 19.02 2089 25.39 2135 48.30 104 Z12 10.41 10.96 1.053 1030 1.694 0.072440 8.52 1.2648 9.56 0.126628 4.25 0.70 998 164.10 830 52.79 769 31.24 77 Z13 16.76 4.47 0.267 18169 0.091 0.083166 1.95 2.5357 3.57 0.221132 2.98 0.84 1273 37.62 1282 25.65 1288 34.76 101 Z14 14.85 4.11 0.277 2467 0.518 0.070569 3.01 1.8874 4.77 0.193979 3.70 0.77 945 61.67 1077 31.68 1143 38.78 121 Z15 24.45 8.43 0.345 3663 0.469 0.067541 2.25 1.4504 3.00 0.155750 1.98 0.66 855 46.02 910 17.89 933 17.26 109 Z16 69.85 35.33 0.506 15556 0.111 0.070217 2.61 1.4851 2.86 0.153398 1.17 0.64 935 52.69 924 17.23 920 10.06 98 Z17 22.41 7.07 0.316 3481 0.496 0.067690 2.65 1.3762 3.64 0.147453 2.48 0.68 859 54.04 879 21.16 887 20.59 103 Z18 18.47 3.56 0.193 32324 0.178 0.096331 1.41 3.2180 3.15 0.242279 2.81 0.89 1554 26.19 1461 24.12 1399 35.34 90 Z19 87.76 30.71 0.350 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14.16 1897 12.28 1899 19.64 100 Z37 179.14 88.53 0.494 23379 0.103 0.127376 0.59 5.0554 1.34 0.287849 1.20 0.89 2062 10.36 1829 11.27 1631 17.27 79 Z38 57.71 12.47 0.216 21896 0.070 0.119889 0.65 5.8739 1.39 0.355339 1.23 0.88 1955 11.61 1957 12.05 1960 20.73 100 Z39 31.29 16.67 0.533 16112 0.094 0.123345 1.85 6.1137 2.65 0.359484 1.89 0.88 2005 32.51 1992 22.86 1980 32.22 99 Z40 66.62 18.61 0.279 11924 0.132 0.110561 0.87 4.6843 1.37 0.307285 1.06 0.76 1809 15.80 1764 11.43 1727 16.04 96 Z41 67.98 6.61 0.097 20873 0.039 0.191539 0.69 12.8935 1.37 0.488217 1.19 0.86 2755 11.25 2672 12.83 2563 25.03 93 Z42 26.20 6.34 0.242 3551 0.483 0.067724 2.16 1.4830 3.69 0.158817 2.98 0.81 860 44.17 923 22.16 950 26.43 110 Z43 226.47 169.12 0.747 42698 0.036 0.109569 0.67 5.3911 0.90 0.356854 0.60 0.61 1792 12.17 1883 7.68 1967 10.14 110 Z44 41.49 12.81 0.309 4353 0.335 0.067847 1.77 1.4745 2.33 0.157615 1.51 0.64 864 36.29 920 14.00 944 13.28 109 Z45 83.99 25.98 0.309 17150 0.094 0.093890 0.76 3.5275 1.16 0.272483 0.87 0.73 1506 14.39 1533 9.16 1553 12.04 103 Z46 42.47 10.31 0.243 7991 0.213 0.072926 3.09 1.7155 3.41 0.170611 1.46 0.67 1012 62.59 1014 21.90 1015 13.70 100 Z47 27.65 9.70 0.351 3323 0.516 0.069553 2.22 1.5232 3.04 0.158828 2.08 0.68 915 45.65 940 18.64 950 18.38 104 Z48 29.28 9.29 0.317 3073 0.478 0.069580 2.11 1.5585 2.91 0.162450 2.01 0.68 916 43.49 954 18.03 970 18.07 106 Z49 34.02 17.79 0.523 10065 0.153 0.110451 0.94 5.1056 2.52 0.335254 2.34 0.93 1807 17.02 1837 21.42 1864 37.92 103 Z50 22.89 14.92 0.652 2114 0.801 0.070661 3.57 1.7637 4.48 0.181030 2.67 0.82 948 71.51 1032 28.60 1073 26.57 113 Z51 10.84 4.37 0.403 1877 0.892 0.081327 3.88 2.2394 7.61 0.199712 6.49 0.86 1229 74.37 1193 52.06 1174 69.85 95 Z52 71.62 40.14 0.560 26953 0.086 0.087067 1.03 2.8722 1.52 0.239257 1.12 0.72 1362 19.94 1375 11.48 1383 13.93 102 Z53 29.78 16.93 0.569 26009 0.058 0.124946 0.97 6.5689 2.01 0.381303 1.76 0.87 2028 17.11 2055 17.68 2082 31.30 103 Z54 23.79 9.99 0.420 18469 0.072 0.206618 1.31 15.9249 2.33 0.558993 1.92 0.93 2879 21.18 2872 21.98 2862 44.20 99 Z55 21.63 5.88 0.272 12797 0.117 0.131053 1.13 7.0193 2.65 0.388459 2.39 0.90 2112 19.68 2114 23.24 2116 42.99 100 Z56 118.76 27.31 0.230 21264 0.061 0.095304 0.68 3.5993 1.06 0.273912 0.82 0.74 1534 12.81 1549 8.44 1561 11.30 102 Z57 33.47 10.79 0.322 10989 0.135 0.139029 0.91 7.5835 1.93 0.395608 1.70 0.88 2215 15.78 2183 17.19 2149 31.03 97 Z58 64.68 23.82 0.368 27142 0.053 0.152990 1.12 9.3546 1.60 0.443465 1.15 0.85 2380 18.90 2373 14.60 2366 22.75 99 Z59 85.88 33.71 0.393 30149 0.051 0.114118 0.75 5.2020 1.23 0.330605 0.97 0.78 1866 13.42 1853 10.39 1841 15.55 99 86 Z60 39.46 10.21 0.259 8620 0.148 0.104531 0.82 4.4040 1.98 0.305562 1.80 0.91 1706 14.95 1713 16.23 1719 27.12 101 Sample J01 - Diamictite matrix Concentrations Radiogenic Ratios Apparent Ages (Ma) Grain U (ppm) Th (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 235U 1σ(%) 206Pb/ 238U 1σ(%) Conc (%) Z01 54.57 14.03 0.257 14863 0.102 0.115721 0.90 5.8741 2.65 0.368155 2.49 0.94 1891 16.10 1957 22.75 2021 43.11 107 Z02 113.47 123.89 1.092 7251 0.274 0.126976 0.70 6.5089 1.60 0.371781 1.44 0.90 2057 12.29 2047 13.99 2038 25.11 99 Z03 359.45 19.91 0.055 38256 0.045 0.071720 0.75 1.6212 1.16 0.163945 0.89 0.75 978 15.19 978 7.29 979 8.08 100 Z04 140.89 25.11 0.178 181398 0.008 0.158571 0.87 9.8028 1.54 0.448359 1.27 0.89 2440 14.63 2416 14.10 2388 25.37 98 Z05 76.50 23.62 0.309 63022 0.021 0.222241 0.67 17.9430 2.02 0.585558 1.91 0.94 2997 10.75 2987 19.28 2971 45.29 99 Z06 111.94 61.07 0.546 56259 0.076 0.124732 0.83 6.3447 1.98 0.368918 1.80 0.91 2025 14.63 2025 17.37 2024 31.27 100 Z07 357.91 70.12 0.196 41875 0.040 0.072645 0.77 1.8401 1.35 0.183709 1.10 0.81 1004 15.62 1060 8.84 1087 11.05 108 Z08 415.38 164.27 0.395 44090 0.039 0.068289 1.03 1.5844 1.40 0.168272 0.94 0.79 877 21.23 964 8.65 1003 8.72 114 Z09 244.15 98.54 0.404 33517 0.050 0.080007 0.89 2.3576 1.23 0.213718 0.85 0.67 1197 17.47 1230 8.77 1249 9.69 104 Z10 95.05 69.19 0.728 17546 0.066 0.112369 0.79 5.2610 1.72 0.339564 1.53 0.88 1838 14.25 1863 14.65 1885 24.93 103 Z11 30.39 9.29 0.306 12158 0.119 0.137816 0.97 8.2750 3.49 0.435478 3.35 0.96 2200 16.80 2262 31.58 2330 65.50 106 Z12 31.25 24.63 0.788 33462 0.047 0.114309 2.37 4.9837 6.16 0.316209 5.68 0.98 1869 42.20 1817 50.77 1771 87.38 95 Z13 44.69 12.18 0.272 5359 0.318 0.071191 1.41 1.6611 4.27 0.169224 4.02 0.94 963 28.54 994 26.70 1008 37.48 105 Z14 66.12 16.63 0.252 15143 0.079 0.131414 0.85 6.8846 2.39 0.379959 2.23 0.93 2117 14.82 2097 20.94 2076 39.45 98 Z15 316.80 75.12 0.237 51623 0.030 0.108503 0.65 5.0439 1.13 0.337147 0.92 0.80 1774 11.86 1827 9.49 1873 14.89 106 Z16 343.86 26.07 0.076 56887 0.028 0.096459 0.74 3.7549 1.18 0.282330 0.92 0.83 1557 13.87 1583 9.42 1603 13.01 103 Z17 264.93 0.47 0.002 35594 0.048 0.072054 0.84 1.6543 1.18 0.166516 0.83 0.68 987 16.96 991 7.46 993 7.67 101 Z18 228.08 42.95 0.188 38061 0.039 0.085929 0.68 2.7773 1.19 0.234416 0.98 0.81 1337 13.18 1349 8.91 1358 11.99 102 Z19 61.14 19.11 0.313 34621 0.043 0.133825 0.76 7.0344 2.23 0.381230 2.09 0.94 2149 13.28 2116 19.60 2082 37.11 97 Z20 168.74 42.99 0.255 43286 0.035 0.123398 0.96 5.8740 1.33 0.345244 0.92 0.79 2006 16.96 1957 11.50 1912 15.25 95 Z21 115.64 49.75 0.430 24616 0.062 0.119745 0.73 5.6561 1.32 0.342579 1.10 0.82 1952 13.07 1925 11.32 1899 18.00 97 Z22 428.42 734.74 1.715 50 7.008 0.172413 1.38 5.8483 2.28 0.246011 1.82 0.79 2581 23.09 1954 19.81 1418 23.15 55 Z24 129.89 69.37 0.534 28960 0.052 0.126973 0.71 6.7772 1.54 0.387112 1.36 0.88 2056 12.56 2083 13.52 2109 24.46 103 Z25 52.31 14.01 0.268 8281 0.153 0.110057 0.90 4.7759 3.04 0.314727 2.90 0.95 1800 16.41 1781 25.52 1764 44.80 98 Z26 39.46 9.45 0.240 9225 0.159 0.133797 0.84 7.6253 3.00 0.413342 2.87 0.96 2148 14.56 2188 26.54 2230 54.00 104 87 Z27 100.99 44.41 0.440 3154 0.528 0.099904 2.36 2.8814 3.16 0.209178 2.09 0.85 1622 43.31 1377 23.55 1224 23.39 75 Z28 56.00 3.61 0.065 5392 0.317 0.070901 2.10 1.6050 3.00 0.164183 2.14 0.71 955 42.97 972 18.76 980 19.45 103 Z29 58.65 6.86 0.117 48914 0.126 0.071852 1.13 1.7616 2.32 0.177811 2.02 0.87 982 22.81 1031 14.89 1055 19.65 107 Z30 638.71 28.05 0.044 165909 0.009 0.115976 0.56 6.0862 0.99 0.380609 0.82 0.81 1895 10.05 1988 8.64 2079 14.59 110 Z31 13.14 2.74 0.208 38425 0.042 0.093237 5.23 3.5100 11.44 0.273034 10.17 0.97 1493 95.78 1529 86.59 1556 139.16 104 Z33 29.09 12.58 0.433 6797 0.247 0.133917 1.42 7.1776 4.09 0.388725 3.83 0.94 2150 24.52 2134 35.85 2117 68.96 98 Z34 22.12 17.08 0.772 5611 0.270 0.115559 2.30 5.8466 7.57 0.366941 7.21 0.95 1889 41.44 1953 65.62 2015 124.75 107 Z35 38.56 7.25 0.188 16284 0.089 0.138057 1.53 8.1270 3.02 0.426944 2.60 0.94 2203 26.32 2245 26.90 2292 49.93 104 Z37 50.85 15.39 0.303 15230 0.209 0.067749 1.58 1.3964 2.58 0.149488 2.04 0.79 861 32.39 887 15.17 898 17.12 104 Z38 370.67 16.39 0.044 41876 0.040 0.076130 0.91 2.0839 1.46 0.198530 1.14 0.77 1098 18.12 1144 9.99 1167 12.22 106 Z39 80.81 27.46 0.340 11076 0.151 0.080548 3.58 2.2635 3.85 0.203813 1.42 0.59 1210 68.93 1201 26.78 1196 15.50 99 Z40 528.20 108.87 0.206 61751 0.026 0.096367 0.59 3.8670 1.16 0.291035 1.01 0.85 1555 11.01 1607 9.39 1647 14.62 106 Z41 115.84 32.48 0.280 10716 0.153 0.070503 0.91 1.4372 1.37 0.147840 1.03 0.73 943 18.53 905 8.19 889 8.53 94 Z42 55.14 49.23 0.893 8322 0.205 0.073683 1.26 1.7027 2.15 0.167602 1.74 0.80 1033 25.55 1010 13.76 999 16.10 97 Z43 254.50 96.30 0.378 64543 0.024 0.122932 0.76 5.9776 1.65 0.352664 1.46 0.94 1999 13.36 1973 14.21 1947 24.52 97 Z44 143.80 40.79 0.284 24405 0.068 0.080939 0.84 2.3017 1.20 0.206247 0.86 0.69 1220 16.43 1213 8.49 1209 9.49 99 Z45 178.08 36.66 0.206 16999 0.088 0.069288 0.81 1.4308 1.14 0.149763 0.81 0.68 907 16.58 902 6.81 900 6.77 99 Z46 220.09 45.25 0.206 30938 0.055 0.075764 0.65 1.8992 1.09 0.181806 0.88 0.78 1089 12.94 1081 7.22 1077 8.68 99 Z47 192.22 80.56 0.419 41856 0.036 0.125259 0.58 6.2069 0.99 0.359387 0.81 0.79 2032 10.16 2005 8.63 1979 13.72 97 Z48 65.10 13.39 0.206 8114 0.152 0.082614 1.13 2.4076 2.10 0.211365 1.77 0.84 1260 22.03 1245 15.03 1236 19.86 98 Z49 39.95 7.78 0.195 6013 0.277 0.083113 1.58 2.4162 2.71 0.210843 2.20 0.81 1272 30.76 1247 19.43 1233 24.68 97 Z50 25.27 15.32 0.606 13709 0.111 0.111455 2.39 5.4912 4.85 0.357326 4.22 0.96 1823 43.36 1899 41.68 1969 71.67 108 Z51 26.62 12.04 0.452 9366 0.180 0.081553 2.71 2.1104 5.00 0.187686 4.20 0.84 1235 53.23 1152 34.46 1109 42.81 90 Z52 58.47 16.90 0.289 10217 0.275 0.084414 1.26 2.4075 2.53 0.206847 2.19 0.86 1302 24.49 1245 18.13 1212 24.21 93 Z53 66.41 30.08 0.453 12763 0.123 0.111622 0.70 4.6483 2.00 0.302025 1.87 0.93 1826 12.75 1758 16.73 1701 28.03 93 Z54 67.30 32.64 0.485 13968 0.111 0.110584 1.37 4.9730 2.32 0.326156 1.86 0.92 1809 24.95 1815 19.57 1820 29.55 101 Z55 186.74 5.55 0.030 24786 0.068 0.073661 0.85 1.8169 1.37 0.178887 1.07 0.77 1032 17.11 1052 8.92 1061 10.47 103 Z56 111.52 45.07 0.404 13662 0.190 0.083609 2.09 2.6904 2.35 0.233375 1.09 0.45 1283 40.09 1326 17.28 1352 13.30 105 Z57 205.98 29.00 0.141 35852 0.047 0.080523 0.73 2.3008 1.20 0.207235 0.95 0.78 1210 14.28 1213 8.44 1214 10.50 100 Z59 273.98 19.14 0.070 66002 0.024 0.109686 0.59 4.8204 0.97 0.318734 0.78 0.77 1794 10.62 1788 8.15 1784 12.10 99 Z61 37.67 9.85 0.262 8377 0.159 0.123348 0.87 6.1054 3.32 0.358988 3.20 0.96 2005 15.40 1991 28.60 1977 54.40 99 88 Table 4.3 – Sm-Nd data of the Rio Preto Fold Belt rocks. Samples marked with * were analyzed at the GEOTOP – UQÀM, Montréal. The other samples were analyzed at Laboratório de Geocronologia, UnB, Brasília. TDM calculated after DePaolo’s (1981) model. UTM coordinates of outcrops where samples were taken are available upon request. Sample Nd (ppm) Sm (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ εNd(0) εNd(600 Ma) TDM Rock Cristalândia Complex HAE2 59.15 22.37 0.2287 0.511292 ± 15 -26.3 - - Biotite gneiss HAE4A 41.70 8.25 0.1196 0.511324 ± 09 -25.6 -19.8 2.8 Gneiss HAE4B 11.11 2.31 0.1258 0.511406 ± 18 -24.0 -18.6 2.8 Amphibolite B16A * 174.01 23.89 0.0830 0.510827 ± 09 -35.3 -26.6 2.6 Hornblende gneiss B16B * 29.63 6.45 0.1316 0.511610 ± 10 -20.1 -15.1 2.7 Amphibolite Formosa Formation HAE7A 24.90 4.56 0.1108 0.511269 ± 12 -26.7 -20.2 2.6 Garnet mica schist HAE7B 85.98 10.07 0.0708 0.511287 ± 10 -26.4 -16.7 1.9 Feldspar mica schist B38 * 4.32 0.73 0.1017 0.511297 ± 13 -26.2 -18.9 2.4 Garnet mica schist B24D * 95.50 11.07 0.0700 0.510785 ± 08 -36.1 -26.5 2.4 Mica schist HAE8A 32.08 5.11 0.0962 0.511580 ± 12 -20.6 -13.0 1.9 Mica schist HAE8B 63.62 10.23 0.0972 0.511526 ± 16 -21.7 -14.1 2.0 Mica schist B48 * 7.66 1.46 0.1149 0.511409 ± 08 -24.0 -17.7 2.5 Mica schist Canabravinha Formation HAE11 40.14 7.77 0.1170 0.511326 ± 17 -25.6 -19.5 2.7 Phyllite HAE12 27.49 5.67 0.1246 0.511776 ± 12 -16.8 -11.3 2.2 Phyllite HAE13 58.59 6.95 0.0717 0.511589 ± 10 -20.5 -10.9 1.6 Carbonaceous phyllite HAE14B 33.23 5.95 0.1083 0.511595 ± 11 -20.3 -13.6 2.1 Carbonaceous phyllite J46D * 6.52 1.40 0.1296 0.511725 ± 08 -17.8 -12.7 2.4 Phyllite J46A * 44.09 8.08 0.1108 0.511628 ± 10 -19.7 -13.1 2.1 Metamarl HAE15 10.46 1.83 0.1054 0.511645 ± 11 -19.4 -12.4 2.0 Lithic quartzite HAE16 31.89 5.87 0.1113 0.511795 ± 15 -16.4 -9.9 1.8 Carbonaceous phyllite J31 * 34.00 6.46 0.1148 0.511869 ± 08 -15.0 -8.7 1.8 Phyllite 89 CAPÍTULO 5 – ZONEAMENTO TECTONO-ESTRATIGRÁFICO DA FAIXA RIACHO DO PONTAL 5.1. Introdução Oliveira (1998, 2008) propôs a subdivisão da faixa Riacho do Pontal em três zonas ou domínios, de acordo com as características sedimentares, metamórficas e estruturais contrastantes entre cada domínio. De norte para sul, esses domínios são denominadas de Zona Interna, Central e Zona do thrust-and-fold belt. No presente trabalho, essa subdivisão é mantida, mas a Zona do thrust-and-fold belt é denominada de Zona Externa para simplificação. A Zona Externa, na porção sul da faixa dobrada, é caracterizada por um sistema de nappes vergentes para sul, composto pelas rochas supracrustais (principalmente metassedimentares clásticas) do Complexo ou Grupo Casa Nova (Souza et al. 1979, Angelim 1988, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Bizzi et al. 2007). As nappes Casa Nova cavalgam o embasamento do Cráton do São Francisco na região da barragem de Sobradinho, na tríplice divisa Bahia / Piauí / Pernambuco (Figura 5.1). A Zona Central é caracterizada por uma deformação complexa envolvendo tanto empurrões vergentes para sul quanto zonas de cisalhamento transcorrentes tardias de direção E-W. A unidade que caracteriza a Zona Central é a sequência metavulcanossedimentar do Complexo Monte Orebe (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992). A Zona Interna é caracterizada por abundantes intrusões de granitos pórfiros / augen- gnaisses (Suíte Afeição), além de fatias do embasamento migmatítico altamente retrabalhadas, e unidades metavulcanossedimentares (complexos Paulistana e Santa Filomena; Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001). A norte, o limite da faixa dobrada é a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, de direção E-W e movimentação transcorrente destrógira. A oeste, destacam-se os complexo máfico-ultramáficos de Brejo Seco (Gava et al. 1984, Marimon 1990) e São Francisco de Assis. Toda a faixa dobrada, das zonas Interna a Externa, é intrudida por múltiplas gerações de suítes magmáticas graníticas a sieníticas, sin a pós-colisionais (suítes Rajada, Serra da Esperança e Serra da Aldeia / Caboclo). 5.2. Embasamento O embasamento da Faixa Riacho do Pontal ocorre tanto na Zona Externa, onde o sistema de nappes Casa Nova cavalga a extremidade norte do Cráton do São Francisco, quanto nas zonas 90 91 92 Figura 5.1 – Mapa geológico simplificado e seção lito-estrutural da Faixa Riacho do Pontal. a) Ortognaisse do embasamento milonitizado na Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste; b) Xisto verde do Complexo Monte Orebe com foliação sub-vertical e forte lineação de estiramento direcional, BR-407, próximo à Afrânio (ponto FRP011); c) estruturas S-C desenvolvidas em mica- xisto da Formação Mandacaru, próximo ao thrust basal Pau-Ferro (FRP271); d) dobra D2 apertada em mica-xistos da Formação Mandacaru, estrada Petrolina – Casa Nova (FRP021); e) migmatito do embasamento com foliação pré-brasiliana sub-vertical, estrada Jutaí – Lagoa Grande (FRP279); f) Mica-xisto da Formação Barra Bonita com foliação S2 // S1 // S0 sub-horizontal, na klippe de Barra Bonita, estrada Juazeiro – Curaçá (FRP165). Mapa parcialmente compilado de Angelim (1988); Gomes (1990); Figuerôa & Silva Filho (1990); Mendes & Silva Filho (1990); Santos & Silva Filho (1990); Gomes & Vasconcelos (1991); Sampaio & Vasconcelos (1991); Prado & Vasconcelos (1991); Angelim (1997); Moraes & Figuerôa (1998); Angelim & Kosin (2001). Central e Interna, onde fatias migmatíticas encontram-se tectonicamente imbricadas junto às rochas supracrustais da faixa (Figura 5.1). Na região da represa de Sobradinho, a sul dos cavalgamentos frontais da Faixa Riacho do Pontal, predominam ortognaisses do tipo TTG, com bandas tonalíticas / granodioríticas e leucograníticas, variavelmente migmatizados (bloco Sobradinho; Angelim & Kosin 2001, Dantas et al. 2010). Essas rochas são parcialmente recobertas por diversas klippen isoladas das nappes frontais da faixa dobrada, p. ex. a klippe de Barra Bonita. De maneira geral, a deformação impressa nos ortognaisses é exclusivamente mais antiga do que a deformação da Faixa Riacho do Pontal, predominando foliações de alto ângulo de direção NNE-SSW (Figura 5.1e) e estruturas complexas de superposição de dobras do tipo domo e bacia, cogumelo e laço (Figura 5.2a); apenas na zona de contato entre as supracrustais e o embasamento, pode ser notada localmente alguma influência de deformação brasiliana, com o desenvolvimento de uma foliação paralela à foliação de baixo ângulo vergente para sul das klippen (Figura 5.1f). Já nas zonas Interna e Central, o embasamento está claramente envolvido e retrabalhado pela deformação brasiliana, com o desenvolvimento de domos polideformados e lascas que cavalgam as supracrustais, com bandamento gnáissico paralelo à foliação brasiliana das mesmas (Figura 5.1a; 5.2b). Dessa forma, enquanto nas zonas Central e Interna predomina uma tectônica do tipo casca grossa (thick-skin), com envolvimento do embasamento na deformação brasiliana, na Zona Externa a tectônica é do tipo casca fina (thin-skin), com descolamento das supracrustais de forma relativamente fria sobre seu embasamento e deslocamento expressivo na forma de nappes (Figura 5.1) 93 A maioria dos dados geocronológicos disponíveis sugere uma evolução do bloco Sobradinho principalmente durante o Arqueano (3.5-2.5 Ga), com importante retrabalhamento orogênico Paleoproterozóico (2.2-1.9 Ga; Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Barbosa & Dominguez 1996, Barbosa & Sabaté 2004, Dantas et al. 2010). 5.2.1. O embasamento na Zona Externa O embasamento das nappes Casa Nova, na região da represa de Sobradinho, é composto pelo bloco Sobradinho, que pode representar a extremidade norte do bloco Gavião do Cráton do São Francisco (Angelim & Kosin 2001, Barbosa & Sabaté 2004, Dantas et al. 2010). Nos mapas geológicos do Programa de Levantamentos Geológicos Básicos da CPRM, as rochas arqueanas e paleoproterozóicas desse bloco foram agrupadas sob diversas denominações. Nos mapas geológicos modernos, a unidade de maior expressão neste contexto é o Complexo Sobradinho – Remanso (Kosin et al. 2004), que corresponde ao Complexo Caraíba de Santos & Silva Filho (1990), Figuerôa & Silva Filho (1990), e Gomes (1990), à Subunidade Gnáissica de Prado & Vasconcelos (1991) e Sampaio & Vasconcelos (1991), ao Complexo Ortognáissico Bandado de Angelim (1997) e Moraes & Figuerôa (1998), e ao Complexo Gnáissico-Migmatítico de Angelim & Kosin (2001). Este complexo engloba principalmente ortognaisses bandados de coloração acinzentada a esbranquiçada, parcialmente migmatizados, com mesossoma de composição tonalítica a granodiorítica e neossoma quartzo-feldspático, além de intercalações locais de anfibolito. Tipicamente, essas rochas apresentam padrões de deformação complexos, com estruturas de interferência do tipo laço, domo e bacia e bumerangue (Figura 5.2a). Intrusivos nos ortognaisses bandados, ocorrem ortognaisses de composição trondhjemítica, tonalítica e granodiorítica, tipicamente leucocráticos, com enclaves máficos e de supracrustais, associados a metabasitos dioríticos ou gabróides, e ainda diques básicos de composição anfibolítica. Um dos corpos de ortognaisse granítico, próximo a Uruais (PE), forneceu uma idade Rb-Sr de 3.3 Ga (Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Santos 1993); uma amostra de trondhjemito coletada em localidade próxima forneceu uma idade U-Pb em zircão (intercepto superior) de 3.2 Ga (Dantas et al. 2010). Na pedreira Riacho da Vitória, uma população de zircões translúcidos retirados de um enclave gabro-diorítico em gnaisse cinza forneceu uma idade concórdia de 3.5 Ga (Dantas et al. 2010), o que sugere que provavelmente alguns dos remanescentes de crosta mais antigos da América do Sul estão presentes nesse fragmento cratônico. Idades-modelo TDM entre 3.0 e 3.7 Ga indicam uma proveniência principalmente Arqueana para esse segmento crustal (Dantas et al. 2010). Na região a oeste de Casa Nova (BA), no núcleo da sintaxe de Ponta da Serra (entre Queimada Nova e Lagoa do Barro – PI), destaca-se o Complexo Lagoa do Alegre (Angelim 1997), 94 composto por uma sequência metassedimentar que compreende micaxistos e paragnaisses com lentes de mármore, quartzitos, metabasitos e formações ferríferas (Unidade Minadorzinho) e uma sequência metavulcanossedimentar químico-exalativa com metamáficas/ultramáficas, metafélsicas, metachert, formação ferrífera, quartzito, xisto e paragnaisse (Unidade Macambira). No contexto da deformação complexa dessas rochas, sobressaem-se zonas de cisalhamento transcorrentes de orientação NNE-SSW, de cinemática tanto destrógira quanto sinistrógira, que podem ter sido reativadas como rampas laterais relacionadas à tectônica compressiva brasiliana vergente para sul da Faixa Riacho do Pontal (Angelim & Kosin 2001). Apesar de não existirem dados geocronológicos confiáveis para esse complexo, acredita-se que sua idade deve ser superior a 2.3 Ga, uma vez que ele é recoberto, na região sul da barragem de Sobradinho, pelas supracrustais do Grupo Colomi, uma sequência químico-carbonática-terrígena que contém formações ferríferas bandadas do tipo Lago Superior, de idade inferida entre 2.3 e 2.0 Ga (Barbosa 1965, Souza et al. 1979). Destaca-se, ainda, nas proximidades da Zona de Cisalhamento de Sobradinho, os complexos Rio Salitre e Serrote da Batateira (Souza et al. 1979, Angelim & Kosin 2001). O primeiro foi redefinido como uma sequência do tipo granito-greenstone (Ribeiro & Silva 1998), que congrega uma sequência terrígena dominada por quartzitos, metamáficas contendo estruturas do tipo pillow, metaultramáficas, metavulcânicas félsicas, metacherts, filitos grafitosos e acizentados, e metadolomitos. Esse complexo é intrudido por granitoides datados em cerca de 2.6 Ga (Rb-Sr; Jardim de Sá 1994, Silva 1996). O Complexo Serrote da Batateira é composto por quartzo-xistos, quartzitos, metadolomitos, metacherts, restritos níveis de metamáficas, e rochas calcissilicáticas com níveis argilosas que contêm importantes mineralizações fosfatadas, a sudoeste de Juazeiro. A norte de Petrolina, ocorrem intrusões alcalinas tardi-orogênicas de K-feldspato granitos, sieno e monzogranitos, englobados na suíte intrusiva Couro de Onça, e datados em cerca de 2.1 Ga (Figuerôa & Silva Filho 1990, Plá Cid et al. 2000b). No Bloco de Sobradinho, destacam-se ainda pelo menos duas gerações de diques máficos / ultramáficos que cortam o embasamento gnáissico- migmatítico, porém não afetam as rochas metassedimentares da Faixa Riacho do Pontal (Angelim & Kosin 2001). Dessa forma, credita-se uma idade arqueana a paleoproterozóica para esses enxames de diques, o primeiro de direção aproximada N-S e o segundo, mais novo, de direção NE- SW, NNE-SSW e menos frequentemente, NW-SE. O segundo enxame corta granitos paleoproterozóicos na região da Zona de Cisalhamento Sobradinho, e portanto deve representar uma fase final distensiva relacionada ao evento magmático rhyaciano que afetou a região (Souza et al. 1979, Figuerôa & Silva Filho 1990, Santos & Silva Filho 1990). No extremo leste da faixa dobrada, na região a leste de Santa Cruz (PE), o embasamento é caracterizado pelos complexos Cabrobó e Belém do São Francisco (Santos 1998, Angelim & Kosin 95 2001), inseridos no contexto do Domínio Pernambuco / Alagoas. O primeiro complexo congrega uma sequência metavulcanossedimentar composta por xistos, biotita-gnaisse, metamáficas, metacalcários, calcissilicáticas, quartzitos e metagrauvacas turbidíticas, enquanto o segundo é composto predominantemente por ortognaisses e migmatitos (Santos 1998). Isócronas Rb-Sr apresentadas por Lima et al. (1985) ao redor de 1.0 Ga e uma idade modelo TDM de 1.33 Ga (Santos 1998) sugerem uma idade mesoproterozóica para ambos os complexos. 5.2.2. O embasamento nas zonas Central e Interna Na porção central da faixa dobrada, entre as cidades de Afrânio e Paulistana, o embasamento aflora na forma de fatias migmatíticas intercaladas nas zonas Interna e Central (Complexo Morro do Estreito; Kosin et al. 2004). O Complexo Morro do Estreito é composto principalmente por ortognaisses tonalíticos a granodioríticos, parcialmente migmatizados, com intercalações locais de supracrustais, tais como xistos aluminosos contendo granada e cordierita. As principais ocorrências são a norte de Afrânio, onde o migmatito aflora na forma de um domo polideformado (Serra Dois Irmãos, Figura 5.2b), em contato complexo com um granito sin- colisional neoproterozóico da Suíte Rajada; a norte de Betânia (PI) / noroeste de Santa Filomena (PE), onde ocorre um corpo de biotita-hornblenda ortognaisse bandado de composição tonalítica a sienogranítica contendo enclaves máficos deformados; e na região de Acauã, a sudeste de Paulistana, onde os gnaisses ocorrem tectonicamente imbricados em meio à sequência metassedimentar do Complexo Santa Filomena. Gava et al. (1983) apresentam uma idade Rb-Sr de 1.9 Ga para o corpo a noroeste de Santa Filomena (Morro do Estreito), que ocorre no núcleo de uma estrutura anticlinal truncada a norte pela Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste (Figura 5.1). A norte da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, ocorre uma faixa extensa de aproximadamente 4 km de largura e direção E-W, intensamente deformada devido ao cisalhamento nessa zona, que compreende rochas de alto grau metamórfico do embasamento, além de restos de supracrustais tais como xistos, quartzitos, mármores e calcissilicáticas (Gomes & Vasconcelos 1991). Essas rochas foram referidas como Complexo Monteiro por Gava et al. (1983), e seriam o substrato das sequências supracrustais das faixas Riacho do Pontal, a sul, e Cachoeirinha (hoje conhecida como Piancó - Alto Brígida), a norte. Tratam-se de fatias do embasamento Arqueano- Paleoproterozóico intensamente retrabalhadas durante o ciclo Brasiliano, principalmente nos estágios finais, de escape lateral e movimentação transcorrente. É importante ressaltar que, em trabalhos mais antigos, grande parte da região ao redor de Paulistana era considerada como parte do embasamento gnáissico-migmatítico das supracrustais da Faixa Riacho do Pontal (Maciço Migmatítico-Granitóide de Paulistana; Santos & Caldasso 1978). 96 Com o avanço dos trabalhos, posteriormente foi identificado que essa região na verdade é caracterizada por uma sequência metavulcanossedimentar, que viria a ser individualizada como Complexo Paulistana (Gava et al. 1983, Gomes & Vasconcelos 1991). 5.3. Zona Interna A Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal (Figura 5.1) é composta por sequências metavulcanossedimentares (complexos Paulistana, Santa Filomena e Morro Branco), que são intrudidas por várias gerações de suítes ígneas, incluindo: complexos máfico-ultramáficos (de Brejo Seco e São Francisco de Assis), granitos sin-colisionais (suítes Afeição e Rajada) e granitos alcalinos tardi a pós-colisionais (Suíte Serra da Aldeia). Esse domínio pode ser subdividido em dois sub-domínios, de características estratigráficas, estruturais e metamórficas contrastantes: Os domínios Paulistana / Santa Filomena, a leste, e Morro Branco, a oeste. O contato entre todas as unidades em questão é invariavelmente tectônico (zonas de cisalhamento de empurrão). 5.3.1. Sub-domínio Santa Filomena / Paulistana Gomes & Vasconcelos (1991) e Angelim & Kosin (2001) propõem que as unidades metassedimentares (com contribuição magmática local) da porção norte da Faixa Riacho do Pontal sejam separadas em duas unidades distintas, os complexos Santa Filomena e Paulistana, em contraste a trabalhos anteriores em que todas essas unidades eram englobadas no Complexo Casa Nova (Angelim 1988). Geralmente, essas unidades estão metamorfizadas na fácies xisto verde médio a anfibolito alto, com um padrão estrutural complexo, pelo menos duas foliações secundárias e dobramento apertado a isoclinal. Os dois complexos se distinguem pela maior quantidade de rochas metaígneas no Complexo Paulistana, enquanto essas são apenas esporádicas no Complexo Santa Filomena. Embora na proposição original, essas unidades representariam fácies integrantes da sedimentação do Complexo Casa Nova (Angelim 1988, Gomes & Vasconcelos 1991), Angelim & Kosin (2001) inferem uma idade mesoproterozóica para as mesmas, baseados nas idades U-Pb e Rb-Sr do augen-gnaisse Afeição, em torno de 0.9-1.0 Ga (Jardim de Sá et al. 1988; Van Schmus et al. 1995), ao interpretar que esses augen-gnaisses representam rochas intrusivas naqueles complexos. Porém, não existem ainda dados geocronológicos confiáveis para a idade de sedimentação e magmatismo destes complexos, e as relações de contato entre os corpos da Suíte Afeição e as rochas encaixantes são apenas parcialmente compreendidas. 97 98 Figura 5.2 - a) Migmatito do Complexo Sobradinho – Remanso, Zona Externa, na estrada Lagoa Grande / Jutaí, ponto FRP280. Notar estrutura de redobramento do tipo cogumelo à direita do martelo; b) migmatito do Complexo Morro do Estreito na Serra Dois Irmãos, a norte de Afrânio, ponto FRP086 (Zona Central); c) muscovita-quartzito turmalinífero do Complexo Santa Filomena, Morro do Torto, estrada Paulistana-Betânia, ponto FRP332; d) intercalação de camada arenosa (granada-quartzo xisto) em granada-mica xisto do Complexo Santa Filomena, próximo ao povoado Tigre, estrada Paulistana – São Francisco de Assis, ponto FRP169; e) dobra isoclinal em mármore calcítico grosso do Complexo Santa Filomena, estrada Santa Filomena – Betânia, ponto FRP080; f) granada-mica xisto do Complexo Paulistana, intensamente injetado por veios leucocráticos (estrutura estromática ou lit-par-lit), ferrovia Transnordestina (estrada da Odebrecht), ponto FRP314; g) anfibolito grosso foliado do Complexo Paulistana no riacho do Saco, ponto FRP316; h) aspecto de afloramento de xistos ultramáficos do Complexo Paulistana no açude do Ingazeiro, Paulistana (FRP015). 5.3.1.1. Complexo Santa Filomena O Complexo Santa Filomena é a unidade mais extensa da Zona Interna, com bons afloramentos ao redor das cidades de Paulistana, Betânia e Santa Filomena. Esse complexo é composto principalmente por muscovita-biotita xistos, com frequentes venulações de quartzo, localmente contendo porfiroblastos de granada (Figura 5.2d), cianita, estaurolita, cordierita e/ou sillimanita, além de oligoclásio. Intercalações de mármores calcíticos, que gradam para calco- xistos, são também comuns, p. ex. na estrada Betânia – Santa Filomena (Figura 5.2e). Muito localmente, lentes de xisto metabásico ocorrem (tremolita-actinolita xistos, por vezes ricos em granada), especialmente na estrada Monte Orebe – Acauã, na maioria das vezes altamente intemperizadas. Nas proximidades da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, sillimanita-biotita- granada xistos predominam, com agregados de sillimanita fibrosa orientados na direção E-W / horizontal (Figura 6.5e, f), sugerindo movimentação transcorrente nesses xistos miloníticos de média a alta temperatura. Em contato com o corpo migmatítico do embasamento (Complexo Morro do Estreito) a norte de Betânia, ocorre muscovita-quartzito turmalinífero contendo feldspatos caulinizados, fortemente lineado, que sustenta pequenas elevações tais como os morros Torto e do Boqueirão, na estrada Paulistana – Betânia (Figura 5.2c). Acima do quartzito, ocorre a sequência de xistos que predomina no Complexo Santa Filomena. Os xistos são prateados a cinza-azulados, médios a grossos, e comumente contêm porfiroblastos de granada de até 1.5-2 cm de diâmetro (Figura 5.2d). Além de oligoclásio, de distribuição irregular, e dos aluminossilicatos já citados (estaurolita, 99 cordierita, sillimanita, cianita), localmente o xisto é rico em turmalina, principalmente em zonas de deformação concentrada, tal como a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. Intercalados a esses xistos, ocorrem lentes decamétricas de mármore calcítico (Figura 5.2e), de aspecto bandado, com bandas cinza-claro e esbranquiçadas, compostas essencialmente por calcita com textura sacaroidal, localmente com impurezas de quartzo, grafita e micas; localmente, podem ocorrer ainda faixas com actinolita, diopsídio e plagioclásio, configurando uma rocha calcissilicática (metamarga). Ainda, de forma esporádica e formando pequenas lentes intercaladas aos mica xistos, ocorrem xistos metabásicos compostos por tremolita-actinolita, plagioclásio, epidoto / zoisita, clorita, e esporadicamente ricos em granada e turmalina, via de regra bastante intemperizados. Os contatos do Complexo Santa Filomena com o embasamento são ou discordantes ou tectônicos, com a formação de zonas de milonitização. Com as outras unidades, via de regra os contatos são tectônicos, marcados por zonas de cisalhamento compressivas, exceto nos arredores da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, onde os contatos são transcorrentes. Embora não existam ainda dados geocronológicos concretos para a idade de sedimentação do Complexo Santa Filomena, localmente observam-se soleiras de augen-gnaisse, presumivelmente correlatas à Suíte Afeição, intercaladas nos mica xistos, por exemplo no cruzamento do riacho da Carnaíba com a estrada Acauã – Monte Orebe (Figura 5.4e, f). Isto pode indicar que a idade de sedimentação do Complexo Santa Filomena é maior ou igual a aproximadamente 1,000 - 960 Ma, segundo os dados geocronológicos obtidos para a Suíte Afeição (Jardim de Sá et al. 1988, Van Schmus et al. 1995, Freitas & Sachs 2012). Localmente, xenólitos de mica xisto, presumivelmente do Complexo Santa Filomena, são também observados no seio da massa granítica dos augen- gnaisses (Figura 5.4d). 5.3.1.2. Complexo Paulistana O Complexo Paulistana é uma sequência metaplutonovulcanossedimentar que aflora nos arredores da cidade homônima (Gomes & Vasconcelos 1991), nos flancos de uma estrutura antiformal em cujo centro encontra-se um corpo de granito-pórfiro / augen-gnaisse da Suíte Afeição (Figura 5.1). Essa sequência é composta principalmente por rochas metassedimentares detríticas onde predominam granada-mica xistos prateados a acinzentados, localmente com andaluzita, cordierita e sillimanita; muscovita-quartzo xistos; camadas possantes de muscovita quartzitos, principalmente a sudeste de Paulistana (Serra da Topa); e camadas de metachert, por vezes rico em ferro, espacialmente relacionadas a camadas lenticulares de rochas metabásicas e metaultrabásicas. 100 Localmente, os mica-xistos encontram-se intensamente injetados por veios leucocráticos, conferindo um aspecto migmatítico estromático ou estrutura do tipo lit-par-lit (Figura 5.4f). A estrutura antiformal na qual aflora o Complexo Paulistana tem um formato hemi- elipsoidal na direção NW-SE, porém nos arredores da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, que trunca essa estrutura a norte, ela é defletida na direção NE-SW, refletindo a movimentação destrógira da zona de cisalhamento. A seção metaplutonovulcânica (Figura 5.2g, h) é composta por xistos verdes (metabasaltos) e anfibolitos (metagabros) associados com xistos magnesianos, ultramáficos (talco-xistos, clorita- xistos e tremolititos, às vezes com tremolitas radiais centimétricas). Essas rochas metaígneas afloram em lentes concordantes de dezenas a centenas de metros de espessura, intercaladas nos mica-xistos que predominam no Complexo Paulistana, principalmente na estrada Paulistana – São Francisco de Assis. Boas exposições das máficas e ultramáficas ocorrem nos leitos dos riachos Serra Branca, riacho do Saco (Figura 5.2g), e riacho Moquém, um tributário do riacho Tanquinho, a SW do açude público de Ingazeiro. Próximo à fazenda Serra Branca, Gomes & Vasconcelos (1991) descrevem afloramentos de xistos metabásicos intercalados a granada-biotita xistos, todo o pacote cortado discordantemente por diques metadacíticos porfiríticos, de idade e significado tectônico desconhecidos. Os anfibolitos e xistos verdes são compostos principalmente por actinolita- tremolita, hornblenda e plagioclásio parcialmente epidotizado, com augita, quartzo, esfeno, apatita, clorita, biotita e opacos como principais acessórios. Boas exposições de rochas máfico-ultramáficas, metachert e rochas metassedimentares do Complexo Paulistana ocorrem também no sangradouro do açude público de Ingazeiro (Figura 5.2h), tectonicamente intercaladas aos gnaisses da Suíte Rajada. Gomes & Vasconcelos (1991) apresentaram dados litoquímicos preliminares para as rochas metabásicas do Complexo Paulistana, porém deixando claro as limitações da análise desses dados devido ao reduzido número de amostras analisadas e à modificações no quimismo original. Esses autores interpretaram uma afiliação predominantemente calci-alcalina para esses metabasaltos, apesar das amostras apresentarem grande espalhamento nos diagramas de afinidade geoquímica e de ambiência tectônica. Os contatos do Complexo Paulistana com as outras unidades da Zona Interna são normalmente por zonas de cisalhamento contracionais. Essas descontinuidades estruturais formaram canais de intrusão preferencial para os granitoides da Suíte Rajada, durante o evento compressivo principal da Faixa Riacho do Pontal. Dessa forma, as zonas de contato do Complexo Paulistana estão intensamente permeadas por intrusões alongadas e complexamente deformadas de granitoides da Suíte Rajada, por exemplo no açude público do Ingazeiro. Não existem ainda dados geocronológicos concretos para a idade de sedimentação / magmatismo do Complexo Paulistana, e os contatos com os granitóides (inclusive da Suíte Afeição) 101 são geralmente tectônicos, via zonas de cisalhamento de empurrão, o que dificulta o estabelecimento das relações crono-estratigráficas. 5.3.2. Sub-domínio Morro Branco Entre as cidades de Capitão Gervásio Oliveira e São Francisco de Assis (PI), uma sequência metavulcanossedimentar, geralmente de baixo grau, predomina por aproximadamente 60 km em uma direção aproximadamente NE-SW (Figura 5.1). Em trabalhos anteriores, todo esse pacote estratigráfico era agrupado sob a denominação “Grupo Brejo Seco” (Gava et al. 1983) ou “sequência metaplutonovulcanosedimentar Brejo Seco” (Marimon 1990). Neste trabalho, essa denominação é preterida em favor da separação dos corpos máficos-ultramáficos intrusivos (a porção “plutônica” da sequência) das rochas metavulcanossedimentares encaixantes, que serão daqui pra frente denominadas Complexo Morro Branco, de acordo com a localidade a oeste de Capitão Gervásio Oliveira onde essas rochas melhor afloram. Os complexos máfico-ultramáficos de Brejo Seco, a sudoeste, e São Francisco de Assis, a nordeste, representam intrusões nessa sequência metavulcanossedimentar e serão tratados separadamente. 5.3.2.1. Complexo Morro Branco O Complexo Morro Branco é composto principalmente por metarritmitos finamente laminados, quartzo-mica xisto, filito, metachert, quartzito, metabasaltos amigdaloidais, metavulcânicas intermediárias a ácidas, metatufos básicos a ácidos, e, localmente, grafita-xisto, especialmente ao redor de São Francisco de Assis. Localmente, uma estrutura sedimentar ritmicamente laminada pode ser reconhecida, sugerindo deposição por correntes de turbidez diluídas (Figura 5.3b). Os mica-xistos finos encontram-se por muitas vezes crenulados (Figura 5.3b), e são formados principalmente por quartzo, biotita, clorita e muscovita. Os quartzitos, de coloração rósea a esbranquiçada, ocorrem em pequenos serrotes alongados, compostos principalmente por quartzo e muscovita. A seção metavulcânica é dominada por rochas metabásicas, que ocorrem em maior volume que as rochas ácidas e intermediárias. As metavulcânicas máficas compreendem faixas de metabasaltos maciços a foliados, por muitas vezes amigdaloidais, de coloração cinza-esverdeada, parcialmente a intensamente epidotizados. As amígdalas são preenchidas por quartzo, epidoto e carbonatos. Podem ainda ocorrer metabasaltos cisalhados, fortemente foliados, ou maciços, sem a presença de amígdalas. Essas rochas são compostas por actinolita, plagioclásio altamente 102 epidotizado e quartzo, com biotita, clorita, opacos, carbonato, apatita, esfeno, rutilo e leucoxênio como acessórios mais comuns. A actinolita está comumente alterada para biotita e clorita nas bordas. Localmente, a apatita é um acessório bastante disseminado e abundante. As metavulcânicas intermediárias a ácidas compreendem metariodacito, metadacito, metariolito e metatufos de cristais. Ocorrem principalmente na região de Morro Branco e a oeste de Mata Pasto, localidades a oeste de Capitão Gervásio Oliveira. São geralmente rochas finas de coloração esverdeada, cinza, esbranquiçada ou amarelada e fortemente xistificadas. São compostas por quartzo, plagioclásio, microclina, sericita, opacos, clorita e biotita. A textura é normalmente porfiroclástica, com feldspatos subédricos a euédricos imersos em uma matriz orientada fina, às vezes apresentando glass shards devitrificados (Marimon 1990). Marimon (1990) propõe uma subdivisão das rochas supracrustais na região de Brejo Seco, que correspondem ao Complexo Morro Branco aqui definido, em três “domínios”, ou conjuntos de litologias com características petrográficas semelhantes, independentemente da posição estratigráfica: Os domínios vulcânico, sedimentar turbidítico, e sedimentar arenítico. O contato do Complexo Morro Branco com o Grupo Casa Nova, a sul, é marcado por uma zona de cisalhamento contracional de direção E-W e mergulho para sul, evidenciada pelo desenvolvimento de milonitos a sul de Capitão Gervásio Oliveira, na estrada para Dom Inocêncio (PI). Uma soleira de granito intercalada aos metarritmitos do Complexo Morro Branco, no riacho do Maravilha, a oeste de Capitão Gervásio Oliveira, foi datada no presente trabalho (U-Pb LA-ICP- MS) em 1.001,8 ± 4,5 Ma (Capítulo 9), o que sugere que a deposição dos sedimentos e o magmatismo do Complexo Morro Branco devem ser de idade igual ou maior do que essa. 5.3.2.2. Complexo Brejo Seco O Complexo Brejo Seco é uma intrusão máfico-ultramáfica de tamanho médio, com aproximadamente 10 km de comprimento na direção E-W, que está tectonicamente intercalada às rochas metavulcanossedimentares do Complexo Morro Branco a oeste de Capitão Gervásio Oliveira. Da base para o topo, o complexo é composto por: Uma unidade basal máfica, de pouca espessura (gabros e troctolitos), dunito variavelmente serpentinizado (Figura 5.3c), troctolitos bandados (Figura 5.3d, e), olivina-gabros esparsos, gabros acamadados (Figura 5.3f), leucogabro, raros anortositos, ilmenita-gabro, e, no topo, um horizonte de ilmenita-magnetitito. O complexo inteiro, de aproximadamente 3 km de espessura, está tectonicamente invertido, com as unidades ultramáficas basais (a norte) acima das unidades máficas de topo (a sul). Diques básicos de granulação fanerítica fina a afanítica intrudem toda a sequência máfica-ultramáfica e podem estar 103 relacionados a atividade magmática tardia rasa, com diabásios amigdaloidais cortando a sequência de gabros acamadados superior. Tanto o contato norte quanto o contato sul são marcados por zonas de cisalhamento contracionais de direção E-W, com movimento de topo para o sul, a norte pela milonitização dos gabros basais gerando um xisto verde milonítico; e a sul por um granito sin-colisional (Suíte Rajada) com estruturas do tipo S-C e outras feições miloníticas; esse granito de formato tabular separa as unidades do complexo máfico-ultramáfico a norte das rochas metassedimentares do Complexo Morro Branco a sul. 104 Figura 5.3 - a) Soleira de granito intercalada a metarritmitos do Complexo Morro Branco, no riacho da Maravilha, a oeste de Capitão Gervásio Oliveira (ponto FRP122); o granito foi datado em 1.001,8 ± 4,5 Ma (Capítulo 9); b) metarritmito crenulado do Complexo Morro Branco na localidade homônima, ponto SSS048; c) fotomicrografia de dunito adcumulático do Complexo Brejo Seco, ponto FRP228, córrego no sopé do morro do Bacamarte (platô do Brejo Seco) Olivina parcialmente serpentinizada (ol) e cromita (cr) cumulus; d) ao fundo, platô laterítico do Brejo Seco, desenvolvido sobre a zona ultramáfica do complexo homônimo (visada para norte); em primeiro plano, afloramento de troctolito da zona máfica, ponto FRP118; e) fotomicrografia de troctolito do ponto FRP118, Complexo Brejo Seco, composto por olivina (ol) parcialmente serpentinizada (sp) e plagioclásio (pl) cumulus e, em menor quantidade, piroxênio (px) intercumulus; f) gabro / leucogabro acamadado do Complexo Brejo Seco, ponto FRP233. Dados geoquímicos preliminares foram interpretados como sugestivos de uma afinidade tholeítica relacionada a um arco-de-ilhas para as rochas do Complexo Brejo Seco (Marimon 1990). Porém, até agora não foram realizados estudos sistemáticos sobre a evolução petrogenética e litoquímica do Complexo Brejo Seco. Um dos problemas desta interpretação é que amostras das rochas metavulcânicas das sequências encaixantes (Complexo Morro Branco no presente trabalho) foram consideradas em conjunto com as amostras plutônicas do complexo intrusivo; porém não existem evidências para a cogeneticidade entre essas duas unidades. A litoestratigrafia, petrografia, geoquímica, geocronologia e evolução petrogenética deste complexo são alvos de estudos em andamento (Salgado, S.S., dissertação de mestrado). Acima da zona ultramáfica, uma cobertura laterítica espessa é desenvolvida (Figura 5.3d), com importantes depósitos de níquel secundário (Santos 1984). 5.3.2.3. Complexo São Francisco de Assis Aproximadamente 40 km a nordeste do Complexo Brejo Seco, ao redor da cidade de São Francisco de Assis, afloramentos esparsos de rochas máficas e ultramáficas podem ser encontrados, principalmente em ravinas e leitos de drenagens secas, uma vez que essa região é essencialmente plana e muito pobre em afloramentos. Os raros afloramentos que podem ser encontrados são de gabro grosso e serpentinito. Se uma correlação entre os complexos de Brejo Seco e São Francisco de Assis é admitida, então a zona de influência do magmatismo máfico-ultramáfico na porção noroeste da Faixa Riacho do Pontal se estenderia por mais de 60 km na direção NE-SW. Essa correlação aguarda por confirmação através de análises petrográficas e químicas. 105 5.3.3. Suíte Afeição Uma das principais características da Zona Interna é a presença de abundantes corpos de augen-gnaisse e granitos pórfiros, englobados na Suíte Afeição (Angelim 1988). Esses granitóides são intrusivos, cavalgam ou servem de embasamento para as rochas supracrustais dos complexos Santa Filomena, Paulistana e Morro Branco, intrudem ortognaisses e migmatitos do Complexo Morro do Estreito, ou são intrudidos e justapostos tectonicamente aos granitóides brasilianos sin- colisionais da Suíte Rajada. Os corpos da Suíte Afeição tem formato de diápiros ou são alongados, normalmente com uma foliação conspícua anastomosada ao redor de augen de K-feldspato (Figura 5.4a, b, c). Essa foliação é em geral concordante à foliação principal nas rochas encaixantes. Localmente, porém, a rocha é virtualmente indeformada, principalmente na porção central dos plútons, onde granitos pórfiros podem ser encontrados. Dessa forma, a Suíte Afeição engloba tanto os augen-ortognaisses (PIγ1C) quanto os metagranitóides porfiríticos (PSγ2) de Gomes & Vasconcelos (1991). Enquanto na maior parte da Zona Interna a foliação anastomosada dos plútons é tangencial, próximo à Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste os augen-gnaisses são envolvidos na deformação transcorrente destrógira do final do ciclo Brasiliano, gerando protomilonitos a milonitos, de acordo com a progressão da deformação quando se aproxima da zona de cisalhamento. A Suíte Afeição compreende principalmente augen-gnaisses de composição granítica a granodiorítica, localmente alcançando termos monzo a sienograníticos, compostos por microclina, plagioclásio, quartzo e biotita, com granada, zircão, allanita e turmalina como as fases acessórias principais Os augen de K-feldspato podem alcançar até 3 cm de comprimento na matriz fina a média (Figura 5.4a, b, c). As relações de contato da Suíte Afeição com as rochas encaixantes, principalmente dos complexos Paulistana e Santa Filomena, são um problema difícil e de primeira importância. Normalmente, os contatos dos corpos Afeição mostram formas amebóides, com apófises ou apêndices alongados que se interdigitam em planta tanto às rochas metassedimentares quanto aos granitóides da Suíte Rajada, com quem os plútons Afeição estão quase sempre intimamente ligados. Essas geometrias, porém, podem não indicar estruturas primárias, mas sim o reflexo de uma deformação brasiliana complexa envolvendo domos de embasamento e as supracrustais proterozóicas, como ocorre por exemplo na estrutura da Serra Dois Irmãos, a norte de Afrânio (Figura 5.1). Por outro lado, xenólitos de mica-xistos e rochas metabásicas são encontrados no seio da massa granítica dos augen-gnaisses. Angelim (1988), Gomes & Vasconcelos (1991) e Angelim & 106 Kosin (2001) interpretam esses xenólitos como pertencentes aos complexos Paulistana e Santa Filomena, que dessa forma seriam mais velhos do que os augen-gnaisse Afeição (Figura 5.4d). Embora o entendimento das relações de contato entre a Suíte Afeição e o Complexo Paulistana aguardem ainda por um refinamento e por dados cronológicos concretos, as evidências de que a Suíte Afeição é mais nova do que os complexos Santa Filomena e Morro Branco, por outro lado, são mais convincentes. No riacho da Carnaíba, a leste de Acauã, por exemplo, ocorre uma soleira de augen-gnaisse intrudida em granada-mica xistos do Complexo Santa Filomena (Figura 5.4e, f). A proximidade com um dos principais corpos da Suíte Afeição, na fazenda homônima a norte, sugere que essa soleira represente uma apófise projetada deste batólito. O mesmo ocorre com o Complexo Morro Branco, que é intrudido por um granito datado em cerca de 1,000 Ma no riacho da Maravilha, a oeste de Capitão Gervásio Oliveira, e portanto considerado como parte da Suíte Afeição (Figura 5.3a). O significado da Suíte Afeição é uma das questões mais importantes no contexto geotectônico da Faixa Riacho do Pontal. Como dito anteriormente, idades U-Pb e Rb-Sr indicam que esses plútons foram cristalizados em torno de 1,000 - 960 Ma (Jardim de Sá et al. 1988, Van Schmus et al. 1995, Freitas & Sachs 2012). Dessa forma, são necessários estudos petrográficos, litoquímicos e geocronológicos, de forma a compreender o papel dessas intrusões na Orogênese Cariris Velhos, na evolução geodinâmica da Faixa Riacho do Pontal e da porção sul da Província Borborema em geral. 5.4. Zona Central A Zona Central da Faixa Riacho do Pontal é caracterizada por uma estrutura sinformal de direção leste-oeste e aproximadamente 100 km de comprimento, com 10 a 20 km de largura na sua porção central, entre as cidades de Afrânio e Paulistana. Essa chamada “sinforme de Monte Orebe” (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992) separa as zonas Interna e Externa da faixa dobrada. 5.4.1. Complexo Monte Orebe O Complexo Monte Orebe é uma sequência metavulcanossedimentar composta principalmente por metavulcânicas básicas (xistos-verdes a actinolita, anfibolitos, metatufos), intercalados a metachert (localmente rico em ferro), granada-mica xisto, grauvaca e quartzo-xisto. Mapeamentos prévios realizados pela CPRM – Serviço Geológico do Brasil demonstraram que essa unidade pode ser subdividida em duas sequências principais (Figura 5.1; Santos & Caldasso 1978, 107 Angelim et al. 1988, Moraes 1992, Bizzi et al. 2007): a primeira dominada por metavulcânicas básicas, localmente com intercalações de rochas metaultramáficas e metassedimentares (principalmente metachert, mica-xistos avermelhados e quartzo-xistos), e a segunda dominada por rochas metassedimentares, tais como quartzo-mica xistos, metarritmitos, metagrauvaca e intercalações calcissilicáticas. 108 Figura 5.4 – a) Augen-gnaisse da Suíte Afeição, ponto FRP144, estrada Paulistana-Betânia; b) augen-gnaisse da Suíte Afeição com forte estiramento dos augen de feldspato potássico, próximo ao contato tectônico (zona de cisalhamento de empurrão) com o Complexo Paulistana. Ponto FRP313, ferrovia Transnordestina; c) fotomicrografia de augen-gnaisse sob polarizadores cruzados, com destaque para augen de k-feldspato alongado (fs), com geminação polissintética em cunha (tapering) gerada pela deformação do pórfiro original. Ponto FRP142A (estrada Paulistana – Betânia); d) xenólito de mica-xisto do Complexo Santa Filomena (à direita da marreta) em augen- gnaisse da Suíte Afeição, BR-407; e) soleira de augen-gnaisse em granada-mica xisto do Complexo Santa Filomena, riacho da Carnaíba, estrada Monte Orebe – Acauã, ponto FRP327; f) detalhe de e). As camadas de metachert, mais competentes, suportam a topografia de pequenas serras e morrotes entre as cidades de Afrânio e Caboclo (PE), delineando os flancos de dobras normais com eixo ENE-WSW, em contraste aos domínios dominantemente vulcânicos que estão invariavelmente mais intemperizados e suportam uma topografia suave a arredondada na porção central das dobras. Camadas individuais de metachert podem atingir até 3 m de espessura (p. ex. na rodovia BR-407, próximo à divisa PI-PE; Figura 5.5c), compostas principalmente por quartzo e muscovita, localmente com porfiroblastos de granada e pirita. As metavulcânicas básicas são os litotipos principais e mais importantes do Complexo Monte Orebe (Siqueira Filho 1967, Kreysing et al. 1973, Santos & Caldasso 1978, Angelim et al. 1988, Moraes 1992). Comumente são xistos finos a médios de cor verde brilhante, textura nematoblástica e forte deformação, localmente com fábricas miloníticas. Localmente, estruturas vesiculares milimétricas podem ser discernidas em metabasaltos maciços, sugerindo erupção em um ambiente de baixa pressão, raso (Figura 5.5a). Essas rochas são compostas principalmente por quantidades aproximadamente iguais de anfibólio e plagioclásio, representados por actinolita verde clara e hornblenda, com cristais de 1-5 mm de comprimento, e cristais de andesina de 0.5-1 mm (media de Ab32/An47 segundo Moraes 1992); a intercalação rítmica em camadas milimétricas ricas em anfibólio e camadas ricas em plagioclásio confere um aspecto laminado para essas rochas, em seção delgada (Figura 5.5b). Os principais acessórios são epidoto / zoisita de grão fino, clorita, quartzo, carbonato (principalmente em veios), esfeno, granada, apatita e zircão. Dados litoquímicos preliminares de elementos maiores e traços selecionados sugerem uma afiliação tholeítica, do tipo MORB, para os protólitos ígneos dos xistos verdes (Moraes 1992). Rochas metaultramáficas de grão fino e coloração cinza a esverdeada, compostas por talco, serpentina, carbonatos, anfibólios e opacos, ocorrem localmente como lentes intercaladas à sequência metavulcanossedimentar. Orto-anfibolitos de cor verde intensa compostos principalmente por hornblenda e plagioclásio são também comuns, associados aos actinolita-xistos. 109 A seção metassedimentar do Complexo Monte Orebe é dominada por rochas de grão fino, tais como mica xisto e quartzo-mica xisto, e localmente metagrauvaca com intercalações de metarritmitos. Os quartzo-xistos são comumente amarronzados a avermelhados devido à oxidação do ferro contido nos argilominerais. Localmente, porfiroblastos de granada, biotita, cianita e estaurolita ocorrem, sugerindo metamorfismo da fácies xisto verde alto a anfibolito. Zircão, rutilo, e minerais opacos são os principais acessórios. Apesar de não existirem ainda dados geocronológicos confiáveis para o Complexo Monte Orebe, análises U-Pb SHRIMP em poucos zircões recuperados de um metatufo sugerem que esse magmatismo tem idade compreendida entre aproximadamente 960 e 700 Ma (Brito Neves & Van Schmus in Brito Neves & Pedreira, 2008; Brito Neves, com. pessoal). A posição da sequência metavulcânica na porção central da faixa dobrada, as características geofísicas da Zona Central que sugerem que esta representa uma zona de transição entre dois blocos crustais de densidade e características físicas diferentes (Capítulo 7), e a geoquímica preliminar do tipo MORB, sugerem conjuntamente que o Complexo Monte Orebe pode conter remanescentes de uma crosta oceânica neoproterozóica, e portanto marcaria uma paleo-zona de sutura (Moraes 1992, Gomes & Torres 1994, Oliveira 1998, 2008). Portanto, esta é uma unidade muito importante no contexto da evolução geodinâmica da Faixa Riacho do Pontal. Os contatos do Complexo Monte Orebe com as unidades das zonas Interna e Externa são invariavelmente contracionais, com o desenvolvimento de zonas de cisalhamento discretas. 5.5. Zona Externa A Zona Externa da Faixa Riacho do Pontal é uma típica faixa de dobramentos de antepaís (foreland fold-and-thrust belt). O modelamento geofísico indica uma baixa espessura de supracrustais nessa zona, com as alinhamentos geofísicos do Cráton do São Francisco contínuas por baixo da cobertura até serem truncadas na Zona Central (Oliveira 1998, 2008), caracterizando assim uma protuberância cratônica que foi cavalgada pelas nappes do Grupo Casa Nova (Capítulo 7). 5.5.1. Grupo Casa Nova O Grupo Casa Nova (Souza et al. 1979, Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Bizzi et al. 2007) reúne as rochas supracrustais da Zona Externa da Faixa Riacho do Pontal. Esse grupo é composto por duas unidades, as formações Barra Bonita e Mandacaru (Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Bizzi et al. 2007). 110 111 Figura 5.5 – a) Metabasalto amigdaloidal do Complexo Monte Orebe, Serra do Trancelim, ponto FRP058, estrada Dormentes – Santa Filomena; b) fotomicrografia (nicóis descruzados) de xisto verde a actinolita e plagioclásio do Complexo Monte Orebe. pl = plagioclásio; act = actinolita; ep = epidoto; sph = esfeno; c) camada de aproximadamente 3 metros de espessura de metachert intercalado a xisto verde e mica-xisto do Complexo Monte Orebe, ponto FRP011, BR-407; d) acamamento rítmico reliquiar em metagrauvaca da Formação Mandacaru, estrada Sussuarana – Porção do Afrânio, FRP298. Camadas pelíticas (granada-mica xisto), de crenulação bem desenvolvida, intercalam-se a camadas arenosas (metagrauvaca); e) granada-mica xisto da Formação Mandacaru, ponto FRP007, BR407; f) aspecto microscópico de e). mi = muscovita; fs = feldspato; gt = granada; qz = quartzo; g) muscovita-quartzito da Formação Barra Bonita, Ponta da Serra, ponto FRP106, estrada PI-459; h) dobras isoclinais em mármore laminado da Formação Barra Bonita, ponto FRP272, próximo ao povoado Tigre, a sudoeste de Rajada. 5.5.1.1. Formação Barra Bonita Essa unidade é composta principalmente por rochas metapelíticas de grão fino e muscovita quartzitos, com intercalações lenticulares decamétricas locais, porém abundantes, de mármore calcítico (Figura 5.5h). Mica xistos e filitos acinzentados predominam (Figura 5.1f), com quartzo, biotita, muscovita, porfiroblastos de granada, e em menor proporção porfiroclastos de feldspato como as fases minerais principais. Os quartzitos são comumente esbranquiçados e com uma forte foliação que os leva a desplacar em planos discretos, com muscovita formando uma forte lineação mineral, e em menor quantidade, feldspato detrítico. Esses muscovita-quartzitos ocorrem principalmente próximo à base da Formação Barra Bonita, em contato com as rochas do embasamento, p. ex. na região da sintaxe de Ponta da Serra, entre Queimada Nova e Lagoa do Barro - PI (Figura 5.5g), e na estrada Santa Cruz – Lagoa Grande. Os mármores normalmente possuem um acamamento bem definido, com camadas cinza- claras ricas em calcita alternadas a camadas esbranquiçadas dolomíticas (Figura 5.5h), mas podem também ocorrer como variedades maciças. Geralmente, eles estão em contato com xistos calcíticos ou metamargas, com carbonato, quartzo, grafita, micas, actinolita, diopsídio e plagioclásio. As camadas lenticulares de mármore podem atingir até 200 m de espessura, por exemplo na região do Umbuzeiro, a sul de Capitão Gervásio Oliveira. Na porção extremo oeste da faixa dobrada, próximo a São Raimundo Nonato e Coronel José Dias (antiga Vargem Grande - PI), os metacarbonatos se tornam muito frequentes, comumente preservando estruturas sedimentares originais. Em Coronel José Dias, carbonatos retrabalhados predominam, com variedades ricas em pisólitos e intraclastos 112 (grainstones e packstones). De forma geral, a Formação Barra Bonita foi classicamente interpretada como uma sequência marinha rasa, de ambiente plataformal (Santos & Silva Filho 1990). Os contatos da Formação Barra Bonita com o embasamento são todos contracionais, na forma de cavalgamentos basais (p. ex. thrust basal Pau-Ferro, nas proximidades do vilarejo homônimo na BR-407), envolvendo forte aloctonia e deslocamentos possivelmente da ordem de dezenas de quilômetros. 5.5.1.2. Formação Mandacaru Essa unidade é composta principalmente por mica-xistos com intercalações centimétricas de metagrauvaca (Figura 5.2c, d; 5.5d, e, f). Os mica xistos, que predominam em volume, são compostos por biotita, muscovita, quartzo, feldspato, porfiroblastos de granada (Figura 5.5e) e localmente de estaurolita, com rutilo, zircão, apatita, turmalina e anatásio como os principais acessórios. A metagrauvaca é comumente de cor cinza clara, granulometria média a grossa, com quartzo, muscovita, feldspatos, granada e clorita como minerais essenciais, e minerais acessórios semelhantes aos dos xistos. Localmente, podem ser observadas estruturas sedimentares nessas metagrauvacas, principalmente na estrada Sussuarana (PI) – Poção do Afrânio (PE), onde o acamamento rítmico com a intercalação entre camadas de metagrauvaca e camadas de granada-mica xisto sugere a atuação de correntes de turbidez distais (Figura 5.5d). É importante ressaltar que os feldspatos são minerais detríticos comuns e abundantes tanto nos xistos quanto nas grauvacas da Formação Mandacaru (Figura 5.5f). A Formação Mandacaru cobre grande parte da Zona Externa da Faixa Riacho do Pontal, com bons afloramentos na BR-407 próximo à cidade de Afrânio e nos braços da barragem de Sobradinho próximo à Casa Nova. Bons afloramentos de metagrauvacas ocorrem na região de Sussuarana e Poção do Afrânio, na divisa PE – PI. Destaca-se ainda um ótimo afloramento de xisto grauvaquiano na pedreira abandonada da Queiroz Galvão, aproximadamente 4 km a sudoeste de Rajada. Santos & Silva Filho (1990) propõe a individualização de duas subunidades para separar as grauvacas da Formação Mandacaru, as subunidades Alfavaca e Arizona. A subunidade Alfavaca englobaria principalmente metagrauvacas quartzosas, com níveis descontínuos de mica-xistos, e, localmente, intercalações de metavulcânicas ácidas. Boas exposições dessa unidade ocorrem no riacho de Dormentes, e nas proximidades das localidades de Coração de Maria, Barra Alegre e Extrema, a sul de Afrânio, também em riachos e ravinas; além dos arredores da fazenda homônima próximo à Afrânio. A metavulcânica ácida está bem representada em um afloramento próximo à Barra Alegre (ponto FRP266). Trata-se de uma intercalação concordante de aproximadamente 20 cm de espessura, de coloração cinza-esverdeada, 113 com pórfiros de feldspato imersos em uma matriz homogênea, fina a afanítica, orientada segundo a foliação principal. A subunidade Arizona foi proposta para designar uma sequência de metagrauvacas feldspáticas intercaladas ritmicamente a mica-xistos, com espessura das camadas de aproximadamente 20 cm. As metagrauvacas são caracterizadas por uma coloração cinza a negra, granulação média, e níveis ricos em porfiroclastos feldspáticos. Um ambiente marinho profundo turbidítico, do tipo flysch, é inferido para a Formação Mandacaru. Dados geoquímicos preliminares suportam essa hipótese, com amostras das metagrauvacas plotando no campo de margem ativa continental em diagramas de ambiência tectônica (Santos & Silva Filho 1990). Van Schmus et al. (2011) apresentaram dados Sm-Nd em rocha total para amostras da Formação Mandacaru, com TDM entre 1.4 e 1.6 Ga e εNd(600 Ma) de -2.7 a -7.9. Os contatos da Formação Mandacaru com as outras unidades são semelhantes àqueles descritos para a Formação Barra Bonita, ou seja, em geral contracionais e envolvendo forte aloctonia. 5.6. Granitóides Brasilianos 5.6.1. Magmatismo sin-colisional: Suíte Rajada Os metagranitóides da Suíte Rajada são amplamente distribuídos na Faixa Riacho do Pontal, principalmente como corpos estratiformes, concordantes à foliação regional de baixo ângulo das nappes Casa Nova; mas também como corpos de deformação mais complexa, nas zonas Central e Interna, por exemplo no sangradouro do açude público do Ingazeiro, em Paulistana. A Suíte Rajada é composta principalmente por ortognaisses a duas micas, médios a grossos, mesocráticos, de coloração cinza a esbranquiçada, compostos principalmente por oligoclásio, quartzo, biotita e muscovita, com granada, calcita, epidoto, apatita, esfeno, clorita, zircão e pirita como principais fases acessórias (Figura 5.6a, b, c). A textura é principalmente equigranular e lepidoblástica, mas localmente termos microporfiríticos ocorrem. Os corpos são principalmente tabulares, formando camadas centimétricas a batólitos quilométricos, o mais proeminente desses na região de Rajada, com aproximadamente 417 km2 (57 x 12 km em sua porção mais larga) e bons afloramentos no açude público de Rajada (Figura 3.6a, b). A característica mais proeminente da Suíte Rajada é uma foliação penetrativa de baixo ângulo, concordante às das nappes de mica xistos, diversas vezes com uma lineação mineral no mergulho (down-dip) bem marcada por muscovita e biotita, às vezes formando verdadeiros 114 tectonitos L-S. Ocasionalmente, veios leucocráticos ou róseos ocorrem intercalados a essa foliação, provavelmente relacionados a um estágio magmático tardio. Esses veios são compostos principalmente por plagioclásio e quartzo, às vezes com turmalina de granulação pegmatóide (Figura 5.6d). Localmente, esses pegmatitos formam intrusões de porte métrico a decamétrico, geralmente encaixando-se na zona de charneira de dobras isoclinais relacionadas à tectônica de nappes, por exemplo no açude público do Ingazeiro em Paulistana. Xenólitos de mica xisto e, menos comumente, de rochas metabásicas podem ocorrer. Angelim (1988) discute as características geoquímicas dos ortognaisses sin-colisionais da Suíte Rajada. As rochas são predominantemente tonalíticas a granodioríticas, com dispersão para os campos dos adamelitos, quartzo-monzodioritos e sienogranitos. Essa variabilidade composicional é também refletido no diagrama TAS (Total Alkalis / Silica; Le Maitre 1989), onde as amostras se espalham pelos campos cálcio-alcalino e alcalino, e no diagrama de aluminosidade de Maniar & Picolli (1989) onde as rochas plotam entre os campos metaluminoso e peraluminoso. Esse padrão de variabilidade composicional é similar aos de granitos derivados de fusão crustal, sem padrões evolucionários claros a partir da diferenciação de magmas máficos. Portanto, os metagranitos da Suíte Rajada devem ter sido gerados em um regime solidus a subsolidus, através do calor produzido pelo empilhamento crustal durante a deformação tangencial da Faixa Riacho do Pontal. A fusão das metagrauvacas e xistos do Grupo Casa Nova é provavelmente a fonte desses magmas (Angelim 1988). De fato, a alta variabilidade composicional da Suíte Rajada pode ser facilmente explicada em termos da fusão de material metassedimentar de composição química variada. Isócronas Rb-Sr em rocha total variando de 743 ± 59 (localidade de Dormentes; Jardim de Sá et al. 1988) a 539 ± 25 Ma (localidade de Rajada; Santos & Silva Filho 1990; a isócrona composta de 667 ± 10 Ma apresentada por Jardim de Sá et al. 1992 é uma junção das amostras dessas duas localidades) representam estimativas grosseiras para a idade de intrusão e metamorfismo da Suíte Rajada e, por extensão, da principal fase de deformação tangencial da Faixa Riacho do Pontal. Claramente, idades U-Pb (zircão, monazita) são necessárias para melhor compreender a idade de cristalização e intrusão desses plútons. 5.6.2. Magmatismo sin- a tardi-colisional: Suíte Serra da Esperança A Suíte Serra da Esperança compreende sienitos e quartzo-sienitos cinza a róseos, com diques graníticos, pegmatíticos e sieno-graníticos associados, que intrudem as rochas metassedimentares do Grupo Casa Nova na região da barragem de Sobradinho, próximo à Casa Nova. As principais fases minerais são K-feldspato pertítico, quartzo, aegirina-augita, diopsídio, esfeno, apatita, biotita magnesiana, winchita-richterita e magnetita (Plá Cid et al. 2000a). 115 116 Figura 5.6 – a) Granito mesocrático foliado, a duas micas, da Suíte Rajada, no açude da cidade homônima, ponto FRP005; b) aspecto microscópico, sob nicóis cruzados, do granito foliado do ponto FRP005; c) granito mesocrático da Suíte Rajada, com intrusão sin-deformacional de granitóide pegmatítico róseo, rico em turmalina. Afloramento FRP304, no leito do Rio Canindé; d) detalhe do granitóide pegmatítico róseo, com fenocristais de turmalina zonados. Açude do Ingazeiro, ponto FRP015; e) sienito da Suíte Serra da Esperança, na serra homônima nas margens da represa de Sobradinho, Casa Nova, ponto FRP159; f) Enclave máfico em granitóide da Suíte Caboclo, plúton homônimo a leste de Afrânio, vilarejo Caboclo, ponto FRP053; g) detalhe de quartzo-sienito róseo da Suíte Serra da Aldeia, ponto FRP172 (estrada Paulistana – São Francisco de Assis); h) aspecto microscópico, sob nicóis cruzados, de quartzo-sienito da Suíte Serra da Aldeia, com destaque para fenocristais de feldspatos zonados, ponto FRP129 (a sul de Capitão Gervásio Oliveira). Os plútons, que se destacam como pequenas serras em meio a topografia geralmente arrasada (Figura 5.6e), são principalmente ovais a circulares, com uma foliação de baixo ângulo ou bandamento ígneo, e deformação localizada em zonas de cisalhamento discretas. Apesar da maioria dos corpos não estarem deformados, a orientação preferencial ou microboudinage de piroxênio, anfibólio e inclusões sin-magmáticas, além de recristalização e alongamento de quartzo e feldspato, todos consistentes ao deslocamento regional das nappes (foliação vergente para sul, de baixo ângulo), sugerem uma colocação sin a tardi-colisional (Jardim de Sá et al. 1996). Os sienitos e quartzo-sienitos mostram uma afinidade geoquímica do tipo ultrapotássica, alcalina, e sílica-saturada. Os padrões de elementos terras raras normalizados ao condrito mostram enriquecimento em terras raras leves, sem anomalia verdadeira de Eu. Aranhogramas de elementos incompatíveis mostram enriquecimentos em elementos LIL (Large Ion Litophile) e anomalias negativas de Nb e Zr (Plá Cid et al. 2000a). Plá Cid et al. (2000a) sugerem que a fonte dos magmas foi um manto previamente metassomatizado, anomalamente enriquecido em terras raras leves e elementos LILE, uma hipótese comum também para outras rochas alcalinas tardi a pós-tectônicas da Província Borborema (Ferreira V.P. et al. 1994). Uma isócrona Rb-Sr em rocha total de 555 ± 10 Ma (Ri = 0.7068 ± 1) reportada por Jardim de Sá et al. (1996) é, presentemente, a melhor estimativa para a idade de colocação e deformação da Suíte Serra da Esperança. Essa idade sobrepõe-se, dentro do erro analítico, à idade mais nova obtida por Santos & Silva Filho (1990) para a Suíte sin-colisional Rajada, mas claramente, estudos geocronológicos mais avançados e modernos são necessários para melhor conhecer as idades de cada fase magmática na Faixa Riacho do Pontal. 117 5.6.3. Magmatismo tardi- a pós-colisional: Suíte Serra da Aldeia / Caboclo A última expressão de atividade magmática na Faixa Riacho do Pontal é representada pela Suíte Serra da Aldeia / Caboclo. Essa unidade ocorre como um conjunto de plútons ovais a circulares, principalmente concentrados na porção noroeste da Faixa Riacho do Pontal, em uma direção NE-SW, bordejando a margem sul da bacia do Parnaíba (Gava et al. 1984). Essa suíte é composta por sienitos cinza a róseo de grão médio a grosso e K-feldspato granitos (Figura 5.6g, h), localmente porfiríticos, com diopsídio, aegirina, arfvedsonita, riebeckita, hornblenda e biotita como minerais varietais. Os diápiros mostram um caráter isotrópico, localmente com orientação de fluxo ígneo. Deformação localizada em zonas de cisalhamento tardias podem também ocorrer. Dezenas de análises químicas mostram uma afinidade alcalina, com termos peralcalinos / shoshoníticos / potássicos, do tipo A (anorogênico; Gava et al. 1984, Plá Cid et al. 2000a). Os plútons estão intrudidos principalmente nos complexos Casa Nova, Morro Branco e Santa Filomena, na maioria das vezes produzindo padrões deformacionais nas rochas encaixantes do entorno, relacionados à colocação dos diápiros largos, ovóides. O maior desses corpos é um plúton circular na estrada Paulistana – São Francisco de Assis, com 84 km2, e um raio de aproximadamente 5.5 km (Figura 5.1). Na cidade de Caboclo, o plúton semi-circular homônimo intrude as rochas metavulcanossedimentares do Complexo Monte Orebe, causando uma deformação relacionada à sua colocação (do tipo balão). Aproximadamente 7 km a nordeste ocorre o plúton de Nova Olinda, em forma de cunha. Ambos os plútons são compostos por sienito a sienogranito, com K-feldspato, mica marrom a verde, plagioclásio, diopsídio, augita e quartzo como minerais essenciais; os acessórios mais abundantes são apatita, esfeno, epidoto magmático, allanita, zircão e magnetita. Enclaves ricos em micas e piroxênio são comuns (Figura 5.6f). A assinatura geoquímica de ambos os plútons da Serra da Aldeia e de Caboclo / Nova Olinda é similar à da Suíte Serra da Esperança (Gava et al. 1984, Ferreira M.A.F. et al. 1994, 1998, Plá Cid et al. 2000a), também mostrando enriquecimento em terras raras leves, sem verdadeira anomalia de Eu, e uma anomalia negativa de Nb. Ferreira M.A.F. et al. (1998) analisaram a composição isotópica de oxigênio (δ18OSMOW) de amostras dos plútons Caboclo e Nova Olinda, com valores entre +10 e +11.4‰, além de um TDM de 1.8 Ga, dessa forma implicando altas taxas de contaminação por componentes crustais mais antigos. 118 CAPÍTULO 6 – GEOLOGIA ESTRUTURAL E METAMORFISMO DA FAIXA RIACHO DO PONTAL 6.1. Introdução As estruturas da Faixa Riacho do Pontal podem ser agrupadas em quatro fases de deformação principais, D1, D2, D3 e D4 (Angelim 1988, Gomes F.E.M. 1990, Gomes & Vasconcelos 1991). As fases D1, D2 e D3 podem ser compreendidas como fases progressivas de um mesmo regime tectônico compressivo, com transporte de massa predominantemente para sul (vergente em direção ao Cráton do São Francisco), enquanto a fase D4 relaciona-se às estruturas transcorrentes do Brasiliano tardio, cuja principal feição é a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. Embora por algum tempo as estruturas D1-D2-D3 foram interpretadas como geradas por um evento compresso de idade Paleoproterozóica (“Transamazônico”) e somente a fase transcorrente D4 era atribuída ao Brasiliano, com o advento das datações radiométricas Rb-Sr, Jardim de Sá et al. (1992) reconheceram que todas essas fases devem estar ligadas à Orogênese Brasiliana, do Neoproterozóico terminal. Para melhor compreensão das estruturas e seu significado geotectônico, as fases D1, D2 e D3 serão agrupadas como estruturas do regime compressivo, e a fase D4 será descrita à parte, como estruturas do regime transcorrente. 6.2. Regime Compressivo Durante esse regime implantaram-se as megaestruturas tangenciais da Faixa Riacho do Pontal, com vergência principal para S, SSW e SSE, em direção à protuberância norte do Cráton do São Francisco. Esta protuberância atuou como um edentador rígido, gerando as formas externas da faixa dobrada, tais como a Sintaxe de Ponta da Serra, e diversas virgações. Diversas klippen espalhadas na região de barragem de Sobradinho atestam a extensão prévia das nappes Casa Nova. 6.2.1. Fase D1 Essa fase gerou a foliação S1, que na grande maioria dos casos é marcada pelo alinhamento e achatamento de minerais micáceos e tabulares paralelamente ao acamamento sedimentar, S0. As dobras F1, das quais S1 é plano axial, manifestam-se como dobramentos intrafoliais, sem raízes, apertados a isoclinais, delineados tanto por S0 quanto por venulações quartzosas, de forma geral vergentes para sul (Figura 6.1a). 119 Tanto a superfície S1 quanto as dobras F1 são superpostas de forma quase paralela pelas estruturas da fase D2, que transpôs fortemente essas estruturas anteriores, gerando padrões de dobramento em laço. Dessa forma, a Fase D1 provavelmente corresponde a um evento cedo- tectônico que precedeu o incremento deformacional mais forte que viria a ser implantado com a Fase D2. Em escala microscópica, a foliação S1 está preservada como trilhas de inclusões sinuosas em porfiroblastos de granada, discordantes à foliação externa (S2). Também podem ser encontrados porfiroblastos compostos de granada, com núcleo contendo inclusões de S1 e bordas mais límpidas, sin-cinemáticas a D2 (Figura 6.1b). Dessa forma, as condições do metamorfismo M1, concomitante à D1, devem ter atingido a fácies xisto verde alto a anfibolito baixo, com desenvolvimento da paragênese granada + biotita + muscovita + quartzo em metapelitos. Figura 6.1 – Estruturas provavelmente relacionadas à Fase compressiva D1. a) Dobras intrafoliais, sem raiz, em metarritmitos do Complexo Monte Orebe, ponto FRP099, estrada Posto Pipocas – Queimada Nova; b) fotomicrografia sob nicóis paralelos de granada-mica xisto da Formação Mandacaru, mostrando uma foliação interna preservada como trilhas de inclusões sinuosas nos núcleos dos porfiroblastos de granada (Si), truncada pela foliação externa (Se = S2) que se desenvolveu concomitantemente à blastese das bordas pobres em inclusões das granadas. Ponto FRP104 (ponta da Serra, estrada Queimada Nova – Lagoa do Barro). 6.2.2. Fase D2 A Fase D2 é a mais importante na estruturação da Faixa Riacho do Pontal, com a geração da foliação de crenulação penetrativa S2, paralela ao plano axial de dobras fechadas a isoclinais de S1 // S0 (Figura 5.1c; 6.2h). Regionalmente, o desenvolvimento de S2 é contemporâneo ao empilhamento das nappes Casa Nova, vergentes para sul, sobre a margem norte do Cráton do São Francisco, à 120 fusão crustal e colocação das intrusões sin-colisionais da Suíte Rajada, e ao metamorfismo de fácies xisto verde superior a anfibolito, que é reverso nas nappes (nappes superiores mostram metamorfismo de mais alto grau que as inferiores). Dessa forma, as macroestruturas compressivas da faixa dobrada relacionam-se a D2, por exemplo, os traços das zonas de cavalgamento frontais ou oblíquas, tal como o thrust basal Pau-Ferro a sul da cidade homônima (Figura 6.2a); a Sintaxe de Ponta da Serra; os testemunhos estruturais tal como a klippe de Barra Bonita; etc (Figura 5.1). As frentes de cavalgamento das nappes são normalmente marcadas por estruturas do tipo S- C (Figura 5.1c) e desenvolvimento de milonitos com granadas rotacionadas sin-deformacionais (Figura 6.2d), mica-fish, etc. Outras estruturas comumente associadas a S2 e que implicam em alto grau de deformação durante D2, são boudins de camadas relativamente mais competentes (Figura 6.2e), dobras com charneira curvilinear que gradam para dobras em bainha (Figura 6.2f, g, h), microboudinage de cristais de hornblenda nas rochas metabásicas, dentre outras. Falhas de cavalgamento com dobras de propagação de falha associadas são comuns, principalmente nos metacalcários da Formação Barra Bonita (Figura 6.2b), e indicam consistentemente vergência tectônica para sul. Jardim de Sá et al. (1992) estimam um deslocamento da ordem de 30 a 60 km para as nappes externas da Faixa Riacho do Pontal, sugerindo forte aloctonia na superfície de descolamento cobertura-embasamento. Além do deslocamento em rampas frontais na forma de nappes, a deformação foi também acomodada na forma de rampas laterais e oblíquas, principalmente de direção N-S (p. ex. na Sintaxe de Ponta da Serra), NW-SE e NE-SW (Figura 5.1); e zonas de escape lateral E-W, principalmente na porção central da faixa dobrada, com o desenvolvimento da megassinforme de Monte Orebe na Zona Central. Uma lineação mineral ou de estiramento, L2, é comum no sistema de nappes, normalmente com mergulho down-dip na Zona Externa. Nas zonas Central e Interna, porém, as atitudes oblíquas a direcionais de L2 sugerem uma cinemática mais complexa, onde intenso escape lateral pode ter ocorrido concomitantemente à tectônica predominantemente tangencial da Zona Externa. Essas lineações são particularmente bem desenvolvidas nos plútons sin-colisionais da Suíte Rajada, geralmente de formato tabular e paralelos à foliação S2 nas rochas encaixantes (Figura 6.2c). É importante ressaltar que o embasamento que aflora entre as nappes Casa Nova e as klippen a sul comumente não mostra sinais de deformação brasiliana, preservando uma foliação sub-vertical N-S provavelmente paleoproterozóica (Figura 5.1e); apenas na região de contato embasamento / cobertura uma foliação paralela aos thrusts pode ser identificada no embasamento. Dessa forma, a deformação brasiliana foi fundamentalmente superficial na Zona Externa, gerando frentes de nappes descoladas numa tectônica de casca fina (thin skin), onde os cavalgamentos provavelmente são enraizados numa zona de descolamento basal no contato embasamento / Grupo 121 Casa Nova. Essa situação é distinta das zonas Central e Interna, onde o embasamento foi intensamente retrabalhado pela tectônica brasiliana (Figura 5.1a). Embora em grande parte da faixa dobrada a foliação principal, S2, mergulhe para os quadrantes setentrionais, na região de Santa Filomena, existe uma zona de vergência centrífuga ou divergência estrutural, com a foliação principal mergulhando para os quadrantes meridionais. Esse fenômeno e bem exemplificado em afloramentos na estrada Dormentes – Santa Filomena. De fato, as regiões de Paulistana e Santa Filomena compreendem dois arcos estruturais com concavidade voltada para norte. Enquanto na região de Paulistana, o arco mostra estruturas vergentes para sul/sudoeste, e, portanto, coerentes com a cinemática da faixa dobrada como um todo, na região de Santa Filomena, as estruturas encontram-se com vergência oposta, em direção ao pós-país (hinterland) da faixa dobrada. Embora alguns autores tenham interpretado essas estruturas da região de Santa Filomena como remanescentes de uma tectônica pré-Brasiliana (provavelmente de idades Cariris Velhos), Gomes F.E.M. (1990) e Gomes & Vasconcelos (1991) fornecem uma explicação alternativa, em que ambos os arcos se desenvolveram durante uma só fase deformacional, separadas por uma zona de cisalhamento direcional extensiva, com mergulho de aproximadamente 25º para SW. Dessa forma, a zona de divergência estrutural é interpretada como uma espécie de pop-up na região central da faixa dobrada (Gomes F.E.M. 1990, Gomes & Vasconcelos 1991). As estruturas deformacionais do tipo dobras de nappe são muito bem exemplificadas no sangradouro do açude público do Ingazeiro, em Paulistana (Figura 6.3a, b, c). Neste afloramento, rochas do Complexo Paulistana cavalgam os granitos sin-colisionais da Suíte Rajada (Figura 6.3a, b). As camadas relativamente menos competentes de granada-mica xisto, xistos ultramáficos (talco- xistos e tremolititos), granada-anfibólio xisto e metachert do Complexo Paulistana formam dobras isoclinais a recumbentes de flanco rompido, vergentes para sudoeste, que evoluíram para thrust folds cavalgantes sobre os granitos mesocráticos da Suíte Rajada (Figura 6.3a, b). No núcleo das dobras do Complexo Paulistana, alojam-se granitos leucocráticos sin-cinemáticos, de granulação pegmatítica e ricos em turmalina (Figura 6.3a). Esses granitos leucocráticos alojam-se também na foliação do granito mesocrático, por vezes formando boudins (Figura 6.3d). Essas dobras isoclinais são ainda redobradas por um evento posterior (D3) que gera dobras abertas de menor amplitude (F3), com eixo mergulhante para NW (Figura 6.3e), e uma clivagem de crenulação sub-vertical de direção NW-SE (S3). O metamorfismo principal da Faixa Riacho do Pontal, que atinge a fácies anfibolito alto, é principalmente concomitante à D2, porém as condições metamórficas foram mantidas por algum tempo após o cessamento das tensões compressionais, como exemplificado por pseudomorfos de estaurolita, substituídos por minerais micáceos, que sobrecrescem D2 (Gomes F.E.M. 1990). 122 123 Figura 6.2 – Estruturas relacionadas à Fase compressiva D2. a) Thrust frontal Pau-Ferro, próximo ao vilarejo homônimo, onde mica xistos da Formação Mandacaru cavalgam o embasamento do Cráton do São Francisco, sobre uma zona de descolamento basal. Ponto FRP003; b) falhas associadas a dobras de propagação de falha relacionadas à tectônica de cavalgamento em metacalcário da Formação Barra Bonita, próximo ao povoado Tigre, a oeste de Rajada, ponto FRP272; c) lineação mineral no mergulho (down-dip) de biotita e muscovita em granitóide da Suíte Rajada, ponto FRP147; d) fotomicrografia, sob nicóis cruzados, de granada-mica xisto do Complexo Santa Filomena, com destaque para porfiroblastos sin-D2 de granada, ponto FRP017; e) boudins de quartzito em meio a metarritmito pelítico do Complexo Monte Orebe, ponto FRP099 (estrada Posto Pipocas – Queimada Nova); f) dobra em bainha nos metarritmitos do ponto FRP099; g) dobra em bainha em metagrauvaca da Formação Mandacaru, ponto FRP297; h) corte longitudinal da mesma dobra observada na foto g. Nas nappes mais externas da Faixa Riacho do Pontal, por exemplo, nas margens da barragem de Sobradinho em Casa Nova, é possível encontrar abundantes porfiroblastos de granada sin-cinemáticos a S2, o que indica condições metamórficas da fácies xisto verde alto já nos thrusts frontais da faixa. Porfiroblastos de estaurolita, cordierita, cianita e sillimanita, nas nappes mais internas da zona Externa, na Zona Central e na Zona Interna, atestam que o metamorfismo chegou à fácies anfibolito na porção central da faixa. A passagem da zona da granada para a zona da estaurolita parece ocorrer nos arredores de Afrânio, com bons afloramentos contendo porfiroblastos de estaurolita na Zona Central, principalmente na região de Barra do Meio, a norte de Caboclo. Já a passagem para a zona da sillimanita parece ocorrer no limite da Zona Central com a Zona Interna, como descrito por Angelim (1988) em afloramentos próximo à Serra do Trancelim, na estrada Dormentes – Santa Filomena (Figura 6.4). Na região de Santa Cruz (PE), Almeida & Lima (1996) apresentaram dados geotermobarométricos usando o geotermômetro de troca catiônica no Fe-Mg no par biotita-granada e o geobarômetro baseado no equilíbrio de Ca entre granada e plagioclásio, que forneceram temperaturas na ordem de 300-600º C e pressões de 4-9 kbar para as associações de núcleo e 400- 500º C e 5-7 kbar para as composições de borda dos minerais. Para rochas anfibolíticas intercaladas nos metapelitos, foram obtidas temperaturas de 540-590º C e pressões de 5-6 kbar, usando o geotermobarômetro anfibólio-plagioclásio. Dessa forma, o metamorfismo atingiu o seu ápice na fácies anfibolito média a alta na região norte da faixa dobrada, com reações retrometamórficas provavelmente ligadas ao soerguimento e erosão do pacote orogênico após o pico da deformação D2. 124 125 Figura 6.3 – Estruturas da fase compressiva no açude público do Ingazeiro, Paulistana (FRP015). a) Dobra de nappe (nappe fold) envolvendo metaultramáficas e metassedimentares (mica xisto e chert) do Complexo Paulistana. Na charneira da dobra, alojou-se um granito pegmatítico turmalinífero, sin-colisional, relacionado à Suíte Rajada. A sudeste, a nappe cavalga um granito mesocrático a duas micas da Suíte Rajada, que também é intrudido pelo pegmatito róseo; b) geometria dos empurrões, com geração de dobras isoclinais a assimétricas, de flanco curto rompido, relacionadas à falhas de empurrão com transporte tectônico para sudeste; c) detalhe do contato entre o pegmatito róseo, na charneira da dobra em a, e as metaultramáficas do Complexo Paulistana, no flanco invertido da dobra; d) boudins de pegmatito róseo no granito mesocrático da Suíte Rajada; e) dobra tardia (D3?) em metaultramáfica do Complexo Paulistana. Essas dobras normais horizontais, suaves, se superpõem às dobras isoclinais a recumbentes da tectônica de nappes D2. A seta amarela indica a direção e sentido de caimento do eixo da dobra. Na Zona Interna, é comum o desenvolvimento de zonas intensamente migmatizadas, com abundante intercalação de leucossomas quartzo-feldspáticos à massa xistosa dos afloramentos. Tratam-se de migmatitos estromáticos ou com estruturas do tipo lit-par-lit, isso é, com leucossomas em camadas centimétricas e descontínuas, geralmente paralelas à foliação regional. Os xistos encaixantes parecem representar o paleossoma, ou seja, as intrusões provavelmente são geradas externamente à massa xistosa. As camadas psamíticas (quartzitos e metagrauvacas) em contato normalmente não são migmatizadas. Essas zonas migmatíticas podem estar relacionadas aos efeitos de fusão crustal e geração dos granitos sin-colisionais da Suíte Rajada, como observado nos cortes da ferrovia Transnordestina, em construção (estrada da Odebrecht), a nordeste de Paulistana, onde belíssimos afloramentos de xistos estromáticos com intrusões graníticas exemplificam essa zona de anatexia típica de núcleos orogênicos (Figura 6.5a, b, c). Embora nos trabalhos da CPRM a estrutura da Antiforme de Ponta da Serra (entre Queimada Nova e Lagoa do Barro – PI; Figura 5.1) tenha sido interpretada como gerada em uma fase posterior D3, com desenvolvimento de dobras apertadas de plano axial submeridional, neste trabalho é considerado que essa estrutura foi gerada de forma contemporânea à deformação D2. Essa estrutura caracteriza-se por uma foliação orientada submeridianamente, com lineação mineral / de estiramento ou de crenulação direcional a oblíqua, com caimentos para norte. Dessa forma, a geometria antiformal pode ser interpretada, alternativamente, não como um dobramento anticlinal, mas sim como resultado do desenvolvimento de rampas laterais N-S e escoamento de massa ao redor da protuberância norte do Cráton do São Francisco (Oliveira 1998). 126 Figura 6.4 – Perfil geológico da Figura 5.1, com indicação aproximada das isógradas da granada, estaurolita e sillimanita, além da zona de intensa anatexia do núcleo metamórfico do orógeno. 127 6.2.3. Fase D3 Essa fase tem desenvolvimento apenas local e significa, provavelmente, um incremento progressivo de deformação em relação à Fase D2. É responsável pelo desenvolvimento de uma clivagem de crenulação espaçada, bem visível nos xistos verdes do Complexo Monte Orebe, além de localmente nas rochas metapelíticas Casa Nova, sendo particularmente bem desenvolvida na klippe de Barra Bonita. Apesar de ter atitude muito variável, o máximo modal dos planos indica uma atitude 335/60; dessa forma coerente com a tectônica tangencial da faixa dobrada. Porém, planos com caimento de ângulo alto para os quadrantes NE e SW são também comuns (p. ex. no açude público do Ingazeiro), talvez indicando um par cisalhante conjugado, desenvolvido em condições rúpteis- dúcteis, ou seja, mais rasas do que a deformação D2. O metamorfismo ligado à fase D3 envolve apenas reações retrometamórficas para a fácies xisto verde, tais como a substituição da biotita nas bordas de granada por clorita. 6.3. Regime Transcorrente – Fase D4 Essa fase é representada pelo movimento destrógiro transcorrente em zonas de cisalhamento de direção E-W, das quais a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste é a estrutura mestre. Essa zona de cisalhamento de escala continental causa a milonitização de todas as unidades cortadas por ela, dessa forma gerando milonitos de alto grau, compostos por sillimanita-biotita-granada xistos (Complexo Santa Filomena; Figura 6.5g, h); além de milonitos de rochas ortognáissicas do embasamento (Figura 5.1a) e dos augen-gnaisses da Suíte Afeição (Figura 6.5e, f). A deformação nos arredores e dentro da zona de milonitização é altamente complexa, com o desenvolvimento de estruturas em flor (Figura 6.5d) e mergulhos variáveis da foliação milonítica. Nos arredores da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, pode ser observada ainda uma clivagem de crenulação sub-vertical de direção E-W, que é plano axial de dobras abertas de S2 com eixo vertical, nos mica xistos dos complexos Paulistana e Santa Filomena. Essas dobras são na verdade dobras parasíticas de ordem maior em relação à grandes dobras de arraste geradas na porção extremo norte da Zona Interna, que atestam para o sentido destrógiro da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste (Figura 6.6). 128 129 Figura 6.5 – a) Mica xisto / paragnaisse do Complexo Santa Filomena (escuro) intensamente injetado por intrusões graníticas leucocráticas sin-colisionais (Suíte Rajada), no núcleo metamórfico / anatético da faixa Riacho do Pontal, na Zona Interna. Ponto FRP201, estrada da Odebrecht (ferrovia Transnordestina); b) xenólito de paragnaisse no seio da massa granítica leucocrática, FRP201; c) paragnaisse dobrado injetado por intrusões leucocráticas, FRP201; d) estrutura em flor relacionada à tectônica transcorrente (D4) em rochas metassedimentares do Complexo Santa Filomena, na Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste, estrada Jacobina – São Francisco de Assis, ponto FRP189; e) ortognaisse altamente milonitizado da Suíte Afeição, na zona de cisalhamento Pernambuco Oeste, ponto FRP202; f) aspecto microscópico do ortognaisse (augen-gnaisse milonitizado) do ponto FRP202, com cristais de feldspato fraturados (book-shelf) sintéticos indicando deformação destrógira; g) sillimanita-granada-mica xisto do Complexo Santa Filomena, na zona de cisalhamento Pernambuco Oeste, ponto FRP136. Agregados de sillimanita sin-D4 (sl) em destaque; h) aspecto microscópico sob nicóis cruzados do sillimanita-granada-mica xisto do ponto FRP136. Peixes de mica (mica fish) e de foliação (foliation fish) indicam movimentação destrógira (não distinguíveis na fotomicrografia). Um grande número de zonas de cisalhamento sub-verticais de direção E-W nas zonas Central e Interna, facilmente observáveis na estrada Afrânio – Acauã – Paulistana, é aqui considerado também como gerado nessa fase, embora em trabalhos anteriores essas estruturas tenham sido consideradas como relacionadas ao escape lateral durante a fase D2 (Gomes 1990, Gomes & Vasconcelos 1991). Essas estruturas comumente transpõe todas as estruturas tangenciais mais velhas, gerando uma foliação milonítica sub-vertical penetrativa, com uma lineação de estiramento mineral direcional E-W associada (Figura 5.1b), marcada pela orientação de minerais micáceos e estiramento de anfibólios, turmalina, etc. O desenvolvimento de porfiroblastos de granada sin-cinemáticos indica uma movimentação destrógira dessas zonas de cisalhamento subsidiárias, de maneira similar à Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. Através de análises por microssonda eletrônica, Vauchez & Egyidio-Silva (1992) estimaram as condições de temperatura e pressão na Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste entre 630-700º C e 6 kbar, dessa forma, na transição entre as fácies anfibolito alto e granulito, o que é consistente com a fusão parcial e colocação de magmas sin-cinemáticos à zona de cisalhamento, além do desenvolvimento de xistos e paragnaisses a sillimanita. Para leste, a Zona de Cisalhamento Pernambuco diverge em numerosos ramos de direção NE-SW, em um espraiamento do tipo rabo- de-cavalo, que resolve a deformação transcorrente em uma larga zona transpressiva, nos arredores de Floresta - PE (Vauchez & Egydio-Silva 1992). Dessa forma, essa zona de cisalhamento profunda, que representa uma importante descontinuidade crustal (Oliveira 2008), não tem 130 continuidade no ramo leste da Zona de Cisalhamento Pernambuco Leste, que representa uma estrutura mais rasa e descontínua (Neves & Mariano 1999). Por outro lado, a continuação da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste na Zona de Cisalhamento Congo, de direção NE-SW, na Zona Transversal, parece uma hipótese mais provável do ponto de vista geofísico (Oliveira 2008). Figura 6.6 – Dobras de arraste nos litotipos do Complexo Paulistana e da Suíte Afeição nas proximidades da zona de cisalhamento Pernambuco Oeste, arredores de Paulistana. a) imagem de radar (Google Earth) e b) interpretação de fotolineamentos sob a imagem; c) detalhe do mapa geológico da Figura 5.1 na área da imagem. As dobras de arraste, associadas à uma foliação de 131 crenulação S4 nos mica xistos do Complexo Paulistana e ao desenvolvimento de milonitos de augen-gnaisses da Suíte Afeição, indicam movimentação destrógira. A Fase D4 é a última expressão dos processos deformacionais / metamórficos na Faixa Riacho do Pontal; destacam-se ainda, porém, deformações locais tardias induzidas pela colocação dos plútons tardi a pós-colisionais das suítes Serra da Esperança e Serra da Aldeia / Caboclo, cuja colocação causa padrões de deformação típicos desse tipo de intrusão nas rochas encaixantes (ballooning). 132 CAPÍTULO 7 – ARCABOUÇO GEOFÍSICO DA FAIXA RIACHO DO PONTAL 7.1. Introdução Os dados geofísicos disponíveis para a região da Faixa Riacho do Pontal foram apresentados nos diversos mapeamentos do PLGB (Angelim 1988, Gomes 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Mendes & Silva Filho 1990, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Sampaio & Vasconcelos 1991, Prado & Vasconcelos 1991). e, mais recentemente, na dissertação de mestrado e tese de doutorado de Oliveira (1998, 2008). Nesses trabalhos, a compartimentação geofísica é analisada em conjunto com os dados geológicos, de forma a proceder a uma interpretação do arcabouço geotectônico dessa região orogênica. 7.2. Limites geofísicos De acordo com os dados gravimétricos e magnéticos disponibilizados, a região da Faixa Riacho do Pontal corresponde ao limite entre o Domínio Geofísico-Tectônico Externo ou Sul, a norte, e a Placa Sanfranciscana, a sul (Oliveira 2008). Dessa forma, do ponto de vista geofísico a Zona Externa da Faixa Riacho do Pontal faz parte do domínio da Placa Sanfranciscana, enquanto as Zonas Central e Interna correspondem ao Domínio Sul da Província Borborema, truncado a norte pela Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. O limite entre a Placa Sanfranciscana e a Província Borborema corresponde, dessa forma, ao limite entre as zonas Externa e Central da Faixa Riacho do Pontal, caracterizado pelas rochas metabásicas do Complexo Monte Orebe. Este limite é marcado por uma faixa de anomalias Bouguer residuais, que forma um arco com concavidade voltada para sul, contornando a margem norte da paleoplaca Sanfranciscana (Oliveira 2008). As rochas supracrustais da Zona Externa são transparentes aos dados geofísicos, ou seja, permitem enxergar a infra-estrutura do substrato. Este apresenta alinhamentos magnéticos e gravimétricos de direção sub-meridional de grande continuidade, que representam uma continuidade dos alinhamentos geofísicos do bloco Gavião-Sobradinho do Cráton do São Francisco a sul. Esses alinhamentos sub-meridionais são trucandos e vergados no limite com a Zona Central, que corresponde ao limite sul da Província Borborema. Dessa forma, os dados geofísicos delimitam a antiga Placa Sanfraciscana, tendo a capacidade de enxergar o substrato das nappes da Zona Externa. Por conseguinte, a espessura preservada das supracrustais na Zona Externa é baixa, da ordem de 4 km no máximo (Oliveira 1998, 2008). O posicionamento ortogonal dos alinhamentos gravimétricos e magnéticos na porção norte da Placa Sanfraciscana, em relação ao limite com a Zona Central, que apresenta lineamentos de 133 direção aproximada E-W, sugere uma aproximação convergente em alto ângulo durante a colisão dos blocos envolvidos. Essa interpretação geofísica é corroborada pelo thrust and fold belt da Zona Externa, com deslocamentos rasos expressivos na forma de nappes, devido ao descolamento entre as supracrustais e o embasamento do cráton. Dessa forma, o prolongamento do antepaís cratônico para norte, sob as rochas supracrustais da Faixa Riacho do Pontal, pode ter funcionado como um edentador rígido durante uma colisão em alto ângulo (ortogonal) entre dois blocos tectônicos de composição geofísica distinta, à maneira da colisão entre a Índia e a Eurásia no sudeste asiático (Torres et al. 1994, Oliveira 1998, 2008). A modelagem flexural da margem norte do Cráton do São Francisco realizada por Ussami (1999) indica um mergulho regional para norte do embasamento cratônico nessa porção, com espessura elástica efetiva (Te) da ordem de 40 km; dessa forma também coerente com o modelo de edentação tectônica proposto. Segundo a divisão em domínios tectônicos-geofísicos de Oliveira (2008), a Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal faria parte do Sub-domínio Cabrobró, que engloba ainda a porção oeste do Domínio Pernambuco-Alagoas. Esse sub-domínio é caracterizado por anomalias magnéticas e gravimétricas positivas de eixo orientado longitudinalmente, em relação ao limite com a Placa Sanfranciscana. 7.3. Caracterização geofísica da zona de sutura Suturas entre grandes blocos continentais são geralmente marcadas por anomalias gravimétricas positivo-negativas emparelhadas, de formato linear e grande comprimento de onda (Gibb & Thomas 1976, 1977, Fountain & Salisbury 1981, Thomas 1992). Essas anomalias podem ser causadas por: 1) convergência e colisão entre blocos continentais de densidade e características geofísicas distintas, ou 2) soerguimento da crosta inferior da placa mais jovem e menos densa (lado positivo), aliado à flexura da placa mais antiga, com desenvolvimento de uma bacia de antepaís (foreland) e acumulação de grande espessura de sedimentos de baixa densidade (lado negativo). O limite da Placa Sanfranciscana com o Domínio Sul da Província Borborema, que corresponde ao limite entre as Zonas Externa e Central da Faixa Riacho do Pontal, é bem demarcado por uma faixa gravimétrica anômala positiva com 200 km de comprimento de onda e amplitudes em torno de 40 mGal (Figura 7.1 e 7.2). Na margem norte do Cráton do São Francisco a tendência Bouguer é dominantemente negativa, com amplitudes em torno de 20 mGal. O par positivo-negativo constitui uma anomalia emparelhada com amplitude máxima, pico a pico, de aproximadamente 70 mGal (Figura 7.1 e 7.2). Deve-se considerar que a região já atingiu o equilíbrio isostático e dessa forma, a anomalia revelada geofisicamente é possivelmente apenas o registro fóssil de um processo colisional. A diferença de densidade, composição e espessura entre a 134 litosfera das Zonas Interna e Central da Faixa Riacho do Pontal e o Cráton do São Francisco, hoje soldadas, é que define a anomalia, e não um espesso foreland, que, se existiu, provavelmente hoje em dia é representado apenas por resquícios na região norte da Chapada Diamantina. A modelagem bidimensional de perfis Bouguer gravimétricos transversais à faixa dobrada indica que o pico positivo, localizado a norte, reflete o soerguimento de níveis de crosta profunda em relação à Placa Sanfranciscana (Oliveira 2008). Dessa forma, em uma possível colisão, esta última funcionou como placa inferior (subductada) enquanto o bloco continental a norte, provavelmente representado pelo extremo oeste do bloco Pernambuco-Alagoas, funcionou como a placa superior (Figura 7.2). Oliveira (1998, 2008) indica uma continuidade das anomalias gravimétricas características de zona de sutura, tanto para sudeste, na porção oeste da Faixa Sergipana, quanto para sudoeste, sob em direção à porção norte da Faixa Rio Preto. Na contraparte africana da Província Borborema, essa provável zona de sutura apresenta marcante continuidade na Faixa Oubanguides, que representa uma continuação da Faixa Sergipana (Oliveira et al. 2006, Oliveira 1998, 2008). 7.4. Limite norte e a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste O limite norte da Zona Interna, e consequentemente da Faixa Riacho do Pontal, é caracterizado pelo truncamento e vergamento das estruturas da faixa dobrada pela Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste. Geofisicamente, essa zona de cisalhamento coincide com uma faixa alongada de anomalias gravimétricas positivas na direção E-W, que verga para NE nas proximidades de Floresta, apresentando continuidade geofísica com a Zona de Cisalhamento do Congo no leste de Pernambuco (Oliveira 2008). Esta descontinuidade coincide com o eixo de uma anomalia gravimétrica positivo-negativa cujas características sugerem uma estrutura crustal profunda, dessa forma definindo um alinhamento geofísico de grande importância na Província Borborema. Dessa forma, de acordo com Oliveira (2008), geofisicamente a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste (e sua continuação na Zona de Cisalhamento do Congo) representa um dos mais importantes limites internos da Província Borborema. O trecho leste da Zona de Cisalhamento Pernambuco, que não apresenta deslocamento relativo expressivo das supracrustais e embasamento em seus dois lados (Vauchez et al. 1995, Neves & Mariano 1999), não representa um limite geofísico importante, sendo caracterizada apenas pelo truncamento de anomalias gravimétricas positivas de direção NE-SW. 135 Figura 7.1 – Superposição do perfil gravimétrico de anomalia Bouguer de Oliveira (2008) sobre o perfil geológico da Figura 5.1, com indicação da provável zona de sutura, coincidente com o limite entre as zonas Central e Externa. 136 Figura 7.2 – a) Comparação da assinatura gravimétrica da zona de sutura da faixa Riacho do Pontal com outras zonas de sutura de faixas pré-Cambrianas ao redor do mundo (Thomas 1992, Tesha et al. 1997) e b) modelo de densidade crustal de Oliveira (2008) para a região da Faixa Riacho do Pontal. Compare com o modelo de densidade crustal de Gibb & Thomas (1976). Neste modelo, a província antiga (“Older Province”) é representada pelo Cráton do São Francisco (placa inferior) e a província nova (“Younger Province”) pela Província Borborema (porção extremo oeste do maciço Pernambuco – Alagoas?), que funcionaria como placa superior. 137 CAPÍTULO 8 – LITOQUÍMICA, GEOCRONOLOGIA E GEOLOGIA ISOTÓPICA (SM- ND) DE ROCHAS METAMÁFICAS DA ZONA INTERNA 8.1. Introdução Neste capítulo serão apresentados os dados litoquímicos, geocronológicos e isotópicos de amostras de rochas metabásicas das unidades da Zona Interna (complexos Paulistana, Morro Branco e São Francisco de Assis). O Complexo máfico-ultramáfico de Brejo Seco não é abordado no presente trabalho, por se tratar de tema de dissertação de mestrado desenvolvida concomitantemente (Salgado, S.S., em preparação). Os dados litoquímicos apresentados a seguir foram recalculados em base anidra. 8.2. Complexo Paulistana 8.2.1. Litoquímica Onze amostras de rochas metamáficas (xistos verdes e anfibolitos) do Complexo Paulistana foram analisadas (Tabela 8.1). Alguns dados litoquímicos preliminares para rochas desse complexo foram apresentados por Gomes & Vasconcelos (1991), porém devido à baixa qualidade analítica, reduzido número de amostras analisadas e à modificações no quimismo original, estas amostras não serão consideradas no conjunto de dados deste trabalho. A maioria das amostras é classificada como básica (SiO2 = 41 – 50 %), cuja principal característica é o teor relativamente variável, porém quase sempre muito alto, de TiO2 (1 – 7,5%). Os teores totais de álcalis (Na2O + K2O = 2,2 – 4,5%), Al2O3 (10 – 18 %), FeOT (10 - 18 %), CaO (8 – 12 %) e MgO (5 - 14 %; Mg# = 0,4 – 0,6), estão todos dentro da variação dos valores típicos para rochas basálticas. No diagrama Na2O + K2O versus Na2O / K2O de Miyashiro (1975) para a distinção entre rochas que sofreram alterações pós-magmáticas significativas e aquelas que não sofreram, a maioria das amostras plota no campo das rochas não alteradas (Figura 8.2a), embora algumas amostras plotem no campo das rochas alteradas, o que sugere cautela na interpretação de diagramas baseados em elementos maiores. Quimicamente, a maioria das amostras é de basaltos sub-alcalinos (Figura 8.2b). A relação co-dependente entre os teores de elementos maiores e traços selecionados pode ser analisada utilizando diagramas bivariantes, que podem auxiliar na visualização de tendências de diferenciação ígnea, assim como podem ser usados como um critério comparativo para a imobilidade relativa desses elementos durante alterações pós-magmáticas. A razão FeOT/MgO é um 138 índice de diferenciação conveniente para rochas básicas, uma vez que o Mg é muito mais compatível do que o Fe em minerais máficos tais como as olivinas e piroxênios. A razão FeOT/MgO, dessa forma, aumenta com a diferenciação e evolução magmática de rochas ígneas cogenéticas. Em fusões basálticas cristalizadas a alta temperatura ou com alto conteúdo de H2O, a ordem de cristalização é olivina-clinopiroxênio-plagioclásio; se o resfriamento ocorre em pressões mais baixas, a ordem de cristalização do clinopiroxênio e do plagioclásio é invertida. Portanto, os teores de Al2O3, FeOT e TiO2 podem ser comparados à razão FeOT/MgO em diagramas bivariantes para visualização da influência do ambiente petrogenético (baixa pressão versus alta pressão) no caminho de cristalização (Figura 8.1). Em basaltos extrudidos em ambientes de baixa pressão, tais como cadeias meso-oceânicas ou rifts continentais, o fracionamento de plagioclásio é importante e ocorre antes do fracionamento de clinopiroxênio na tendência evolutiva do magma. O plagioclásio rejeita o Fe e o Ti, mas incorpora seletivamente o Al na sua estrutura, dessa forma fornecendo tendências de empobrecimento em Al e enriquecimento em Fe e Ti. Em contraste, altas pressões de fluidos suprimem a saturação prematura de plagioclásio em magmas basálticos relacionados a ambientes compressivos, tais como os arcos vulcânicos, onde o fracionamento de Al, Ti e Fe é controlado pela cristalização de olivina e clinopiroxênio (Albarède 2009). As tendências evolutivas dos magmas basálticos que representam os protólitos das rochas metamáficas do Complexo Paulistana, como mostrado na Figura 8.1, todas indicam a importância do fracionamento controlado por plagioclásio em detrimento da cristalização de olivina e piroxênio, dessa forma sugerindo um ambiente de baixa pressão para a extrusão desses magmas. Pearce & Robinson (2010) argumentam que o modo mais útil de se definir a afinidade tholeítica ou cálcio-alcalina de uma suíte de rochas ígneas é plotar as amostras em um diagrama FeOT x MgO, que é de mais simples interpretação do que o diagrama FeOT/MgO x SiO2 (Figura 8.1a) como proposto pro Miyashiro (1973). Neste diagrama (Figura 8.1e), o valor de pico do FeOT em cada tendência é independente do teor de Fe do magma primário e fornece informações sobre o teor de Fe da fusão quando a saturação é atingida. As amostras de metamáficas do Complexo Paulistana seguem a tendência tholeítica de médio a alto Fe (Figura 8.1e). A tendência predominantemente tholeítica também é sugerida pelo diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971) da Figura 8.2c. Vários autores demonstram que os elementos HFS (High Field Strenght), tais como Ti, Zr, Y e Nb permanecem relativamente imóveis durante o metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito, alteração hidrotermal e intemperismo (Pearce & Cann 1973, Winchester & Floyd 1976, Humphris & Thompson 1978, Pearce & Norry 1979, Pearce 1982). As razões inter-elementares entre os diversos elementos HFS não variam significantemente com o crescimento crustal durante 139 os últimos 2,0 Ga, o que justifica a utilização de diagramas construídos principalmente com dados de rochas fanerozóicas para a classificação da ambiência tectônica de rochas pré-Cambrianas (Sun & Nesbitt 1977, Pearce & Norry 1979). Figura 8.1 – Diagramas bivariantes para as rochas do Complexo Paulistana. e) Segundo Pearce & Robinson (2010). Os dados litoquímicos das rochas metamáficas do Complexo Paulistana atendem às condições de contorno para o uso dos diagramas clássicos de discriminação de ambiente tectônico de Pearce & Cann (1973), que utilizam Ti, Zr, Y e Sr como elementos discriminadores. Porém, os altos valores de Ti causam uma alta dispersão dos dados, não permitindo a utilização desses 140 diagramas (Figura 8.2d). De qualquer forma, as amostras que apresentam teores menos anômalos de Ti plotam majoritariamente no campo de basaltos intra-placa (Within-Plate Basalts ou WPB na Figura 8.2d). Figura 8.2 – Diagramas de classificação química e ambiência tectônica para rochas do Complexo Paulistana. Ver texto para maiores detalhes. 141 Shervais (1982) propõe a utilização da razão Ti/V como diagnóstica do ambiente tectônico de extrusão de magmas máficos. O raciocínio utilizado por este autor é que o empobrecimento de V relativamente ao Ti é controlado pela fugacidade de oxigênio do magma e de sua fonte, pelo grau de fusão parcial, e pela cristalização fracionada. Rochas de arco vulcânico geralmente apresentam Ti/V < 20, enquanto rochas de cadeia meso-oceânica (MORB – Mid-Ocean Ridge Basalts) e basaltos de ambiente continental mostram Ti/V entre 20 e 50; rochas alcalinas possuem Ti/V > 50. As razões Ti/V das amostras do Complexo Paulistana estão majoritariamente entre 42 e 67, sugerindo afinidade com basaltos intra-placa ou, ainda, de cadeia meso-oceânica. No diagrama da Figura 8.2e, algumas amostras plotam fora de todos os campos, devido aos altos teores de Ti (altas razões Ti/1000). Utilizando os elementos incompatíveis Th, Yb e Nb, Pearce (2008) propõe um diagrama que pode ser utilizado para avaliar a evolução química e o ambiente tectônico de rochas básicas. Nesse diagrama, basaltos de ambientes não-relacionados à subducção definem um alinhamento em direção a altas razões Th/Yb e Nb/Yb (“MORB array” na Figura 8.2f). A contaminação por componentes relacionados à zonas de subducção tende a direcionar as amostras para fora do alinhamento de basaltos oceânicos em direção a concentrações mais baixas de Nb e mais altas de Th (“arc array”). A contaminação por componentes crustais é detectada através do deslocamento das amostras em direção à área triangular na Figura 8.2f, caracterizada pelas altas razões Th/Yb em uma faixa fixa de razões também altas Nb/Yb. Este é o caso da maioria das amostras do Complexo Paulistana, que em geral apresentam razões Th/Yb e Nb/Yb entre os E-MORB (MORB enriquecidos) e os OIB (Oceanic Island Basalts), porém com um claro deslocamento em direção ao campo da crosta continental; dessa forma sugerindo contaminação variável entre esses dois reservatórios. Esse padrão é muito semelhante ao de basaltos extrudidos em rifts com forte influência termal e margens continentais adelgaçadas (Pearce 2008). Um análogo moderno seria a região do Rift do Mar Vermelho; o campo de abrangência de amostras de basaltos dessa região é plotado na Figura 8.2f para comparação, e a maioria das amostras do Complexo Paulistana plota dentro desse campo. Os dados são do rift da Etiópia, Golfo de Tadjoura e região de tríplice junção de Afar, adjacentes ao Mar Vermelho (Hart et al. 1989, Barrat et al. 1990, 1993, Volker et al. 1997, Pearce 2008). Dessa forma, a interação de uma pluma mantélica com litosfera continental estirada, em um ambiente de rift ou margem continental adelgaçada, seria um contexto coerente para a extrusão dos protólitos das rochas metamáficas do Complexo Paulistana. Reforçando essa sugestão, a maioria das amostras plotam no campo de tholeítos continentais no diagram Tb*3 x Th x Ta (Figura 8g) de Cabanis & Thiéblemont (1988). Assim como os elementos HFS, os elementos terras raras (ETR) são geralmente considerados relativamente imóveis durante alterações pós-magmáticas, e dessa forma são 142 amplamente utilizados como parâmetro para a interpretação da evolução química e petrogenética de magmas basálticos, além de seu ambiente tectônico (p. ex. Henderson 1984, Saunders 1984). Os ETR das amostras do Complexo Paulistana, quando normalizados ao condrito de Sun & McDonough (1989), apresentam padrões planos (Eu/Eu* = 0,9 – 1,1) e enriquecimento moderado em ETR leves (ETRL) em relação aos pesados (ETRP); com LaN/YbN = 2,3 – 6,0 e LaN/SmN = 1,2 – 2,9 (Figura 8.3a). Esses padrões são semelhante aos padrões de basaltos de rift continental, segundo dados de Hooper & Hawkesworth (1993), representados pelo campo cinza na Figura 8.3a. Os teores totais de ETR relativamente altos (ΣETR > 100 ppm) sugere que a fonte dos magmas, muito provavelmente, não é puramente mantélica, uma vez que amostras do tipo MORB fornecem valores de ΣETR geralmente mais baixos. A Figura 8.3b apresenta um aranhograma de elementos incompatíveis normalizados ao MORB de Pearce & Parkinson (1993); o arranjo dos elementos da esquerda para a direita (ordem de incompatibilidade) é aquele sugerido por Thompson et al. (1984). Neste diagrama, os elementos litófilos de largo raio iônico (Large Ion Lithopile Elements ou LILE), tais como Ba, Rb, Th e K localizam-se à esquerda no diagrama, enquanto os elementos HFS (Zr, Hf, Ti, etc.) encontram-se à direita. Em geral, as amostras do Complexo Paulistana apresentam um enriquecimento moderado de LILE em relação aos HFS, com teores de LILE em torno de 5 a 25 x MORB. O padrão é relativamente plano, com anomalias suaves positivas de Th, P e Ti e negativas de K e Sr. Basaltos gerados em ambiente de arco vulcânico tendem a apresentar uma importante anomalia negativa de Nb-Ta (Perfit et al. 1980, Pearce 1982, Saunders & Tarney 1984, Kelemen et al. 1990, 1993, Dilek & Furnes 2011), e dessa forma, a razão NbN/LaN pode ser utilizada como um importante indicador petrogenético, como medida da magnitude das anomalias de Nb. No caso do Complexo Paulistana, as razões NbN/LaN estão entre 0,6 e 1,8, e dessa forma não constituem uma anomalia de polaridade bem definida. A Figura 8.3c apresenta uma normalização adicional dos elementos incompatíveis para Ti = 1. Esse tipo de diagrama facilita a visualização dos diferentes efeitos da contaminação crustal (segmento Ba-Ta), grau de fusão parcial e composição da fonte (segmento La-Hf) e profundidade de fusão (segmento Tb-Yb) na composição dos elementos incompatíveis (Pearce 2008). De maneira geral, as amostras mostram um importante, embora geralmente de baixa magnitude, componente de contaminação crustal (maioria das amostras de 1 a 10 x MORB). A porção central do diagrama sugere o envolvimento de tanto fontes enriquecidas ou com baixa porcentagem de fusão quanto fontes empobrecidas e com alta porcentagem de fusão. Os valores do segmento Ti-Yb de todas as amostras situam-se abaixo da linha do MORB, e dessa forma sugerem altas profundidades de fusão para a fonte dos magmas. Isso ocorre porque, a altas profundidades (>~40 km), a granada torna-se uma fase estável na fonte, que fica na porção refratária e não se incorpora à fase fundida em baixas 143 porcentagens de fusão parcial. Este mineral aprisiona os elementos terras raras pesados tais como Tb, Yb e Y em sua estrutura. Figura 8.3 – a) Padrões de elementos terras raras de amostras do Complexo Paulistana normalizados ao condrito de Sun & McDonough (1989); b) aranhograma de elementos incompatíveis de amostras do Complexo Paulistana normalizados ao MORB de Pearce & Parkinson (1993); c) normalização adicional de b) para Ti = 1. 8.2.2. Geocronologia U-Pb Vinte e sete zircões foram recuperados de uma amostra de metagabro do Complexo Paulistana (Tabela 8.4), coletada no riacho do Saco, um afluente do rio Canindé a sudoeste de 144 Paulistana (FRP316A; Figura 5.2g). Todos os zircões apresentam razões Th/U altas (entre 0,4 e 2,3), sugerindo uma origem ígnea (Rubatto 2002, Hoskin & Schaltegger 2003). Os zircões analisados apresentam razões 207Pb/235U e 206Pb/238U bastante homogêneas, agregando-se ao redor da curva Concórdia (Figura 3.4). Este agrupamento fornece uma idade de intercepto superior em 885,9 ± 3,6 Ma (MSWD = 0,38; Figura 8.4a). Utilizando apenas os zircões mais concordantes (n = 14), obtém-se uma idade Concórdia de 888,2 ± 2,6 Ma (MSWD = 1,3), idêntica dentro da margem de erro à idade de intercepto superior (Figura 8.4b). Dessa forma, a idade Concórdia é interpretada como a idade de cristalização magmática do protólito gabróico da amostra FRP316A. Figura 8.4 – Diagramas Concórdia para as análises U-Pb de zircões da amostra FRP316A, metagabro do Complexo Paulistana. 8.2.2. Sm-Nd As razões isotópicas do sistema Sm-Nd foram analisadas para seis amostras do Complexo Paulistana (Tabela 8.5): Quatro amostras de metamáficas, uma de metaultramáfica e uma de anfibólio-granada xisto, provavelmente representando uma rocha metassedimentar ou metavulcanoclástica. As razões iniciais foram recalculadas para 888 Ma, de acordo com a idade U- Pb da amostra FRP316A. Para as rochas metabásicas, os valores de εNd(888 Ma) são francamente positivos e relativamente homogêneos, entre +3,2 e +4,8, assim como para a rocha metaultramáfica que apresenta εNd(888 Ma) = +3,3. O anfibólio-granada xisto apresenta um valor levemente negativo de +1,3. As razões 143Nd/144Nd são bastante homogêneas para todas as amostras, entre 0,50247 e 0,50262, assim como as razões 147Sm/144Nd que situam-se entre 0,1423 e 0,1598. A amostra de metabásica com o valor de 147Sm/144Nd mais baixo (FRP176) apresenta uma idade-modelo TDM (DePaolo 1981) de 1,0 Ga. 145 As razões isotópicas sugerem forte influência de uma fonte de manto empobrecido para a origem das rochas magmáticas do Complexo Paulistana; por outro lado, os teores de Nd, em torno de 26 a 38 ppm, são típicos de rochas continentais. É interessante notar as diferenças marcantes dos teores de Nd e razões entre os complexos de Paulistana e Monte Orebe (Capítulo 10), embora os parâmetros εNd sejam semelhantes. No diagrama de evolução isotópica do Nd apresentado na Figura 8.10, as amostras do Complexo Paulistana plotam entre a curva do manto depletado (DePaolo 1981) e o campo das amostras do Cinturão Cariris Velhos, cuja expressão na Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal é a Suíte Afeição (Capítulo 9). A idade-modelo de 1,0 Ga obtida para uma amostra de metabasalto do Complexo Paulistana não é compatível com derivação somente da crosta Cariris Velhos, uma vez que esse cinturão apresenta tipicamente idades-modelo levemente mais antigas (TDM = 1,6 ± 0,2 Ga; Kozuch 2003). Portanto, uma interpretação para os valores de Nd encontrados seria a mistura de uma fonte mantélica, juvenil (a aproximadamente 888 Ma), com proporções variáveis de crosta continental relacionada ao Ciclo Cariris Velhos (1000-960 Ma). O embasamento do Complexo Paulistana pode ainda envolver quantidades variáveis de crosta Arqueana / Paleoproterozóica do embasamento da Província Borborema (Figura 8.10). 8.2.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metamáficas do Complexo Paulistana Os dados litoquímicos sugerem que os protólitos das rochas metamáficas do Complexo Paulistana foram tholeítos continentais de médio a alto Fe, muito enriquecidos em Ti, gerados em ambiente de baixa pressão tal como um rift continental. A fonte dos magmas é profunda, predominantemente do tipo enriquecida. O magma ascendeu através da crosta continental, sendo variavelmente contaminado por essa crosta, até extrudir próximo à superfície, provavelmente através de fissuras na mesma. Um análogo moderno é a região do Rift do Mar Vermelho, ou seja, um rift com alta influência termal, provavelmente provinda da instalação de plumas mantélicas sob crosta continental adelgaçada. Os dados isotópicos Sm-Nd são coerentes com essa interpretação, com εNd(888 Ma) positivo e TDM de 1,0 Ga. Uma possível interpretação é a contaminação de material mantélico, juvenil, de idade Neoproterozóica (888 Ma), com quantidades variáveis de crosta toniana relacionada ao ciclo Cariris Velhos. Desta forma, a instalação de um rift continental devido à colocação de uma pluma mantélica no Neoproterozóico seria um contexto coerente para a extrusão dos basaltos do Complexo Paulistana. Este rift instalou-se sobre a crosta adelgaçada da Zona Interna, cujo 146 embasamento era formado principalmente por rochas de idade Toniana ligadas ao Ciclo Cariris Velhos (Suíte Afeição e Complexo Santa Filomena; Capítulo 9). 8.3. Complexo Morro Branco 8.3.1. Litoquímica Sete amostras do Complexo Morro Branco, coletadas na região de Capitão Gervásio Oliveira, foram analisadas (Tabela 8.2). São todas amostras de metavulcânicas de coloração verde clara a cinza, afaníticas, por vezes com vesículas preenchidas por quartzo e epidoto. Na preparação das amostras as porções ricas em vesículas foram descartadas, de forma a não influenciar significantemente as análises químicas. O Complexo Morro Branco como definido neste trabalho corresponde à porção vulcânica da ““sequência metaplutonovulcanosedimentar Brejo Seco” de Marimon (1990); portanto, outras oito amostras cujas análises de elementos maiores e traços selecionados foram disponibilizados por essa autora, e que correspondem à área de ocorrência do Complexo Morro Branco, foram incluídas nos diagramas das figuras 8.5 a 8.7 para comparação. As amostras correspondem a rochas básicas a intermediárias (SiO2 = 43 – 58 %), classificadas quimicamente como basaltos sub-alcalinos e andesitos (Figura 8.6b), e a maioria delas plota no campo de rochas não alteradas (Figura 8.6b) no diagrama de Miyashiro (1975). Os teores de TiO2 (<= 2,2 %) são mais homogêneos e em geral menores dos que os do Complexo Paulistana. Assim como as amostras do Complexo Paulistana, as tendências evolutivas das amostras do Complexo Morro Branco sugerem a importância do fracionamento controlado por plagioclásio, em ambiente de baixa pressão (Figura 8.5). No diagrama de Pearce & Robinson (2010), a maioria das amostras segue a tendência tholeítica de médio Fe (Figura 8.5e). Esta tendência predominantemente tholeítica também é sugerida pelo diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971) da Figura 8.6c. As razões Ti/V situam-se entre 23 e 44 (Figura 8.6e), dessa forma sugerindo um ambiente do tipo intra-placa ou de cadeia meso-oceânica, uma vez que basaltos de arco-de-ilhas apresentam tipicamente Ti/V < 20 (Shervais 1982). As razões Th/Ta entre 3,2 e 6 são também típicas de basaltos continentais ou de retro-arco, pois basaltos de arcos-de-ilhas e outros ambientes orogênicos apresentam tipicamente Th/Ta ao redor de 1 (Cabanis & Thiéblemont 1988). O baixo conteúdo em Tb (elemento terra rara pesado) sugere uma afinidade maior com tholeítos continentais (Figura 8.6d). No diagrama Th/Yb x Nb/Yb de Pearce (2008), as amostras plotam claramente mais próximas ou dentro do campo da crosta continental (Figura 8.6f), em comparação às amostras do Complexo Paulistana. Isso sugere um importante componente de contaminação crustal dessas 147 rochas, sugerindo um ambiente intra-placa sobre espessa litosfera continental. Dessa forma, em geral os teores e razões de elementos HFS (Th, Ta, Yb, Nb, Tb) indicam uma afinidade com tholeítos gerados em ambiente continental. Figura 8.5 – Diagramas bivariantes para as rochas do Complexo Morro Branco. Os ETR das amostras do Complexo Morro Branco, quando normalizados ao condrito de Sun & McDonough (1989), apresentam padrões planos (Eu/Eu* = 0,9 – 1,2) e enriquecimento moderado em ETRL em relação aos ETRP, com LaN/YbN = 1,6 – 4,5 e LaN/SmN = 1,6 – 3,8 (Figura 8.7a). Esses padrões são similares aos das rochas metamáficas do Complexo Paulistana e, dessa 148 forma, muito semelhantes aos padrões de basaltos de rift continental (Hooper & Hawkesworth 1993). Figura 8.6 – Diagramas de classificação química e ambiência tectônica para rochas do Complexo Morro Branco. Ver texto para maiores detalhes. No aranhograma de elementos incompatíveis normalizados ao MORB de Pearce & Parkinson (1993) da Figura 8.7b, as amostras apresentam um padrão notavelmente homogêneo e plano (sem anomalias) no segmento Nb-Yb, sugerindo grande homogeneidade de fontes. O 149 segmento dos LILE (Ba-K) apresenta um pouco mais de variação; estes elementos são em geral mais móveis do que os elementos à direita no diagrama. O enriquecimento em LILE é similar ao Complexo Paulistana, em torno de 5 a 25 x MORB. A razão NbN/LaN é também bastante homogênea, em torno de 0,65. Na Figura 8.7c é aplicada uma normalização adicional para Ti = 1, o que evidencia uma alta profundidade de fusão (>40 km) de fontes enriquecidas ou com baixa porcentagem de fusão parcial, com importante contaminação crustal de grau moderado. Figura 8.7 – a) Padrões de elementos terras raras e b) e c) aranhograma de elementos incompatíveis de amostras do Complexo Morro Branco; as normalizações são as mesmas da Figura 8.3. 150 8.3.2. Sm-Nd Duas amostras de metabasalto do Complexo Morro Branco foram analisadas (Tabela 8.5). Uma vez que uma soleira de granito concordante aos metarritmitos do complexo foi datada em torno de 1,000 Ma, no riacho da Maravilha, próximo à Capitão Gervásio Oliveira (Capítulo 9), é aqui considerado que o Complexo Morro Branco deve ter idade igual ou superior a esta; dessa forma, as razões iniciais do sistema Sm-Nd foram recalculadas para essa idade. Os valores de εNd(1.0 Ga) para as duas amostras são praticamente idênticos, de +2,1 e +2,3. As altas razões 147Sm/144Nd (>0,1512) não permitem o cálculo acurado de uma idade-modelo TDM. No diagrama de evolução isotópica do Nd apresentado na Figura 8.10, as amostras do Complexo Morro Branco são muito similares ao campo de abrangência das amostras do Cinturão Cariris Velhos (Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Santos et al. 2010), desta forma sugerindo fontes similares para as rochas vulcânicas do Complexo Morro Branco e aquelas dos terrenos Riacho Gravatá e Alto Pajeú da Zona Transversal (Santos et al. 2010). 8.3.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metavulcânicas do Complexo Morro Branco Os dados litoquímicos sugerem que os protólitos das rochas metavulcânicas do Complexo Morro Branco foram predominantemente tholeítos continentais de médio Fe, gerados em ambiente de baixa pressão tal como um rift continental. A fonte dos magmas é profunda, do tipo enriquecida, e variavelmente contaminada por litosfera continental. Os teores de HFS e os dados isotópicos Sm- Nd (εNd(t) levemente positivo) sugerem que a contaminação crustal dos magmas do Complexo Morro Branco foi mais importante do que no Complexo Paulistana. Portanto, um contexto coerente para a ambiência tectônica do Complexo Morro Branco seria em um rift continental, de estágio menos evoluído do que o Complexo Paulistana, já que este último chegou a atingir um estágio de crosta adelgaçada semelhante ao Rift do Mar Vermelho. Devido ao fato de que as rochas do Complexo Morro Branco são intrudidas por granitos relacionados à Orogênese Cariris Velhos (Capítulo 9), o rift Morro Branco está provavelmente ligado a este ciclo evolutivo, e tem idade maior ou igual a 1,0 Ga. 8.4. Complexo São Francisco de Assis 8.4.1. Litoquímica 151 O Complexo São Francisco de Assis apresenta raros afloramentos, em geral em ravinas e drenagens. Dessa forma, foram coletadas apenas quatro amostras de metagabros grossos (Tabela 8.3), nas proximidades da cidade homônima. Essa análises devem ser tomadas apenas como preliminares e como primeiro subsídio para interpretação do contexto dessas rochas na Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal. A interpretação de diagramas de ambiência tectônica para os metagabros do Complexo São Francisco de Assis deve ser realizada com bastante cautela, uma vez que a maioria desses diagramas foi concebido para a discriminação de rochas vulcânicas e não plutônicas. Dessa forma, apenas alguns diagramas selecionados são mostrados na Figura 8.8. Os diagramas bivariantes não foram construídos devido à baixa quantidade de amostras, que não seria suficiente para a definição de tendências evolutivas bem definidas. A amostra FRP249A apresenta alta perda ao fogo (9,7 %) e baixíssimos teores de álcalis (Na2O abaixo do limite de detecção), portanto encontra-se altamente alterada e não foi plotada nos diagramas da Figura 8.8a, b e c. As amostras do Complexo São Francisco de Assis apresentam química de rochas básicas a intermediárias (52 – 55% SiO2), plotando no campo dos basaltos sub-alcalinos e andesitos na Figura 8.8a, e seguem a tendência tholeítica de médio Fe (Figura 8.8b). As amostras plotam no campo de rochas não alteradas na Figura 8.8c. São rochas de baixos teores de TiO2 (<1 %), FeOT (<9 %) e álcalis (Na2O + K2O < 1,7), com Mg# entre 0,6 e 0,8. Os diagramas clássicos de Pearce & Cann (1973) para discriminação de ambiente tectônico não podem ser usados, pois as amostras não atendem às condições de contorno especificadas por esses autores (CaO + MgO entre 12 e 20 %). Os teores de Ti/V são relativamente baixos, ao redor de 20, no limite entre as rochas geradas em arcos-de-ilhas e os tholeítos continentais. No diagrama Th/Yb x Nb/Yb de Pearce (2008) as amostras plotam inteiramente dentro do campo da crosta continental, sugerindo um componente de contaminação crustal ainda mais forte do que para as rochas dos complexos Paulistana e Morro Branco. Isto é também sugerido pelas altas razões Th/Ta (> 7), que são típicas de ambientes anorogênicos (Cabanis & Thiéblemont 1988). Os padrões de ETR normalizados ao condrito das amostras do Complexo São Francisco de Assis (Figura 8.9a) apresentam uma importante anomalia negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,5-1,0), diferentemente das amostras dos complexos Paulistana e Morro Branco; dessa forma sugerindo retenção de plagioclásio na fonte. O enriquecimento em ETRL é mais acentuado do que nos outros dois complexos (LaN/YbN = 5,7 – 7,4 e LaN/SmN = 2,6 – 3,3). O fracionamento de plagioclásio também é marcado por uma pronunciada anomalia de Sr nos aranhogramas da Figura 8.9b. Este diagrama indica um enriquecimento em LILE similar ou um pouco mais acentuado do que nos outros dois complexos. A contaminação crustal é, de certa forma, mais relevante neste complexo, como evidenciado na normalização adicional para Ti = 1 da Figura 8.9c. Neste diagrama, fica 152 também evidente a alta profundidade de fusão das fontes enriquecidas, com baixa porcentagem de fusão parcial. Figura 8.8 – Diagramas de classificação química e ambiência tectônica para rochas do Complexo São Francisco de Assis. Ver texto para maiores detalhes. 8.4.2. Sm-Nd Apenas uma amostra de metagabro do Complexo São Francisco de Assis foi analisada (Tabela 8.5). Como não se sabe ao certo a idade do magmatismo deste complexo, as razões isotópicas iniciais foram recalculadas para 600 Ma, idade próxima ao provável pico do metamorfismo brasiliano na área. A amostra FRP248A mostra um εNd(600 Ma) de -5,5, com uma baixa razão 147Sm/144Nd de 0,1353 que permite calcular um TDM de 1.8 Ga. No diagrama de evolução isotópica do Nd apresentado na Figura 8.10, a linha evolutiva desta amostra sugere a mistura de fontes mantélicas com uma grande proporção de crosta relacionada ao Ciclo Cariris Velhos ou com um embasamento paleoproterozóico similar ao da Zona Transversal; ou ainda, a refusão de uma dessas fontes ou uma mistura das duas. 153 Figura 8.9 – a) Padrões de elementos terras raras e b) e c) aranhograma de elementos incompatíveis de amostras do Complexo São Francisco de Assis; as normalizações são as mesmas da Figura 8.3. 8.4.3. Resumo e interpretação geotectônica das rochas metamáficas do Complexo São Francisco de Assis Os dados litoquímicos e isotópicos são ainda limitados para a confecção de um modelo bem embasado da evolução do Complexo São Francisco de Assis. De qualquer forma, os dados apresentados mostram que este complexo apresenta uma contaminação crustal em geral bem mais acentuada do que os dois primeiros complexos. Isto é particularmente demonstrado pelos teores de 154 HFS (Th, Nb, Yb; razões Th/Ta acima de 7, típicas de ambiente anorogênico) e principalmente pelo valor francamente negativo de εNd(t), distinto dos valores positivos dos outros complexos. A idade- modelo TDM de 1.8 Ga também sugere uma origem crustal para essas rochas. Figura 8.10 – Diagrama de evolução isotópica do Nd para as amostras dos três complexos analisados. Os campos de abrangência das amostras do cinturão Cariris Velhos (hachurado) e da crosta paleoproterozóica da Zona Transversal (cinza) são baseados nos dados de Kozuch (2003), Brito Neves et al. (2005), Santos et al. (2010) e Van Schmus et al. (2011). Dessa forma, um contexto coerente para a intrusão dos gabros do Complexo São Francisco envolveria uma intrusão através de uma crosta continental espessada, que pode estar ligada tanto à fase final do Ciclo Cariris Velhos quanto aos estágios finais da Orogênese Brasiliana. No primeiro caso, estas intrusões podem estar relacionadas com a abertura de bacias do tipo rift Neoproterozóicas, precursoras das bacias de margem passiva relacionadas ao Ciclo Brasiliano que se instalaram na região nesta época (Capítulo 11). No segundo caso, elas podem representar intrusões anorogênicas das fases finais do Ciclo Brasiliano. Ambas as interpretações carecem de dados geocronológicos, e ainda, dados litoquímicos e isotópicos subsequentes, e devem ser tomadas como puramente preliminares. 155 Tabela 8.1 – Dados litoquímicos de amostras de metamáficas do Complexo Paulistana (dados brutos, sem normalização em base anidra). Óxidos em % e elementos traços em ppm, com exceção do Au (em ppb). PF = Perda ao Fogo. Amostra FRP 315 FRP 317 FRP 176 FRP 316 FRP 180B FRP 180A FRP 095 FRP 093 FRP 318 FRP 316A FRP 324 SiO2 40,72 41,24 42,43 42,92 43,76 45,51 45,92 46,39 46,93 47,46 48,37 TiO2 7,39 7,30 2,34 4,80 5,91 3,7 2,40 1,07 1,79 3,17 1,64 Al2O3 11,36 10,41 14,95 13,95 10,17 12,47 15,35 16,19 18,06 18,05 17,01 Fe2O3 20,31 19,78 14,14 16,84 18,95 17,19 13,63 12,66 10,74 11,95 10,52 MnO 0,31 0,30 0,26 0,21 0,27 0,27 0,22 0,19 0,16 0,19 0,16 MgO 6,48 6,11 13,3 5,19 6,25 6,62 10,14 8,21 5,55 4,18 7,77 CaO 9,57 11,07 4,33 11,29 8,79 8,68 4,44 10,68 10,98 9,24 8,01 Na2O 2,25 1,73 2,11 2,26 3,03 3,08 2,59 2,29 3,23 4,20 2,73 K2O 0,31 0,48 0,09 0,30 0,43 0,29 0,10 0,20 0,31 0,23 1,08 P2O5 0,34 0,39 0,34 0,32 0,42 0,65 0,25 0,08 0,32 0,26 0,19 Cr2O3 <0,002 0,003 0,05 0,006 0,007 0,022 0,062 0,021 0,021 0,011 0,016 PF 0,7 0,8 5,3 1,6 1,7 1,2 4,6 1,8 1,7 0,8 2,2 Ba 62 45 63 75 88 39 51 80 148 119 296 Rb 6,0 5,6 1,8 2,4 9,3 6,1 1,0 4,5 7,8 3,5 26,4 Sr 230,0 257,6 183,6 431,5 216,9 291,5 107,6 136,1 404,7 294,3 370,1 Cs 0,2 0,7 0,6 <0,1 2,3 0,5 0,2 0,7 0,8 0,4 2,3 Ga 19,7 21,9 19,5 23,5 17,7 21,6 18,6 17,2 19,6 21,6 20,6 Ta 1,2 1,1 1,6 0,8 0,8 1,1 2,7 0,2 1,5 0,6 0,6 Nb 17,9 13,9 35,4 10,4 18,4 18,9 44,8 2,7 29,0 7,3 12,2 Hf 5,2 4,7 3,6 3,5 4,4 6,8 4,7 1,8 3,1 2,5 4,2 Zr 204,4 226,0 153,1 161,7 215,3 285,4 182,8 53,4 127,8 117,9 216,1 Y 35,2 41,9 40 30,0 38,6 53,3 40,3 22,1 28,7 27,8 22,8 Th 1,2 1,5 3,3 1,2 2,2 2,3 3,9 0,6 2,1 0,9 2,0 U 0,2 0,4 0,7 0,2 0,5 0,5 2,2 0,1 0,4 0,2 0,5 Ni 7,1 5,7 83,5 15,9 15,3 34 81,3 54,5 20,6 10,3 56,7 Sc 60 66 33 52 47 43 36 38 31 36 17 V 660 987 296 678 594 393 309 289 260 422 176 Cu 24,7 2,7 59,7 106,9 20,3 60,7 50,9 107,3 8,4 8,1 42,3 Pb 0,5 0,8 0,7 0,7 84,6 3,3 1,0 0,3 0,6 0,3 1,3 Zn 36 36 70 31 51 48 75 30 33 26 32 Sn <1 2 1 <1 1 1 2 <1 <1 1 1 W <0,5 0,5 0,8 <0,5 1,1 <0,5 0,7 <0,5 0,7 <0,5 1,0 Mo 1,0 0,3 <0,1 1,1 0,4 0,9 0,3 0,4 0,7 0,4 1,0 Au <0,5 <0,5 <0,5 <0,5 <0,5 <0,5 <0,5 0,7 <0,5 0,7 1,2 As 0,7 0,6 1,1 0,9 0,7 <0,5 1,8 1,3 1,2 0,9 6,9 Be 1 <1 2 <1 6 1 <1 <1 1 3 <1 Co 60,7 40,0 43,5 51,7 49,5 44,3 44,3 58,4 34,4 36,9 50,8 La 10,7 14,2 32,4 11,1 13 25,1 28,9 5,1 19,7 12,6 15,4 Ce 26,6 36,2 51,2 28,3 33,9 55,9 53,2 9,2 38,7 30,1 39,6 Pr 4,08 5,18 7,82 4,19 5,01 8,6 7,39 1,44 4,87 4,10 4,81 Nd 19,5 24,5 33,5 19,6 22,2 36,6 29,8 6,8 21,2 19,2 22,6 Sm 5,90 7,17 7,19 4,95 6,39 10,23 6,77 2,19 5,18 4,79 4,68 Eu 2,49 2,79 2,25 2,28 2,41 3,58 2,33 0,87 1,59 1,94 1,57 Gd 7,15 8,38 7,9 6,20 7,9 11,07 7,50 3,21 5,71 5,74 5,07 Tb 1,10 1,30 1,19 0,94 1,19 1,76 1,22 0,58 0,85 0,83 0,76 Dy 6,42 7,96 7,35 5,13 6,86 10,63 7,60 3,81 5,68 5,27 4,59 Ho 1,32 1,54 1,61 1,11 1,43 2,06 1,57 0,79 1,14 1,01 0,92 Er 4,04 4,48 4,37 3,21 3,91 5,09 4,51 2,47 2,87 2,69 2,35 Tm 0,52 0,58 0,66 0,42 0,55 0,73 0,65 0,35 0,42 0,35 0,36 Yb 3,41 3,71 3,85 2,54 3,18 4,48 4,26 2,41 2,64 2,41 2,57 Lu 0,54 0,53 0,61 0,40 0,54 0,77 0,62 0,36 0,40 0,34 0,32 Sum 99,70 99,66 99,63 99,69 99,68 99,68 99,71 99,78 99,77 99,77 99,70 TOT/C <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 0,02 <0,02 <0,02 <0,02 TOT/S <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 156 Tabela 8.2 – Dados litoquímicos de amostras de metavulcânicas do Complexo Morro Branco (dados brutos, sem normalização em base anidra). Óxidos em % e elementos traços em ppm, com exceção do Au (em ppb). PF = Perda ao Fogo. Amostra FRP135 FRP133 FRP336 SSS009 FRP335 FRP135B SSS052 SiO2 42,53 47,48 47,87 49,13 53,32 53,36 56,55 TiO2 1,99 1,82 1,71 1,65 1,50 1,57 1,38 Al2O3 17,31 15,26 16,17 14,59 13,76 14,31 11,87 Fe2O3 12,00 10,79 10,40 11,11 8,98 9,24 10,50 MnO 0,20 0,20 0,16 0,17 0,19 0,19 0,16 MgO 6,09 6,48 6,43 6,75 5,98 5,07 2,81 CaO 14,62 11,87 10,46 9,98 11,42 10,60 14,29 Na2O 1,02 2,04 3,03 1,87 1,78 2,90 0,26 K2O 0,10 0,57 0,07 2,63 0,07 0,32 0,15 P2O5 0,24 0,21 0,21 0,14 0,19 0,21 0,17 Cr2O3 0,039 0,015 0,036 0,033 0,023 0,012 0,012 PF 3,5 3,0 3,2 1,7 2,6 2,0 1,7 Ba 28 117 48 276 40 79 67 Rb 3,2 17,1 1,8 85,3 2,3 9,2 4,5 Sr 388,5 353,3 305,9 278,2 278,0 320,5 486,9 Cs 0,1 0,5 <0,1 0,7 <0,1 0,8 0,1 Ga 24,1 21,3 20,5 18,3 19,3 21,8 18,8 Ta 0,5 0,7 0,5 0,4 0,6 0,6 0,4 Nb 10,0 8,4 7,5 6,1 7,9 8,1 6,2 Hf 4,6 3,2 3,5 3,3 3,3 2,9 3,3 Zr 152,9 136,3 138,4 119,6 126,5 134,9 103,7 Y 32,9 28,2 29,3 28,0 24,7 27,0 25,9 Th 3,1 3,2 2,2 2,2 1,8 2,5 1,8 U 0,6 0,8 0,4 0,5 0,3 0,4 0,4 Ni 26,7 34,1 45,8 13,4 30,9 18,1 9,0 Sc 41 31 33 36 27 27 29 V 319 255 270 264 232 224 282 Cu 58,7 79,9 56,6 42,9 25,6 28,1 5,9 Pb 1,5 2,6 0,6 2,2 1,3 2,8 1,7 Zn 54 41 53 17 40 30 10 Sn 2 2 <1 1 1 2 <1 W 1,0 0,6 0,5 1,3 <0,5 0,7 <0,5 Mo 0,4 0,4 0,2 0,3 0,3 1,2 0,4 Au <0,5 <0,5 <0,5 <0,5 0,8 <0,5 <0,5 As 4,8 5,2 1,1 1,4 4,1 3,5 0,7 Be 7 <1 <1 3 <1 2 3 Co 33,5 25,5 39,5 39,2 29,6 27,5 29,6 La 15,8 15,4 12,9 11,7 12,9 14,0 10,3 Ce 36,9 32,1 29,1 24,2 27,1 31,0 22,7 Pr 4,93 4,56 4,02 3,83 3,82 4,32 3,35 Nd 20,6 19,9 18,0 15,7 17,7 19,4 13,0 Sm 5,80 4,84 4,71 4,86 4,52 4,50 4,14 Eu 1,84 1,58 1,57 1,51 1,37 1,57 1,30 Gd 6,40 5,38 5,66 5,12 4,88 5,30 4,60 Tb 1,04 0,88 0,88 0,96 0,75 0,82 0,86 Dy 5,62 5,26 6,07 5,65 4,72 5,33 4,83 Ho 1,30 1,07 1,11 1,08 0,95 0,96 0,98 Er 3,33 3,23 2,83 3,02 2,39 2,88 2,79 Tm 0,47 0,35 0,43 0,41 0,35 0,38 0,42 Yb 3,08 2,83 2,64 2,61 1,99 2,28 2,38 Lu 0,43 0,35 0,39 0,40 0,32 0,37 0,40 Sum 99,69 99,77 99,77 99,74 99,79 99,80 99,82 TOT/C 0,02 0,06 <0,02 <0,02 <0,02 0,03 <0,02 TOT/S <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 157 Tabela 8.3 – Dados litoquímicos de amostras de metagabros do Complexo São Francisco de Assis (dados brutos, sem normalização em base anidra). Óxidos em % e elementos traços em ppm, com exceção do Au (em ppb). PF = Perda ao Fogo. Amostra FRP249A FRP247A FRP248A FRP130 SiO2 40,4 49,9 51,94 52,85 TiO2 0,42 0,62 0,68 0,42 Al2O3 2,74 14,9 5,92 5,05 Fe2O3 15,18 9,75 9,19 10,26 MnO 0,14 0,17 0,17 0,2 MgO 30,04 8,78 15,62 17,33 CaO 0,16 10,55 12,77 8,81 Na2O <0,01 1,1 0,76 0,21 K2O 0,02 0,52 0,3 0,03 P2O5 0,04 0,06 0,04 0,03 Cr2O3 0,38 <0,002 0,35 0,216 PF 9,7 3,3 1,9 4,2 Ba 35 677 85 61 Rb 3,4 20 15,1 1,1 Sr 3,5 210,2 97 22,5 Cs 0,2 0,4 0,4 0,1 Ga 4 16,7 8,5 7,2 Tl <0,1 <0,1 <0,1 <0,1 Ta 0,2 0,3 0,2 0,2 Nb 3 4,5 4,1 2,8 Hf 1,3 1,5 1,6 0,7 Zr 53,7 57,8 50,5 29,5 Y 6,4 13,7 12,6 7,2 Th 1,5 2,1 1,6 1,4 U 0,3 0,5 0,4 0,3 Ni 961 41,8 46 238,8 Sc 14 33 51 31 V 112 181 229 145 Cu 13,3 106,8 43,8 46,7 Pb 2,5 0,3 0,8 0,3 Zn 28 34 11 27 Sn <1 <1 <1 <1 W <0,5 0,8 0,7 1,4 Mo 0,2 0,2 0,4 <0,1 Au <0,5 1,8 8,7 1,5 La 5,7 10,9 10,5 5 Ce 8,7 18,4 18,5 8,5 Pr 1,45 2,78 2,69 1,08 Nd 5,1 12,6 11,5 4,3 Sm 1,16 2,33 2,61 0,99 Eu 0,22 0,77 0,71 0,3 Gd 1,32 2,37 2,77 1,2 Tb 0,17 0,38 0,44 0,18 Dy 1,27 2,34 2,63 1,21 Ho 0,26 0,47 0,55 0,25 Er 0,62 1,29 1,43 0,85 Tm 0,08 0,17 0,19 0,11 Yb 0,62 1,2 1,02 0,63 Lu 0,07 0,16 0,16 0,11 Be <1 <1 <1 3 Co 131 52,3 52,7 61,1 Sum 99,45 99,7 99,66 99,67 TOT/C 0,03 <0,02 <0,02 0,02 TOT/S <0,02 <0,02 <0,02 <0,02 158 Tabela 8.4 – Dados U-Pb de zircões da amostra FRP316A (metagabro do Complexo Paulistana). Os zircões em negrito são usados na Idade Concórdia da Figura 8.4. Concentrações Razões isotópicas Idades aparentes (Ma) Zircão U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) 004-Z01 231 0.73 239896 0.007 0.068646 0.32 1.4081 0.62 0.148772 0.53 0.81 888 7 892 4 894 4 100 005-Z02 109 0.88 104266 0.017 0.068878 0.72 1.2793 0.97 0.134711 0.66 0.63 895 15 837 6 815 5 97 006-Z03 56 1.06 51933 0.033 0.068895 1.57 1.3133 1.85 0.138251 0.97 0.75 896 33 852 11 835 8 98 009-Z04 71 1.07 88573 0.020 0.068485 0.55 1.3839 0.82 0.146557 0.60 0.69 883 11 882 5 882 5 100 010-Z05 146 0.92 181957 0.009 0.068557 0.42 1.3835 0.71 0.146361 0.57 0.75 885 9 882 4 881 5 100 011-Z06 237 0.80 311682 0.006 0.068505 0.27 1.4086 0.56 0.149126 0.49 0.82 884 6 893 3 896 4 100 012-Z07 169 0.88 185894 0.009 0.068470 1.00 1.3408 1.15 0.142023 0.57 0.68 883 21 864 7 856 5 99 015-Z08 153 0.68 227938 0.008 0.068543 0.48 1.3299 0.75 0.140717 0.58 0.72 885 10 859 4 849 5 99 016-Z09 280 1.31 311313 0.006 0.068476 0.28 1.3553 0.56 0.143552 0.48 0.79 883 6 870 3 865 4 99 017-Z10 304 0.67 396122 0.004 0.068600 0.23 1.3876 0.71 0.146700 0.67 0.94 887 5 884 4 882 6 100 018-Z11 116 1.33 134719 0.013 0.069074 0.64 1.4571 0.89 0.152999 0.62 0.84 901 13 913 5 918 5 101 022-Z13 123 1.07 58311 0.029 0.068905 0.46 1.4744 0.77 0.155186 0.62 0.76 896 9 920 5 930 5 101 023-Z14 187 1.56 1881 0.928 0.068113 1.11 1.1972 1.94 0.127484 1.58 0.81 872 23 799 11 773 12 97 024-Z15 91 1.06 147145 0.012 0.068829 1.04 1.4514 1.32 0.152939 0.81 0.81 894 21 910 8 917 7 101 027-Z16 89 0.71 96254 0.018 0.068450 0.56 1.3785 0.84 0.146056 0.63 0.70 882 12 880 5 879 5 100 029-Z18 48 0.63 60004 0.029 0.068232 1.10 1.3775 1.67 0.146417 1.26 0.74 876 23 879 10 881 10 100 030-Z19 95 0.45 123638 0.014 0.068359 1.34 1.4046 1.56 0.149022 0.80 0.73 879 28 891 9 895 7 101 033-Z20 249 0.98 73533 0.023 0.068669 0.53 1.4201 1.02 0.149991 0.87 0.84 889 11 897 6 901 7 100 035-Z22 130 0.91 111074 0.016 0.068231 0.52 1.4022 0.91 0.149043 0.76 0.80 876 11 890 5 896 6 101 036-Z23 648 0.76 610522 0.003 0.068685 0.40 1.4462 0.73 0.152707 0.60 0.90 889 8 908 4 916 5 101 039-Z24 358 1.20 4602 0.376 0.068234 0.51 1.3407 0.77 0.142506 0.58 0.69 876 11 864 4 859 5 99 040-Z25 333 0.64 187588 0.009 0.068865 0.33 1.3996 0.68 0.147402 0.59 0.83 895 7 889 4 886 5 100 041-Z26 195 2.32 222229 0.008 0.068417 0.35 1.4372 0.69 0.152352 0.59 0.82 881 7 905 4 914 5 101 042-Z27 183 0.92 242924 0.007 0.068380 0.55 1.4104 0.86 0.149596 0.67 0.89 880 11 893 5 899 6 101 045-Z28 256 0.89 331156 0.005 0.068340 0.34 1.3978 0.74 0.148339 0.65 0.86 879 7 888 4 892 5 100 046-Z29 209 0.80 253735 0.007 0.068566 0.31 1.3863 0.84 0.146635 0.78 0.92 886 6 883 5 882 6 100 047-Z30 171 0.94 150139 0.012 0.068676 0.45 1.3188 0.77 0.139271 0.63 0.77 889 9 854 4 841 5 98 159 Tabela 8.5 – Dados isotópicos Sm-Nd de amostras de metamáficas da Zona Interna. A amostra FRP015C (marcada com *) foi analisada no Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília; todas as outras amostras foram analisadas no GEOTOP – Montréal, Canada. Rocha Amostra Nd (ppm) Sm (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ t(Ga) εNd(t) TDM (Ga) Complexo Paulistana Metabasalto FRP093A 26,81 6,80 0,153407 0,512620 9 0,888 4,6 - Metabasalto FRP093B 26,20 6,58 0,151712 0,512603 7 0,888 4,4 - Metabasalto FRP176 38,10 8,97 0,142294 0,512568 15 0,888 4,8 1,0 Metabasalto FRP180A 36,18 9,56 0,159775 0,512588 15 0,888 3,2 - Xisto ultramáfico (tremolitito) FRP015A 0,50 0,13 0,155307 0,512567 17 0,888 3,3 - Anfibólio-granada xisto FRP015C* 13,41 3,48 0,1568 0,512470 9 0,888 1,3 - Complexo Morro Branco Metabasalto FRP133 17,89 4,48 0,151248 0,512456 20 1,0 2,3 - Metabasalto FRP135 23,98 6,15 0,154925 0,512470 7 1,0 2,1 - Complexo São Francisco Metagabro FRP248A 13,19 2,95 0,135296 0,512117 6 0,6 -5,5 1,8 160 CAPÍTULO 9 – ARTIGO The Afeição augen-gneiss Suite and the record of the Cariris Velhos Orogeny (1000-960 Ma) within the Riacho do Pontal Fold Belt, NE Brazil. Artigo submetido ao Journal of South American Earth Sciences. Fabrício de Andrade Caxito1,*, Alexandre Uhlein1, Elton Luiz Dantas2 1 – Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Campus Pampulha, Av. Antônio Carlos 6627, CEP 31270-901, Belo Horizonte, MG, Brazil. 2 – Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Campus Universitário, Asa Norte, CEP 70910-900, Brasília, DF, Brazil. * - Corresponding Author. Tel.: +55 31 34095444; fax: +55 31 34095410. E-mail address: boni@ufmg.br (F.A. Caxito). Abstract – Early Tonian (~1000-920 Ma) rocks occur within the Transversal Zone of the Borborema Province in northeastern Brazil as the 700 km-long sigmoidal Cariris Velhos Belt. The Afeição augen-gneiss Suite outcrops in the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt, far southwestward of the closest Cariris Velhos occurrence within the Transversal Zone (about 100 km), and have been proposed to represent a continuation of this Belt within the Southern Domain of the Borborema Province. Several plutons included within this unit intrude or are thrust upon metavolcanosedimentary sequences of three different units (Santa Filomena, Paulistana and Morro Branco complexes). The Afeição Suite is composed mostly by calc-alkaline, high-K, peraluminous, high-silica ferroan and magnesian granites. Chondrite-normalized REE patterns are moderate to highly fractionated, with a pronounced negative Eu anomaly. Incompatible element spidergrams show a negative Nb-Ta anomaly, akin to convergence setting (Cordilleran-type) granites. U-Pb zircon data constrain the age of crystallization in between 1000 and 960 Ma, thus confirming a chrono-correlation with the Cariris Velhos Belt. Values of εNd(t) in between -1.0 and + 3.1 and TDM around 1.2-1.5 Ga, similar to other Cariris Velhos occurrences, suggests variable mixing of Tonian juvenile sources with older crustal sources, the latter involving an Archean / Paleoproterozoic basement. Although there is currently no reliable geochronological data for the supracrustal sequences of the Internal Zone, crosscutting relationships indicates that the Santa Filomena and Morro Branco complexes are older or of similar age than the Afeição Suite, and thus could be related to the Cariris Velhos cycle. Based on the petrographic, lithochemical, geochronological and isotope data gathered, and according to previous models proposed for the Cariris Velhos Belt, we interpret the Afeição Suite as the southwestern edge of a continental margin 161 magmatic arc accreted to this portion of West Gondwana during the Early Tonian. Late-Brasiliano dextral displacement through the West Pernambuco Shear Zone separated these Cariris Velhos occurrences from its equivalents within the Transversal Zone of the Borborema Province (Recanto- type augen gneiss of the Alto Pajeú Terrane). Keywords: Cariris Velhos Orogeny, Riacho do Pontal Fold Belt, Borborema Province, Afeição Suite, Augen-gneiss 9.1. Introduction The Borborema Province of northeastern Brazil (Figure 9.1) is part of the broad network of orogens that pervades eastern South America and most of the African continent, involved in the amalgamation of West Gondwana in the late Neoproterozoic (~650-500 Ma), during the so-called Brasiliano / Pan-African Orogeny (Almeida et al. 1981, Brito Neves et al. 2000, Van Schmus et al. 2008, 2011). It is generally subdivided in three broad tectonic zones (Northern, Transversal, and Southern domains; Ebert 1970, Brito Neves et al. 2000), which are separated by major (continental- scale) late-orogenic structural lineaments (the Patos and Pernambuco lineaments or shear zones; Figure 9.1), in a final tectonic arrange obtained by the interaction between the São Francisco – Congo, São Luís / West Africa and Amazonian paleoplates during the Neoproterozoic. As part of the Southern Domain, the Riacho do Pontal Fold Belt (Brito Neves 1975) borders the northern São Francisco Craton margin in the southernmost Borborema Province, and might represent a continuation of the Sergipana – Oubanguides orogen further east (Figure 9.1; Trompette 1994, Brito Neves et al. 2000, Oliveira et al. 2006). In its whole, the Borborema Province shows a broad metamorphic and structural continuity with similar provinces in western Africa (Hurley et al. 1967, Arthaud et al. 2008, Van Schmus et al. 2008), being constituted mainly by Archean to Paleoproterozoic basement and late Neoproterozoic metavolcanosedimentary sequences, with important Brasiliano-aged plutonism at the Neoproterozoic / Cambrian boundary. Recently, however, evidences of an important Eoneoproterozoic (1000-920 Ma) orogenic event have been revealed, mostly in the central portion of the Borborema Province, the so-called Cariris Velhos Belt (Brito Neves et al. 1995, Kozuch 2003, Santos et al. 2010). Besides being a relatively new concept in the Borborema Province geology, the geodynamic interpretation of the Cariris Velhos Belt is highly hindered by extensive tectono-thermal reworking during the Brasiliano Orogeny, and much work remains to be done until a clear picture of its role and meaning in the evolution of Western Gondwana is achieved. There is, 162 up to date, no clear confirmation of the continuation of this belt within the African continent, despite some sparse occurrences (Van Schmus et al. 2008, Santos et al. 2010, de Wit et al. 2011). Although most occurrences of Cariris Velhos-aged rocks have been documented in a narrow and elongated sigmoidal belt in the central portion of the Borborema Province (roughly 100 x 700 km), comprising the Alto Pajeú and Riacho Gravatá domains of the Transversal Zone (Figure 9.1; Santos et al. 1997, Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Van Schmus et al. 2008, 2011, Santos et al. 2010), some sparse outcrops have also been documented within the Southern Zone, in the Poço Redondo-Marancó domain of the Sergipano Fold Belt (Carvalho 2005, Oliveira et al. 2010), and in the northern portion of the Riacho do Pontal Fold Belt (Jardim de Sá et al. 1988, 1992, Van Schmus et al. 1995). The Cariris Velhos occurrences within the Riacho do Pontal Fold Belt are typified by the Afeição Suite augen-gneiss, whose tectonic meaning is one of the most important issues in the geodynamic evolution of this Fold Belt. Rb-Sr whole-rock composite isochrons around 988 Ma for the Afeição Suite presented by Jardim de Sá et al. (1988) were the first Tonian ages obtained in the Southern Domain of the Borborema Province. These ages were further to be confirmed by a U-Pb TIMS age of 966 ± 10 Ma on zircons from an augen-gneiss of the Afeição Farm, type-locality for the Afeição Suite, by Van Schmus et al. (1995). Recently, augen-gneisses in the western portion of the Riacho do Pontal Fold Belt, near São Francisco de Assis (PI) were also dated at 985 ± 18 Ma (U-Pb LA-ICP-MS; Freitas & Sachs 2012), thus suggesting widespread Tonian magmatism in the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. Thus, these rocks are clearly a major target for petrographic, geochemical and isotopic studies, in order to further constrain its role in the tectonic evolution of the southern Borborema Province. In this paper, we present the results of the first systematic petrographic, lithochemical, geochronological and isotopic study of the Afeição Suite. The aim of the paper is to provide a framework of data upon which these rocks can be compared with its equivalents in the Transversal Zone, and to further constrain their role in the Riacho do Pontal Fold Belt, in the Cariris Velhos Belt and within West Gondwana evolution in a broader sense. 9.2. Geological Setting According to its sedimentary, metamorphic and structural features, the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 9.1) can be subdivided into three tectono-stratigraphic zones or domains: The External, Central and Internal zones (Oliveira 1998). 163 Figure 9.1 – Simplified tectonic map of part of the Borborema Province (top; modified from Brito Neves et al. 2000, 2005) and of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt (bottom); the later with location of samples selected for lithochemistry (strips) and for U-Pb analysis (stars); and also with location of the A-B and C-D transects of Figure 9.2. 164 The External Zone, in the southernmost part of the fold belt, is characterized by a south- verging nappe system, composed by the supracrustal rocks of the Casa Nova Complex or Group (Souza et al. 1979, Angelim 1988, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Bizzi et al. 2007). The Casa Nova nappes override the São Francisco Craton basement on the Sobradinho Dam area, in the Bahia / Piauí / Pernambuco states borderline. They are composed mainly of metasedimentary clastic rocks of the Barra Bonita and Mandacaru formations. The Barra Bonita Formation comprises a platformal sequence composed mainly of quartzite, (garnet) mica-schist, and marble intercalations, while the Mandacaru Formation is a flyschoid sequence composed of greywacke and garnet mica schist, locally containing staurolite, kyanite and other alumina-rich silicates. The Central Zone of the Fold Belt is characterized by a complex deformation involving both south-verging thrusts and E-W strike-slip shear zone systems. The stratigraphic unit that characterizes this zone is the metavolcanosedimentary Monte Orebe Complex (Figure 9.1), which shows a synformal structure with an E-W trending axis (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992). The Monte Orebe Complex comprises metabasic rocks (actinolite-plagioclase greenschists) with MORB-like lithochemistry (Moraes 1992), interleaved within a metasedimentary sequence dominated by metachert, metagreywacke, metatuff, garnet-mica schist and metagreywacke. The Internal Zone of the Fold Belt, to the north, is characterized by abundant augen-gneiss intrusions (Afeição Suite), highly reworked migmatitic basement slices, and predominantly metasedimentary units with minor volcanic contribution (Paulistana and Santa Filomena complexes; Gomes and Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001). It is bounded, to the north, by the E-W trending dextral strike-slip West Pernambuco shear zone. The Santa Filomena Complex is composed by garnet-mica schist, quartzite, marble lenses, and minor metabasic intercalations. The Paulistana Complex differs from the Santa Filomena Complex by the absence of marble and by the greater abundance of basic and ultrabasic intercalations (mainly metagabbros, amphibolites, greenschists, talc-schists and tremolitites). The western portion of the Internal Zone is dominated by a metavolcanosedimentary sequence, the Morro Branco Complex, composed mainly by metarhythmite with intercalations of metabasalt, metarhyolite, and basic to intermediary metatuff. This sequence is intruded by a multitude of igneous rocks, including mafic-ultramafic complexes (Brejo Seco and São Francisco de Assis complexes). Although in previous works this whole stratigraphic package was grouped under the denomination “Brejo Seco Group” (Gava et al. 1983) or “Brejo Seco plutonovolcanosedimentary sequence” (Marimon 1990), here we prefer to separate the mafic-ultramafic intrusive bodies (the “plutonic” part of the sequence) from the volcano- sedimentary country rocks, which are grouped under the denomination Morro Branco Complex, 165 according to the place where these rocks best outcrop, to the west of Capitão Gervásio Oliveira (Figure 9.1). The whole supracrustal package of the Riacho do Pontal Fold Belt, from the External to the Internal Zone, is intruded by multiple generations of syn to post-collisional plutons (Rajada, Serra da Esperança, and Serra da Aldeia / Caboclo Suites), whose placement occurred around 668-550 Ma ago (mostly Rb-Sr isochrones; Jardim de Sá et al. 1992, 1996). Besides these sparse age determinations, the ages of the magmatic, sedimentary, deformational and metamorphic events on the Riacho do Pontal Fold Belt awaits further refinement. 9.3. Materials and methods Field work was conducted in the southeastern Piauí state, in order to constrain the stratigraphic and cross-cutting relationships between the Afeição augen-gneisses and the surrounding country rocks. Representative samples were then collected for petrographic, lithochemical, geochronological and isotopic analysis. For the lithochemical, U-Pb and Sm-Nd analysis, care was taken to select fresh samples free from weathering and whose protholiths suffered only apparently isochemical post-igneous transformations. Only the homogeneous parts of the samples were used (e.g. to avoid veins). In preparation for the geochemical and Nd isotope analysis, samples were crushed in a press and then a fraction of the resulting fragments was powdered in a shatterbox. Since most of the samples are composed by fine matrix and large feldspar crystals, large amounts of sample were crushed and the resulting powder was thoroughly mixed and randomly sampled, in order to avoid biasing towards specific phenocrystal compositions. Major, trace and rare earth elements analysis were conducted at the ACME Analytical Laboratories Ltd., Vancouver, Canada. Element grades were analyzed via ICP-MS after fusion with lithium metaborate / tetraborate and digestion with diluted nitric acid, with 0.01 % precision for most of the major elements and 0.1 ppm for most of the trace and rare earth elements. Base and precious metal grades were determined by digestion in Aqua Regia followed by ICP-MS analysis. The lost on ignition (LOI) was determined by the weighing difference after ignition at 1000 °C. The Sm-Nd analyses were conducted at the Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Samples were dissolved in a HF-HNO3 mixture in high-pressure Teflon vessels. A 150Nd-149Sm tracer was added to determine Nd and Sm concentrations. The REE were then purified by cation exchange chromatography, and Sm and Nd were subsequently separated following the procedure of Gioia & Pimentel (2000). Sm and Nd analyses were done using a double filament assembly in a Thermoscientific Triton Plus mass spectrometer operating in static mode. 166 The Sm and Nd concentrations and the 147Sm/144Nd ratios have an accuracy of 0.5% that corresponds to an average error on the initial εNd value of ± 0.5 epsilon units, based on repeated measurements of standards JNdi and BCR-1. For the U-Pb analysis, Samples were crushed and powdered to the 50-500 µm size range and zircons were separated through standard magnetic and hand-picking techniques at Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Zircons were then mounted in an epoxy resin, worn out and polished, and imaged by Scanning Electron Microscopy (SEM) in a FEI Quanta 450 microscope through the backscattering technique (BKS). The resulting images emphasize the internal structure of zircon grains (zoning, fracturing, etc.) and aided in the location of laser spots in the most homogeneous portions of zircon grains (e.g. free of fractures and inclusions). Zircons were analyzed by laser ablation using a Finnigan Neptune ICP-MS coupled to an Nd-YAG 213 nm laser ablation system. The U-Pb analysis follows the procedures outlined in Bühn et al. (2009). Ablation was done using 25-30 µm spots in raster mode, at a frequence of 9-13 Hz and intensity of 0.19-1.02 J/cm2. The ablated material was carried by Ar (~0.90 L/min) and He (~0.40 L/min) in 40 cycles of 1 s each, following a standard-sample bracketing of three sample analysis between a blank and a GJ-1 zircon standard. Accuracy was controlled using the TEMORA-2 standard. Raw data was reduced using an in-house program and corrections were done for background, instrumental mass bias and common Pb. U-Pb ages were calculated using Isoplot 3.7 (Ludwig, 2008). Only zircons with low common lead content (f206 <= 0.01 %) were used in the calculation of U-Pb ages. 9.4. Results 9.4.1. Field relationships The augen-gneisses of the Afeição Suite are intrusive or thrust upon metasedimentary rocks of the Santa Filomena, Paulistana and Morro Branco complexes, orthogneisses and migmatites of the basement (Morro do Estreito Complex), or in tectonic contact with the Rajada Suite syn- collisional granitoids (Figure 9.2). The intrusions are in form of diapirs or elongated bodies, normally displaying a conspicuous foliation that anastomoses around K-feldspar augens, parallel to the main foliation in the country rocks (Figure 9.2a, c). However, locally, these rocks are virtually undeformed, especially in the central portion of the plutons, where phorphiry granites can be recognized. While in most portions of the Internal Zone this foliation is tangential, near the West Pernambuco shear zone the augen-gneisses are entrapped within the late Brasiliano E-W dextral shearing deformation, which generated protomylonites through ultramilonites of the original augen- gneisses (Figure 9.3c, d). 167 Figure 9.2 – Schematic cross sections A-B and C-D (for location see Figure 9.1). a) Afeição Suite augen-gneiss in its type-locality, near Afeição Farm, to the east of Acauã (PI); b) augen-gneiss sill (behind hammer) within garnet-mica schist of the Santa Filomena Complex (contact at the base of the hammer), at Carnaíba Creek; c) highly deformed augen-gneiss with elongated augen in the tectonic contact zone with the Paulistana Complex mica schist, in the Transnordestina railway; d) Isoclinal fold of a mica schist of the Paulistana Complex, which is thrust upon the Afeição Suite augen-gneiss on the Canindé riverbed. 168 At the junction between the Acauã – Monte Orebe road with the riacho da Carnaíba creek (outcrop FRP327), the crosscutting relationships between the Afeição augen-gneiss and the Santa Filomena Complex are beautifully preserved (Figure 9.2b and 3e). In this outcrop, garnet-mica schist of the Santa Filomena Complex is intruded by a meter-thick sill of augen-gneiss; both schist and sill were later folded, presumably during the Brasiliano Orogeny (Figure 9.2). The close proximity with the main Afeição augen-gneiss pluton (near Fazenda Afeição) suggests that this sill represents an apophysis projected from the batholith. In addition, locally xenoliths of mica schist can be observed within the augen-gneiss, e.g. in the BR-407 road, near Acauã (outcrop FRP018; Figure 9.3b). Similar cross-cutting relationships can be observed between the Afeição Suite and the Morro Branco Complex. At the riacho da Maravilha creek (outcrop FRP122), to the west of Capitão Gervásio Oliveira (PI), a meter-thick granite sill is interleaved within metarhythmite of the Morro Branco Complex (Figure 9.3f). Although a direct correlation of this granite sill with the Afeição augen-gneiss is not straightforward (it has been formerly interpreted as an hypoabissal metadacite by Marimon, 1990), the striking similarities in litochemistry, Nd isotope composition and age allows to interpret it as part as the same igneous suite. Furthermore, the augen-gneiss body dated at 985 ± 18 Ma near São Francisco de Assis (PI) by Freitas & Sachs (2012) is probably intruded within the metasedimentary rocks of the Morro Branco Complex, although outcrops are sparse in this area, difficulting the stablishment of contact geometries between these units. Cross-cutting relationships between the Paulistana Complex and the Afeição Suite are less evident from field observations alone. The contacts between these units are commonly tectonic, through thrust or oblique reverse shear zones. These contacts are well exposed in the Rio Canindé riverbed (outcrops FRP322 and FRP323; Figure 9.2d) and in the Transnordestina railway (under construction; outcrop FRP313; Figure 9.2c). In these outcrops, the garnet-mica schist (locally with stromatic or lit-par-lit migmatization) of the Paulistana Complex is thrust upon the Afeição augen- gneiss, which develops a protomylonitic to mylonitic fabric, with elongated and broken augen within a highly deformed quartz-biotite-feldspar matrix. The Paulistana Complex mica schist is strongly deformed in this contact area, with the development of isoclinal folding (Figure 9.3d). 9.4.2. Petrography The Afeição Suite comprises mainly augen-gneisses of granite-granodiorite composition (but locally reaching monzo to syenogranitic terms), composed of microcline (10-40%), plagioclase (5-35%), quartz (20-30%) and biotite (10-20%), with garnet, zircon, allanite and tourmaline as the main accessories. Secondary alteration minerals include epidote (allanite cores with epidote rims 169 are common), muscovite (from K-feldspar and biotite alteration), sericite, and clay minerals. The amount of K-feldspar normally exceeds that of plagioclase. The K-feldspar augen are pink to milky white, and can reach up to 3 cm long in the fine to medium-grained matrix (Figure 9.3); they are formed either by single microcline crystals or by microcline + quartz crystal agglomerates, which stand out within the granolepidoblastic matrix. Locally, and especially near the contacts with the country rocks, augen are strongly deformed, with tapering gemination under crossed polarizers (Figure 9.3a). Mantled porphyroclasts with myrmekite rims also occur. Figure 9.3 – a) Photomicrography (crossed polars) of an Afeição Suite augen-gneiss sample, showing elongated k-feldspar augen with tapering gemination; b) mica schist (presumably from the 170 Santa Filomena Complex) xenolith within augen-gneiss, in the BR-407 road, near Acauã (PI); c) highly deformed, mylonitic augen-gneiss in the proximities of the West Pernambuco Shear Zone, with an E-W upright to highly inclined dextral-sense mylonitic foliation; d) photomicrographic aspect (crossed polars) of the mylonite from c), with broken, book-shelf feldspar porphyroclasts showing dextral shear sense; e) augen-gneiss sill of the Afeição Suite (FRP327) interleaved within garnet-mica schist of the Santa Filomena Complex, at Carnaíba Creek (for close view see Figure 9.2b); f) granite sill of the Afeição Suite (FRP122) interleaved within metarhytmite of the Morro Branco Complex, riacho da Maravilha, to the west of Capitão Gervásio Oliveira (PI). Normally, both quartz, microcline and plagioclase show strong signs of dynamic recrystallization, such as an elongated shape fabric, undulose extinction, deformation lammelae, grain boundary migration, etc. Locally, where the rock is relatively preserved from deformation (especially in the central portion of the plutons), porphyritic granites can be recognized, and quartz occupies an interstitial position in between the K-feldspar and plagioclase phenocrystals. Near the West Pernambuco Shear Zone, the augen-gneisses become highly deformed, developing a E-W trending sub-vertical proto- to ultra-mylonitic anastomosing foliation. Within these zones, the feldspar augen are usually either rounded or broken in book-shelf style, and the quartz + feldspar + biotite matrix is strongly deformed by crystal-plastic mechanisms (Figure 9.3d). All of the kinematic indicators (mica- and foliation- fish, book-shelf feldspar, mantled porphyroclasts, etc.) suggest dextral movement for this continental-scale shear zone. The granitic sill of the riacho da Maravilha creek (FRP122) shows a similar major and trace mineralogical composition, with carbonate and epidote as the main alteration minerals. This granite shows a seriated blastoporphyritic texture, with larger K-feldspar within a fine to medium-grained matrix, oriented parallel to the main deformational foliation of the outcrop. 9.4.3. Lithochemistry Fifteen samples of augen-gneiss from the Afeição Suite were analyzed for major and trace element data (Table 9.1); another seven samples from Angelim (1988), from which major and selected trace element data are available, are also shown in the diagrams of Figs. 4, 5 and 6 for comparison. Samples from the Afeição Suite are mostly calc-alkaline high-K peraluminous granites (K2O = 2.72 – 5.71 wt%, with a mean of 4.03 wt%), with a few samples plotting within the sub-alkaline syenite field in the TAS diagram (Figure 9.5). According to the Frost et al. (2001) discrimination plots, about two thirds of the samples are characterized as ferroan granites (Figure 9.5d), while the 171 remainder are classified as magnesian granites. Nevertheless, most of the samples plot within the Cordilleran-type field, which, besides magnesian granites, includes high-silica (>70%) ferroan granites. SiO2 grades vary between 64.95 and 77.34 wt%, with an average of 70.17 wt%. The samples show overall good negative correlations of Ti, Al, Mg, Fe, Mg, Ca, K, P, Sr, ΣETR (total rare earth elements), La/Yb, Eu/Eu* and Nb/Ta ratios with SiO2, which are coherent with normal fractionated crystallization; Na, Mn, Ba, Rb, Nb, Y, Zr and Zr/Hf data are more scattered in comparison to silica in Harker diagrams (Figure 9.4). In the Rb / Nb / Y diagrams of Pearce et al. (1984), the samples fall in between the syn- collisional, within plate and volcanic arc fields, which is coincident to the post-collisional field of Pearce (1996), concluded by this author to be related to both convergent and extensional environments (Figure 9.6b). Gorton & Schandl (2000) suggest a tectonic discrimination based on the concentrations and ratios between Th, Ta and Yb. In this classification, the Th/Ta values of the Afeição Suite samples (5.65 – 20.36, with an average of 12.32) are similar to those of felsic to intermediate volcanic rocks of active continental margins (Th/Ta in between 6 and 20). The only exception is sample FRP200, with Th/Ta = 29.43, but none of the other samples shows values within the range of within plate (Th/Ta = 1 – 6) or oceanic arc (Th/Ta = 20 – 90) environments. In the revised Th/Yb versus Ta/Yb diagram of Pearce (1983) and in the Th/Ta versus Yb diagram idealized by Gorton and Schandl (2000), the samples plot mostly in the active continental margin field (Figure 9.6 c and d). In a similar manner, the La/Nb ratios of 1.2 - 6.9 (average 3.16) are remarkably within the range of those of arc magmas (1.3 - 6), in comparison to within-plate magmas in which this ratio is way lower (around 0.8; Rudnick 1995). Harris et al. (1986) suggest the use of a number of trace elements to differentiate between granitic intrusions within distinct tectonic environments. In the Rb/30 x Hf x Ta*30 diagram, as well as in the Rb/Zr x SiO2 diagram of these authors, the samples plots mostly within the volcanic arc field (Figure 9.6e and f). In contrast, in both the De La Roche et al. (1980) multicationic function diagram (with tectonic discrimation fields introduced by Batchelor & Bowden, 1985) and the Thiéblemont & Tegyey (1994) NbN/ZrN (normalized to the primordial mantle values of Hofmann, 1998) x Zr diagram the samples plots mostly within the syn-collisional field. The use of Rb in tectonic and petrogenetic trace element characterization of the samples is justified by the closed system behavior of Rb-Sr isotopes in the Afeição Suite augen-gneiss (Jardim de Sá et al. 1988) and on the whole Cariris Velhos system in general (Kozuch 2003). Rb-Sr ages are always close to the U-Pb zircon ages and therefore the Rb-Sr clock was not substantially reseted during the Brasiliano Orogeny. 172 Figure 9.4 – Harker diagrams of samples from the Afeição Suite. Black diamonds: samples from this study; grey diamonds: samples from Angelim (1988); same for figs. 5 and 6. K2O x SiO2 classification of alkalinity from Peccerillo & Taylor (1976). 173 Figure 9.5 – Lithochemical classification of the Afeição Suite samples: a) TAS classification (Le Maitre, 1989); b) aluminosity index (Shand 1947); c) modified alkali-lime index (MALI) and d) ferroan / magnesian classification of Frost et al. (2001); e) AFM diagram (Jensen 1976). Symbols are the same as in Figure 9.4. Despite the difficulty in using tectonic discrimination diagrams for granitoids, whose magma source areas might involve melting of older, distinct-source igneous and metamorphic rocks, and thus incorporate large amounts of contaminants, the diagrams of Figure 9.6 clearly rule out an within-plate affinity for the Afeição Suite (mainly defined by low Nb and Ta grades) and suggest an active continental margin setting for them. Chondrite-normalized rare earth elements (REE) patterns (Figure 9.7a) shows a moderate enrichment in LREE (light rare earth elements) in respect to HREE (heavy rare earth elements; La/YbN = 4.02 – 20.06, with an average of 9.64). The only exception is sample FRP250, which shows a highly depleted HREE pattern (LaN/YbN = 85.73). Most samples display a pronounced negative Eu anomaly (Eu/Eu* = 0.43-0.80; average = 0.53). Exceptions are sample FRP244, which 174 shows an extremely pronounced negative Eu anomaly of Eu/Eu* = 0.14, and sample FRP327G, which shows a slight positive anomaly of Eu/Eu* = 1.10. Figure 9.6 – Litochemical diagrams for the discrimination of tectonic ambience for the Afeição Suite samples. a) Multi-cationic function of De La Roche et al. (1980) with tectonic discrimination fields introduced by Batchelor & Bowden (1985); b) Rb x Y + Nb plot of Pearce et al. (1984); c) and d) Th x Yb x Ta diagrams of Gorton & Schandl (2000); e) and f) diagrams proposed by Harris et al. (1986) using trace elements Rb, Hf, Zr and Ta; g) Nb/ZrN x Zr diagram of Thiéblemont & Tegyey (1994). 175 Figure 9.7 – a) Chondrite-normalized rare earth elements patterns (Sun & McDonough 1989) ; b) and c) multi-element spidergram normalized to the MORB (element ordering after Thompson et al. 1984; normalizing values after Pearce & Parkinson 1993) of the Afeição Suite samples. In b), the shaded and hatched fields represent the range of arc convergence and continental extension-related rocks, respectively (sources: see Kozuch, 2003, appendix II.3); in c), the shaded field represents the composition of typical Group 1 Cariris Velhos felsic gneisses, according to Kozuch (2003) and Santos et al. (2010). 176 In MORB-normalized incompatible element spidergrams (element ordering after Thompson et al. 1984), the Afeição Suite augen-gneisses display overall LILE (Large Ion Litophile Elements)- enriched patterns, with negative Nb-Ta, Sr, P and Ti and positive Rb-Th anomalies (Figure 9.7b). Ba is especially abundant, with concentrations in between 151 and 1691 ppm (average = 656 ppm), about a hundred to two hundred times the MORB and primitive mantle values of 6-7 ppm (Sun & McDonough 1989, Pearce & Parkinson 1993). In comparison to modern arc convergence and continental extension environments, these patterns are closer to that of arc convergence rocks (Figure 9.7b). For sake of comparison with other Cariris Velhos rocks, the sources for convergence and extension environments, as well as element ordering, are the same as used by Kozuch (2003) and Santos et al. (2010); see appendix II.3 of Kozuch (2003) for data sources. Indeed, the incompatible element patterns of samples of the Afeição Suite are practically identical to that of Group 1 felsic gneisses of the Cariris Velhos Belt (Figure 9.7c) as analyzed by Kozuch (2003). 9.4.4. U-Pb Zircons were extracted from two samples for U-Pb analysis (Table 9.2): Sample FRP122 This sample is from a metric granite sill concordantly interleaved within pelitic metarhytmite of the Morro Branco Complex in the riacho da Maravilha creek, near Capitão Gervásio Oliveira – PI (UTM 186640 E/9060407 N; Datum SAD69 Zone 24S; the same for all other coordinates). Zircons are stubby (2:1 aspect ratio), euhedral to subhedral bipiramidal prisms <= 250µm, mostly clear and transparent, but some showing minor inclusions; some grains show internal zoning (Figure 9.8a). The Th/U ratios, in between 0.3 and 0.6, are typical of primary (igneous) zircons (Table 9.2; metamorphic-melt zircons usually display very low Th/U ratios, below 0.07; Rubatto 2002, Hoskin & Schaltegger 2003). The U/Pb isotope ratios of the zircons analyzed cluster in a single coherent population in the Concordia diagram (Figure 9.8a). The eight most concordant zircons yield a Concordia age of 1001.8 ± 4.5 Ma (2σ), which is interpreted to be the magmatic age of the granite, and also the minimum age of sedimentation of the metarhythmites within which it is interleaved. Sample FRP200 This sample is from a augen-gneiss to the northwest of Paulistana (PI), in between this town and São Francisco de Assis (PI), that was previously mapped as “indiscriminate granitoid” in the CPRM – Brazilian Geological Survey maps (Angelim & Kosin 2001). It presents an interesting 177 geological setting, since it is an NW-SE elongated body that apparently intrudes the metasedimentary rocks of the Paulistana Complex, although contacts are tectonic (Figure 9.1 and transect C-D of Figure 9.2). While in the central portion of the pluton it might be only slightly deformed, in its borders it is strongly foliated. Especially, towards north, the elongated body suffers a virgation towards NE, which is related to the late-Brasiliano dextral shearing of the West Pernambuco Shear Zone; this is represented in the field by the progressive mylonitization of the augen-gneiss, developing a E-W trending anastomosing foliation which involves the dextral-sense rotated feldspar porphyroclasts of the augen-gneiss. This virgation also causes the development of a E-W trending sub-vertical crenulation cleavage within the Paulistana Complex metapelitic rocks. Figure 9.8 – Left: SEM (scanning electron microscopy) images of the zircons analyzed in samples a) FRP122 and b) FRP200. Right: Concordia diagram for each sample, respectively. Gray ellipses represent zircons not used in the calculation of the Concordia age; red ellipse represents the Concordia age for each diagram. 178 Sample FRP200 is from the central, and most undeformed, portion of the pluton (UTM 245290 E/ 9107791 N). Zircons are crystal clear, inclusion-free needle-like elongated euhedral prisms (up to 5:1 aspect ratio), with conspicuous concentric internal zoning (Figure 9.8b). The zircons show typically igneous Th/U ratios, in between 0.1 and 0.4 (Table 9.2). Although all zircons cluster around the Concordia, zircons Z8, Z11 and Z28 were not used in the calculation of the Concordia age of Figure 9.8b, due to high common lead contents (above the limit used in this work of f206 <= 0.01%). The other five most concordant zircons yield a Concordia age of 966 ± 4.6 Ma (2σ), which is interpreted to be the magmatic age of the granite (Figure 9.8b). 9.4.5. Sm-Nd The Nd isotope analysis results are displayed in Table 9.3. Initial Nd isotope ratios were normalized to 980 Ma, as a mean age between the typical Cariris Velhos felsic gneisses values, and also as mean between the two U-Pb ages gathered in this work (1001-966 Ma) The samples analyzed yielded TDM model ages (DePaolo 1981) in between 1.2-1.5 Ga, with εNd(980 Ma) from -1.0 to +3.1 (Figure 9.9). These values are similar to the values obtained by Van Schmus et al. (1995) for a sample of the Afeição Suite (SRP-G-10 = outcrop FRP148 of this work; TDM = 1.5 Ga and εNd(980 Ma) = 0.2) and suggest homogeneous isotopic characteristics for the Afeição Suite augen- gneiss and related intrusions over a broad area (Figure 9.9). 9.5. Discussion 9.5.1. Petrogenesis and tectonic setting The most striking lithochemical feature of the Afeição Suite are its affinities with convergent margin setting granites, typified by the high LILE (Ba, Rb, Sr) and low HFS (Nb-Ta, Sm, Zr, Hf, Tb, Y, and Yb) values. In the incompatible element spidergram of Figure 9.8b, most samples display an undepleted Tb-Yb segment relatively to MORB, suggesting a shallow depth of fusion (<40 km). Below this depth, pressure is high enough to stabilize garnet, which accommodates these high-strength field elements in its structure (Mysen & Kushiro 1977, Cox et al. 1979, Kozuch 2003). An additional normalization to Ti = 1 is shown at Figure 9.10 and can be used to highlight the effects of depth of fusion (Tb-Yb segment) and distinguish them from crustal contamination (Ba-Ta segment) and partial melting and source composition effects (La-Hf segment) on incompatible element compositions (Pearce 2008). Samples FRP250 and FRP327G are exceptions, showing depleted Tb- 179 Yb segments. Sample FRP250 also shows strongly depleted HREE segment in Figure 9.8a; in this sample, Yb and Y are only about 0.14x and 0.39x the MORB values, respectively. This might suggest the presence of garnet as a restite phase in the melt source (Figure 9.7d), suggesting a depth of fusion >40 km for the magma source of these rocks; but this could also be due only to analytical issues. Thus, more analytical data from distinct samples of the same plutons would be necessary to further clarify this issue. For all samples, the patterns suggest enriched sources and / or a low melt percentage, and variable crustal contamination (Figure 9.10). Figure 9.9 – Nd isotopic evolution diagram of samples from the Afeição Suite (lines, including samples FRP-G-10 of Van Schmus et al. 1995). Hatched and grey fields: range of isotopic compositions of the Cariris Velhos Belt and Paleoproterozoic crust of the Transversal Zone, respectively (sources: Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Santos et al. 2010, Van Schmus et al. 2011). Light grey fields represents the timing of the three main tectono-magmatic events of the Borborema Province. Overall, the incompatible elements patterns suggest emplacement within a continental crust with normal thickness or slightly thickened, once that crustal thinning would allow the upper mantle to melt partially and release HFS and rare earth elements, which would produce the positive Nb-Ta, Sm-Zr-Hf and Tb-Y-Yb anomalies typical of continental extension-related rocks (Figure 9.8b), which are not displayed by the Afeição Suite. This is also true for other Cariris Velhos occurrences (Kozuch 2003) as suggested by Figure 9.8c. The negative Sr peak and pronounced Eu/Eu* negative 180 anomalies suggest the retention of calcic plagioclase in the melt source, which is also suggested by low melting percentage proxies on Figure 9.10. Figure 9.10 - Multi-element spidergram of Figure 9.7b after additional normalization to Ti=1. This normalization highlights the effects of different magmatic processes in each segment of the multi- element spidergram. After Pearce (2008). The Nd isotopic data gathered, with Mesoproterozoic TDM clustering around 1.2-1.5 Ga, and slightly negative to positive εNd(t), is also very consistent with the whole of Cariris Velhos data gathered thus far (TDM = 1.6 ± 0.2 Ga and εNd(t) = -1.9 ± 2.9; Kozuch 2003). According to Van Schmus et al. (2011), there are two main hypothesis to explain this Nd isotopic data: a) by large degrees of partial melting of a Mesoproterozoic source, with TDM in between 1.4 and 1.9 Ga; and b) mixing of juvenile (ca. 1 Ga) melt with varying amounts of Paleoproterozoic (and Archean) crust. Since up to date no significant bedrock of Mesoproterozoic age with the required isotopic composition for option (a) has been found within the Transversal Zone (and within the Borborema Province as a whole), option b) is preferred. This option is also supported by field relationships, as most of the plutons are hosted by Paleoproterozoic basement having TDM around 2.1-2.7 Ga (Van Schmus et al. 2011); and by the lithochemical characteristics of the Cariris Velhos felsic gneisses, suggesting a low degree of partial melting in the source areas (Figure 9.10). This is also the case for the Afeição Suite and the supracrustal sequences of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt, whose substrate is formed by the Paleoproterozoic Morro do Estreito Complex (Gava et al. 1983, Kosin et al. 2004). The fairly high positive εNd(t) values of samples FRP122 (+0.9) and especially FRP242 (+3.1) suggests the importance of juvenile Neoproterozoic melts in the petrogenesis of these felsic rocks, while the negative value (-1.0) found for sample FRP200 181 suggests variable contamination by older crustal components. Thus, the best scenario to explain the Nd isotope characteristics of the Afeição Suite samples would be variable mixing of 1.0 Ga juvenile mantle sources with an Archean / Paleoproterozoic basement (Morro do Estreito Complex). Assuming a mean εNd(980 Ma) of around -12.5 for the Paleoproterozoic crust of the Transversal Zone (Figure 9.9) and a depleted mantle εNd value of around +5.75 at 980 Ma, this would imply for mixing of about 15% to 65% of older crustal components with the juvenile mantle contributions of Cariris Velhos age. In sum, the lithochemical and isotopic characteristics of the Afeição Suite suggests emplacement in a convergent setting, with variable mixing of a Neoproterozoic juvenile mantle component with older, Archean to Paleoproterozoic crust. Depth of low percentage partial melting of enriched sources is mostly shallow, <40 km, but locally, deep fusion with garnet as melt residue phase is also suggested. 9.5.2. Correlation with other Cariris Velhos occurrences Santos (1995) describes two main lithofacies for the syn- to post-tectonic Cariris Velhos rocks within the Alto Pajeú Domain of the Transversal Zone. The first is an augen-gneiss whose type-locality is in the Recanto Farm to the NNE of Floresta, PE, and the second is a migmatitic facies named Riacho do Forno-type. The Afeição Suite lithological and geochemical features are remarkably similar to those of the Recanto-type rocks, both regarding to texture (augen-gneiss), mineralogy (rocks composed of microcline, quartz, plagioclase, biotite, minor muscovite and with sphene, apatite, allanite, zircon and rare garnet as accessories), litochemistry and isotope characteristics. Kozuch (2003) suggests dividing the Cariris Velhos metaigneous and supracrustal rocks in two distinct groups in the Alto Pajeú Domain, based on the presence of a negative Nb-Ta anomaly (Group 1) or the absence of such anomaly (Group 2). According to this author, the geochemical and isotopic characteristics of Group 1 gneisses are remarkably similar over a broad area, suggesting a very homogenous petrogenetic setting for them. In this respect, the lithochemical and petrographic characteristics of the Afeição Suite augen-gneiss are strikingly similar to that of Group 1 (Figure 9.7c). Two distinct tectonic models have been proposed for the Cariris Velhos geodynamic event. The sigmoidal linear belt have been interpreted as a continental margin magmatic arc, or as an arc- back arc system, overlying an Archean-Paleoproterozoic substrate (Brito Neves et al. 1995, Kozuch 2003, Medeiros 2004, Santos et al. 2010); or, alternatively, this event has been interpreted as purely extensional, continental-rift related (Neves 2003, Guimarães et al. 2012). Neves (2003) and Neves 182 et al. (2009) pointed out the lack of a clearly defined Tonian-aged metamorphism associated with the Cariris Velhos Belt, which would be necessary for an orogeny to be defined. Indeed, widespread rifting occurred throughout the São Francisco Craton and surrounding areas during the Tonian (e.g. Tack et al. 2001, Silva et al. 2008). However, it is possible that metamorphism and structures related to the Cariris Velhos Orogeny (if this belt is interpreted as an accretionary orogen) have been largely obliterated by the late Neoproterozoic pervasive Brasiliano metamorphism and deformation (Medeiros 2004). In comparison to modern convergent versus extensional setting, the lithochemical patterns of the Afeição Suite (and coeval Group 1 rocks of the Transversal Zone) are closer to that of active continental margin settings. The main difference between the Afeição Suite and the other Group 1 rocks would be the frankly peraluminous character of the first, while the latter display a transitional metaluminous – peraluminous character (Kozuch 2003, Santos et al. 2010). Group 2 rocks, on the other hand, suggest that some crustal extension occurred concomitant to crustal convergence, especially in a localized site to the northwest of the Alto Pajeú sub-domain, named the Riacho Gravatá sub-domain (Kozuch 2003, Santos et al. 2010). These extensional- related granites could be related to either a fore-arc or a back-arc setting, as suggested by Kozuch (2003); or to a continental rift basin (Guimarães et al. 2012). The Cariris Velhos samples are apparently arranged chronologically in with arc-like characteristics during earlier melting episodes (~1000-960 Ma) that evolved to a latter combination of volcanic arc and fore-arc or back-arc continental setting (~960-920 Ma; according to U-Pb data from Kozuch 2003). In this scheme, the analyzed Afeição Suite samples would fall within the age range of earlier melts with arc-like characteristics. 9.5.3. Role of the Afeição Suite within the Brasiliano-aged (~630-550 Ma) Riacho do Pontal Fold Belt evolution The Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt is characterized by the ubiquitous occurrence of Afeição Suite plutons, while similar rocks are absent from the Central and External zones (Figure 9.1). The External Zone is composed by a south-verging nappe system with platformal metasedimentary rocks (quartzite and marble of the Barra Bonita Formation) overlain by a flysch- like sedimentary unit (metagraywackes and schists of the Mandacaru Formation). Geophysical modeling (Oliveira 1998) suggests a low preserved thickness of these supracrustal sequences, which overrides the northern protuberance of the São Francisco Craton in the Sobradinho Dam area (Figure 9.1). Indeed, the supracrustal nappe system of the External Zone is transparent to the 183 geophysical data (Bouguer anomaly and magnetometric maps), with N-S trending cratonic lineaments displaying a clear continuation below the nappes (Oliveira 1998). Thus, the External Zone can be understood as a reworked portion of the São Francisco Craton northern margin. The N-S trending geophysical lineaments are truncated by roughly E-W trends within the Central Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt (Oliveira 1998). The Central Zone represents the inflection of a negative-positive paired Bouguer anomaly in a NNW-SSE transect across the fold belt, with the Internal Zone lying on the positive side and the External Zone on the negative side of the anomaly. This anomaly displays an up 70 mGal peak-to-peak difference. The paired anomaly is very similar to that of Precambrian suture zones, with the negative side corresponding to an older, colder continental fragment (the São Francisco Craton in this case), and the positive side corresponding to a younger, relatively hotter continental block, perhaps with a higher level MOHO indicating that this was probably the overriding plate in the collision (Gibb & Thomas 1976). The Central Zone is characterized by the Monte Orebe Complex, which contains a large volume of metabasaltic rocks whose chemistry resembles that of mid-ocean ridge basalts (Moraes 1992). Thus, the Central Zone could mark an ancient suture zone of two distinct lithospheric blocks: the older and colder São Francisco plate to the south, which lacks any Cariris Velhos-related intrusions, and the younger and hotter Internal Zone block, which contains the Afeição Suite augen- gneiss intrusions. The latter block was weaker than the first, because it has been the site of relatively recent convergent margin magmatism, typified by the Afeição Suite, which would represent the southwestern edge of the Cariris Velhos magmatic arc. Thus, the Internal Zone probably represents a portion of a block from the Borborema Province – must probably the western edge of the Pernambuco – Alagoas block, which was accreted to the northern São Francisco Craton margin during the Brasiliano Orogeny, and later displaced from its counterparts within the Borborema Province by late-tectonic lateral movements of the West Pernambuco Shear Zone (Figure 9.1). 9.5.4. Tectonic Model The Afeição Suite plutons occupy the extreme southwestern portion of the Cariris Velhos Belt, a linear feature with a roughly NE-SW trend, which traverses the Transversal Zone until the Atlantic coastline (Figure 9.1). One possibility is that this linear belt represents the site of an ancient active margin, where a continental margin arc (Cariris Velhos arc) developed (Kozuch 2003, Santos et al. 2010). The Nd isotopic data suggests a mixture of Tonian mantle wedge, juvenile material with the Archean / Paleoproterozoic crust of the continental margin, which corresponds to the 184 present-day northern boundary of the Alto Pajeú sub-domain of the Transversal Zone and of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 9.1). Thus, here we propose a tectonic model for this portion of the Cariris Velhos Belt (Figure 9.11), which is in agreement to the model proposed by Kozuch (2003) and Santos et al. (2010) for the remainder of this belt. At around >=1000 Ma, continental rifting caused the deposition of rift to passive margins sequences within the northern margin of the future Transversal Zone (Brito Neves et al. 2000, 2005, Kozuch 2003) and within the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 9.11a). Recognizing the blocks that rifted apart is a highly conjectural exercise at this stage; but its probable that it involved a continental block encompassing the future Transversal Zone terranes to the south (Alto Pajeú, Alto Moxotó, Rio Capibaribe, and probably the Pernambuco- Alagoas block of the Southern Domain) and a continental block involving the Northern Borborema blocks towards north (Rio Grande do Norte and Ceará Central domains). Within the future site of the Riacho do Pontal Fold Belt, the Morro Branco (metarhythmites, metavolcanics) and Santa Filomena complexes (garnet-mica schist, quartzite, marble) could be remnants of this rift to passive margin sequences, respectively. The development of true oceanic crust remains conjectural at this stage. At 1000-960 Ma, onset of southeastward subduction of the Northern Borborema block crust below the Pernambuco-Alagoas block northern border creates an active continental margin, where the southwestern edge of the Cariris Velhos arc developed (Figure 9.11b). Deposition of flysch-like sequences related to the Cariris Velhos cycle (part of the Santa Filomena and Morro Branco complexes?) also might have occurred. It is unclear whether this accretionary orogenic phase evolved to a collisional setting or if subduction ceased once that a possible mid-ocean ridge reached the trench (as suggested by Kozuch 2003). Afterwards, renewed crustal stretching and passive margin development loosely constrained to 900-650 Ma causes the development of the Brasiliano-aged platformal metasedimentary sequences of the Borborema Province. This crustal rifting might have reactived older Cariris Velhos weakness zones, as suggested by the parallelism of the Piancó – Alto Brígida Fold Belt with the Cariris Velhos Belt within the Transversal Zone (Figure 9.1). The main compressional phase of the Brasiliano Orogeny, in between 650-575 Ma, caused the intrusion of a multitude of granitic plutons and sedimentation of syn-orogenic basins throughout the Borborema Province, besides extensive deformation and metamorphism, which highly obliterated previous, Cariris Velhos-related features. At 575-530 Ma, late-stage lateral escape tectonics create the network of steeply dipping shear zones which crosscuts the whole of the Borborema Province, including the West Pernambuco Shear Zone, which displaces the Afeição Suite from its counterparts within the Transversal Zone, in a dextral sense of shear movement (Figure 9.1). 185 The role of the Cariris Velhos Belt within the evolution of West Gondwana is still a matter of debate. Apparently, it was not part of the Grenvillian Orogen sensu strictu, since that magmatic events associated with this orogeny were largely completed around 1.0 Ga ago, and rifting of this Mesoproterozoic supercontinent would only start at about 750 Ma ago (e.g. Li et al. 2008). Thus, Kozuch (2003) and Santos et al. (2010) propose that it was a broadly independent tectono- magmatic event, not associated to the assembly of Rodinia (i.e. peri-Rodinian). Based on the quasi- linearity of the belt, these authors suggest that the Cariris Velhos Orogeny might have been related to a leading edge of the newly assembled Rodinia supercontinent. We concur and interpret the Afeição Suite augen-gneisses as the southwestern most occurrence of rocks related to this leading edge, active continental margin arc. Figure 9.11 – Schematic transects of the passive margin (a) and accretionary (b) stages of the Cariris Velhos Cycle within the northern Riacho do Pontal Fold Belt. See text for details. 186 9.6. Conclusions The Afeição Suite involves mainly high-K calc-alkaline plutons with litochemistry features akin to Phanerozoic active continental margin suites. The plutons were emplaced in between 1000 and 960 Ma ago, during the Cariris Velhos Orogeny, and Nd isotopic data suggests the mixing of Tonian juvenile melts (possibly from a mantle wedge) with older (Paleoproterozoic and/or Archean) crust (Morro do Estreito Complex). The augen-gneisses and porphyritic granites are emplaced as sills within the Santa Filomena and Morro Branco metavolcanosedimentary complexes, thus suggesting that these supracrustal sequences of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt could also be related to the Cariris Velhos cycle. Crosscutting relationships with the Paulistana Complex around the homonymous town are less understood since contacts are mostly tectonic and related to thrusting during the Brasiliano Orogeny (~650-575 Ma). Overall, the petrographic, lithochemical, isotopic and chronologic characteristics of the Afeição Suite are correlationable with Group 1, Recanto-type augen-gneisses of the Alto Pajeú sub- domain, Transversal Zone of the Borborema Province (Kozuch 2003, Santos et al. 2010). This suggests that the Afeição Suite represents the southwestern edge of the elongated linear Cariris Velhos Belt, which extends for about 700 km towards the Atlantic coastline. This linear feature could represent an ancient active continental margin, not directly related to the assembly of the Rodinia supercontinent, but instead, representing a peri-Rodinian leading edge margin. As it contains important Cariris Velhos –aged intrusions, the Internal Zone probably represents a portion of a block from the Borborema Province, the western edge of the Pernambuco – Alagoas block, which was accreted to the northern São Francisco Craton during the Brasiliano Orogeny (~630-540 Ma), and later displaced from its counterparts within the Transversal Zone by late-tectonic lateral movement of the West Pernambuco Shear Zone. As a result, the Afeição Suite represents an isolated occurrence of the Cariris Velhos Belt within this portion of the Southern Domain. 9.7. Acknowledgments To the Fundação de Apoio à Pesquisa de Minas Gerais (FAPEMIG) and Vale for the financial and logistic support through the grant number CRA-RDP-00120-10. 187 Table 9.1- Litochemical data for Samples of the Afeição Suite (arranged by increasing SiO2 content) Sample FRP327G FRP250 FRP200 FRP194B FRP195 FRP141 FRP148 FRP144 FRP202 FRP142A FRP142B FRP122 FRP242 FRP213 FRP244 SiO2 64.95 65.22 67.35 69.32 69.52 69.54 69.63 70.06 70.41 70.42 70.58 71.68 71.76 74.81 77.34 TiO2 0.87 0.78 0.49 0.50 0.51 0.60 0.54 0.56 0.42 0.53 0.48 0.34 0.29 0.32 0.11 Al2O3 16.11 15.86 15.83 14.63 14.60 13.20 13.79 13.45 14.15 13.44 13.22 12.97 13.89 12.83 11.68 Fe2O3 5.72 4.02 3.53 4.09 4.10 5.48 5.04 4.82 3.26 4.62 4.75 3.79 2.89 2.70 1.75 MnO 0.06 0.04 0.05 0.08 0.07 0.09 0.08 0.09 0.05 0.08 0.07 0.07 0.05 0.04 0.02 MgO 1.31 1.37 0.99 0.88 0.93 1.10 0.86 0.93 0.81 0.89 0.77 1.17 0.44 0.40 0.14 CaO 2.61 3.10 1.94 2.31 2.20 2.42 2.06 2.17 2.32 2.08 1.83 1.88 1.52 1.15 0.29 Na2O 3.09 3.87 2.60 3.31 3.77 3.11 3.07 3.15 2.97 3.10 2.93 3.75 3.66 3.80 3.29 K2O 3.73 4.38 5.71 4.03 3.15 3.68 4.27 3.92 4.07 4.06 4.42 2.72 4.59 3.35 4.37 P2O5 0.30 0.20 0.11 0.12 0.17 0.13 0.12 0.12 0.13 0.11 0.11 0.07 0.07 0.06 0.02 Cr2O3 0.004 0.003 0.004 0.004 <0.002 0.005 0.004 0.003 0.006 0.006 0.003 0.013 <0.002 <0.002 0.003 LOI 1.0 0.8 1.1 0.6 0.8 0.5 0.4 0.6 1.2 0.5 0.7 1.4 0.7 0.4 0.9 Ba 631 1391 1691 448 364 473 553 566 708 455 583 487 885 460 151 Rb 173.0 137.9 171.1 200.6 197.9 173.7 191.3 170.2 142.9 177.9 198.7 79.6 143.4 162.3 223.0 Sr 250.9 568.3 214.3 159.0 141.2 111.9 114.4 113.4 213.1 96.3 104.2 92.1 120.7 123.3 27.6 Cs 5.6 3.2 5.1 13.1 13.9 9.8 22.4 8.3 6.0 10.7 12.6 2.7 6.1 6.9 4.3 Ga 23.1 25.1 19.4 22.1 22.9 19.5 18.3 18.4 18.8 17.6 18.5 18.9 18.4 17.3 22.3 Tl 0.7 0.4 0.5 0.8 0.8 0.5 0.6 0.5 0.4 0.5 0.6 0.1 0.3 0.4 0.3 Ta 1.0 0.8 0.7 1.3 4.0 1.6 1.7 1.5 1.6 1.8 1.9 0.9 1.3 1.1 2.4 Nb 22.4 13.0 10.2 13.7 28.2 20.4 19.2 19.0 23.6 19.0 18.9 10.6 12.3 11.8 32.1 Hf 9.5 6.3 7.0 7.1 8.1 8.3 7.9 7.0 6.2 8.2 6.9 6.1 6.1 6.2 5.7 Zr 388.1 229.0 243.0 229.1 267.3 286.5 261.3 273.9 228.8 241.8 244.6 159.9 221.6 223.8 135.4 Y 16.8 10.8 34.9 38.3 35.9 65.5 47.3 56.3 20.7 54.9 56.3 44.2 37.9 67.5 65.6 Th 14.9 13.9 20.6 16.0 22.6 20.7 16.4 19.8 20.5 19.3 20.0 11.1 12.7 22.4 23.9 U 1.4 2.6 2.3 5.5 5.4 4.1 2.0 3.2 3.5 2.8 2.7 2.4 2.6 3.5 4.2 Ni 5.0 6.0 14.0 7.8 7.1 11.2 8.7 8.1 6.0 9.6 8.8 28.4 2.5 3.8 4.6 Sc 8.0 5.0 7.0 7.0 8.0 10.0 8.0 9.0 6.0 9.0 7.0 8.0 4.0 4.0 <1 V 60.0 61.0 47.0 42.0 43.0 70.0 44.0 47.0 28.0 64.0 40.0 68.0 28.0 57.0 <8 Cu 10.7 8.6 29.8 13.0 26.3 14.8 28.3 5.4 27.5 10.6 13.0 14.7 8.8 5.9 6.0 Pb 4.1 3.6 8.8 3.2 3.8 4.2 4.7 6.0 7.7 2.6 3.1 3.4 2.5 2.7 2.6 Zn 82.0 117.0 52.0 68.0 74.0 59.0 56.0 68.0 42.0 64.0 61.0 40.0 41.0 29.0 21.0 Sn 1.0 4.0 2.0 6.0 9.0 6.0 7.0 5.0 2.0 5.0 6.0 2.0 5.0 7.0 6.0 W 0.8 1.6 1.0 <0.5 0.7 1.9 2.2 0.9 <0.5 0.6 0.7 1.5 <0.5 2.7 1.5 Mo 0.7 0.3 1.0 2.8 0.5 1.3 1.6 0.7 2.7 0.7 1.2 0.8 0.9 0.9 3.1 Be 4.0 9.0 2.0 2.0 3.0 4.0 4.0 8.0 3.0 2.0 5.0 2.0 2.0 5.0 5.0 Co 10.8 8.0 9.1 7.3 8.1 9.3 7.5 7.5 5.4 7.4 7.5 5.9 3.9 5.0 5.7 La 25.9 50.20 70.30 36.2 54.00 66.20 41.00 68.60 48.1 52.60 63.10 29.50 50.20 61.50 53.2 Ce 65.3 100.00 130.80 70.2 99.50 109.70 79.10 129.90 93.6 74.30 84.50 61.00 88.40 93.40 98.1 188 Pr 7.65 11.31 15.08 8.84 11.14 16.41 9.88 15.67 10.28 11.24 13.27 7.04 10.48 10.23 13.82 Nd 26.7 42.10 57.90 30.5 38.40 60.40 38.70 56.80 34.7 42.50 51.40 28.00 39.20 34.90 56.0 Sm 5.29 7.23 10.49 7.21 7.45 12.70 7.90 10.67 6.73 8.50 9.39 6.06 7.64 7.11 13.97 Eu 1.78 1.52 2.04 1.16 1.27 2.07 1.24 1.64 1.21 1.24 1.43 1.17 1.26 1.06 0.67 Gd 4.64 5.50 8.55 7.13 6.87 12.50 8.18 10.19 5.38 8.28 9.19 6.78 6.79 7.99 15.34 Tb 0.69 0.58 1.15 1.07 1.13 1.96 1.34 1.60 0.75 1.44 1.51 1.22 1.17 1.46 2.55 Dy 3.67 2.73 5.87 6.73 6.25 11.62 8.14 9.80 4.49 9.64 9.67 7.56 6.98 9.96 16.10 Ho 0.55 0.39 1.00 1.24 1.23 2.18 1.64 1.95 0.81 2.15 1.89 1.73 1.36 2.11 2.84 Er 1.68 0.89 2.86 4.06 3.64 6.27 4.96 5.41 2.14 5.77 5.56 5.15 3.89 6.72 8.12 Tm 0.16 0.08 0.41 0.56 0.52 0.96 0.76 0.78 0.30 0.94 0.87 0.72 0.56 1.04 1.33 Yb 1.21 0.42 2.63 3.30 3.28 6.33 4.98 5.30 1.72 5.94 5.96 4.93 3.95 6.61 9.50 Lu 0.18 0.10 0.39 0.48 0.50 0.86 0.72 0.72 0.27 0.95 0.85 0.71 0.55 1.03 1.24 Sum 99.78 99.66 99.69 99.85 99.84 99.84 99.86 99.84 99.81 99.84 99.85 99.88 99.82 99.86 99.92 TOT/C <0.02 <0.02 0.05 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 0.06 <0.02 0.02 0.08 <0.02 <0.02 <0.02 TOT/S <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 189 Table 9.2 – U-Pb zircon data (LA-ICP-MS). Arranged by increasing Concordia age. FRP122 – Granite sill Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) Z03 94 0.37 126440 0.014 0.072076 1.12 1.6662 1.31 0.167657 0.68 0.67 988 23 996 8 999 6 101 Z23 111 0.42 143824 0.012 0.071969 0.86 1.6680 1.21 0.168091 0.85 0.68 985 18 996 8 1002 8 102 Z11 151 0.49 126742 0.013 0.072360 1.31 1.6742 1.45 0.167806 0.62 0.56 996 27 999 9 1000 6 100 Z13 129 0.49 107206 0.016 0.071632 0.74 1.6761 1.11 0.169704 0.82 0.71 975 15 1000 7 1010 8 104 Z15 86 0.39 124893 0.014 0.072632 1.23 1.6784 1.44 0.167602 0.76 0.65 1004 25 1000 9 999 7 100 Z10 309 0.31 311873 0.005 0.072886 0.63 1.6816 0.90 0.167336 0.64 0.66 1011 13 1002 6 997 6 99 Z24 308 0.34 241157 0.007 0.072239 0.65 1.6890 0.97 0.169571 0.71 0.70 993 13 1004 6 1010 7 102 Z25 197 0.44 249856 0.007 0.072486 0.67 1.6960 1.02 0.169695 0.77 0.72 1000 14 1007 7 1010 7 101 FRP200 – Augen-gneiss Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) Z8 194 0.40 47475 0.036 0.070506 0.88 1.5452 1.13 0.158953 0.71 0.59 943 18 949 7 951 6 101 Z28 324 0.11 27287 0.063 0.071413 0.49 1.5650 0.73 0.158941 0.54 0.67 969 10 956 5 951 5 98 Z23 211 0.24 228230 0.008 0.070913 0.85 1.5681 1.05 0.160380 0.61 0.67 955 17 958 6 959 5 100 Z16 284 0.16 295899 0.006 0.071863 0.52 1.5832 0.84 0.159778 0.66 0.74 982 11 964 5 956 6 97 Z27 314 0.23 177927 0.010 0.071340 0.69 1.5983 0.92 0.162487 0.61 0.61 967 14 970 6 971 5 100 Z6 280 0.21 165678 0.010 0.071423 0.44 1.6002 0.76 0.162490 0.62 0.77 970 9 970 5 971 6 100 Z9 284 0.35 278427 0.006 0.072183 0.61 1.6058 0.90 0.161342 0.66 0.70 991 12 972 6 964 6 97 Z11 195 0.25 43203 0.040 0.071566 1.11 1.6254 1.36 0.164720 0.78 0.68 974 23 980 9 983 7 101 190 Table 9.3 – Nd isotope data for samples of the Afeição Suite. Sample Nd (ppm) Sm (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ εNd(980 Ma) TDM (Ga) FRP242 31.73 6.45 0.1228 0.512323 14 3.1 1.2 FRP122 29.21 7.06 0.1461 0.512359 6 0.9 1.5 FRP200 66.12 12.13 0.1109 0.512034 14 -1.0 1.5 SRP-G-10* 42.8 8.43 0.12316 0.512174 15 0.2 1.5 * Sample from Van Schmus et al. (1995) 191 CAPÍTULO 10 – ARTIGO Evidence for Neoproterozic oceanic crust remnants within the southern Borborema Province, NE Brazil and implications for West Gondwana reconstructions Abstract – The Riacho do Pontal Fold Belt is part of the extense Brasiliano / Pan-African branch of orogens of West Gondwana in northeastern Brazil (~600-500 Ma). Its central portion is characterized by the Monte Orebe Complex, composed by metabasalts, metaultramafics and deep- sea exhalative and metasedimentary rocks. A Sm-Nd whole rock isochron of metabasalt samples yields an age of 819 ± 120 Ma (MSWD = 0.55), with initial εNd(t) = +4.4. Values of 147Sm/144Nd above the chondrite ratio indicates a depleted mantle source for the Monte Orebe metabasalts, which together with its T-MORB, subduction-related ophiolite geochemistry, suggest that they represent obducted remnants of a Neoproterozoic oceanic crust. At around ~630-620 Ma, onset of subduction in the Borborema Province caused the inversion of basins, obduction of oceanic crust slices, and flysch sedimentation. The Riacho do Pontal Fold Belt represents, thus, a complete plate tectonics cycle in the late Neoproterozoic, involving the collision of the São Francisco Craton (lower plate) with the Pernambuco – Alagoas block (upper plate). This interpretation is also supported by geophysical data, as the central zone of the belt corresponds to the inflexion of a paired positive-negative Bouguer anomaly, with a 70 mGal peak-to-peak gap, which is very similar to other Precambrian suture zones. The interpretation of a complete plate tectonics cycle in this area challenges current views that the Borborema Province acted as a coherent block since Paleoproterozoic times (part of the Atlantica Supercontinent); suggesting, instead, a dynamic setting where multiple plates interacted to form this portion of West Gondwana. Keywords: Brasiliano Orogeny, São Francisco Craton, Borborema Province, Riacho do Pontal Fold Belt, Precambrian tectonics 10.1. Introduction The recognition of Precambrian ophiolites or oceanic crust slivers is often complicated due to the poor preservation of the geologic record. Thus, not all oceanic crust remnants exhibit the typical lithological associations of classic ophiolites (i.e., full or dismembered Penrose sequence of Anonymous 1972, podiform chromites, pillow lavas, etc.) as part of these can be obscured by subsequent metamorphism and deformation (e.g. Dilek 2003, Furnes et al. 2007). Nevertheless, the discovery of ancient oceanic crust remnants is a key issue in paleocontinent reconstructions, as it oftens marks the site of ancient plate boundaries and suture zones. Kusky (2004) pointed out that 192 MORB (mid-ocean ridge basalt) chemistry and flat REE (rare earth element) patterns are distinctive features of ancient oceanic crust, being present in about 65% of Phanerozoic ophiolites. Other features, such as a close association with chert and deep water sediments, can also be used as supportive criteria, as similar associations occur in about 85% of Phanerozoic ophiolites (Kusky 2004). In extreme cases, all oceanic crust remnants might be wiped out by subsequent erosion of mountain chains; such cryptic suture zones, however, can still be recognized on the basis of geophysical criteria (Gibb & Thomas 1976, 1977). During the late Neoproterozoic to Cambrian (630-530 Ma), the Precambrian continental fragments that form West Africa and eastern South America joined together to form the West Gondwana continent (Du Toit 1937, McWilliams 1981). This continental collision is testified by the so-called Brasiliano / Pan-African Orogeny (Almeida 1967, Trompette 1994, Cordani et al. 2003; and references therein), which involves a continental scale branching system of orogens representing the sites where the ancient plates were agglutinated. The Borborema Province of northeastern Brazil (Figure 10.1; Ebert 1970, Almeida et al. 1981) is one of such areas, where the interaction of three major crustal blocks, namely the São Francisco / Congo, São Luis / West Africa and Amazonian cratons, caused regional deformation, metamorphism, magmatism and, in a late lateral escape regime, the development of a continental-scale strike slip shear zone system that spreads out throughout all of the province (Ebert 1964, Almeida et al. 1981, Vauchez et al. 1995, Brito Neves et al. 2000). The Borborema Province (Figure 10.1) is composed mainly of branching, mostly linear Proterozoic metavolcanosedimentary belts, which separates major Paleoproterozoic (~2.2-2.0 Ga) blocks, with a few isolated Archean nuclei (Brito Neves et al. 2000). One of the major questions that arise in the geodynamic evolution of this province is whether it represents mainly the crustal reworking of an old (>=1.9 Ga) block (the Atlantica supercontinent of Rogers 1996), with the development of intracratonic basins which evolved to intracontinental fold belts (Neves 2003, Neves et al. 2009), or if it reflects the development of complete plate tectonics cycles, involving the separation and agglutination of different crustal blocks during the Neoproterozoic (Brito Neves et al. 2000, Oliveira 2008, Oliveira et al. 2010, Van Schmus et al. 2011). A similar problem was faced for years on the much better constrained East Gondwana paleocontinent (Collins & Pisarevsky 2005). The fold belts or branching orogens are key areas to search for evidence to reconstruct such geodynamic histories, such as remnants of oceanic crust and clues that point out the sites of ancient suture zones. The Riacho do Pontal Fold Belt, on the southern portion of the Borborema Province (Figure 10.1 and 10.2), is one of the least studied areas in the context of the Brasiliano Orogeny. In this paper, novel lithochemical and isotopic evidence for the presence of obducted oceanic crust slices 193 within the central portion of the fold belt is presented. This evidence is backed up by available gravimetric data, which suggests that this area correspond to an ancient suture zone between two crustal blocks of distinct density and composition. Figure 10.1 –Major cratons and orogenic areas involved in the amalgamation of West Gondwana (South America + Africa) during the Neoproterozoic Brasiliano / Pan – African Orogeny. 10.2. The Riacho do Pontal Fold Belt The Riacho do Pontal Fold Belt can be subdivided in three portions or zones, according to the sedimentary, metamorphic and structural features, from south to north (Figure 10.2; Oliveira 1998): The External, Central, and Internal zones. Contacts between the zones and between stratigraphic units within it are mostly through contractional shear zones. The whole stratigraphic package, from the External to the Internal zones, is intruded by multiple generations of syn- to post- collisional plutons, dated at about 630-550 Ma (Rb-Sr isochrons; Jardim de Sá et al. 1992, 1996). The External Zone, in the southernmost part of the Fold Belt, is a classic foreland thrust- and-Fold Belt, characterized by a south-verging nappe system composed by the supracrustal rocks of the Casa Nova Complex or Group (Souza et al. 1979, Angelim 1988, Bizzi et al. 2007). The Casa Nova nappes override the São Francisco Craton basement on the Sobradinho Dam area, in the Bahia / Piauí / Pernambuco states borderline. They are composed mainly by quartzite, marble and mica schist (Barra Bonita Formation) overlain by metagraywackes (Mandacaru Formation). The Central Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt is characterized by a 100 km long east- west trending synformal structure that reachs 10 to 20 km in length in its central part, from the towns of Afrânio (PE) to Paulistana (PI). This “Monte Orebe synform” (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992) separates the Internal and External zones of the Riacho do Pontal Fold Belt. 194 The Internal Zone of the Fold Belt, to the north, is characterized by abundant augen-gneiss intrusions (Afeição Suite), highly reworked migmatitic basement slices, and predominantly metasedimentary units with minor volcanic contribution (Paulistana and Santa Filomena complexes; Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001). It is bounded, to the north, by the E-W trending dextral strike-slip West Pernambuco shear zone. The Afeição Suite has been dated at around 1000-960 Ma (Rb-Sr and U-Pb determinations; Jardim de Sá et al. 1988, Van Schmus et al. 1995), thus suggesting that part of the Internal Zone contains remnants of the Cariris Velhos belt of the Transversal Zone of the Borborema Province (Kozuch 2003, Santos et al. 2010). Plutonic rocks of this age are absent from the External and Central zones. Figure 10.2 – Schematic geological map and transect of the Riacho do Pontal fold belt. PE = Pernambuco; BA = Bahia and PI = Piauí. 195 The Central Zone is characterized by a major linear Bouguer anomaly (Figure 10.3), with a gravimetric low (down to around -75 mGal) on the External zone side and a high in the Internal Zone side, with a mean 50 mGal peak-to-peak gap (Oliveira 2008). Thus, there is a clear difference in the mean Bouguer level between the Internal and External zones. This gravimetric profile is typical of Precambrian suture zones (e.g. Gibb & Thomas 1976, 1977, Fountain & Salisbury 1981, Thomas 1992), where two crustal blocks of different density are separated by a zone of crustal thickening (hence the negative plunge on the External Zone side). The inflection point from the negative to positive anomalies often represents the site of the ancient suture zone, which can bear oceanic crust remnants if the suture is not cryptic. In the case of the Riacho do Pontal Fold Belt, this inflection point coincides with the southern limit of the Central Zone, where the Monte Orebe metavolcanic rocks are thrust upon the External Zone metasedimentary rocks (Figure 10.3). In addition, the Internal Zone is dominated by 1000-960 Ma old rocks (Afeição augen-gneisses) which are similar to other rocks present northward within the Borborema Province (the Cariris Velhos Belt); but absent within the São Francisco Craton realm (External Zone), where Archean and Paleoproterozoic rocks predominate (Barbosa & Sabaté 2004). Thus, the Central Zone juxtaposes two crustal blocks of distinct radiometric age and composition. 10.3. The Monte Orebe Complex: Oceanic crust remnants The Monte Orebe Complex is a metavolcano-sedimentary unit composed mainly of basic metavolcanics (actinolite greenschists, amphibolites and metatuffs), interleaved within deep-sea pelagic metasedimentary rocks, mainly metachert (locally iron-rich) and garnet-mica schist; locally, metaultramafic lenses occur. The basic metavolcanics are the main and most significant lithotype of the Monte Orebe Complex. They are commonly brightly green schists, with fine to medium grain, nematoblastic texture and strongly deformed, locally with mylonitic fabrics. Locally, millimetric vesicular structures can be seen in massive metabasalts. They are composed mainly of clear green actinolite and hornblende with 1-5 mm elongated crystals, 0.5-1 mm andesine crystals, fine-grained epidote / zoisite and chlorite. The most common accessories are sphene, carbonate, apatite, quartz, garnet, and rarely zircon. The metaultramafic lenses are composed of grey or dark green fine- grained schists, composed of talc, chlorite, serpentine, carbonates, amphibole and opaque minerals. Deep green medium to coarse grained ortho-amphibolites composed mainly of hornblende, actinolite and andesine are also common and generally concordant to the actinolite-andesine greenchists. 196 Figure 10.3 – a) Comparison of the Riacho do Pontal Bouguer anomaly with other Precambrian suture zones (Thomas 1992) and b) lithospheric density model for the Riacho do Pontal area (Oliveira 1998), in a NW-SE transect parallel to the geological transect of Figure 10.2. Compare with the general model of Gibb & Thomas (1976). Metachert layers are very common and occur in close spatial association with the basic metavolcanics. The more competent metachert layers support the topography of small ranges near the towns of Afrânio and Caboclo (PE), delineating the flanks of normal folds with nearly ENE- SWS axis, in contrast to the broadly metavolcanic domains which are invariably more weathered and make up smooth to rounded topographies in the cores of the folds. The garnet-mica schists are brown to red due to oxidation of iron, and composed mainly of quartz and muscovite, with variable garnet, biotite, kyanite, staurolite, zircon, rutile and opaque minerals. 197 Eighteen metabasalt samples from the Monte Orebe Complex were analyzed for major, trace and rare earth element data (Table 10.1). These were plotted along with other 37 samples from Moraes (1992), of which major and selected trace elements data are available (grey symbols; Figure 10.4). Samples are mostly tholeiitic basalts (Figure 10.4a and 10.4b), clustering around the MORB filed in the classic Pearce & Cann (1973) diagrams (Figure 10.4c). An important subduction-related component can be identified using diagrams that refine the tectonic ambience discrimination, as revealed by the overall low Ti/V ratios (Figure 10.4e) and the plotting of most of the samples within the back-arc field in the Th / Tb / Ta diagram of Cabanis & Thiéblemont (1988; Figure 10.4d). Similarly, in the Th / Yb / Nb diagram of Pearce (2008), although most samples plot within the MORB array, there is a clear tendency of some sample towards the arc array, thus suggesting a mixing line in between typical arc-derived and mid-ocean ridge magmas (Figure 10.4f). In this diagram, it is noteworthy that all of the samples fall within the subduction-related ophiolites field of Dilek & Furnes (2011). The chondrite-normalized REE patterns are relatively flat and remarkably homogeneous (Figure 10.4g), very similar to T-MORB patterns (Sun & McDonough, 1989). The incompatible element spidergram of Figure 10.4h also suggests a similarity with subduction-related ophiolites, with overall high LIL / HFS ratios, a negative Nb-Ta slope and a positive Pb anomaly (Dilek & Furnes 2011). A Sm-Nd whole rock isochron of four metabasalt samples yields an age of 819 ± 120 Ma (MSWD = 0.55; Probability of fit = 0.58), with initial εNd(t) = +4.4 (Figure 10.5). The Monte Orebe metabasalts all show positive εNd(t) values, in a narrow range between +4.0 and +4.5 (Table 10.2). Three samples show 147Sm/144Nd values above the chondritic value of 0.1967 (slightly positive fSm/Nd values; Shirey & Hanson 1986), suggesting light rare earth element depletion of the mantle source. This is typical of present-day basalts generated within oceanic areas, either within a mid- ocean ridge or within a suprasubduction zone environment. The geochemical and isotopic features of the Monte Orebe Complex metabasalts strongly suggest a transitional or slightly depleted mantle source. One possibility is that the Monte Orebe metabasalts were extruded in a supra-subduction zone environment. In this case, the mantle wedge above the subduction zone would be contaminated with downgoing plate derived fluids, thus generating the hybrid characteristics in between MORB and arc-related basalts, typical of this kind of environment (e.g. Perfit et al. 1980, Pearce 1982, Saunders & Tarney 1984, Kelemen et al. 1990, 1993, Dilek & Furnes 2011). Due to their highest probability of preservation, subduction-related ophiolites are the most common type of ancient oceanic crust fragments found within the stratigraphic record, regardless of the development or not of a complete magmatic arc (Dilek & Furnes 2011). 198 Figure 10.4 – Chemical plots of the Monte Orebe metabasalts. See text for details. 199 Figure 10.5 – Sm-Nd isochron of Monte Orebe metabasalt samples. White ellipse (sample FRP073) was not used in the regression (outlier); using all samples, the isochron age is 792 ± 120 Ma with a much higher MSWD of 2.2. 10.4. Conclusions The geochemical and isotopic features of the Monte Orebe Complex metabasalts suggest a depleted mantle source, possibly in a supra-subduction zone environment. Most importantly, the data presented clearly suggest the extrusion of large volumes of juvenile, mantle-derived basic magma within the central portion of the Riacho do Pontal Fold Belt, indicating that basin formation evolved to the development of at least small tracts of oceanic lithosphere between the São Francisco and Borborema blocks during the early to mid Neoproterozoic (Figure 10.6). Together with the central position of these rocks within the Fold Belt and the geophysical characteristics of the Central Zone, which strongly suggests the collision of two crustal blocks of distinct composition, age and density (Oliveira 2008), the data points out to the development of a complete plate tectonics cycle for the geologic evolution of this part of the Borborema Province, ruling out the hypothesis of exclusively intracontinental sedimentation and deformation during the Neoproterozoic (Neves 2003, Neves et al. 2009). The Borborema Province could, thus, represent a collection of fragmented 200 crustal blocks which were weakened by successive plate tectonics cycles during the Neoproterozoic (stretching and compression related to the Cariris Velhos and Brasiliano orogenies), never existing as a single crustal entity during these times, until they were finally squeezed together in between the older, keeled constituents of West Gondwana during the late Neoproterozoic. Figure 10.6 – Tectonic model for formation (a) and obduction (b) of the Monte Orebe metabasalts. See text for discussion. 10.5. Acknowledgments To the Fundação de Apoio à Pesquisa de Minas Gerais (FAPEMIG) and Vale for the financial and logistic support through the grant number CRA-RDP-00120-10. 201 APPENDIX 10.A: Materials and Methods Sampling - Care was taken to select fresh samples free from weathering and whose protholiths suffered only apparently isochemical post-igneous transformations. Only the homogeneous parts of the samples were used (e.g. to avoid veins). In preparation for the geochemical and Nd isotope analysis, samples were crushed in a press and then a fraction of the resulting fragments was powdered in a shatterbox. Lithochemical Analysis - Major, trace and rare earth elements analysis were conducted at the ACME Analytical Laboratories Ltd., Vancouver, Canada. Element grades were analyzed via ICP- MS after fusion with lithium metaborate / tetraborate and digestion with diluted nitric acid, with 0.01 % precision for most of the major elements and 0.1 ppm for most of the trace and rare earth elements. Base and precious metal grades were determined by digestion in Aqua Regia followed by ICP-MS analysis. The lost on ignition (LOI) was determined by the weighing difference after ignition at 1000 °C. Sm-Nd analysis - The analysis were conducted at the GEOTOP-UQÀM Research Center, Montréal, Canada. Samples were dissolved in a HF-HNO3 mixture in high-pressure Teflon vessels. A 150Nd-149Sm tracer was added to determine Nd and Sm concentrations. The REE were then purified by cation exchange chromatography, and Sm and Nd were subsequently separated following the procedure of Pin & Zalduegui (1997). The total procedural blanks are less than 150 pg. Sm and Nd analyses were done using a double filament assembly in a Thermo Scientific Triton Plus mass spectrometer at GEOTOP, in static mode. The Sm and Nd concentrations and the 147Sm/144Nd ratios have an accuracy of 0.5% that corresponds to an average error on the initial εNd value of ± 0.5 epsilon units, based on repeated measurements of standards JNdi and BHVO-2. 202 Table 10.1 – Lithochemical data for Monte Orebe Complex metabasalt samples Sample FRP 051 FRP 061 FRP 056A FRP 056B FRP 071 FRP 060 FRP 011A FRP 043B FRP 043A FRP 073 FRP 042 FRP 253A FRP 072 FRP 290 FRP 252 FRP 100 FRP 253B FRP 011B SiO2 43.77 45.51 45.84 45.88 46.15 46.68 47.07 47.50 47.52 47.53 47.61 47.82 48.15 48.19 48.28 48.54 49.46 49.87 TiO2 0.71 0.91 0.97 1.00 1.15 0.95 1.69 0.99 1.37 1.43 1.07 0.85 1.24 0.79 0.95 1.05 0.92 1.50 Al2O3 16.83 15.38 14.91 14.95 14.15 15.95 14.41 14.85 14.42 14.33 14.14 15.59 14.16 14.33 13.88 14.03 14.48 13.77 Fe2O3 11.67 12.86 12.77 12.79 13.91 13.43 14.91 12.83 13.03 14.28 13.48 10.13 14.42 10.98 11.92 12.76 11.17 14.33 MnO 0.16 0.19 0.18 0.19 0.21 0.20 0.21 0.17 0.19 0.21 0.19 0.15 0.21 0.17 0.17 0.19 0.16 0.16 MgO 10.47 9.16 8.89 8.45 8.37 8.17 8.08 8.69 7.84 7.04 8.39 8.37 7.01 9.19 8.8 8.07 7.38 7.04 CaO 10.18 12.15 12.14 12.81 12.04 10.61 7.47 10.51 10.21 10.13 10.42 11.05 10.93 12.19 11.39 10.49 11.72 6.91 Na2O 2.57 1.62 1.69 1.49 1.74 2.13 2.86 2.74 2.61 2.76 2.42 2.76 1.83 2.25 2.1 1.67 2.28 4.43 K2O 0.17 0.28 0.43 0.35 0.19 0.27 0.26 0.12 0.16 0.12 0.16 0.22 0.17 0.21 0.25 0.22 0.12 0.37 P2O5 0.05 0.07 0.07 0.07 0.07 0.07 0.13 0.07 0.12 0.11 0.07 0.06 0.10 0.04 0.07 0.10 0.07 0.12 Cr2O3 0.023 0.052 0.053 0.050 0.043 0.026 0.020 0.050 0.022 0.017 0.040 0.049 0.027 0.066 0.057 0.033 0.049 0.022 LOI 3.1 1.6 1.8 1.7 1.7 1.3 2.6 1.2 2.3 1.8 1.8 2.7 1.5 1.3 1.9 2.6 1.9 1.3 Ba 20 40 84 88 73 42 35 37 72 35 36 72 26 44 82 32 29 50 Rb 1.1 4.1 7.5 4.7 3.8 2.4 7.4 1.9 3.0 2.6 3.5 5.8 3.2 3.6 6.5 6.9 2.4 12.7 Sr 89.7 87.5 121.0 96.8 163.3 76.2 210.2 110.1 141.6 172.4 204.1 134.8 129.3 119.7 188.2 128.3 157.2 86.9 Cs <0.1 <0.1 0.1 0.1 <0.1 <0.1 1.0 <0.1 0.2 0.1 0.1 0.2 0.2 <0.1 0.4 0.3 0.3 1.6 Ga 14.0 15.9 14.7 16.3 17.1 15.6 18.0 16.0 14.2 17.3 17.1 16 17.4 14.3 16.9 16.0 17 15.7 Tl 0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ta 0.1 <0.1 0.2 0.1 0.3 0.1 0.4 0.2 0.3 0.3 0.2 0.1 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.4 Nb 1.2 2.5 2.1 2.5 5.0 2.5 2.2 2.0 5.7 3.7 2.9 2.7 4.3 2.0 3.2 3.7 2.9 4.0 Hf 0.9 1.2 1.6 1.6 1.6 1.3 3.1 1.5 2.2 2.0 1.8 1.1 2.1 0.7 1.6 1.6 1.4 2.4 Zr 32.0 47.8 46.8 51.0 62.8 39.2 102.1 48.9 78.7 74.5 55.3 46.1 70.5 41.2 51.3 58.8 50.9 87.7 Y 13.3 20.6 19.9 22.0 24.0 18.8 30.1 20.0 23.9 26.8 22.4 16.7 26.6 15.7 21.4 21.3 21.9 26.8 Th 0.2 <0.2 <0.2 0.3 0.5 0.3 0.8 0.3 0.4 0.3 0.2 0.3 0.4 0.3 0.2 0.5 0.3 0.6 U 0.1 <0.1 <0.1 0.1 0.2 <0.1 <0.1 <0.1 0.1 0.1 <0.1 <0.1 0.1 <0.1 <0.1 0.2 <0.1 0.1 Ni 106.8 44.4 57.2 45.3 52.9 64.6 42.3 56.7 40.3 36.4 38.8 58.5 33.4 22.5 49 50.8 68.5 27.7 Sc 34 43 45 46 49 39 49 45 42 48 46 41 44 44 47 40 44 42 V 242 311 308 348 351 282 466 327 329 407 358 253 376 286 330 327 326 387 203 Cu 196.6 40.9 148.6 111.5 110.7 122.5 136.5 125.9 57.4 121.2 79.0 107.6 103.0 95.4 110.4 140.8 150.5 39.3 Pb 0.2 0.5 0.3 0.3 0.9 1.1 0.5 <0.1 0.2 0.4 0.3 0.4 0.4 0.2 0.4 0.6 0.3 0.4 Zn 35 26 21 23 43 36 53 18 33 46 23 31 33 10 26 36 24 33 Sn <1 <1 <1 <1 1 <1 <1 <1 <1 <1 1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 W 1.0 <0.5 1.0 <0.5 0.7 1.3 <0.5 <0.5 0.5 <0.5 0.6 1 <0.5 <0.5 0.8 0.7 <0.5 <0.5 Mo 0.4 0.3 0.9 0.3 0.7 0.6 0.4 0.4 0.4 0.1 0.7 0.2 0.5 0.8 0.3 0.3 0.2 0.3 Au 1.7 <0.5 1.6 <0.5 2.2 2.3 3.2 1.9 0.7 <0.5 1.6 <0.5 0.8 10.9 2.6 0.8 1.1 0.6 La 5.4 3.7 4.3 4.9 5.8 3.3 7.1 3.0 5.3 4.2 3.4 3.4 5.0 50.0 3.8 4.8 4.2 5.7 Ce 5.6 7.0 7.4 8.0 12.9 6.9 17.5 7.0 13.5 10.9 9.7 7.7 11.8 4.0 8.1 9.7 9.3 14.7 Pr 0.97 1.36 1.43 1.57 1.85 1.10 2.51 1.22 1.96 1.86 1.41 1.23 1.83 7.4 1.39 1.54 1.43 2.14 Nd 4.8 5.7 6.8 8.1 8.7 5.3 10.6 6.2 9.6 9.1 7.3 6.3 8.7 1.26 6.5 7.0 7.2 10.5 Sm 1.52 2.22 2.01 2.24 2.62 1.75 3.46 1.98 2.75 3.04 2.28 1.93 2.92 4.7 2.19 2.44 2.2 3.13 Eu 0.68 0.78 0.81 0.83 0.95 0.73 1.43 0.82 1.09 1.17 0.94 0.76 1.11 1.89 0.88 0.88 0.93 1.02 Gd 2.19 3.24 2.98 3.21 3.54 2.49 4.91 2.84 3.88 4.14 3.29 2.54 3.78 0.75 3.28 3.03 3.28 4.13 Tb 0.38 0.54 0.50 0.56 0.60 0.45 0.84 0.51 0.64 0.75 0.55 0.48 0.70 2.61 0.56 0.54 0.57 0.69 Dy 2.36 3.24 3.30 3.87 4.04 3.33 5.22 3.34 4.14 4.84 3.66 2.61 4.60 0.44 3.39 3.55 3.49 4.08 Ho 0.49 0.75 0.72 0.84 0.86 0.64 1.11 0.72 0.83 1.07 0.78 0.65 0.97 3.21 0.8 0.74 0.85 1.03 Er 1.35 2.24 1.91 2.25 2.39 1.92 3.19 2.01 2.53 3.21 2.39 1.92 2.82 0.58 2.29 2.19 2.4 2.82 Tm 0.19 0.30 0.31 0.33 0.36 0.29 0.45 0.32 0.33 0.43 0.34 0.26 0.40 2.00 0.32 0.28 0.34 0.40 Yb 1.35 1.83 2.08 2.22 2.41 2.06 3.34 1.90 2.19 2.79 2.13 1.49 2.61 0.29 1.89 2.10 2.13 2.39 Lu 0.20 0.32 0.27 0.34 0.35 0.31 0.41 0.31 0.33 0.43 0.33 0.24 0.38 1.79 0.3 0.28 0.31 0.36 Co 59.5 54.2 46.9 48.2 54.4 57.5 51.6 49.3 46.4 53.8 52.1 49.4 49.8 0.27 53.1 47.1 43.3 49.3 Sum 99.76 99.77 99.77 99.78 99.75 99.78 99.74 99.77 99.78 99.77 99.77 99.78 99.79 99.76 99.74 99.78 99.78 99.79 TOT/C 0.03 <0.02 <0.02 0.06 0.04 0.03 0.04 0.03 <0.02 <0.02 <0.02 0.08 0.02 <0.02 <0.02 0.30 0.03 <0.02 TOT/S <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 204 Table 10.2 – Nd isotope data for metabasalt samples of the Monte Orebe Complex. * Not used in the regression of Figure 10.5 (outlier). Sample Nd (ppm) Sm (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ εNd(819 Ma) fSm/Nd FRP043B 6.76 2.24 0.200831 0.512888 16 4.5 0.02 FRP042 6.87 2.25 0.197710 0.512863 8 4.3 0.01 FRP072 9.02 2.91 0.195026 0.512848 11 4.3 -0.01 FRP043A 11.25 3.39 0.182434 0.512783 11 4.3 -0.07 FRP073* 9.25 3.02 0.197314 0.512846 13 4.0 0.00 205 CAPÍTULO 11 – ARTIGO The Riacho do Pontal Fold Belt, NE Brazil: records of a complete plate tectonics cycle and implications for the Neoproterozoic evolution of the Borborema Province. Abstract – The Riacho do Pontal Fold Belt is part of the extense Brasiliano / Pan-African branch of orogens of West Gondwana in northeastern Brazil. It can be subdivided into three tectonic domains with contrasting stratigraphic, structural, metamorphic and geochronological features, from north to south: the Internal, Central and External zones. The Internal Zone is dominated by Tonian metavolcanosedimentary and intrusive plutonic rocks related to the Cariris Velhos orogeny (~1.0-0.9 Ga), while rocks of this age are lacking within the Central and External zones. The Central Zone is characterized by the Monte Orebe Complex, composed mainly by metabasalts and deep-sea metasedimentary rocks. εNd(600 Ma) values around +4.0 and 147Sm/144Nd above the chondrite ratio indicates a depleted mantle source for the Monte Orebe metabasalts, which together with its T-MORB, subduction-related ophiolite geochemistry, suggest that they represent obducted remnants of a Neoproterozoic oceanic crust. The geophysical characteristics of the Central Zone are very similar to that of ancient suture zones. The External Zone is characterized by the Casa Nova nappes, which are composed by two units: The Barra Bonita Formation on the bottom, representing a shallow marine, platformal unit, which is broadly coeval to the cratonic cover of the Una Group and thus represent the northern São Francisco paleocontinent passive margin; and the Mandacaru Formation on the top, which is a deep-sea turbiditic, flysch-like unit, whose lithochemical and Sm-Nd data suggest deposition in an active margin basin with sources toward north. The whole fold belt is intruded by extensive syn to post- collisional granitoid magmatism of late Neoproterozoic to Cambrian age (~630-530 Ma). Based on the lithostratigraphic, litochemical, geochronological and isotopic data collected, a model for the geodynamic evolution of the Riacho do Pontal Fold Belt and adjacent areas in the Borborema Province is proposed, starting with the development of a triple junction rift system in between ~900-790 Ma ago. This rift system further evolved to a passive margin, culminating in the development of oceanic crust in the central portion of the basin, around 790-630 Ma ago. At around ~630-620 Ma, onset of subduction in the Borborema Province caused the inversion of the basins, obduction of oceanic crust slices, and sedimentation of the Mandacaru flysch. Continental collision occurred around 620-575 Ma, with the stacking of the Casa Nova nappes upon the São Francisco Craton, crustal thickening, deformation, metamorphism, melt generation and intrusion as the syn- collisional Rajada Suite two-mica granites. The collisional stage was followed by a lateral escape 206 tectonics stage around 575-530 Ma, generating the E- W trending West Pernambuco Shear Zone, which truncates the northern part of the fold belt and displaces its counterparts in the Transversal Zone in a dextral-sense movement, along with extensive alkaline magmatism of the Serra da Aldeia / Caboclo suites. The Riacho do Pontal Fold Belt represents, thus, a complete plate tectonics cycle in the late Neoproterozoic, involving the collision of the São Francisco Craton with the crustal blocks of the Borborema Province further north, especially the Pernambuco – Alagoas block. The interpretation of a complete plate tectonics cycle in this area challenges a view of the Borborema Province as a coherent block since Paleoproterozoic times (part of the Atlantica Supercontinent); suggesting, instead, a dynamic setting where multiple plates interacted to form this portion of West Gondwana. Keywords: Brasiliano Orogeny, São Francisco Craton, Borborema Province, Riacho do Pontal Fold Belt, Precambrian tectonics 11.1. Introduction During the late Neoproterozoic to Cambrian (630-530 Ma), the Precambrian continental fragments that form West Africa and eastern South America joined together to form the West Gondwana continent (Du Toit 1937, McWilliams 1981, Tohver et al. 2012). This continental collision is testified by the so-called Brasiliano / Pan-African Orogeny (Almeida 1967, Trompette 1994, Cordani et al. 2003; and references therein), which involves a continental scale branching system of orogens representing the sites where the ancient plates were agglutinated. The Borborema Province of northeastern Brazil (Figure 11.1; Ebert 1970, Almeida et al. 1981) is one of such areas, where the interaction of three major crustal blocks, namely the São Francisco / Congo, São Luis / West Africa and Amazonian cratons, caused regional deformation, metamorphism, magmatism and, in a late lateral escape regime, the development of a continental-scale strike slip shear zone system that spreads out throughout all of the province (Ebert 1964, Brito Neves 1975, Almeida et al. 1981, Santos & Brito Neves 1984, Vauchez et al. 1995, Brito Neves et al. 2000). The Borborema Province (Figure 11.1) is composed mainly of branching, mostly linear Proterozoic metavolcanosedimentary belts, which separates major Paleoproterozoic (~2.2-2.0 Ga) blocks, with a few isolated Archean nuclei (Brito Neves et al. 2000). One of the major questions that arise in the geodynamic evolution of this province is whether it represents mainly the crustal reworking of an old (>=1.9 Ga) block, with the development of intracratonic basins which evolved to intracontinental fold belts (Neves 2003, Neves et al. 2009), or if it reflects the development of complete plate tectonics cycles, involving the separation and agglutination of different crustal 207 blocks during the Neoproterozoic (Brito Neves et al. 2000, 2005, Oliveira 2008, Oliveira et al. 2010, Van Schmus et al. 2011). A similar problem was faced for years on the much better constrained East Gondwana paleocontinent (Collins & Pisarevsky 2005). The fold belts or branching orogens are key areas to search for evidence to reconstruct such geodynamic histories, such as remnants of oceanic crust and clues that point out the sites of ancient subduction zones. The Riacho do Pontal Fold Belt, on the southern portion of the Borborema Province (Figure 11.1 and 11.2), is one of the least studied areas in the context of the Brasiliano Orogeny. In this paper, we will first present a review of the lithostratigraphic, structural, magmatic and metamorphic aspects of the fold belt, and then present our own new isotopic and geochronological data in order to constrain its tectonic evolution during the Neoproterozoic. The amassed data supports a model of geodynamic evolution for this area involving a complete plate tectonics cycle during the Neoproterozoic (~960-530 Ma), from the development of a triple junction which evolved to a passive margin connected to true oceanic crust, to the accretion of a magmatic arc, continental collision and final lateral escape tectonics. This model has clear implications for the understanding of the Borborema Province geology and West Gondwana amalgamation as a whole. 11.2. The Riacho do Pontal Fold Belt The occurrence of a Brasiliano-age thrust and fold belt in the northern São Francisco Craton margin was formalized by Brito Neves (1975), who proposed the denomination Riacho do Pontal Fold Belt. This orogenic area is bounded to the north by the western branch of the Pernambuco lineament, a continental-scale dextral strike-slip shear zone (Figure 11.1; Ebert 1964, Santos & Brito Neves 1984, Vauchez & Egydio-Silva 1992, Davison et al. 1995, Neves & Mariano 1999, Oliveira 2008). To the east it grades discontinuously to the Sergipano Fold Belt, and to the northeast it is covered by the Phanerozoic sedimentary rocks of the Parnaíba basin (Figure 11.1 and 11.2). It bridges the triple border zone between the Brazilian states of Piauí (PI), Pernambuco (PE) and Bahia (BA). The original concept of a Brasiliano-age fold belt in the area was challenged in the eighties by a string of geologists who considerate the deformation and metamorphism to be related with a paleoproterozoic orogenic cycle (Souza et al. 1979, Jardim de Sá & Hackspacker 1980). However, in the nineties, preliminary geochronological data lended support to the original proposition of late Neoproterozoic deformation for the Riacho do Pontal Fold Belt external nappes, mainly through Rb-Sr whole rock data which placed the age of syn- to late-collisional plutons at around 555 Ma (Jardim de Sá et al. 1992, 1996). 208 Figure 11.1 – Schematic tectonic map of northeastern Brazil. Sub-domains of the Borborema Province are as follows: PEAL – Pernambuco-Alagoas, RC – Rio Capibaribe, AM – Alto Moxotó, AP – Alto Pajeú, PAB – Piancó-Alto Brígida, SJC – São José do Caiano, RGN – Rio Grande do Norte, CC – Ceará Central. ePeSZ and wPeSZ = east and West Pernambuco shear zone, respectively; PaSZ = Patos shear zone. Sources = Brito Neves et al. (2000, 2005) and references therein. 209 Figure 11.2 – Geological map of the Riacho do Pontal Fold Belt. 210 Figure 11.3 – NW-SE geologic transect through the Riacho do Pontal Fold Belt. 211 The Riacho do Pontal Fold Belt can be subdivided in three portions or zones, according to the sedimentary, metamorphic and structural features, from south to north (Figure 11.3; Oliveira 1998). The External Zone, in the southernmost part of the fold belt, is characterized by a south- verging nappe system, composed by the supracrustal rocks of the Casa Nova Complex or Group (Souza et al. 1979, Angelim 1988, Santos & Silva Filho 1990, Gomes & Vasconcelos 1991, Bizzi et al. 2007). The Casa Nova nappes override the São Francisco Craton basement on the Sobradinho Dam area, in the Bahia / Piauí / Pernambuco states borderline. The Central Zone of the fold belt is characterized by a complex deformation involving both south-verging thrusts and E-W strike-slip shear zone systems. The unit that characterizes the central portion is the metavolcanosedimentary Monte Orebe Complex, which shows a synformal structure with an E-W trending axis (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992). The Internal Zone of the fold belt, to the north, is characterized by abundant augen-gneiss intrusions (Afeição Suite), highly reworked migmatitic basement slices, and predominant metasedimentary units with minor volcanic contribution (Paulistana and Santa Filomena complexes; Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001). It is bounded, to the north, by the E-W trending dextral strike-slip West Pernambuco Shear Zone. The whole stratigraphic package, from the External to the Internal zones, is intruded by multiple generations of syn to post-collisional plutons (Rajada, Serra da Esperança, and Serra da Aldeia / Caboclo Suites). 11.2.1. Basement The basement to the Casa Nova nappes, in the Sobradinho dam area (Figure 11.2), is composed by the Gavião / Sobradinho block of the São Francisco Craton (Barbosa & Sabaté 2004, Dantas et al. 2010). TTG-type orthogneisses predominate, with variable migmatization, with tonalitic / granodioritic and leucogranite bands. Supracrustal sequences, composed mainly of quartzite and calc-silicatic rocks, are also locally important, as well as granitic plutons and amphibolite dykes (Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990). Most geochronological data available suggests evolution of this predominantly silicic crust during the Archean, with important Paleoproterozoic orogenic reworking (2.0 – 2.2 Ga; Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Barbosa & Dominguez 1996, Barbosa & Sabaté 2004, Dantas et al. 2010). Paleoarchean zircons, reaching ages up to 3.5 Ga, were recently dated in gabbro- dioritic xenoliths by Dantas et al. (2010), through the U-Pb (LA-ICP-MS) method, suggesting that probably some of the oldest rocks of South America are present in this Cratonic fragment. 212 In the central portion of the fold belt, near the town of Afrânio (PE), the basement to the fold belt also outcrops, in the form of migmatite slices tectonic interleaved within the Central and Internal zones (Morro do Estreito Complex; Gava et al. 1983, Kosin et al. 2004). Here, Brasiliano- age deformation was important in the structuration of these rocks, unlike in the Sobradinho dam area, attesting for a thick-skin deformation style within these domains of the fold belt. 11.2.2. Internal Zone The Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 11.3) is composed by metavolcanosedimentary sequences (the Paulistana, Santa Filomena and Morro Branco complexes; Gomes & Vasconcelos 1991, Angelim & Kosin 2001) which are intruded by a multitude of igneous rocks, including: mafic-ultramafic complexes (Brejo Seco and São Francisco de Assis complexes; Gava et al. 1983, Angelim & Kosin 2001), syn-collisional granites (Afeição and Rajada suites; Angelim 1988) and late to post-collisional granites (Serra da Aldeia Suite; Gava et al. 1984). This domain can be further subdivided into two sub-domains: The Paulistana / Santa Filomena sub- domain (eastern) and the Morro Branco sub-domain (western), which shows distinct stratigraphic, structural and metamorphic characteristics, with greenschist facies metamorphism (Morro Branco sub-domain) and upper greenschist to amphibolite facies metamorphism (Paulistana / Santa Filomena sub-domain). The contact between both sub-domains is tectonic, as is the contact between the Internal and Central zones. 11.2.2.1. Santa Filomena / Paulistana Sub-domain Gomes & Vasconcelos (1991) and Angelim & Kosin (2001) propose to separate the metasedimentary units (with minor volcanic contribution) of the northern portion of the Riacho do Pontal Fold Belt into two distinct units, the Santa Filomena and Paulistana complexes, in opposition to former works which grouped all of these units within the Casa Nova Group or Complex (Angelim 1988). Generally, these units are metamorphosed in the upper greenschist to lower amphibolite facies and shows a complex structural pattern, with the imprinting of at least two secondary foliations and tight to isoclinal folding. Although Angelim & Kosin (2001) considerate that these complexes must be older than the Afeição augen-gneiss, which was interpreted to be intrusive in these rocks and dated at around 1000-960 Ma (Jardim de Sá et al. 1988, 1992, Van Schmus et al. 1995, Freitas & Sachs 2012), metabasic rocks of the Paulistana Complex have recently been dated at around 888 Ma (U-Pb in zircon), thus suggesting that at least this complex is younger and doesn’t the Cariris Velhos cycle (Caxito, unpublished data). On the other hand, cross- 213 cutting relationships are clear in between the Afeição augen gneiss and the Santa Filomena Complex, with augen-gneiss sills within the garnet-mica schists and mica schist xenoliths within the augen-gneiss. The Santa Filomena Complex is composed mainly by coarse muscovite and biotite schists with frequent quartz venulations, locally with garnet, kyanite, staurolite, cordierite and sillimanite. Calcitic marble intercalations, which grade to calc-schists, are also important in this unit. Very locally, metabasic schist lenses occur (hornblende-tremolite-actinolite schist), which are variably weathered. The Santa Filomena Complex is the most extensive unit of the Internal Zone, outcropping around the towns of Paulistana (PI) and Santa Filomena (PE). It is truncated by the West Pernambuco shear zone further north, where sillimanite schists and basement orthogneiss mylonites predominates. The Paulistana Complex is a metaplutono-volcano-sedimentary unit that outcrops around the homonymous town. It is mainly composed by detrital metasedimentary rocks such as garnet-mica schists, locally with andaluzite, cordierite and sillimanite; muscovite-quartz schists; muscovite quartzites, especially south of Paulistana; and metachert layers which are closely associated to metabasic rocks. The metaplutonovolcanic section is composed by greenschists (metabasalts) and amphibolites (metagabbros) associated with metaultramafic lenses, composed mainly by chlorite schist, talc schist and tremolitite. These metaigneous rocks occurs in concordant lenses hundreds of meters thick within the metasedimentary unit, easily recognizable in the Paulistana – São Francisco de Assis (PI) land road (Figure 11.2). A U-Pb zircon (LA-ICP-MS) Concordia age of 888 ± 2,6 (MSWD = 1,3; n = 14) represents the crystallization age of a metagabbro from the Paulistana Complex (Caxito, unpublished data)., at riacho do Saco, near Paulistana (PI). Geochemical data suggests a tholeiitic affiliation for the high-Ti basalts (up to 7.5 % TiO2) which represents the protoliths of the Paulistana Complex metamafic rocks. The incompatible and rare earth element contents are similar to those of continental rift basalts, with enriched light rare earth elements (LREE; LaN/YbN = 2.3 – 6.0) and no true Eu anomaly (Eu/Eu* around 1.0). Overall, the lithochemistry of these rocks is similar to those of basalts extruded in thinned continental margins, such as the Red Sea Rift region (Hart et al. 1989, Barrat et al. 1990, 1993, Volker et al. 1997, Pearce 2008). Thus, a tectonic environment of thinned continental crust on a continental rift to passive margin setting is suggested for the eruption of these rocks (Caxito, unpublished data). This interpretation is backed up by positive εNd(888 Ma) in between +3.2 and +4.8 (Caxito, unpublished data). A TDM model age (DePaolo 1981) calculated for a sample with low 147Sm/144Nd yielded an age of 1.0 Ga, thus suggesting mixing of a Neoproterozoic juvenile mantle with small amounts of older continental crust, in a thinned continental margin environment. The basement of 214 this continental margin is probably dominated by Cariris Velhos-aged rocks, such as the Afeição Suite. 215 Figure 11.4 – Representative photos of the main Riacho do Pontal Fold Belt units. a) Afeição Suite augen-gneiss, in the Paulistana – Betânia (PI) road; b) layered gabbro / leucogabbro of the Brejo Seco Complex, near Capitão Gervásio Oliveira (PI); c) vesicular / amygdaloidal metabasalt of the Monte Orebe Complex, at Serra do Trancelim, Monte Orebe – Santa Filomena (PE) road; d) microscopic aspect, under uncrossed polarizers, of an actinolite-plagioclase greenschist of the Monte Orebe Complex. act: actinolite, ep: epidote, pl: plagioclase, sph: sphene; e) intercalated metagreywacke and garnet mica schist of the Mandacaru Formation, Petrolina – Afrânio (PE) road; f) microscopic aspect, under crossed polarizers, of a garnet mica schist of the Mandacaru Formation. fs: feldspar, gt: garnet, mi: muscovite, qz: quartz. 11.2.2.2. Morro Branco Sub-domain From the towns of Capitão Gervásio Oliveira to São Francisco de Assis (PI), a low-grade metavolcanosedimentary sequence predominates for over 60 km in a roughly east-west trend. This sequence is intruded by two major mafic-ultramafic plutonic bodies: The Brejo Seco Complex, to the southwest, and the São Francisco Complex to the northeast. Although in previous works this whole stratigraphic package was grouped under the denomination “Brejo Seco Group” (Gava et al. 1983) or “Brejo Seco plutonovolcanosedimentary sequence” (Marimon 1990), here we prefer to separate the mafic-ultramafic intrusive bodies (the “plutonic” part of the sequence) from the volcano-sedimentary country rocks, which are grouped under the denomination Morro Branco Complex (Figure 11.2), according to the place where these rocks best outcrop, to the west of Capitão Gervásio Oliveira (PI). The Morro Branco Complex is composed mainly by fine-grained quartz-mica schist and phyllite, metachert, quartzite, metabasalts, intermediate to acid metavolcanics, basic to felsic metatuffs, and locally, graphite-schists, especially around São Francisco de Assis (PI). Locally, a rhythmically laminated sedimentary structure is preserved, suggesting possible deposition by dilute turbidity currents. The intermediate to acid metavolcanics comprise rhyodacite, dacite, rhyolite and crystal tuffs; these occur in lower volume than fine-grained metabasalts, which locally preserves amygdaloidal structures, suggesting eruption in a shallow, low-pressure environment. The supracrustal sequence is often mylonitized in discrete bands and injected by abundant E-W trending quartz veins (Marimon 1990, Angelim & Kosin 2001). There is currently no geochronological data on the rocks of the Morro Branco Complex, but similar reasoning that is applied to the Santa Filomena Complex can be applied, once that these rocks are also intruded by the Afeição augen- gneiss (~1000-960 Ma; Jardim de Sá et al. 1988, 1992; Van Schmus et al. 1995). 216 The lithochemistry of the Morro Branco Complex metabasic rocks suggests a tholeiitic affinity and a similarity with continental rift basalts, with high Ti/V (in between 23 and 44) and Th/Ta (2.3 – 6.0) ratios (Caxito, unpublished data). The chondrite-normalized REE patterns are flat (Eu/Eu* = 0.9 – 1.2) with slight LREE enrichment (LaN/YbN = 1.6 – 4.5). Values of εNd(1.0 Ga) of around +2.1 are similar to those of the Cariris Velhos belt of the Transversal Zone (Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Santos et al. 2010). Thus, a possible tectonic environment for these rocks would be a continental rift related to the Cariris Velhos cycle, at about 1.0 Ga. The Brejo Seco intrusion is a medium-sized mafic-ultramafic complex, nearly 10 km long in the E-W direction, which is tectonically interleaved within the Morro Branco metavolcanosedimentary sequence (Figure 11.2). It is composed by, from bottom to top: A basal thin mafic unit (gabbros and troctolites); variably serpentinized dunite, minor wherlite, layered troctolite, minor olivine gabbro, layered gabbro (Figure 11.4b), leucogabbro, minor anorthosite, ilmenite gabbro and ilmenite-magnetitite. The whole complex is tectonically inverted, with ultramafic units (to the north) sitting above the mafic units (to the south), reaching up to 3 km thick. Basic dykes crosscut the ultramafic section and might be related to shallow mafic activity, represented by amygdaloidal diabase which crosscuts the upper layered gabbros. Both the northern and southern contacts are marked by contractional E-W reverse shear zones with top-to-the-south movement, as attested by mafic mylonites in the northern contact and by various deformational structures in a syn-collisional granite sheet (Rajada Suite) which marks the southern contact, between the Brejo Seco Complex and the Morro Branco supracrustals. Preliminary geochemical data points to a tholeiitic geochemical affinity for the plutonic rocks of the Brejo Seco Complex, which was then suggested to be characteristic of island arc rocks (Marimon 1990). There is, however, up to now no systematical study on the petrogenetic and lithochemical evolution of the Brejo Seco Complex, and this is the subject of ongoing research. Above the ultramafic zone, a thick lateritic cover is developed, with economically important secondary nickel deposits (Santos 1984). Approximately 40 km to the northeast of the Brejo Seco mafic-ultramafic Complex, lies the town of São Francisco de Assis (Figure 11.2), around which sparse outcrops of mafic and ultramafic rocks can be found. This region is highly weathered and plain, and the rare outcrops that can be found are of coarse gabbro and serpentinite. If a correlation of the São Francisco de Assis and Brejo Seco complexes is admitted, then the zone of influence of mafic-ultramafic magmatism in the western portion of the Riacho do Pontal Fold Belt would extend up to 60 km in the NE-SW direction. This correlation awaits confirmation by petrographic and chemical analyses. 11.2.2.3. Afeição Suite 217 One of the most characteristic features of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt is the ubiquitous presence of coarse-grained augen-gneisses of the Afeição Suite (Angelim 1988). These granitoids are intrusive or thrust upon metasedimentary rocks of the Santa Filomena and Morro Branco complexes, orthogneisses and migmatites of the basement, or in tectonic contact with the Rajada Suite syn-collisional granitoids, and thrust upon the Paulistana Complex. The intrusions are in form of diapirs or elongated bodies, normally displaying a conspicuous foliation that anastomoses around K-feldspar augens. This foliation is concordant to the foliation in the country rocks. However, locally, these rocks are virtually undeformed, especially in the central portion of the plutons, where phorphiry granites can be recognized. While in most portions of the inner domain this foliation is tangential, near the West Pernambuco shear zone the augen-gneisses are entrapped within the late Brasiliano E-W dextral shearing deformation, providing an example of progressive deformation as one approaches the shear zone. The Afeição Suite comprises mainly augen-gneisses of granite-granodiorite composition (but locally reaching monzo to syenogranitic terms), composed of microcline, plagioclase, quartz and biotite, with garnet, zircon, allanite and tourmaline as the main accessories (Angelim 1988, Gomes & Vasconcelos 1991). The K-feldspar augen can reach up to 3 cm long in the fine to medium-grained matrix (Figure 11.4a). The meaning of the Afeição Suite is one of the most important issues in the geodynamic evolution of the Riacho do Pontal Fold Belt. Jardim de Sá et al. (1988) presented a Rb-Sr age 988 ± 35 Ma (whole-rock composite isochron) for the Afeição Suite. This was the first time that a Tonian, or “Cariris Velhos” age was reported for the southern zone of the Borborema Province, as ages in this range are mostly clustered within the Transversal Zone (Brito Neves et al. 1995, Van Schmus et al. 2008, Santos et al. 2010). Van Schmus et al. (1995) confirmed this interpretation with a U-Pb TIMS age of 966 ± 10 Ma on augen-gneisses of the Afeição Farm, type-locality for the Afeição Suite, with TDM (DePaolo 1981) = 1.5 Ga and εNd(966 Ma) = 0. Recently, augen-gneisses in the western portion of the Riacho do Pontal Fold Belt, near São Francisco de Assis (PI) were also dated at 985 ± 18 Ma (U-Pb LA-ICP-MS; Freitas & Sachs 2012), thus suggesting widespread Tonian magmatism in the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. These rocks are clearly a major target for petrographic, geochemical and isotopic studies, in order to further constrain its role in the tectonic evolution of the southern Borborema Province. 11.2.3. Central Zone The Central Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt is characterized by a 100 km long east- west trending synformal structure that reaches 10 to 20 km in length in its central part, from the 218 towns of Afrânio (PE) to Paulistana (PI). This “Monte Orebe synform” (Kreysing et al. 1973, Angelim 1988, Moraes 1992) separates the Internal and External zones of the Riacho do Pontal Fold Belt. The Internal Zone is characterized by the ubiquitous occurrence of augen-gneisses of the Afeição Suite, while these are absent in the External Zone, composed mainly of metasedimentary nappes of the Casa Nova Group and syn- to post-collisional granite intrusions. The Central Zone is characterized by a major linear Bouguer anomaly, with a gravimetric low (down to around -75 mGal) on the External zone side and a high in the Internal Zone side, with a mean 50 mGal peak-to-peak gap (Oliveira 2008). Thus, there is a clear difference in the mean Bouguer level between the Internal and External zones. This gravimetric profile is typical of Precambrian suture zones (e.g. Gibb & Thomas 1976), where two crustal blocks of different density are separated by a zone of crustal thickening (hence the negative plunge on the External Zone side). The inflection point from the negative to positive anomalies often represents the site of the ancient suture zone, which can bear oceanic crust remnants if the suture is not cryptic. In the case of the Riacho do Pontal Fold Belt, this inflection point coincides with the southern limit of the Central Zone, where the Monte Orebe metavolcanic rocks are thrust upon the External Zone metasedimentary rocks (Figure 11.3). 11.2.3.1. Monte Orebe Complex The Monte Orebe Complex is a metavolcano-sedimentary unit composed mainly by basic metavolcanics (actinolite greenschists, amphibolites and metatuffs), interleaved within deep-sea pelagic metasedimentary rocks, mainly metachert (locally iron-rich) and garnet-mica schist, with local metagreywacke and quartz-schist. Previous mapping studies by the CPRM – Brazilian Geological Survey have demonstrated that this unit can be subdivided into two sequences (Figure 11.2; Santos & Caldasso 1978, Angelim et al. 1988, Moraes 1992, Bizzi et al. 2007): one that is dominated by basic metavolcanics (actinolite greenschists, amphibolites and metatuffs), with minor metaultramafic and metasedimentary intercalations (mainly metachert, reddish mica-schist and quartz-schist), and a second one which is dominated by metasedimentary rocks, such as quartz-mica schists, metarhythmites, metagreywacke and calc-silicatic intercalations. The basic metavolcanics are the main and most significant lithotype of the Monte Orebe Complex (Siqueira Filho 1967, Kreysing et al. 1973, Santos & Caldasso 1978, Angelim et al. 1988, Moraes 1992). They are commonly brightly green schists, with fine to medium grain, nematoblastic texture and strongly deformed, locally with mylonitic fabrics. Locally, millimetric vesicular structures can be seen in massive metabasalts, suggesting eruption in a shallow and low pressure environment (Figure 11.4c). They are composed mainly of clear green actinolite and hornblende 219 with 1-5 mm elongated crystals, 0.5-1 mm andesine crystals, fine-grained epidote / zoisite and chlorite (Figure 11.4d). The most common accessories are quartz, carbonate, sphene, garnet, apatite and zircon. Grey to green fine-grained metaultramafic rocks, composed of talc, chlorite, serpentine, carbonates, amphibole and opaque minerals, occur locally as interleaved lenses. Deep green medium to coarse grained ortho-amphibolites composed mainly of amphiboles and plagioclase are also common and generally concordant to the actinolite-plagioclase greenchists. Metachert layers are very common and occur in close spatial association with the basic metavolcanics; locally, reddish mica-schist and fine-grained quartz-schist also occurs. The more competent metachert layers support the topography of small ranges near the towns of Afrânio and Caboclo (PE), delineating the flanks of normal folds with nearly ENE-SWS axis, in contrast to the broadly volcanic domains which are invariably more weathered and make up smooth to rounded topographies in the cores of the folds. Individual metachert layers can reach up to 3 meters thick, and they are composed mainly of quartz and muscovite, locally with garnet porphyroblasts and pyrite. The metasedimentary section of the Monte Orebe Formation is dominated by fine-grained rocks, such as mica schist, with minor quartz-schist, metagreywacke and metarhythmite intercalations. The quartz-schists are brown to red due to oxidation of iron, and composed mainly of quartz and muscovite, with variable garnet, biotite, kyanite, staurolite, zircon, rutile and opaque minerals. Lithochemistry data suggest a tholeiitic, T-MORB affiliation for the igneous protoliths of the Monte Orebe Complex metabasalts (Moraes 1992; Caxito, unpublished data). Overall, the samples are very similar to the subduction-related ophiolites of Dilek & Furnes (2011). The chondrite-normalized REE patterns are flat and remarkably homogeneous (LaN/YbN around 1.5 and Eu/Eu* = 1.0). The incompatible element spidergrams also suggests a similarity with subduction- related ophiolites, with overall high LIL / HFS ratios, a negative Nb-Ta slope and a positive Pb anomaly (Dilek & Furnes 2011). A Sm-Nd whole rock isochron of metabasalt samples from the Monte Orebe Complex yields an age of 819 ± 120 Ma (MSWD = 0.55), with initial εNd(t) = +4.4. Values of 147Sm/144Nd above the chondrite ratio indicate a depleted mantle source for these metabasalt samples (Caxito, unpublished data). The positioning of the Monte Orebe metavolcanic sequence within the central portion of the Riacho do Pontal Fold Belt, the geophysical characteristics of the Central Zone which suggest that it stands between two crustal blocks of distinct density, and the geochemical and isotopic data of the metabasalts, suggests altogether that the Monte Orebe Complex might contain oceanic crust remnants and thus mark a paleo-suture zone. Therefore, this is a very important unit in the geodynamical evolution of the Riacho do Pontal Fold Belt. 220 11.2.4. External Zone 11.2.4.1. Casa Nova Group The Casa Nova Group (Souza et al. 1979, Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Bizzi et al. 2007) reunites the supracrustal rocks of the External Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. It is composed by two units: the Barra Bonita and Mandacaru formations (Santos & Silva Filho 1990, Figuerôa & Silva Filho 1990, Bizzi et al. 2007). The Barra Bonita formation is composed mainly of fine-grained metapelitic rocks and muscovite quartzite, with local but widespread marble lenses. Grey, fine to medium grained mica schists and phyllites predominate, with quartz, biotite, muscovite, garnet porfiroblasts, and minor detrital feldspar as the main mineral phases. The quartzites are commonly whitish and schistose, with muscovite and minor detrital feldspar. They occur mainly near the base of the Barra Bonita formation, in contact with the basement migmatites and gneisses. The marble lenses commonly show plane-parallel bedding, with clear grey calcite-rich layers interleaved with whitish dolomite layers (Figure 11.4g), but can also occur as massive varieties. They are generally in contact with calcitic schists or marls, with carbonate, quartz, graphite, micas, actinolite, diopside and plagioclase. The marble lenses can reach thicknesses of up to 200 m, as for example in the Umbuzeiro region, south of Capitão Gervásio Oliveira (PI). In the western reaches of the Casa Nova nappe system, near São Raimundo Nonato and Coronel José Dias (PI), the metacarbonates become very frequent (Figure 11.2), and commonly preserves original sedimentary structures. In Coronel José Dias (PI), reworked carbonates predominate, with pisolithes and intraclast-rich varieties such as grainstones and packstones. Overall, the Barra Bonita Formation can be interpreted as deposited in a shallow marine, platformal setting (Santos & Silva Filho 1990). The Mandacaru Formation is composed mainly of mica schists with centimetric intercalations of metagraywacke (Figure 11.4e). The mica schists are composed of biotite, muscovite, quartz, feldspar and garnet porphyroblasts (Figure 11.4f). The metagraywacke is clear grey, with medium to coarse granulometry, with quartz, muscovite, feldspar, garnet and chlorite. Most importantly, feldspar is a common detrital mineral in both the schists and graywackes of the Mandacaru Formation, making it distinct from the Barra Bonita detritic rocks. A deep-sea turbiditic, flysch – like sedimentation is inferred for the Mandacaru Formation. Preliminary geochemical data support this hypothesis, once that the metagreywacke samples plot within the active continental margin field in tectonic discriminance diagrams (Santos & Silva Filho 1990). 221 There is currently no direct geochronological data for the Casa Nova Group rocks, but Van Schmus et al. (2011) presented Sm-Nd whole rock data for metasedimentary rocks of the Mandacaru Formation, with TDM in between 1.4 and 1.6 Ga and εNd(600 Ma) from -2.7 to -7.9. 11.2.5. Brasiliano Granitoids 11.2.5.1. Syn-collisional magmatism: The Rajada Suite The Rajada Suite metagranitoids are widely distributed throughout the Riacho do Pontal Fold Belt, mainly as stratiform bodies, concordant to the regional low-angle foliation within the Casa Nova Group nappes; however, they are also a main constituent of the Internal Zone, where deformation is more complex, as exemplified in the Ingazeiro Dam (Paulistana, PI). The Rajada Suite is composed mainly by grey, mesocratic, fine to medium-grained two- mica orthogneisses, composed mainly by oligoclase, microcline, quartz, biotite and muscovite, with garnet, calcite, epidote, apatite, sphene, chlorite, zircon and pyrite as the main accessory phases. The texture is mainly equigranular and lepidogranoblastic, but locally microphorphyritic terms can be found (Siqueira Filho 1967, Santos & Caldasso 1978, Gomes & Vasconcelos 1991). The bodies are mostly tabular, comprising centimetric sheets to kilometric batholiths, the most prominent of lies within the town of Rajada (PE) and reaches up to 417 km2 (57 x 12 km in its largest portion; Figure 11.2). The most prominent characteristic of the Rajada Suite orthogneisses is the penetrative low-angle foliation, concordant to the mica-schist nappes; occasionally, late-stage leucocratic veins also occurs interleaved concordantly to this foliation (Figure 4h). Mica schist xenoliths are common, and, less commonly, also metabasic xenoliths (Angelim 1988). Angelim (1988) discusses the geochemical characteristics of the Rajada Suite syn-collisional orthogneisses. The rocks are mainly tonalitic to granodioritic, but with major dispersion to the adamelite, quartz-monzodiorite and syenogranite fields. This compositional variability is also reflected in the TAS (Total Alkalis / Silica; Le Maitre 1989) diagram where the rocks plot in the calc-alkaline to alkaline fields, and in the Shand (1947) aluminosity classification where the rocks plot in the metaluminous to peraluminous fields. The pattern of compositional variation is similar to that of crustal granites, with no clear evolutionary trend from mafic rocks (Angelim 1988). Thus, this author interpret the Rajada Suite as being emplaced in a solidus to subsolidus regimen, due to the heating produced by crustal thickening during the tangential deformation of the Riacho do Pontal Fold Belt, and suggests that melting of the Casa Nova metagreywackes is likely to be the source of most of these rocks. Indeed, the high compositional variation of the Rajada Suite is easily explainable in terms of the fusion of variable metasedimentary source material. 222 Rb-Sr whole-rock isochrons varying from 743 ± 59 to 539 ± 25 Ma (Jardim de Sá et al. 1988, Santos & Silva Filho 1990) represents rough estimates for the age of intrusion and metamorphism of the Rajada Suite, and, by extension, for the age of the main phase of tangencial deformation in the Riacho do Pontal Fold Belt. Clearly, U-Pb determinations (zircon, monazite) are necessary to better constrain the age of emplacement of these plutons. 11.5.2. Syn- to late-collisional magmatism: The Serra da Esperança Suite The Serra da Esperança Suite comprises grey to pinkish syenites and quartz-syenites with associated granite, pegmatite and syeno-granite dykes, which intrudes the Casa Nova metasedimentary rocks in the Sobradinho Dam margins, near Casa Nova (BA). The main mineral phases are perthitic K-feldspar, quartz, aegyrine-augite, diopside, sphene, apatite, magnesian biotite, winchite-richterite and magnetite (Plá Cid et al. 2000a). The plutons are mainly oval to circular, with a low angle foliation or igneous banding, with deformation localized in shear zones. Although most of the bodies are non-deformed, the preferential orientation and microboudinage of pyroxene, amphibole and syn-magmatic inclusions, along with recrystallization and stretching of quartz and feldspar, all consistent with the regional nappe displacement (low angle south-verging) points out to a syn- to late-collysional emplacement (Jardim de Sá et al. 1996). The syenites and quartz-syenites shows an ultrapotassic alkaline silica-saturated affinity. The rare earth element (REE) patterns show fractionated light REE and less fractionated heavy REE, with no true Eu anomaly. Incompatible element spidergrams show LILE (Large Ion Litophile Elements) enrichment and negative Nb and Zr anomalies (Plá Cid et al. 2000a). Thus, Plá Cid et al. (2000a) suggests that the source of the magmas was a previously metasomatized mantle, anomalously enriched in light REE and LILE. A Rb-Sr whole-rock isochron of 555 ± 10 Ma (Ri = 0.7068 ± 1) reported by Jardim de Sá et al. (1996) is the best present estimate for emplacement and deformation of the Serra da Esperança Suite. This age overlaps within error with the younger age obtained by Santos and Silva Filho (1990) for the syn-collisional Rajada Suite, but clearly more detailed geochronological studies are required to better constrain the age of the various magmatic phases within the Riacho do Pontal Fold Belt. 11.5.3. Late- to post-collisional magmatism: The Serra da Aldeia / Caboclo Suite The last expression of magmatic activity in the Riacho do Pontal Fold Belt is represented by the Serra da Aldeia / Caboclo Suite. This unit occurs as a plethora of circular to oval plutons, mostly 223 concentrated in the northwestern part of the Riacho do Pontal Fold Belt, bordering the southeastern margin of the Parnaíba Basin (Gava et al. 1984). It is composed by grey to pink medium to coarse- grained syenite and K-feldspar granite, locally porphyritic, with diopside, aegirine, arfvedsonite, riebeckite, hornblende and biotite as varietal minerals. The diapirs show an isotropic character, locally with igneous flux orientation. Localized deformation in late shear zones might also occur. A number of chemical analysis shows an alkaline affinity, with peralkaline / shoshonitic / potassic terms, of the type-A (anorogenic; Gava et al. 1984, Plá Cid et al. 2000a). They are intruded mostly in the Casa Nova, Brejo Seco and Santa Filomena units, most of the times producing deformational patterns in the country rocks related to the emplacement of these large ovoid diapirs. The largest of these circular bodies, in the Paulistana – São Francisco de Assis land road, reaches up to 84 km2, with a radius of nearly 5.5 km (Figure 11.2). In the town of Caboclo (PE), the semi-circular Caboclo Pluton intrudes the metavolcanosedimentary rocks of the Monte Orebe Complex, causing an emplacement-related deformation (balloon–like). Approximatedly 7 km northeastward lies the Nova Olinda stock, a wedge-shaped intrusion. Both plutons are composed by syenite to syenogranite, with K-feldspar, brown to green mica, plagioclase, diopside, augite and quartz as essential minerals; the most abundant accessories are apatite, sphene, magmatic epidote, allanite, zircon and magnetite. Mica and pyroxene-rich enclaves are common. The chemical signatures of both the Serra da Aldeia and the Caboclo / Nova Olinda plutons are similar to the Serra da Esperança Suite (Gava et al. 1984, Ferreira M.A.F. et al. 1994, 1998, Plá Cid et al. 2000a), also displaying light ETR enrichment, no true Eu anomaly, and a negative Nb anomaly. Ferreira, M.A.F. et al. (1998) analyzed the δ18OSMOW composition of samples from the Caboclo and Nova Olinda plutons, which yielded values of +10 to +11.4‰, and a TDM of 1.8 Ga, thus implying contamination with older crustal components. 11.2.6. Brasiliano-age deformation and metamorphism The Brasiliano-age deformation of the Riacho do Pontal Fold Belt took place in two main phases, D1 and D2 (Gomes 1990, Gomes & Vasconcelos 1991). D1 corresponds to a progressive regional deformation phase, with associated magmatism and metamorphism, which generated south-verging shear structures, probably due to NNW-SSE compression during the collisional phase of the Brasiliano orogeny. At least two foliations were progressively developed during D1, the most important of which is the S2 crenulation foliation. S1 is marked by the alignment of micaceous and tabular minerals parallel to S0, and little can be stated about the tectonic meaning of this phase, once that it is generally transposed by S2. 224 S2 is a penetrative crenulation foliation, which is parallel to the axial plane of tight to isoclinal S1 // S0 folds (Figure 11.3d and 7.4g). Regionally, the development of S2 is coeval to the Casa Nova south-verging nappe stackment over the northern São Francisco margin, to crustal melting and emplacement of the Rajada Suite syn-collisional intrusions, and to metamorphism on the upper greenschist to amphibolite facies, which is reverse in the nappes (upper nappes show higher-grade metamorphism). A mineral stretching lineation, L2, is usually down-dip, trending 320 to 350 Az, except near lateral and oblique ramps such as in the Ponta da Serra Syntaxis, where it is mostly oblique to strike-slip (Figure 11.2). The nappe low-angle thrust fronts is commonly marked by S-C structures and the development of blastomylonites with syn-deformational garnets (Figure 11.4f), such as in the vicinities of Pau Ferro (PE; Figure 11.3c). Near the Sobradinho Dam area, a multitude of residual subhorizontal schist outcrop areas testify for the former extension of nappe deformation in the form of klippen, the most prominent of which is the Barra Bonita klippe (Figure 11.2 and 7.3f). Importantly, the basement outcrops in between the external Casa Nova nappe front and the klippen commonly show no sign of Brasiliano deformation, preserving the original (Paleoproterozoic?) Sn foliation that most of the times shows a sub-vertical N-S trend (Figure 11.3e). Thus, Brasiliano-age deformation was surficial in the External Zone area, generating thin-skin nappe fronts which rooted in a detachment zone at the basement / Casa Nova contact (Figure 11.3). This is broadly distinct from the Central and Internal Zones, where basement slices were caught up and extensively re-worked during the Brasiliano Orogeny (Figure 11.3). Thus, the tangencial D1 deformational evolved from a deeper, thick skin deformation to the north, to a thin skin deformation to the south, with displacements in the order of 30 to 60 km (Jardim de Sá et al. 1992). The second phase, D2, is represented by late dextral strike-slip movement with E-W trend, of which the West Pernambuco shear zone is the master structure. This continental scale shear zone causes the mylonitization of all of the units that it crosses; thus generating high-grade mylonites of silliminate-biotite-garnet schist (Santa Filomena Complex), migmatitic basement (Figure 11.3a), and augen gneiss (Afeição Suite). Moving outwards of the main shear zone, an E-W trending crenulation cleavage which is plane axial to open folds of S2 with a near-vertical axis in the Paulistana and Santa Filomena complexes can be observed; these folds are actually parasitic to major drag folds developed in the Internal Zone on the extreme north of the Riacho do Pontal Fold Belt, which attests for the dextral sense of shearing of the West Pernambuco shear zone (Figure 11.2). A number of subsidiary E-W sub-vertical shear zones is also related to this phase, as can be observed in the Afrânio (PE) – Paulistana (PI) road. These structures commonly transpose any older tangential structures, generating a penetrative sub-vertical mylonitic foliation with an associated E- 225 W trending directional stretching lineation (Figure 11.3b). Syn-kinematic garnet attests for the overall dextral sense of shear in this zones. From microprobe analysis, Vauchez & Egydio-Silva (1992) estimated the P-T conditions of development of the West Pernambuco shear zone at around 630-700º C and 6 kbar, which is consistent with synkinematic partial melting within the shear zone. Towards the east, the West Pernambuco shear zone branches into numerous splay NE-SW shear zones in a horsetail-like fan structure, which resolves the strike-slip deformation in a wide transpressional zone (Vauchez & Egydio-Silva 1992). According to Oliveira (2008), the geophysical characteristics of the West Pernambuco shear zone indicates that it is a deep lithospheric structure, which passes eastward to the NE-SW trending Serra do Caboclo shear zone of the Transversal Zone. Thus, it is possible that relatively large dextral displacements have been caused by movement on the West Pernambuco shear zone, which separated the units of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt from its counterparts in the Transversal Zone. 11.3. New geochronological and isotopic data 11.3.1. U-Pb Sample FRP005 – Rajada Suite orthogneiss This sample is from the classic Rajada Suite outcrop, in the Rajada Dam on the homonymous town. Zircons extracted from this sample are stubby, euhedral to subhedral hexagonal prisms of about <= 200 µm, some of them rounded and some with spherical forms, suggesting the presence of older (inherited) components. Eight zircons with variable Th/U ratios (0.05 through 0.5; Table 11.1) define a chord with intercepts at 616.3 ± 6 and 2411 ± 140 Ma (2σ, MSWD = 1.2; Figure 11.5a). As this sample is from a two-mica granite presumably derived from crustal melting, the lower intercept age is interpreted as the age of crystallization and emplacement of the granite sheet, while the upper intercept might represent the inheritance of Archean sources. This interpretation is supported by the low Th/U ratios of some zircons (<0.07), suggesting important metamorphic re-melting (Rubatto 2002, Hoskin & Schaltegger 2003). Sample FRP015 – Rajada Suite orthogneiss at the Ingazeiro Dam, Paulistana This sample is from another classic Rajada Suite outcrop, in the Ingazeiro Dam on Paulistana (PI). Zircons are mostly elongated, broken or fractured prisms of about <=300 µm, clear and transparent, showing conspicuous internal zoning. Th/U ratios are typical of igneous zircons, 226 around 0.2 – 0.7 (Table 11.1), although ratios as low as 0.01 suggest that some zircons are from metamorphic melts. When all zircons are plotted in the Concordia diagram (Figure 11.5b), two groups can be recognized: one that clusters around the Concordia and the other that defines a chord independent of the first group. The group of zircons that cluster around the Concordia yield a Concordia age of 951.4 ± 6.2 Ma (2σ, MSWD = 9.5; Figure 11.5c). Thus, these zircons probably represent an inherited population from the Cariris Velhos aged Afeição augen-gneiss, which pervades the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. The other eleven zircons of the sample define a chord with a lower intercept at 570 ± 56 Ma and an upper intercept at 1584 ± 160 Ma (2σ, MSWD = 2.9; Figure 11.5d). As for sample FRP005, the lower intercept represents the emplacement / crystallization age of the granite. The upper intercept probably represent mixed inheritance from Paleo and Eoneoproterozoic sources, and thus lacks direct geological meaning. Figure 11.5 – U-Pb Concordia plots of Rajada Suite samples. 227 Sample FRP106 – Barra Bonita quartzite This sample is from a muscovite-quartzite layer which sustains the eastern flank of the Ponta da Serra antiformal structure, in the External Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. From this samples, 61 zircons were extracted (Table 11.1), out of which 52 show less than 10% discordance and were thus used in the histogram and probability density plot of Figure 11.6a. A simple provenance with three main populations can be observed in this plot, with peaks at 1624, 1741 and 2111 Ma. The five most concordant zircons define a Concordia age of 1605 ± 12 Ma (Figure 11.6b), which represents the youngest detrital zircon population of the sample. The relatively simple detrital zircon age distribution of the Barra Bonita quartzite sample precludes the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt as a source area, once that it is apparently dominated by Eoneoproterozoic rocks (0.9-1.0 Ga). The age pattern is, on the other hand, remarkably consistent with that of samples from the Una Group in the northern portion of the São Francisco Craton (Santos et al. 2012). This pattern can be interpreted as the erosion of the Chapada Diamantina / Espinhaço Supergroup rift system which developed during the Mesoproterozoic over the São Francisco Craton in the state of Bahia, and serves as a substrate for the Una Group. This mesoproterozoic rift system contains both 1.7-1.8 Ga (Rio dos Remédios Group) and 1.5-1.6 Ga (Bomba Formation) hundred-meters thick acid to intermediate metavolcanic units and associated granitoids (Brito Neves et al. 1979, Turpin et al. 1988, Schobbenhaus et al. 1994, Dussin & Dussin 1995, Babinski et al. 1999, Danderfer et al. 2009), which probably served as source for the detrital zircons observed in the Barra Bonita Formation. The minor Rhyacian population is probably related to the erosion of the São Francisco Craton substract, where widespread 2.2-2.0 Ga sialic crust is present (Barbosa & Sabaté 2004). Thus, the detrital zircon distribution is coherent with interpretation of the Barra Bonita Formation as deposited in a passive margin environment, developed in the northern São Francisco Craton margin. Sample FRP099 – Monte Orebe Complex quartzite This sample is from a whitish quartzite layer which in the base of the Monte Orebe Complex, which is thrust or interleaved within metabasalts of this complex. From this sample, 53 concordant zircons were extracted (Table 11.1). A simple provenance with a main peak at 1.9-2.2 Ga is revealed by the U-Pb detrital zircona age histogram and probability density plot of Figure 11.6c. Sparse Archean (2.7-3.0 Ga) and mesoproterozoic (1.4-.1.7 Ga) zircons also occur. The youngest zircon population (n = 2) is at about 1775 Ma. This sample provenance can be interpreted in a similar way of sample FRP116, i.e. the erosion of the São Francisco Craton basement, with small amounts of cratonic cover. The lack of Tonian zircons exclude the Cariris Velhos Belt from the possible source areas. Thus, a coherent scenario for deposition of this quartzite would be in the 228 distal passive margin of the northern São Francisco Craton. This is also suggested by its association with MORB-like metabasalts of the Monte Orebe Complex. Sample FRP294 – Monte Orebe Complex metagraywacke This sample is from a metagraywacke which outcrops in the core (central portion) of the Monte Orebe synform; thus, it represents a higher stratigraphic level than the previous quartzite, towards the top of the sedimentary unit of the Monte Orebe Complex. In effect, there is no evidence of association of these metagraywackes; they are mostly thrust upon other metasedimentary rocks of the Monte Orebe Complex. From this sample, 49 zircons were extracted, out of which 48 are concordant within 10% (Table 11.1) and were used in the histogram and probability densitiy plot of Figure 11.6d. Figure 11.6 – Histograms and probability density plots of U-Pb detrital zircon ages of metasedimentary samples from the Riacho do Pontal Fold Belt. 229 This metagraywacke also shows a very simple provenance pattern, but unlike the other metasedimentary samples analyzed, the main U-Pb age peak is at about 1.0 Ga (Figure 11.6d). Minor peaks occur at 1.8, 2.1, 2.5 and 3.3 Ga. These ages are coherent with erosion of the Cariris Velhos Belt along with the basement of the Transversal Zone (Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Santos et al. 2010, Van Schmus et al. 2011). Thus, a very important shift in sedimentary provenance is marked between the base and the top of the Monte Orebe Complex metasedimentary sequence. While lower sediments, including the Barra Bonita Formation, come mostly from sources located within the São Francisco Craton towards south, the upper Monte Orebe Complex metagraywackes, which presumably are correlated to the Mandacaru Formation graywackes, contains Tonian zircons probably exclusively derived from the Cariris Velhos Belt and other basement sources towards north, i.e., from the hinterland. This could point to a major shift from a passive margin to an active margin basin deposition environment. 11.3.2. Sm-Nd Novel Sm-Nd whole-rock data for metasedimentary and granitic rocks of the Riacho do Pontal Fold Belt are presented in Table 11.2, along with 5 older samples from Van Schmus et al. (1995, 2011). To facilitate the comparison between the Nd isotope signatures of the different successions, initial isotope ratios were recalculated to 600 Ma, the probable age of the peak of Brasiliano metamorphism in the area. Figure 11.7 shows a Nd isotope evolution diagram for felsic and metasedimentary samples of the Riacho do Pontal Fold Belt. Mandacaru Formation samples (mostly from Van Schmus et al. 2011) yields εNd(600 Ma) in a narrow range of moderately negative values, in between -2.6 and -7.9, and with TDM in a similarly narrow Proterozoic range of 1.4 to 1.6 Ga; except for an acid metavolcanic sample which yielded a 1.8 Ga model age. These values are very similar to the Cariris Velhos Nd isotope data (Figure 11.7), thus suggesting the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt and the Alto Pajeú Domain of the Transversal Zone as the main source areas. Two Santa Filomena Complex samples also show similar TDM (1.5 – 1.6 Ga) and εNd(600 Ma) (-5.4 to -4.6), further reinforcing their correlation with other Cariris Velhos-related sequences within the Transversal Zone further north. The Barra Bonita Formation samples show slightly different Sm-Nd isotopic data. TDM range from 1.5 to 2.4 Ga, but are mostly older than 1.7 Ga. εNd(600 Ma) range from -3.0 to -17.7. The older TDM of 2.4 Ga and the lower value of εNd(600 Ma) were obtained in a muscovite-quartzite (sample FRP106); coarse-grained samples are often biased towards specific source compositions (e.g. Frost & Winston 1987, Evans et al. 1991). Thus, there is a clear difference in sedimentary 230 provenance between the two units of the Casa Nova nappes: while the underlying Barra Bonita Formation must involve older source areas, probably contained within the basement of the São Francisco Craton further south, the overlying Mandacaru Formation involves mainly the reworking of Proterozoic sequences of the Internal Zone (hinterland of the fold belt), such as the Afeição Suite augen-gneiss and the Santa Filomena Complex. This shift is also observed in the differences of sedimentary provenance between the bottom and top sequences U-Pb detrital zircon age spectra of the Monte Orebe Complex metasedimentary rocks (Figure 11.6). Two samples of the Rajada syn-collisional granites show Nd isotope data which are similar to the Mandacaru Formation, with εNd(600 Ma) = -0.2 and -4.1 and TDM = 1.3 and 1.4 Ga; this reinforces the suggestion that most of the Rajada granites are the result of melting of the Mandacaru metasedimentary rocks during the Brasiliano orogenic crustal thickening of the Riacho do Pontal Fold Belt (Angelim 1988, Santos & Silva Filho 1991). Figure 11.7 – Nd isotope evolution plots for mafic (a) and felsic (b) units of the Riacho do Pontal Fold Belt. 11.3.3. C, O and Sr isotope data Sixteen samples from five different marble occurrences of the Barra Bonita Formation were analyzed for lithochemistry, carbon, oxygen and strontium isotope data (Table 11.3). Other 31 231 samples were collected from a 130-meter borehole from the Umbuzeiro area, and analyzed for carbon and oxygen isotopes (Table 11.4). Most of the samples are calcitic marbles showing high Sr concentrations (above 700 ppm), low Sr/Ca (<0.006) and Mn/Sr (<0.08) ratios, which suggest preservation of the original chemical and isotope features. Low δ18O, mostly in between -5 and -9 ‰, also attests for lack of secondary alteration. Most of the δ13C values fall within a small range between 0 and +2‰, although locally a slightly negative value of -0.2‰ and a very high value of +9.9‰ were found. For the Umbuzeiro borehole, δ13C values remain constant for the whole 130 – meters section, around +0.3 to +0.9‰ (Figure 11.8). These mostly relatively homogeneous values might imply for deposition in an open sea environment, whose water column yielded a δ13C value close to the Vienna Pee Dee Belemnite standard. Values of 87Sr/86Sr values are also very homogeneous, in between 0.7074 and 0.7080. These strontium values are identical to those found in the Salitre Formation carbonates of the Una Group, deposited on the São Francisco Craton in the Bahia State (Figure 11.9; Misi & Veizer 1998). Thus, the isotopic composition of the carbonates support the hypothesis of chronocorrelation of the Barra Bonita Formation with the Una Group on the Cratonic domain, thus suggesting a wide passive margin environment in the northern São Francisco Craton margin in the late Neoproterozoic. Figure 11.8 – Carbon and oxygen isotope profiles of marble samples from the Umbuzeiro region borehole. 232 Figure 11.9 - Plot of C, O and Sr isotope data from the Barra Bonita Formation marbles, compared to the Una Group limestones. 11.4. Discussion and conclusions: Towards a tectonic model for the Riacho do Pontal Fold Belt Based on the lithostratigraphic, litochemical, isotopic, geochronological and structural data collected thus far, it is possible to draw a first draft of a geodynamic evolution model for the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 11.10 and 11.11). For the understanding of the geotectonic picture of this area to be fully appreciated, it is necessary to considerate also the geology of the surrounding areas, especially of the Transversal Zone and of the Sergipana fold belt of the Borborema Province. In this sense, it has long been regarded that the Riacho do Pontal Fold Belt area might represent a continuation of the Piancó – Alto Brígida and Seridó fold belts (e.g. Santos & Brito Neves 1984); Trompette (1994), on the other hand, consider this area as a continuation of the Sergipe-Oubanguides orogen to the east. Brito Neves et al. (2000) suggests that there is possibly a paleogeographic link between all of the precursor basins to these fold belts, even recognizing a probable triple junction point to the north of Sobradinho (BA); however these authors also recognize that the apparent alignment of these belts could be fortuitous and related to the Brasiliano deformation as a whole. Despite the fact that there is still a lot of work to be done to reach the level of geological knowledge in order to accurately come up with a paleogeographic picture of the Borborema Province as a whole, we will assume the possibility of a triple junction system for the starting point 233 of late Neoproterozoic (post-Cariris Velhos) tectonic evolution in the southern and central parts of the Borborema Province, in the cartoons of figures 11.10 and 11.11. This scheme might be seen as a basic framework upon which new data can be brought to in order for the model to be tested. a) ~900-820 Ma Development of the triple junction rift system, due to the possible emplacement of a mantle plume that generated the Brejo Seco and São Francisco intrusions (Figure 11.10a and 11.11a). These mafic-ultramafic bodies intruded through mainly Cariris Velhos crust, which might represent a continuation of the Alto Pajeú terrane. Continental rifting evolved to a thinned continental margin, similar to the modern Red Sea Rift region, where mafic and ultramafic magmatism of the Paulistana Complex succedded at around 888 Ma. As the East Pernambuco Shear Zone does not correspond to a major crustal boundary (Vauchez & Egydio-Silva 1995, Neves & Mariano 1999, Oliveira 2008) and most of the domains of the Transversal Zone east of the Alto Pajeú domain are composed mostly of Paleoproterozoic basement (Brito Neves et al. 2000, Van Schmus et al. 2008), for sake of simplicity, we consider all of these domains (Alto Pajeú, Alto Moxotó, Rio Capibaribe and Pernambuco-Alagoas) as a single continental unit named Pernambuco – Alagoas (PEAL) block at this time, although some vestigial late Neoproterozoic basins can also be found within some of these domains (Neves et al. 2009). The other two crustal blocks involved are the São Francisco Paleocontinent and the “Northern Borborema Block”, which includes part of the Ceará Central Domain and the Rio Grande do Norte Domain to the west of the Seridó Fold Belt, which is composed mainly by Paleoproterozoic crust with some Archean inliers (Brito Neves et al. 2000, Van Schmus et al. 2008, Arthaud et al. 2008); the Médio Coreaú Domain is not included in this block. Within the Sergipano Fold Belt, the Canindé domain is interpreted as a continental rift sequence by Oliveira & Tarney (1990), Carvalho (2005) and Oliveira et al. (2010). The Canindé gabbroic complex, intruded within metavolcanosedimentary sequences of this domain, is composed of layered olivine-gabbronorite, leucogabbro, anorthosite, troctolite, and minor pegmatitic gabbro, norite and peridotite (Oliveira et al. 2010), and thus presents a similar lithostratigraphy to that of the Brejo Seco Complex. However, U-Pb ages obtained for the Canindé Domain rocks range in between 715 and 620 Ma (Oliveira et al. 2010). These ages are somewhat younger than the time interval proposed for the triple junction development at the cartoons of Figure 11.10 and 11.11, although the age of the Brejo Seco Complex is yet not well constrained. Most probably, rifting of the northern São Francisco Craton margin was broadly diachronous and the evolution of these complexes might span the time intervals of Figure 11.10a and b. 234 b) ~ 820 – 630 Ma With further stretching of the continental crust, passive margins are developed within the São Francisco, Northern Borborema and PEAL blocks (Figure 11.10b and 11.11b). Truly oceanic crust is developed as the Monte Orebe metabasalts in the Riacho do Pontal domain. Possible oceanic crust remnants are also exemplified by relict pillowed basalts in the Novo Gosto – Mulungu unit of the Canindé Domain (Oliveira et al. 2010), and perhaps in the Piancó-Alto Brígida domain (Brito Neves et al. 2000). The Rio Preto Domain, to the southeast, probably represents a failed arm of the rift system; this interpretation is contentious with the lithological content of the Canabravinha Formation, which represents the precursor basin to the fold belt (Caxito et al. 2012a). Deposition of the Barra Bonita Formation and lower Monte Orebe Complex sediments place at this stage, when an extense passive margin was developed in the northern São Francisco Craton margin. The U-Pb detrital zircon age spectra and Sm-Nd isotopic data reinforces the erosion of the São Francisco Craton and its Mesoproterozoic covers (Chapada Diamantina Group) as the main source of the Barra Bonita Formation. Carbon, oxygen, and Sr isotope data of the Barra Bonita Formation marbles are very similar to those of the Salitre Formation of the Neoproterozoic Una Group, within the Chapada Diamantina region, thus suggesting a chrono-correlation between these units and a wide passive margin setting within this area. c) ~630-620 Ma Onset of subduction within the Transversal Zone, between the Northern Borborema and Alto Pajeú domains (Figure 11.10c and 11.11c; see also Brito Neves et al. 2005), leads to the intrusion of a multitude of high-K calc-alkaline metaluminous magmatic epidote-bearing plutons in the Transversal Zone, generally with no Eu anomalies, small Sr and P depletion, and plotting within the volcanic arc granite field in tectonic discrimination diagrams (Ferreira et al. 1998, 2004, Santos & Medeiros 1999, Kozuch 2003, Guimarães et al. 2004, Van Schmus et al. 2011). The age of these plutons cluster around 640-610 Ma and they show TDM model ages in between 1.2 and 1.5 Ga, suggesting the mixing of Brasiliano-age mantle-derived material with older continental crust in an active continental margin setting (Van Schmus et al. 2011). These plutons are grouped within the Supersuite I (Brito Neves et al. 2000) or Stage I (Van Schmus et al. 2011) magmatism of the Borborema Province. Coeval to the development of this probable continental margin arc, there is the extensive development of flysch sedimentation fronts in the Riacho do Pontal and Piancó-Alto Brígida basins. The Santana dos Garrotes metavolcanosedimentary sequence of the Piancó-Alto Brígida Fold Belt (Bittar 1998) display very similar lithostratigraphic features to the Mandacaru Formation; in effect, there is even a virtual continuity between the two units through the West Pernambuco Shear Zone 235 within the extreme northeastern portion of the Riacho do Pontal Fold Belt (Figure 11.1 and 11.2). The Santana dos Garrotes Formation is composed mainly by turbiditic metarhythmites and metagreywackes, with sparse metavolcanic intercalations. The youngest detrital zircon populations and the U-Pb ages of intercalated metavolcanics constrain the sedimentation of the Santana dos Garrotes Formation to about 625 Ma ago; an identical situation occur in the Seridó Fold Belt further north (Van Schmus et al. 1999, 2003, Kozuch 2003, Medeiros 2004), attesting for the importance of Stage I rocks as the source area. The Mandacaru Formation might have a similar age and provenance, as suggested by the Nd isotope data presented by Van Schmus et al. (2011). The metagraywackes of the upper Monte Orebe Complex show a distinct U-Pb detrital zircon age peak at 1.0 Ga, suggesting the importance of hinterland-derived debris at this stage. A similar situation also occurs in the Macururé and Capitão-Palestina sedimentary units of the Sergipano fold belt further southeast (Oliveira et al. 2006, 2010). A minor subduction zone might also have developed between the São Francisco and PEAL blocks, marking the site were consumption of most of the Monte Orebe oceanic crust took place. Nevertheless, obducted oceanic crust slices, mainly T-MORB metabasalts, was preserved and mark the ancient site of this important suture zone. d) ~620-575 Ma With further closing of the intervening passive margin and oceanic basins, continental collision between all the blocks involved took place at about the end of the Neoproterozoic (Figure 11.10d and 11.11d). This is the time of major Brasiliano-age compressional deformation, nappe emplacement, metamorphism and migmatization throughout all of the Borborema Province (Brito Neves et al. 2000, Van Schmus et al. 2008). Although few syn-collisional plutons of this stage (Stage II of Van Schmus et al. 2011) have been reported for the Transversal Zone, in the Riacho do Pontal Fold Belt the voluminous Rajada magmatism was developed. This magmatism is probably the result of major crustal melting due to nappe stacking upon the northern protuberance of the São Francisco Craton (Figure 11.10d), which approached the PEAL block in a high angle during the Brasiliano Orogeny. This protuberance constitutes a major buldge that caused the development of the Ponta da Serra syntaxis and a number of other structural features of the external zone of the Riacho do Pontal Fold Belt. In effect, geophysical survey have shown that the São Francisco Craton N –S trending structures can be recognized below the Casa Nova nappes until it is truncated by the Monte Orebe suture zone in the Central Zone of the fold belt (Oliveira 1998, 2008); thus deformation in the External Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt is mainly thin-skin and resulted from the south-verging detachment of the metasedimentary sequences upon the Cratonic substrate. The deformation reached hundreds of 236 kilometers within the cratonic interior, as thin-skin compressional folds that caused folding and faulting on the rocks of the Una Group further south (Danderfer et al. 1993). e) ~575 – 530 Ma After the final stages of collisional orogenesis, the Borborema Province went through a major stage of lateral block adjustment, which generated the major shear zone system that can be observed nowadays (Figure 11.10e and 11.11e; Ebert 1964, Vauchez et al. 1995). Shear zone development was apparently rooted in the Sobral / Pedro II or Transbrasiliano lineament, which acted as the source for the splay of E-W and NE-SW shear zones that pervades the Borborema Province. Most of these shear zones probably don’t represent the site of ancient sutures, being related only to late-stage intra-lithospheric displacement (Oliveira 2008). One probable consequence of this late-stage displacement on the West Pernambuco Shear Zone is the dismembering of the Cariris Velhos crust of the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt from its counterpart in the Alto Pajeú Domain of the Transversal Zone (Figure 11.10e). The São José do Caiano Domain in the extreme west of the Transversal Zone, which is made up of mainly Paleoproterozoic crust, probably represents a continuation of the Rio Grande do Norte Domain to the south of the Patos Shear Zone (Kozuch 2003, Brito Neves et al. 2005, Van Schmus et al. 2008). This domain was largely juxtaposed to the Internal Zone of the Riacho do Pontal Fold Belt by dextral movement on the West Pernambuco Shear Zone; however, most of these areas are covered by Phanerozoic sedimentary rocks of the Parnaíba Basin, and require further geological studies. Along with the lateral escape movement of the late-stage shear zones, a number of late to post- collisional plutons were emplaced throughout all of the Borborema Province, being related to Stages III and IV magmatism of Van Schmus et al. (2011). In the Riacho do Pontal Fold Belt, those are well represented by the Serra da Aldeia / Caboclo and Serra da Esperança suites. Curiously, most of the Serra da Aldeia plutons outcrop within a NE-SW trend in the northwestern portion of the Riacho do Pontal Fold Belt, crosscutting both the Cariris Velhos aged rocks of the Internal Zone and the metasedimentary rocks of the Casa Nova Group near São Raimundo Nonato (PI). This shows a remarkable coincidence with the trend of the “Syenitoid Line” of Sial (1986) within the Alto Pajeú Domain (or Teixeira-Terra Nova high; Brito Neves et al. 2005) of the Transversal Zone. This linearity suggests an alignment of these two magmatic trends in a pre-West Pernambuco shear zone movement reconstitution. In effect, the linear arrange of most of the plutonic activity in the Riacho do Pontal and Alto Pajeú Domains might attest for a long-lived crustal weakness zone, which was re-activated for several times throughout the Neoproterozoic, both during the Cariris Velhos and Brasiliano orogenies (Brito Neves et al. 2005). 237 The tectonic model presented here for the evolution of the Riacho do Pontal Fold Belt involves a complete plate tectonics cycle, which we believe, can best account for the litostratigraphic, geochemical and isotopic characteristics of the constituents of the fold belt. However, some authors have presented a view that the Borborema, São Francisco / Congo, West Africa and Amazonian Cratons acted as a coherent continental block since Paleoproterozoic times (Neves 2003, Neves et al. 2009), as part of the Atlantica Supercontinent of Rogers (1996). However, the litochemical and isotopic characteristics of the Monte Orebe Complex clearly suggest an oceanic crust affinity for these rocks, indicating that basin formation evolved to the development of at least small tracts of oceanic lithosphere between the São Francisco and Borborema blocks during the late Neoproterozoic. Although the interpretation presented here implies for some mobility of the constituting blocks of the southern Borborema Province during the Neoproterozoic, possibly the Pernambuco- Alagoas block didn’t travelled very far after it became detached from the São Francisco Paleocontinent (Figure 11.10). In effect, apparently it was brought together to almost its original position by the end of the Brasiliano Orogeny – most likely due to entrapping of the smaller Borborema Province blocks in between the three major blocks involved in the collision - the São Francisco, Amazonian and West Africa Cratons. This situation would be similar to oceanic closure by introversion as proposed by Murphy & Nance (2003), i.e., a classical Wilson cycle were oceanic crust generated during continental breakup composes an interior ocean which is consumed during subsequent amalgamation, when the supercontinent turns “inside in”. This is a distinct situation from that of extroversion or “inside out” oceanic closure, when the external margins of disperse continental fragments collide in radically distinct positions from those of pre-drift reconstructions, via the consumption of external oceans. This last condition is predominant for the amalgamation of most of Gondwana (Murphy & Nance 2003), but for the southern Borborema Province, we propose the introversion and turning inside in of interior ocean basins as the most viable hypothesis. Thus, the Borborema Province could represent a collection of fragmented crustal blocks which were weakened by successive plate tectonics cycles during the Neoproterozoic (stretching and compression related to the Cariris Velhos and Brasiliano orogenies), never existing as a single crustal entity during these times, until they were finally squeezed together in between the older, keeled constituents of West Gondwana during the late Neoproterozoic. 238 Figure 11.10 - Schematic cartoon of the proposed tectonic model for the Riacho do Pontal Fold Belt and adjoining areas. See text for details and data sources. 239 Figure 11.11 - Transect view of the Riacho do Pontal Fold Belt during each of the evolutive phases depicted in Figure 11.10. Note sedimentary provenance shift between stages b) and c). 240 APPENDIX 11.A: Materials and Methods Sampling - Care was taken to select fresh samples free from weathering and whose protoliths suffered only apparently isochemical post-igneous transformations. Only the homogeneous parts of the samples were used (e.g. to avoid veins). In preparation for the Nd isotope analysis, samples were crushed in a press and then a fraction of the resulting fragments was powdered in a shatterbox. In preparation for C, O and Sr analysis, marble samples were slabbed and the most homogeneous domains were microdrilled, e.g. in order to avoid siliciclastic-rich laminae. Sm-Nd analysis - The analysis were conducted both at the GEOTOP-UQÀM Research Center, Montréal, Canada, and at the Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Samples were dissolved in a HF-HNO3 mixture in high-pressure Teflon® vessels. A 150Nd- 149Sm tracer was added to determine Nd and Sm concentrations. The REE were then purified by cation exchange chromatography, and Sm and Nd were subsequently separated following the procedure of Pin & Zalduegui (1997) and Gioia & Pimentel (2000). The total procedural blanks are less than 150 pg. Sm and Nd analyses were done using a double filament assembly in a Thermo Scientific Triton Plus mass spectrometer at GEOTOP and in a Finnigan MAT-262 mass spectrometer at Universidade de Brasília, in both dynamic and static modes. The Sm and Nd concentrations and the 147Sm/144Nd ratios have an accuracy of 0.5% that corresponds to an average error on the initial εNd value of ± 0.5 epsilon units, based on repeated measurements of standards JNdi, BCR-1 and BHVO-2 on both machines. U-Pb analysis - Samples were crushed and powdered to about 500 µm and zircons were separated through standard magnetic and hand-picking techniques at Laboratório de Geocronologia, Universidade de Brasília, Brazil. Zircons were then mounted in an epoxy resin and analyzed by LA- ICP-MS in a Finnigan Neptune coupled to a Nd-YAG 213 nm laser ablation system. The U-Pb analysis follows the procedures outlined in Bühn et al. (2009). Ablation was done with 25-30 mm spots in raster mode, at a frequence of 9-13 Hz and intensity of 0.19-1.02 J/cm2. The ablated material was carried by Ar (~0.90 L/min) and He (~0.40 L/min) in 40 cycles of 1 s each, following a standard-sample bracketing of three sample analysis between a blank and a GJ-1 zircon standard. Accuracy was controlled using the TEMORA-2 standard. Raw data was reduced using an in-house program and corrections were done for background, instrumental mass bias and common Pb. U-Pb ages were calculated using Isoplot 3.7 (Ludwig 2008). 241 C and O isotope analyses – Circa 1 mg of each sample was attacked individually with H3PO4 after 1-hour heating at 90º C. The liberated CO2 was then collected and analyzed together with an internal reference gas in a Nu Perspective gas source mass spectrometer at the Stable Isotope Laboratory, McGill University. Samples were calibrated to the Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) using standards NCM, IAEACO1, SARN40 and COQ1. Precision is around 0.05‰ (1σ) for both δ13C and δ18O. The 31 borehole samples were analyzed at the Laboratório de Isótopos Estáveis of the Universidade Federal de Pernambuco (LABISE – UFPE) using similar procedures, in a VG Isotech SIRA II mass spectrometer, using the internal reference gas BSC (Borborema Skarn Calcite), calibrated against standards NBS-18, NBS-19 and NBS-20. Precision is around 0.1‰ (1σ) for both δ13C and δ18O. Sr isotope and marble lithochemistry analysis - Approximately 15 mg of each sample was leached sequentially twice in 1.0 ml 0.2M ammonium acetate, for half hour, in order to remove loosely bound Sr cations, including radiogenic 87Sr derived from 87Rb decay (Montañez et al. 1996, Bailey et al. 2000, Halverson et al. 2007). Samples were then washed three times using ultrapure H2O, and then reacted for 2h in 1.0 ml 0.5M acetic acid. After centrifuging, approximately 0.9 ml of dissolved sample was recovered and placed in a Teflon® beaker. This procedure recovers only the calcite fraction of the sample. Samples were then dried down and dissolved in 1.0 ml 3N HNO3, from which a 0.5 ml aliquot was separated and diluted with ultra-pure water to about 0.3N HNO3 for concentration analysis. Sr was separated from the remaining half of the sample via standard chromatographic techniques using EIChroM Sr-spec resin and eluted with ultrapure H2O. This procedure was repeated twice to ensure that no Rb remained in the samples. Sr isotope ratios were analyzed by thermal ionization mass spectrometry (TIMS) on a Thermo Scientific Triton Plus multicollector mass spectrometer operating in static mode at the Radiogenic Isotope Geochemistry Laboratory at GEOTOP–UQàM. All data were corrected for internal mass bias using 86Sr/88Sr = 0.1194. Repeated measurements of the NBS SRM 987 standard yielded a long-term average of 0.710250 ± 0.000012 (n = 56). The aliquots which were separated for concentration analysis were analyzed via ICP-AES (Induced Couple Plasma – Atomic Emission Spectrometry) in the Department of Chemical Engineering, McGill University. 242 Table 11.1 – U-Pb zircon data (LA-ICP-MS). Zircons are arranged by increasing 207Pb/206Pb ages. Sample FRP005 – Rajada Suite orthogneiss Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) 023-Z14 296 0.06 85 20.56 0.063556 0.66 0.9012 1.12 0.102842 0.72 0.70 727 14 652 5 631 5 87 046-Z28 306 0.08 93 18.71 0.063654 0.44 0.9141 0.89 0.104146 0.63 0.78 730 9 659 4 639 5 87 010-Z5 390 0.06 94 18.56 0.064736 0.46 0.9324 0.88 0.104459 0.62 0.76 766 10 669 4 640 5 84 039-Z23 177 0.49 107 16.37 0.065542 0.63 0.9326 0.99 0.103204 0.63 0.66 792 13 669 5 633 5 80 018-Z11 397 0.08 95 18.28 0.066740 1.05 0.9710 1.44 0.105517 0.81 0.76 830 22 689 7 647 6 78 030-Z18 262 0.09 96 18.09 0.067344 0.80 0.9896 1.07 0.106577 0.59 0.67 848 16 699 5 653 4 77 041-Z25 249 0.05 82 21.05 0.073927 0.77 1.1437 1.11 0.112201 0.63 0.58 1039 15 774 6 686 5 66 034-Z20 237 0.10 80 21.48 0.078128 0.58 1.2689 1.00 0.117792 0.64 0.70 1150 11 832 6 718 6 62 Sample FRP015 – Rajada Suite orthogneiss Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) 034-Z24 78 0.01 440 4.04 0.058421 30.14 0.7476 30.50 0.092808 4.64 0.15 546 659 567 132 572 25 105 052-Z29 308 0.17 920 1.90 0.069084 0.86 1.1639 1.15 0.122188 0.75 0.62 901 18 784 6 743 5 82 053-Z30 409 0.22 506 3 0.069710 3.70 1.0622 3.99 0.110517 1.44 0.36 920 74 735 21 676 10 73 033-Z17 893 0.21 529 3.33 0.069810 1.88 1.0680 3.40 0.110952 2.74 0.82 923 38 738 18 678 18 74 018-Z13 12 0.00 12628 0.14 0.070859 5.15 1.0636 7.34 0.108859 5.22 0.71 953 102 736 38 666 33 70 036-Z26 39 0.77 89459 0.02 0.071174 1.69 1.5489 1.97 0.157830 1.02 0.75 962 34 950 12 945 9 98 042-Z24N 675 0.22 760 2.30 0.071329 2.90 1.1849 3.19 0.120481 1.29 0.64 967 58 794 17 733 9 76 014-Z9 107 0.31 123775 0.01 0.071392 0.44 1.5636 0.82 0.158846 0.69 0.81 969 9 956 5 950 6 98 016-Z11 36 0.32 35243 0.05 0.071581 1.88 1.5944 2.18 0.161551 1.09 0.74 974 38 968 14 965 10 99 025-Z17 80 0.69 104196 0.02 0.071882 0.92 1.5531 1.24 0.156704 0.83 0.64 983 19 952 8 938 7 96 007-Z4 51 0.29 67471 0.03 0.071937 0.74 1.5606 1.11 0.157344 0.83 0.72 984 15 955 7 942 7 96 008-Z5 32 0.31 14101 0.12 0.076174 1.35 1.3387 2.56 0.127462 2.18 0.85 1100 27 863 15 773 16 70 047-Z26 358 0.52 2394 0.72 0.077238 0.82 1.5053 1.85 0.141346 1.66 0.89 1127 16 933 11 852 13 76 040-Z22 115 0.20 37153 0.05 0.080068 1.20 1.6096 1.77 0.145798 1.30 0.72 1199 24 974 11 877 11 73 243 022-Z11 262 0.22 1089 1.58 0.081194 0.77 1.7198 1.31 0.153619 1.06 0.79 1226 15 1016 8 921 9 75 023-Z12 593 0.32 1852 0.93 0.083772 2.00 1.6911 2.74 0.146412 1.87 0.68 1287 39 1005 17 881 15 68 FRP106 – Barra Bonita Formation quartzite Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) 004-Z01 86 0.58 1002 1.698 0.113037 0.77 2.7035 1.52 0.173463 1.31 0.86 1849 14 1329 11 1031 13 56 016-Z11 115 0.65 2495 0.674 0.108226 1.50 2.8902 1.86 0.193688 1.10 0.75 1770 27 1379 14 1141 11 64 066-Z50 47 0.47 53961 0.031 0.102357 2.31 3.1372 2.69 0.222289 1.39 0.73 1667 43 1442 21 1294 16 78 059-Z45 49 0.68 65283 0.025 0.102353 0.96 3.8046 1.46 0.269595 1.10 0.74 1667 18 1594 12 1539 15 92 056-Z42 43 0.64 48948 0.033 0.098598 1.45 3.8193 1.79 0.280942 1.05 0.75 1598 27 1597 14 1596 15 100 018-Z13 29 0.59 49728 0.032 0.099015 1.09 3.8556 1.87 0.282415 1.52 0.81 1606 20 1604 15 1604 22 100 024-Z17 91 0.81 138007 0.012 0.098494 0.96 3.8666 1.25 0.284717 0.80 0.61 1596 18 1607 10 1615 11 101 049-Z37 17 0.83 15519 0.103 0.100146 1.80 3.8738 2.36 0.280543 1.52 0.64 1627 34 1608 19 1594 21 98 048-Z36 24 0.58 22126 0.073 0.104820 1.45 3.8767 2.23 0.268239 1.68 0.75 1711 27 1609 18 1532 23 90 034-Z25 35 0.71 75227 0.021 0.098361 0.97 3.8810 1.68 0.286167 1.36 0.81 1593 18 1610 14 1622 20 102 046-Z34 65 0.64 67437 0.024 0.102007 1.32 3.8876 1.53 0.276407 0.78 0.67 1661 24 1611 12 1573 11 95 035-Z26 19 0.68 15151 0.105 0.097280 1.60 3.9098 2.30 0.291491 1.65 0.71 1573 30 1616 19 1649 24 105 017-Z12 17 0.68 60114 0.026 0.097344 3.63 3.9209 4.89 0.292127 3.28 0.67 1574 68 1618 40 1652 48 105 069-Z53 216 0.63 81240 0.020 0.101556 0.96 3.9285 1.30 0.280553 0.87 0.64 1653 18 1620 10 1594 12 96 075-Z57 331 0.72 328826 0.005 0.100202 0.56 3.9650 0.93 0.286990 0.75 0.77 1628 10 1627 8 1626 11 100 030-Z23 92 0.52 16243 0.099 0.106525 2.27 4.0344 2.83 0.274678 1.70 0.77 1741 42 1641 23 1565 24 90 045-Z33 113 0.65 155193 0.010 0.103695 0.71 4.0665 1.04 0.284419 0.76 0.70 1691 13 1648 8 1614 11 95 026-Z19 985 0.33 199 8.926 0.305859 5.86 4.1398 9.56 0.098164 7.55 0.93 3500 91 1662 78 604 44 17 039-Z30 34 1.79 46894 0.034 0.106028 0.76 4.1563 1.08 0.284304 0.77 0.68 1732 14 1665 9 1613 11 93 078-Z60 70 0.84 13492 0.118 0.109554 1.09 4.2262 1.51 0.279779 1.05 0.68 1792 20 1679 12 1590 15 89 077-Z59 61 0.64 87842 0.018 0.106804 0.90 4.2469 1.20 0.288393 0.79 0.63 1746 17 1683 10 1633 11 94 065-Z49 119 0.48 128576 0.012 0.106728 0.76 4.2558 1.05 0.289204 0.73 0.66 1744 14 1685 9 1638 11 94 079-Z61 73 0.68 73467 0.022 0.107527 0.79 4.2754 1.11 0.288378 0.78 0.67 1758 14 1689 9 1633 11 93 027-Z20 21 0.48 36224 0.044 0.104899 1.62 4.2770 2.02 0.295710 1.21 0.59 1713 30 1689 17 1670 18 98 057-Z43 26 0.57 14202 0.111 0.104147 1.43 4.2928 2.01 0.298948 1.41 0.69 1699 26 1692 17 1686 21 99 244 020-Z15 39 0.48 91275 0.017 0.101428 1.81 4.3000 2.11 0.307478 1.09 0.68 1650 34 1693 17 1728 16 105 076-Z58 95 0.72 16115 0.099 0.108150 1.47 4.3057 1.70 0.288745 0.84 0.67 1768 27 1694 14 1635 12 92 054-Z40 164 0.69 63868 0.025 0.107187 0.73 4.3149 1.00 0.291965 0.68 0.64 1752 13 1696 8 1651 10 94 074-Z56 78 0.58 132985 0.012 0.106893 0.70 4.3181 1.13 0.292980 0.88 0.76 1747 13 1697 9 1656 13 95 008-Z05 211 0.26 707103 0.002 0.104338 0.62 4.3396 0.93 0.301653 0.70 0.71 1703 11 1701 8 1700 10 100 058-Z44 100 0.58 65779 0.024 0.106351 0.73 4.3731 1.05 0.298228 0.76 0.69 1738 13 1707 9 1683 11 97 068-Z52 30 0.57 52146 0.030 0.106846 0.95 4.3784 1.95 0.297205 1.70 0.87 1746 17 1708 16 1677 25 96 063-Z47 14 0.85 21130 0.074 0.103881 4.65 4.3855 5.79 0.306185 3.45 0.59 1695 86 1710 48 1722 52 102 014-Z09 180 0.51 246299 0.006 0.106861 0.91 4.3896 1.26 0.297926 0.87 0.67 1747 17 1710 10 1681 13 96 055-Z41 59 0.58 130718 0.012 0.107181 0.93 4.3948 1.36 0.297389 0.99 0.71 1752 17 1711 11 1678 15 96 006-Z03 45 1.02 121108 0.013 0.105910 1.27 4.3978 1.56 0.301161 0.92 0.75 1730 23 1712 13 1697 14 98 067-Z51 115 0.64 153052 0.010 0.107436 0.70 4.4152 0.99 0.298060 0.70 0.67 1756 13 1715 8 1682 10 96 050-Z38 43 0.61 15500 0.102 0.105594 1.91 4.4213 2.26 0.303672 1.21 0.73 1725 35 1716 19 1709 18 99 005-Z02 44 0.55 50014 0.031 0.105826 0.88 4.4261 1.35 0.303340 1.03 0.74 1729 16 1717 11 1708 15 99 038-Z29 46 0.54 39951 0.039 0.106238 0.90 4.4319 1.49 0.302562 1.19 0.79 1736 17 1718 12 1704 18 98 060-Z46 122 0.58 99390 0.016 0.107645 1.23 4.4572 1.45 0.300309 0.78 0.64 1760 22 1723 12 1693 12 96 015-Z10 61 0.45 23979 0.066 0.107560 1.06 4.4599 1.44 0.300730 0.97 0.66 1758 19 1724 12 1695 14 96 073-Z55 46 0.52 56326 0.028 0.108796 0.82 4.4692 1.41 0.297933 1.15 0.81 1779 15 1725 12 1681 17 94 009-Z06 37 0.70 68365 0.023 0.106214 0.97 4.4899 1.43 0.306586 1.06 0.72 1735 18 1729 12 1724 16 99 007-Z04 44 0.59 64691 0.024 0.105397 1.27 4.5098 1.62 0.310331 1.00 0.60 1721 23 1733 13 1742 15 101 044-Z32 85 0.91 219283 0.007 0.107342 0.77 4.5185 1.10 0.305301 0.79 0.68 1755 14 1734 9 1718 12 98 033-Z24 148 0.59 245878 0.006 0.108461 1.02 4.5211 1.29 0.302323 0.79 0.58 1774 19 1735 11 1703 12 96 019-Z14 160 0.55 293089 0.005 0.104673 0.81 4.5297 1.06 0.313855 0.69 0.60 1709 15 1736 9 1760 11 103 047-Z35 51 0.66 66727 0.024 0.107834 0.98 4.5622 1.22 0.306846 0.72 0.55 1763 18 1742 10 1725 11 98 064-Z48 27 0.51 32101 0.049 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0.82 0.90 2075 7 1994 8 1917 14 96 076-Z58 116 0.44 213273 0.007 0.128337 0.54 6.7343 0.86 0.380575 0.68 0.88 2075 9 2077 8 2079 12 100 028-Z21 244 0.54 561703 0.003 0.128563 0.27 6.3628 0.59 0.358948 0.52 0.85 2078 5 2027 5 1977 9 98 053-Z39 127 0.33 463946 0.003 0.130594 0.49 6.7817 0.98 0.376632 0.85 0.85 2106 9 2083 9 2061 15 99 075-Z57 83 0.74 186100 0.008 0.131294 0.34 6.8293 0.84 0.377248 0.77 0.90 2115 6 2090 7 2063 14 99 030-Z23 42 0.55 72562 0.021 0.131987 0.97 6.5081 1.31 0.357619 0.88 0.84 2125 17 2047 12 1971 15 96 015-Z10 185 0.06 197885 0.008 0.132104 0.35 6.8259 0.94 0.374753 0.87 0.92 2126 6 2089 8 2052 15 98 018-Z13 31 0.37 58415 0.026 0.132664 0.62 6.7512 0.98 0.369086 0.75 0.74 2134 11 2079 9 2025 13 97 073-Z55 106 0.20 40230 0.037 0.133122 0.96 7.0662 1.20 0.384975 0.71 0.55 2140 17 2120 11 2099 13 99 013-Z08 154 0.23 8393 0.178 0.133307 0.76 7.1690 1.07 0.390035 0.76 0.67 2142 13 2133 10 2123 14 100 074-Z56 50 0.32 107649 0.014 0.133558 0.48 7.0251 0.91 0.381489 0.77 0.83 2145 8 2115 8 2083 14 99 078-Z60 57 0.27 108837 0.014 0.134617 0.38 7.1523 0.79 0.385340 0.69 0.85 2159 7 2131 7 2101 12 99 024-Z17 107 0.31 229793 0.007 0.135042 0.40 6.8240 0.69 0.366497 0.56 0.76 2165 7 2089 6 2013 10 96 023-Z16 199 0.35 597515 0.003 0.135339 0.35 6.6300 0.66 0.355292 0.56 0.80 2168 6 2063 6 1960 9 95 039-Z30 57 0.17 130774 0.012 0.135446 0.49 6.8840 0.93 0.368616 0.79 0.83 2170 9 2097 8 2023 14 96 026-Z19 78 0.21 102810 0.015 0.135508 0.72 6.8670 0.93 0.367539 0.60 0.79 2171 12 2094 8 2018 10 96 049-Z37 47 0.24 179782 0.008 0.135707 0.62 7.0800 1.04 0.378381 0.84 0.78 2173 11 2122 9 2069 15 98 010-Z07 140 0.21 385155 0.004 0.135976 0.40 7.5177 0.76 0.400980 0.65 0.89 2177 7 2175 7 2174 12 100 029-Z22 40 0.33 38846 0.039 0.136170 1.19 6.7051 1.63 0.357129 1.11 0.67 2179 21 2073 14 1969 19 95 009-Z06 33 0.66 83953 0.018 0.136387 0.51 7.1639 1.04 0.380956 0.91 0.86 2182 9 2132 9 2081 16 98 058-Z44 194 0.55 559144 0.003 0.136578 0.34 7.2838 0.77 0.386790 0.70 0.88 2184 6 2147 7 2108 13 98 077-Z59 44 0.24 116207 0.013 0.141636 0.51 7.8662 0.92 0.402801 0.77 0.81 2247 9 2216 8 2182 14 98 047-Z35 113 0.32 292930 0.005 0.144198 0.34 7.9342 0.66 0.399065 0.57 0.82 2278 6 2224 6 2165 11 97 055-Z41 133 0.28 381607 0.004 0.184958 0.49 12.7190 0.94 0.498745 0.81 0.84 2698 8 2659 9 2608 17 98 065-Z49 196 1.04 416271 0.003 0.186492 0.37 12.4193 0.64 0.482987 0.51 0.74 2711 6 2637 6 2540 11 96 064-Z48 236 0.29 356262 0.004 0.200997 1.03 14.8708 1.52 0.536594 1.11 0.72 2834 17 2807 14 2769 25 99 034-Z25 91 0.47 237318 0.005 0.229198 0.39 18.4229 0.96 0.582968 0.88 0.90 3046 6 3012 9 2961 21 98 247 FRP294 – Monte Orebe Complex metagraywacke Concentrations Isotope ratios Apparent ages (Ma) Zircon U (ppm) Th/U 206Pb/ 204Pb f206% 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) ρ 207Pb/ 206Pb 1σ(%) 207Pb/ 205U 1σ(%) 206Pb/ 208U 1σ(%) Conc (%) 015-Z10 504 0.77 43426 0.040 0.076650 1.81 1.3836 2.62 0.130917 1.89 0.72 1112 36 882 15 793 14 90 046-Z34 536 0.78 2577 0.672 0.071879 1.85 1.3917 2.52 0.140420 1.70 0.87 983 37 885 15 847 14 96 050-Z38 620 0.43 107248 0.016 0.073263 0.56 1.4809 0.90 0.146598 0.70 0.85 1021 11 923 5 882 6 96 059-Z45 609 0.74 24038 0.071 0.082849 0.56 1.8174 1.52 0.159098 1.41 0.93 1266 11 1052 10 952 12 90 058-Z44 136 0.53 95821 0.018 0.072516 0.47 1.5957 0.84 0.159598 0.70 0.80 1000 9 969 5 955 6 99 035-Z26 29 0.71 25731 0.067 0.073062 2.69 1.6201 3.90 0.160822 2.83 0.72 1016 55 978 25 961 25 98 030-Z23 257 0.27 151579 0.011 0.074065 1.01 1.6561 1.57 0.162168 1.19 0.89 1043 20 992 10 969 11 98 076-Z58 283 0.41 61260 0.028 0.074127 0.71 1.6646 1.25 0.162864 1.03 0.89 1045 14 995 8 973 9 98 055-Z41 701 0.30 8076 0.212 0.074412 0.32 1.6890 0.74 0.164620 0.66 0.88 1053 7 1004 5 982 6 98 033-Z24 503 0.47 25305 0.068 0.073046 1.53 1.6584 2.04 0.164664 1.35 0.65 1015 31 993 13 983 12 99 034-Z25 620 0.30 522531 0.003 0.073403 0.38 1.6680 0.79 0.164814 0.69 0.85 1025 8 996 5 983 6 99 070-Z54 265 0.70 47202 0.036 0.076839 2.40 1.7497 2.72 0.165153 1.28 0.70 1117 48 1027 18 985 12 96 019-Z14 548 0.37 225783 0.008 0.072954 0.36 1.6699 0.89 0.166012 0.81 0.90 1013 7 997 6 990 7 99 045-Z33 92 0.82 23651 0.072 0.075945 2.13 1.7462 2.61 0.166757 1.51 0.57 1094 43 1026 17 994 14 97 077-Z59 88 0.54 89701 0.019 0.073927 0.73 1.7327 1.21 0.169989 0.96 0.78 1039 15 1021 8 1012 9 99 053-Z39 70 0.53 14481 0.118 0.075533 0.78 1.7719 1.16 0.170140 0.86 0.72 1083 16 1035 8 1013 8 98 004-Z1 140 0.41 71190 0.024 0.072294 0.64 1.7005 0.97 0.170594 0.74 0.72 994 13 1009 6 1015 7 101 037-Z28 190 0.54 235269 0.007 0.072777 0.55 1.7119 0.83 0.170605 0.62 0.70 1008 11 1013 5 1015 6 100 024-Z17 472 0.19 131821 0.013 0.073787 0.37 1.7418 0.88 0.171207 0.80 0.89 1036 7 1024 6 1019 7 99 043-Z31 442 0.42 415160 0.004 0.074211 0.46 1.7631 0.85 0.172310 0.71 0.81 1047 9 1032 5 1025 7 99 048-Z36 321 0.41 302560 0.006 0.073435 0.41 1.7461 0.71 0.172454 0.58 0.77 1026 8 1026 5 1026 5 100 013-Z8 120 0.55 92019 0.019 0.073499 0.72 1.7478 1.11 0.172464 0.84 0.73 1028 15 1026 7 1026 8 100 054-Z40 143 0.32 152320 0.011 0.073930 0.53 1.7599 0.90 0.172653 0.72 0.78 1040 11 1031 6 1027 7 100 056-Z42 133 1.01 198151 0.009 0.073956 1.13 1.7797 1.72 0.174532 1.29 0.90 1040 23 1038 11 1037 12 100 065-Z49 79 0.29 78540 0.022 0.073426 0.81 1.7695 1.17 0.174786 0.84 0.70 1026 16 1034 8 1038 8 100 068-Z52 118 0.82 79580 0.021 0.072679 0.80 1.7676 1.21 0.176386 0.91 0.73 1005 16 1034 8 1047 9 101 017-Z12 318 0.56 299655 0.006 0.074379 0.47 1.8095 1.12 0.176443 1.02 0.90 1052 9 1049 7 1048 10 100 028-Z21 298 0.86 108128 0.016 0.073790 0.46 1.8018 1.02 0.177093 0.91 0.88 1036 9 1046 7 1051 9 100 248 020-Z15 158 0.29 75152 0.023 0.075118 0.75 1.8488 1.12 0.178500 0.83 0.86 1072 15 1063 7 1059 8 100 038-Z29 680 0.50 365885 0.005 0.075381 0.45 1.8875 0.72 0.181607 0.57 0.73 1079 9 1077 5 1076 6 100 078-Z60 126 0.34 68747 0.025 0.077283 0.68 1.9352 1.34 0.181611 1.15 0.85 1128 14 1093 9 1076 11 98 057-Z43 113 0.32 54960 0.031 0.077099 0.47 1.9414 1.21 0.182624 1.11 0.92 1124 9 1095 8 1081 11 99 005-Z2 115 0.44 100405 0.017 0.074524 0.60 1.9180 1.03 0.186657 0.84 0.79 1056 12 1087 7 1103 8 101 025-Z18 964 0.41 26830 0.063 0.078763 0.32 2.0749 0.72 0.191058 0.65 0.87 1166 6 1141 5 1127 7 99 029-Z22 768 0.15 109470 0.015 0.083557 0.54 2.3311 0.84 0.202340 0.64 0.72 1282 11 1222 6 1188 7 97 023-Z16 549 0.47 440246 0.004 0.083396 0.46 2.6213 0.90 0.227963 0.77 0.83 1278 9 1307 7 1324 9 101 049-Z37 979 0.21 23904 0.069 0.091457 0.48 2.9926 0.76 0.237321 0.59 0.72 1456 9 1406 6 1373 7 98 036-Z27 709 0.19 535737 0.003 0.091053 0.68 3.1619 0.95 0.251856 0.66 0.81 1448 13 1448 7 1448 9 100 014-Z9 446 0.57 516324 0.003 0.109075 0.38 4.7104 0.79 0.313211 0.70 0.85 1784 7 1769 7 1756 11 99 073-Z55 223 0.48 308247 0.005 0.110619 0.57 4.9716 0.97 0.325963 0.79 0.79 1810 10 1815 8 1819 12 100 066-Z50 429 0.30 494270 0.003 0.114040 4.93 3.7781 4.97 0.240280 0.64 0.22 1865 89 1588 40 1388 8 87 074-Z56 209 0.38 375269 0.004 0.127035 0.49 6.2794 0.90 0.358500 0.75 0.81 2057 9 2016 8 1975 13 98 075-Z57 128 0.37 102600 0.015 0.133095 0.57 6.7839 1.10 0.369675 0.94 0.84 2139 10 2084 10 2028 16 97 008-Z5 350 0.38 1470085 0.001 0.128733 0.39 6.7129 0.69 0.378198 0.57 0.78 2081 7 2074 6 2068 10 100 044-Z32 133 0.32 2166568 0.001 0.132854 0.46 6.9588 0.99 0.379892 0.87 0.87 2136 8 2106 9 2076 16 99 047-Z35 88 0.30 167194 0.009 0.133296 0.40 7.0016 0.77 0.380959 0.65 0.82 2142 7 2112 7 2081 12 99 007-Z4 182 0.39 273333 0.005 0.159042 0.36 10.2752 1.09 0.468574 1.03 0.94 2446 6 2460 10 2477 21 101 064-Z48 428 0.78 15560 0.090 0.178760 0.47 11.9260 1.01 0.483862 0.90 0.88 2641 8 2599 9 2544 19 98 069-Z53 100 0.17 222448 0.005 0.262932 0.70 24.6136 1.75 0.678938 1.61 0.92 3264 11 3293 17 3340 42 101 249 Table 11.2 – Nd isotope data. Samples marked with * were analysed at GEOTOP – Montréal, Canada; all other samples were analysed at Laboratório de Geocronologia of the Universidade de Brasília, Brazil, except for samples marked in grey which are from Van Schmus et al. (2011). Rock Sample Nd (ppm) Sm (ppm) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σ εNd(600 Ma) TDM (Ga) Santa Filomena Complex Garnet schist FRP076 46.79 9.15 0.1182 0.512095 3 -4.6 1.5 Quartz schist FRP215 30.22 6.27 0.1254 0.512082 14 -5.4 1.6 Mandacaru Formation Schist 97-004 23.06 4.85 0.12722 0.512232 10 -2.6 1.4 Schist 97-003a 30.31 5.90 0.117760 0.512069 16 -5.1 1.5 Schist 97-003b 30.41 5.90 0.117390 0.512050 11 -5.4 1.6 Augen Gneiss 97-012a 82.82 13.88 0.10131 0.511875 13 -7.6 1.6 Augen Gneiss 97-012b 82.30 13.86 0.10181 0.511863 9 -7.9 1.6 Felsic Metavolcanic FRP266* 54.63 11.11 0.122873 0.511962 29 -7.5 1.8 Barra Bonita Formation Schist FRP110 29.62 5.80 0.1183 0.512120 16 -4.1 1.5 Schist FRP271 35.62 7.31 0.1241 0.512047 19 -6.0 1.7 Schist FRP165 24.04 4.83 0.1214 0.512027 14 -6.2 1.7 Feldspar schist FRP283B 7.91 2.05 0.1571 0.512327 13 -3.0 1.9 Quartzite FRP106 21.00 3.69 0.1061 0.511376 15 -17.7 2.4 Rajada Suite Syncollisional Granite FRP005 26.21 4.43 0.102100 0.512057 15 -4.1 1.3 Syncollisional Granite FRP015 7.80 1.93 0.149900 0.512444 14 -0.2 1.4 250 Table 11.3 – Lithochemistry and C, O and Sr isotope data of marble samples from the Barra Bonita Formation. Al (ppm) Sr (ppm) Mn/Sr Sr/Ca Mg/Ca δ13C δ18O 87Sr/86Sr ±2σ Umbuzeiro FRP128A 0.0 850 0.006 0.004 0.006 0.92 -8.24 - - FRP128B 3.8 812 0.004 0.004 0.004 1.08 -8.90 0.707589 8 FRP128C 7.3 411 0.017 0.002 0.043 0.98 -7.25 0.707652 12 FRP128D - - - - - 0.78 -8.13 - - Tigre - Toco Preto FRP269 4.3 177 0.084 0.001 0.015 3.19 -5.78 0.707576 13 Tigre - Tanque Novo FRP270A 6.1 69 0.321 0.001 0.622 2.08 -5.12 - - FRP270B - - - - - 1.75 -5.17 0.707557 9 FRP270C 31.2 935 0.035 0.005 0.075 1.92 -7.24 - - Pau Ferro - Lagoa do Bodinho road FRP272 3.6 1362 0.014 0.006 0.007 9.93 -5.70 0.707396 10 Vargem Grande FRP029A 0.0 781 0.046 0.004 0.022 -0.20 -8.84 0.707893 13 FRP029B - - - - - 0.76 -8.14 - - FRP029C - - - - - 0.51 -8.42 - - FRP029D - - - - - 0.80 -7.71 - - FRP029E 0.0 1255 0.007 0.006 0.003 0.63 -7.76 0.707998 7 FRP029F 0.0 737 0.058 0.004 0.088 0.21 -7.68 0.707672 9 FRP029G - - - - - 0.02 -8.74 - - 251 Table 11.4 – C and O isotope data of a marble borehole in the Umbuzeiro area, Barra Bonita Formation. Sample (depth in m) δ13C δ18O 13 0.6 -6.77 19 0.39 -11 16.5 0.73 -6.17 25.5 0.49 -10.31 34 0.6 -8.88 37 0.58 -8.73 42 0.3 -7.47 45.5 0.42 -7.43 47.5 0.33 -10.39 52 0.53 -7.76 49.5 0.25 -7.84 57 0.84 -6.86 54.5 0.31 -16.4 59 0.87 -8.43 67 0.46 -11.96 71 0.46 -10.18 77 0.57 -7.88 78 0.56 -11.31 83.5 0.68 -8.39 91 0.76 -6.92 92 0.94 -9.22 97 0.37 -7.84 99 0.34 -7.86 103 0.39 -9.52 106 0.89 -10.39 113 0.8 -9.83 115 0.45 -9.53 118 0.79 -7.5 123 0.74 -10.21 128 0.47 -8.07 130 0.72 -9.22 252 CAPÍTULO 12 - CONCLUSÕES 12.1. Principais conclusões Baseado nos dados de campo, petrográficos, litoquímicos, isotópicos e geocronológicos coletados, as principais conclusões práticas deste trabalho são as seguintes: 12.1.1. Faixa Rio Preto a) Separação espaço-temporal entre as duas sequências metassedimentares pré-cambrianas da faixa dobrada, baseada nos dados U-Pb e Sm-Nd coletados (capítulos 3 e 4). A Formação Formosa representa provavelmente uma bacia de retro-arco Orosiriana (~1.9 Ga), enquanto a Formação Canabravinha representa uma bacia rift neoproterozóica (~900-600 Ma), precursora da faixa dobrada. b) Evolução geológica do Complexo Cristalândia do Piauí como um bloco parautóctone que foi rifteado da margem noroeste do futuro Cráton do São Francisco durante a formação da bacia Neoproterozóica (Capítulo 4). Os dados isotópicos sugerem que os gnaisses deste complexo diferenciaram-se no Neoarqueano (~2,8-2,6 Ga) e foram retrabalhados durante um evento tectono-termal neoproterozóico (~2,1 Ga), de forma similar a outros complexos do embasamento cratônico. c) Provável evolução da Faixa Rio Preto em um contexto ensiálico, uma vez que rochas orogênicas ou oceânicas ainda não foram encontradas em sua extensão aflorante. Desta forma, a inversão da bacia do tipo rift teria sido propiciada por mecanismos induzidos pela deformação nas províncias Borborema e Tocantins, ao redor do cráton. 12.1.2. Faixa Riacho do Pontal a) Influência de uma fonte mantélica na gênese dos magmas máficos e ultramáficos da Zona Interna, com contaminação crustal variável, especialmente por crosta Toniana ligada à Orogênese Cariris Velhos (Capítulo 8). Os dados litoquímicos e de isótopos de Nd sugerem extrusão das rochas máficas do Complexo Morro Branco em um contexto de rift continental, provavelmente ligado ao Ciclo Cariris Velhos (>~1000 Ma). 253 As rochas do Complexo Paulistana foram extrudidas em um contexto de crosta continental adelgaçada, em um ambiente similar ao Rift do Mar Vermelho moderno; nesse contexto, os valores de εNd(t) são maiores do que os encontrados para as rochas do Complexo Morro Branco. A idade de sedimentação e vulcanismo do Complexo Paulistana estão ao redor de 888 Ma, de acordo com os dados U-Pb analisados. Portanto, uma possibilidade é que o Complexo Paulistana se relacione ao rifteamento crustal pós-Cariris Velhos, i.e., relacionado ao Ciclo Brasiliano. Já as rochas máficas do Complexo São Francisco de Assis apresentam contaminação crustal muito mais importante, εNd francamente negativo e intrusão em um contexto anorogênico ou do tipo intra-placa. b) Presença extensiva de rochas tonianas (relacionadas ao Ciclo Cariris Velhos) na Zona Interna (Capítulo 9). Os novos dados de campo e U-Pb coletados sugerem que, além do augen-gnaisse da Suíte Afeição, também os complexos Morro Branco e Santa Filomena devem ser de idade toniana (~1000 Ma) ou mais velhos. Muitos dos corpos graníticos porfiríticos da Zona Interna, antes tratados como pós-colisionais, são na verdade parte da Suíte Afeição, já que na zona interna dos plútons normalmente eles não apresentam deformação. Esses augen-gnaisses representam uma continuação dos augen-gnaisses do tipo Recanto da Zona Transversal. Dessa forma, a Zona Interna pode representar o limite extremo sudoeste do cinturão ou arco Cariris Velhos, desmembrado de sua contraparte na Zona Transversal pela movimentação transcorrente de cinemática destrógira na Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste durante os estágios finais da Orogênese Brasiliana. c) Desenvolvimento de crosta oceânica entre o Cráton do São Francisco e o extremo oeste do bloco Pernambuco – Alagoas, durante o Neoproterozóico (Capítulo 10). As características litoquímicas dos metamáficas do Complexo Monte Orebe, na Zona Central da faixa dobrada, sugerem uma afinidade com basaltos do tipo T-MORB, de litoquímica semelhante aos ofiolitos relacionados a zonas de subducção. Dados Sm-Nd sugerem uma idade de extrusão dos protólitos dos metabasaltos em torno de 820 Ma, e os valores iniciais positivos de εNd(t) = +4,4 e razões 147Sm/144Nd acima da razão condrítica indicam uma fonte de manto empobrecido, semelhante aos de basaltos de cadeia meso-oceânica modernos. Dessa forma, o Complexo Monte Orebe pode conter remanescentes de uma crosta oceânica neoproterozóica obductados. 254 d) Desenvolvimento de uma extensa margem passiva neoproterozóica na margem norte do Cráton do São Francisco (Capítulo 11). As semelhanças isotópicas e do conteúdo de zircões detríticos entre a Formação Barra Bonita e o Grupo Una sugerem que as duas unidades podem ser cronocorrelatas, e provêm principalmente da erosão de fontes no cráton do São Francisco. e) Mudança significativa de proveniência sedimentar entre as formações Barra Bonita e Mandacaru. Os dados de idades U-Pb em zircão detrítico e Sm-Nd sugerem que, enquanto a primeira é derivada exclusivamente do Cráton do São Francisco e suas coberturas mesoproterozóicas, a sul, a segunda é derivada de crosta relacionada ao Ciclo Cariris Velhos juntamente ao embasamento da Província Borborema na Zona Transversal, a norte. Uma mudança similar de proveniência é observada entre as unidades sedimentares de base e topo do Complexo Monte Orebe, sendo as primeiras relacionadas aos metabasaltos do tipo T- MORB desse complexo. Dessa forma, a bacia Riacho do Pontal passou de uma fase de margem passiva, com proveniência exclusivamente cratônica, para uma fase de deposição em bacia de margem ativa, com detritos provenientes do além-país a norte. Por correlação às rochas metavulcanosedimentares das outras faixas dobradas da Província Borborema (Piancó – Alto Brígida, Seridó, Capitão – Palestina, etc.) esta mudança ocorreu provavelmente ao redor de 650 - 620 Ma atrás. f) A Zona Central separa dois compartimentos crustais de densidade, composição, idade e estrutura diferentes. A norte, a Zona Interna corresponde à extremidade oeste do bloco de Pernambuco – Alagoas, e contém importantes intrusões de augen-gnaisse tonianas, que estão ausentes na Zona Externa, a sul. Esta última é caracterizada por um sistema de nappes cavalgantes sobre o embasamento do Cráton do São Francisco (thrust-and-fold belt), de idade Arqueana – Paleoproterozóica. Dessa forma, a Zona Central poderia corresponder à uma zona de sutura entre essas duas paleoplacas (capítulos 7, 10 e 11). As características geofísicas (perfil de anomalia Bouguer) e a presença de metabasaltos de litoquímica similar aos de crosta oceânica reforçam essa sugestão. 12.2. Modelo de evolução tectônica e paleogeográfica Um modelo de evolução tectônica para as margens noroeste e norte do Cráton do São Francisco envolveria um ciclo completo de placas tectônicas na região da Faixa Riacho do Pontal (Capítulo 11), enquanto na região da Faixa Rio Preto, apenas a inversão de uma estrutura 255 aulacogênica é constatada (Capítulos 3 e 4). Desta forma, um grande oceano que se abre para leste (coordenadas atuais), em direção à Faixa Sergipana – Oubanguides, poderia ter se instalado nesta região durante o Neoproterozóico (ambiente oceânico Perifranciscano, Brito Neves 1999). A região da Faixa Rio Preto representaria apenas um braço intracontinental deste oceano, ligando o mesmo ao Oceano Brasilides (Dalziel 1997, Alkmim et al. 2001) à oeste (Figura 12.1). Desta forma, a região aflorante da Faixa Rio Preto corresponderia à uma zona extensional de menor vulto, de forma semelhante ao sugerido por Brito Neves (1999) para as zonas de conexão entre os domínios oceânicos de maior expressão no quadro paleográfico do Gondwana Ocidental. O modelo aqui proposto deve ser encarado de forma preliminar, como uma hipótese de trabalho, e novos dados geológicos, geoquímicos, isotópicos e geocronológicos devem ser continuamente buscados para que possam fornecer as bases para esta ou qualquer outra hipótese. Em especial, estudos entre as serras do Estreito e do Boqueirão, na zona de divisa entre os estados da Bahia e Piauí, são necessários para melhor compreender a zona de transição entre as duas faixas. Esta região é remota e de difícil acesso, mas de vital importância para qualquer modelo geotectônico proposto para a região, e deve ser enfocada em futuros trabalhos. Portanto, tendo em vista as particularidades do modelo como hipótese de trabalho, a evolução das faixas Rio Preto, Riacho do Pontal e suas vicinidades (Província Borborema e norte do Cráton do São Francisco) durante o Neoproterozóico, poderia envolver as seguintes etapas (Tabela 12.1; ver também figuras 11.10 e 11.11): a) ~ 2,0 Ga O substrato da Província Borborema pode ter sido parte de um continente Paleoproterozóico, estabilizado em torno de 2,2-2,0 Ga. Baseado nas suas afinidades geológicas, três blocos principais, que viriam a ser separados desse continente, seriam os principais protagonistas da história proterozóica da Província Borborema: os blocos São Francisco, Pernambuco-Alagoas (PEAL, incluindo parte da futura Zona Transversal) e o bloco da Borborema Norte (incluindo os domínios Ceará Central, Rio Grande do Norte e São José do Caiano). Entre 1,8-1,6 Ga, um evento tafrogênico de idade Estateriana viria a causar a instalação de rifts continentais, principalmente no bloco da Borborema Norte. b) ~1,0 Ga Rifteamento entre os blocos da Borborema Norte e PEAL (e possivelmente entre os blocos PEAL e São Francisco) causou a deposição de sequências do tipo rift e margem passiva na margem norte da futura Zona Transversal, e também na Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal (complexos Morro Branco e Santa Filomena). Este estágio está esquematizado na Figura 9.11a. 256 c) 1000-960 Ma (Orogênese Cariris Velhos) Subducção no sentido sudeste (coordenadas atuais) de crosta do bloco da Borborema Norte sob a margem norte do PEAL cria uma margem continental ativa, onde desenvolve-se o arco Cariris Velhos, incluindo a Suíte Afeição no seu extremo sudoeste (Figura 9.11b). Deposição de sequências do tipo flysch relacionadas a esse ciclo orogênico pode também ter ocorrido. Até o presente é ainda incerto se essa fase orogênica acrescionária evoluiu para uma colisão continental ou se a subducção cessou assim que uma possível dorsal meso-oceânica atingiu a fossa tectônica (como sugerido por Kozuch 2003). d) ~960-820 Ma Desenvolvimento de uma junção tríplice, a partir da colocação de uma possível pluma mantélica, que gerou as intrusões máfico-ultramáficas de Brejo Seco e São Francisco (figuras 11.10a e 11.11a). Esses corpos atravessaram principalmente crosta relacionada à Orogênese Cariris Velhos, que pode representar uma continuação do Terreno Alto Pajeú da Zona Transversal. O rifteamento crustal provavelmente evoluiu diacronicamente, e ao estender-se para sudoeste, levou à separação entre o bloco de Cristalândia do Piauí e o Cráton do São Francisco, gerando o espaço de deposição para a Formação Canabravinha em uma bacia do tipo rift (Figura 12.1). Este rifteamento evoluiu rapidamente para a instalação de uma margem continental adelgaçada, rica em magma, onde os basaltos do Complexo Paulistana foram extrudidos, há aproximadamente 888 Ma atrás. e) ~ 820 – 630 Ma Com a continuação do estiramento crustal, margens passivas são desenvolvidas nos blocos do São Francisco, PEAL e Borborema Norte. Verdadeira crosta oceânica é desenvolvida e preservada como os metabasaltos do Complexo Monte Orebe (figuras 10.6a, 11.10b e 11.11b). A Formação Barra Bonita, assim como a porção basal do Complexo Monte Orebe, representa a continuação na plataforma continental da margem passiva representada pela Formação Salitre, Grupo Una, na região da Chapada Diamantina. A proveniência sedimentar destas unidades é praticamente exclusiva do cráton para norte, em direção à bacia de margem passiva. f) ~630-620 Ma Com a instalação de uma zona de subducção na Zona Transversal, entre o bloco da Borborema Norte e o bloco de PEAL, ocorrem múltiplas intrusões de plútons cálcio-alcalinos de alto-K, metaluminosos, com epidoto magmático, interpretados como representantes de um arco magmático continental (Stage I, Van Schmus et al. 2011). Ao mesmo tempo, desenvolvem-se extensas frentes de sedimentação do tipo flysch, nas bacias Riacho do Pontal (Formação 257 Mandacaru) e Piancó-Alto Brígida (Formação Santana dos Garrotes); desta forma, este estágio marca uma importante mudança no sentido de proveniência sedimentar, que passa a ser predominantemente do além-país para a bacia precursora da faixa dobrada, em uma margem ativa. Uma zona de subducção subordinada pode também ter sido desenvolvida entre os blocos do São Francisco e PEAL, marcando o local de consumo da maior parte da crosta oceânica Monte Orebe. De qualquer forma, obducção de lascas oceânicas, principalmente representadas por metabasaltos do tipo T-MORB, marca o local dessa antiga zona de sutura. Este estágio é esquematizado nas figuras 10.6a, 11.10c e 11.11c. g) ~620-575 Ma (Orogênese Brasiliana sensu strictu) Com o fechamento das bacias de margem passiva e oceânicas intervenientes, colisão continental entre os blocos envolvidos ocorreu ao final do Neoproterozóico. Este é o estágio da deformação compressional brasiliana, colacação das nappes Casa Nova, metamorfismo e migmatização em toda a Província Borborema, esquematizado nas figuras 11.10d e 11.11d. O volumoso magmatismo Rajada desenvolve-se, como resultado da fusão crustal causada pelo espessamento e empilhamento das nappes sobre a protuberância norte do Cráton do São Francisco. Na região da Faixa Rio Preto, a inversão da bacia do tipo rift é ocasionada por mecanismos de deformação à distância, principalmente focados nas províncias Borborema a nordeste e Tocantins a oeste. O bloco de Cristalândia do Piauí aproxima-se da protuberância noroeste do Cráton do São Francisco em um ângulo oblíquo, gerando uma rotação horária entre os blocos e ocasionando a estrutura em leque assimétrico de dupla vergência da faixa dobrada. h) ~575 – 530 Ma Após os estágios finais da orogênese colisional, a Província Borborema passou por um estágio final de ajustamento lateral dos blocos, com o desenvolvimento da extensa rede de zonas de cisalhamento de alto ângulo, das quais a Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste faz parte. Como consequência, as unidades da Zona Interna da Faixa Riacho do Pontal foram deslocadas de suas contrapartes na Zona Transversal. Juntamente aos movimentos de escape lateral, vários plútons sin a pós-colisionais foram colocados por toda a Província Borborema, principalmente representados por corpos sieníticos, dos quais a Suíte Serra da Aldeia / Caboclo faz parte. Este estágio é esquematizado nas figuras 11.10e e 11.11e. O modelo tectônico proposto envolve um ciclo completo de placas tectônicas, principalmente na região da Faixa Riacho do Pontal. Essa visão difere da de alguns autores, na qual os blocos da Borborema, São Francisco / Congo, Oeste Africano e Amazonas agiram como um 258 bloco continental coerente desde o Paleoproterozóico (Neves 2003, Neves et al. 2009), no Supercontinente Atlântica (Rogers 1996). Porém, as características litoquímicas e isotópicas do Complexo Monte Orebe claramente sugerem uma afinidade mantélica juvenil para essas rochas, indicando que a formação de bacias neoproterozóicas na Província Borborema envolveu pelo menos a criação de pequenos tratos de litosfera oceânica durante o Neoproterozóico. Apesar de esse fato implicar em alguma mobilidade entre os blocos constituintes da província durante o Neoproterozóico, possivelmente o bloco de Pernambuco –Alagoas não se afastou muito do paleocontinente São Francisco entre as Orogênese Cariris Velhos e Brasiliana. De fato, aparentemente ele foi recolocado quase em sua posição original no final da Orogênese Brasiliana. Isto provavelmente é devido ao enclausuramento dos blocos menores da Província Borborema entre os três blocos maiores envolvidos na colisão Brasiliana na área – os crátons do São Francisco, Amazonas e São Luís - Oeste Africano (Figura 12.1). Outro bloco continental que pode ter tido participação importante na amalgamação da província é o bloco da Parnaíba, que se encontra sotoposto às rochas sedimentares fanerozóicas da sinéclise homônima (Brito Neves 2003). Desta forma, a Orogênese Brasiliana na região sul da Província Borborema pode ser entendida como um ciclo de placa tectônicas do tipo introverso, segundo Murphy & Nance (2003); ou seja, como um ciclo de Wilson clássico onde crosta oceânica gerada durante a quebra continental (oceanos interiores) é consumida durante subsequente amalgamação, de forma que o continente vira-se “para dentro” (inside in). Este tipo de amalgamação continental é distinto do tipo extroverso ou inside out, onde as margens exteriores dos fragmentos continentais dispersos colidem durante a remontagem em posições radicalmente distintas daquelas pré-rifteamento, devido ao consumo de oceanos externos; esta é a condição predominante para a maior parte do Supercontinente Gondwana, segundo Murphy & Nance (2003). Portanto, a Província Borborema pode representar um conjunto de blocos crustais fragmentados, enfraquecidos por sucessivos ciclos de placas tectônicas durante o Neoproterozóico (estiramento, compressão e transcorrência ligados aos ciclos Cariris Velhos e Brasiliano). Isto também implica que a Província Borborema nunca existiu como um único bloco litosférico durante todo o Proterozóico, até que os seus blocos constituintes foram finalmente espremidos entre os blocos mais antigos e já cratonizados do Gondwana Ocidental durante o Neoproterozóico tardio. 259 Figura 12.1 – Reconstrução paleogeográfica da região sul da Província Borborema durante o Neoproterozóico (~900-630 Ma). Os blocos constituintes da província provavelmente foram espremidos durante os três principais blocos cratônicos desta porção do Gondwana Oeste: A = Amazônico, WA = Oeste Africano / São Luís, SFC = Cráton do São Francisco. A região aflorante da Faixa Rio Preto representa uma bacia intracontinental formada pelo rifteamento do bloco de Cristalândia do Piauí (CP) do Cráton do São Francisco, a sul. 260 Tabela 12.1 – Cronologia dos eventos proposta para a evolução tectônica das regiões de estudo. Faixa Rio Preto Idade Eventos Referências 600-540 Ma1 Inversão da bacia Rio Preto, metamorfismo e deformação brasiliana. Egydio-Silva (1987) 900-600 Ma3, 4 Rifteamento e separação do bloco de Cristalândia do Piauí da margem norte do Cráton do São Francisco. Deposição da Formação Canabravinha em bacia do tipo rift, intracontinental. Capítulos 3 e 4 ~1,96 Ga2,3,4 Extrusão de basaltos relacionados a uma bacia de retro-arco e deposição de sedimentos de ambiente marinho profundo e químico- exalativos da Formação Formosa. Capítulos 3 e 4 ~2,1 Ga6 Retrabalhamento metamórfico do embasamento do Complexo Cristalândia do Piauí. Egydio-Silva (1987) 2,8-2,6 Ga4 Acresção crustal do embasamento do Complexo Cristalândia do Piauí. Capítulo 4 Faixa Riacho do Pontal 575-530 Ma6,7 Fase de escape lateral após o pico do metamorfismo e deformação brasilianos. Desenvolvimento da Zona de Cisalhamento Pernambuco Oeste e transcorrências associadas. Magmatismo sienogranítico tardi- a pós-colisional das suítes Serra da Esperança e Serra da Aldeia / Caboclo. Jardim de Sá et al. (1996) 620-575 Ma2,6 Colisão continental entre o Cráton do São Francisco e a extremidade oeste do bloco Pernambuco-Alagoas; magmatismo sin- colisional da Suíte Rajada. Capítulo 11 Jardim de Sá et al. (1988, 1992) Santos & Silva Filho (1990) 630-620 Ma8 Instalação de uma provável zona de subducção (?), sedimentação do tipo flysch da Formação Mandacaru e do topo do Complexo Monte Orebe. Capítulo 11 820-630 Ma5 Abertura de crosta oceânica do Complexo Monte Orebe. Instalação de uma ampla plataforma continental na margem passiva norte do Cráton do São Francisco. Capítulo 10 900-820 Ma2,4 Rifteamento crustal. Intrusão dos complexos máfico-ultramáficos de Brejo Seco e São Francisco de Assis. Extrusão dos basaltos intercalados no Complexo Paulistana, em um contexto de rift / margem passiva adelgaçada. Capítulo 8 1000-960 Ma2,6 Orogênese Cariris Velhos – intrusão dos corpos graníticos da Suíte Afeição. Capítulo 9 Jardim de Sá et al. (1988) Van Schmus et al. (1995) Freitas & Sachs (2012) ~>1,0 Ga2 Rifteamento crustal e deposição das sequências de rift e margem passiva dos complexos Morro Branco e Santa Filomena, respectivamente. Capítulo 8 Capítulo 9 Capítulo 11 ~1,9 Ga6 Cristalização/metamorfismo do Complexo Morro do Estreito. Gava et al. (1983) 1 – Idades K-Ar em mica, 2 – Idades U-Pb em zircão (idade de cristalização), 3 – Idades U-Pb em zircão detrítico, 4 – Idades-modelo TDM, 5 – Isócrona Sm-Nd, 6 – Isócrona Rb-Sr, 7 – Correlação com sienitóides da Província Borborema, 8 – Correlação com sequências similares nas faixas Piancó-Alto Brígida, Seridó e Sergipana. 261 CAPÍTULO 13 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Ab’Saber A.N. 1953. O Planalto da Borborema na Paraíba. Fotografias e comentários. Boletim Paulista de Geografia, 13:54-73. Abu-Alam T.S., Santosh M., Brown M., Stuwe K. 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