Com a finalidade de complementar os dados obtidos através de trabalhos de campo, estudos petrográficos e geoquímicos, descritos nos capítulos precedentes, utilizou-se o método geocronológico baseado no sistema Sm-Nd. Além disso reexaminou-se os dados relativos aos métodos Rb-Sr e K-Ar disponíveis em trabalhos anteriores. Um dos objetivos principais foi o de caracterizar-se a idade do metamorfismo principal que afetou as rochas do Grupo Araxá e a idade aproximada de alojamento dos granitos, uma vez que estes intrudem as rochas supracrustais deste Grupo. Além disso, os recursos do método Sm-Nd possibilitam uma avaliação das idades modelo das diversas litologias da região e dão uma idéia sobre as características das áreas fontes tanto dos magmas como dos sedimentos. Todos estes aspectos são relevantes tanto para a compreensão da evolução geológica regional como para interpretações de cunho petrológico.

Descrições detalhadas sobre o método Sm-Nd e suas aplicações podem ser encontradas em Faure (1986), DePaolo (1988), Gioia (1997) e Sato (1998). Deste modo serão descritos apenas alguns aspectos gerais, mas importantes na discussão dos resultados subsequentes.

Sob o ponto de vista químico os elementos Samário (Sm) e Neodímio (Nd) pertencem ao grupo das Terras Raras, formando íons com carga +3 e apresentando números atômicos próximos, 62 e 60, e raios iônicos parecidos de 1.04 Å e 1.08 Å, respectivamente. Isto implica em similaridade de propriedades químicas e tem uma consequência geológica importante: ambos os elementos apresentam mesma mobilidade nos diversos ambientes geológicos. Deste modo, embora suas quantidades originais possam se modificar com o passar do tempo, suas razões não se alteram.

A modificação mais significativa da razão Sm/Nd ocorre durante os processos de fusão de materiais do manto superior. O Nd é mais leve que o Sm e, portanto, mais incompatível. Assim um líquido resultante de fusão parcial terá mais Nd que Sm e a razão Sm/Nd será menor que a razão inicial da fonte. Uma vez alojado na crosta, o magma e seus produtos dificilmente apresentarão modificação significativa nas razões Sm/Nd, mesmo sendo afetados por metamorfismo, fusões secundárias, hidrotermalismo e intemperismo.

Sendo elementos incompatíveis como os demais Terras Raras, Sm e Nd entram mais nas fases minerais mais tardias durante a cristalização de um magma, aumentando durante a sequência de cristalização. Rochas derivadas por fusão do manto têm razões Sm/Nd mais elevadas do que rochas geradas por fusão de material crustal. Baixas razões Sm/Nd indicam padrões de enriquecimento em Terras Raras Leves, enquanto altas razões Sm/Nd indicam padrões de depleção em Terras Raras Leves em relação às pesadas. Segundo DePaolo (1988) isto é importante porque o estudo dos isótopos de Nd fornece informação sobre a química de todas as Terras Raras dos reservatórios dos quais as rochas são derivadas.

Ao longo da história da Terra, a contínua extração de magmas por fusão parcial do manto superior permitiu a incorporação de elementos com raios iônicos grandes como o K, Rb, U, Th, Ba e os Terras Raras na crosta oceânica. Houve empobrecimento do manto superior nestes elementos, gerando-se um "manto empobrecido" (DM- "depleted mantle"), em relação a um manto primordial uniforme, cuja razão Sm/Nd é igual à dos meteoritos condríticos (CHUR- "chondritic uniform reservoir") (DePaolo, 1988). Neste modelo admite-se uma evolução uniforme para a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Através de um parâmetro conhecido por e _Nd pode-se ter uma idéia sobre o a origem e o tempo de residência crustal do material estudado, verificando-se se a razão inicial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd é maior ou menor do que o CHUR para determinada rocha em determinado tempo. Caso o material analisado apresente razão Sm/Nd mais alta que o CHUR, com e _Nd positivo, poderá ter sido originado do manto depletado. No caso de e _Nd negativo, infere-se uma origem na crosta. O tempo de residência crustal será tanto maior quanto mais negativo for e _Nd. Idades modelo (T_DM) podem ser calculadas com base no modelo de evolução acima descrito e interpretadas como o tempo de residência crustal dos materiais que a compõem.

A datação através do método Sm-Nd baseia-se no decaimento radioativo do ¹⁴⁷Sm para o isótopo ¹⁴³Nd, e é realizada a partir de análises em minerais individuais e em rocha total permitindo a obtenção de diagramas isocrônicos. Como premissa, necessita-se que os minerais tenham variadas razões ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd. A idéia básica do método é a de que todos os minerais de uma rocha tinham valores iguais para a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd em um momento passado, e razões ¹⁴⁷Sm/ ^!44Nd diferentes. Com o decaimento do ¹⁴⁷Sm para ¹⁴³Nd, ocorre um aumento na razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd com o passar do tempo. No tempo presente é possível determinar estas razões e construir isócronas que fornecem a idade de cristalização das paragêneses minerais de uma rocha.

Para a região de Araxá foram analisadas 3 amostras de calcifilitos pertencentes ao Grupo Ibiá, para estudos de proveniência, duas amostras de afloramentos contíguos, uma de granada anfibolito e outra de granada-mica xisto, ambas do Grupo Araxá, com a finalidade de obter-se a idade do metamorfismo principal, e uma amostra de pegmatito com granadas.

Todas as amostras foram analisadas para rocha total, e para as três últimas foram também separados, sob lupa binocular, concentrados puros dos minerais granada, titanita e anfibólio para o anfibolito, granada para o mica xisto e granada para o pegmatito. As amostras foram analisadas no espectrômetro de massa Finnigan MAT 262, do Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. A razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd foi normalisada para ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Os resultados analíticos acham-se reproduzidos na Tabela 8.1.

As amostras estão localizadas no mapa geológico da Sinforma de Araxá (figura 8.1), juntamente com a posição das amostras estudadas por Hasui e Almeida (1970), Besang et al. (1977) e Brod (1999).

Tabela 8.1. Dados isotópicos Sm-Nd para os Grupos Araxá, Ibiá e Canastra na região da Sinforma de Araxá. *Amostra analisada por Brod (1999). Idades modelo em Ga.

O metamorfismo principal ( M₁ ) foi datado a partir de duas isócronas obtidas através de minerais e rocha total em duas amostras de afloramentos localizados nas cabeceiras do Rio Galheiro (Anexo I - D5) pertencentes ao Grupo Araxá. No local ocorre um horizonte de granada anfibolito médio a fino, intercalado a granada-mica xistos e clorita-anfibólio xistos que, estratigraficamente, representam a porção superior da sequência metaígnea, na interface com a sequência dominantemente metassedimentar, o conjunto pertencendo à escama tectônica superior da Sinforma de Araxá. O granada-mica xisto forneceu idade de 637 ± 12 Ma. (figura 8.2) e o granada anfibolito apresentou idade de 596 ± 32 Ma. (figura 8.3). Estas idades devem se situar em torno de 620 a 630 Ma. e são interpretadas como a época de cristalização dos minerais metamórficos durante o metamorfismo M₁, que alcançou o fácies anfibolito. O pegmatito analisado forneceu idade de 369 ± 46 Ma. sem valor na interpretação geológica. Como os pegmatitos e os granitos da Sinforma de Araxá foram estruturalmente datados, intrudindo as rochas metamáficas e os metassedimentos, no início da fase deformacional D₂, esperava-se obter idade um pouco menor do que a de M₁.

Figura 8.1. Mapa Geológico da Sinforma de Araxá com a localização das amostras analisadas para isótopos de Sm-Nd incluindo dados para Rb-Sr de Besang et al. (1977), amostras 1340 e 1341, e para K-Ar de Hasui e Almeida (1970), amostras 945, 965, 1099, 1208, 1103 e 1104, e para Sm-Nd de Brod (1999), amostra at412a.

Figura 8.2. Isócrona Sm-Nd para um granada-mica xisto (amostra 318 a) do Grupo Araxá. Rt=rocha total; Gr= Granada.

Figura 8.3. Isócrona Sm-Nd para um anfibolito (amostra 318 c) do Grupo Araxá. RT = Rocha total; Gr = granada; Anf = anfibólio; Ti = titanita.

Como já discutido nos capítulos precedentes, as rochas metassedimentares do Grupo Ibiá originaram-se em área fonte onde predominavam rochas ígneas de composição intermediária a ácida e sua deposição deu-se de modo rápido e sem retrabalhamento posterior, com base no elevado conteúdo de feldspatos. Seu metamorfismo não ultrapassou a zona da clorita do fácies xisto verde. Deste modo supõe-se que seu soterramento não tenha sido expressivo. Além dos aspectos geológicos e petrográficos, os dados de geoquímica de rocha total indicam áreas fonte ligadas a arcos magmáticos intraoceânicos.

Sendo formadas de partículas minerais derivadas por intemperismo de rochas dominantemente vulcânicas e plutônicas suas composições isotópicas de Sm e Nd serão influenciadas não apenas pela evolução dos sedimentos até seu posicionamento final, mas também pelas composições de suas áreas fonte. As idades modelo para os metassedimentos do Grupo Ibiá variam de 1.161 a 1.330 Ma. para três amostras.

Segundo Faure (1986) as idades modelos de folhelhos são similares às idades de rochas ígneas e metamórficas das quais eles se derivaram e por consequência as idades Sm-Nd dos sedimentos comumente excedem suas idades deposicionais. Nas rochas sedimentares detríticas as idades modelos devem ser tratadas como idades de residência crustal. As idades de residência crustal de folhelhos Proterozóicos e Fanerozóicos são geralmente mais antigas do que suas idades deposicionais. Isto permite supor que eles são formados por material crustal reciclado separado a longo tempo do CHUR. No entanto, a diferença entre a idade de residência crustal e a idade de deposição decresce se sedimentos detríticos vulcanogênicos, representando eventos magmáticos durante episódios orogenéticos, são misturados a sedimentos detríticos mais antigos durante a deposição. Os dados obtidos para Araxá confirmam o fato de que houve pouca contribuição sedimentar de áreas fontes mais velhas que 1,3 Ga. nestes sedimentos. Estas áreas fontes mais velhas devem estar localizadas a leste, no Cráton do São Francisco. Além disso, o tempo de residência crustal dos materiais que formaram os metassedimentos deve ter sido relativamente baixo uma vez que os valores de e _NdT variam de – 0,11 a – 0,93. Deste modo, eles foram formados a partir de áreas fontes mais jovens com baixa residência crustal.

Num contexto geológico regional, as únicas áreas fonte possíveis seriam a suposta existência de um arco magmático localizado a sudoeste de Araxá, região coberta pelas rochas fanerozóicas da Bacia do Paraná, ou os Arcos Magmáticos de Arenópolis, Bom Jardim e Iporá localizados no oeste de Goiás com idades neoproterozóicas (Pimentel et al., 1999) e que podem ter continuidade para sudeste. A composição isotópica das rochas destes arcos magmáticos está representada na figura 8.4.

Os metassedimentos do Grupo Araxá têm idade modelo de 1.949 Ma, portanto bem mais velha do que a dos metassedimentos do Grupo Ibiá. Devem ter se formado a partir da mistura de detritos sedimentares oriundos de fontes mais jovens que a idade modelo e de fontes mais velhas. Estas últimas estariam situadas no Cráton do São Francisco, enquanto as primeiras devem corresponder às rochas mais jovens dos arcos magmáticos de Goiás. O valor de e _NdT é -10,21 (figura 8.4), portanto indicando maior residência crustal para os metassedimentos do Grupo Araxá em relação aos do Grupo Ibiá.

Para o Grupo Canastra a idade modelo é de 2,2 Ga. e o e _NdT = - 12,77, indicando predomínio de áreas fonte mais antigas e residência crustal maior do que as do Grupo Araxá e Ibiá. Estas interpretações são compatíveis com as interpretações a respeito dos paleoambientes da unidade Canastra, que são relacionados a sequências regressivas de plataforma continental, situada na borda do Cráton do São Francisco, principal área fonte destes sedimentos.

Estes fatos levantam duas questões importantes: a) a existência de discordância erosiva (Pereira, 1992) entre os Grupos Ibiá e Canastra, na região de Coromandel (MG), pode ser questionada na região de Araxá e b) o Grupo Canastra não serviu como área fonte para o Grupo Ibiá pelo menos na região de Araxá, que é a área tipo deste Grupo.

A amostra de anfibolito apresenta razão Sm/Nd = 0,275, indicando padrão de depleção em Terras Raras Leves e valor de e _NdT= + 1,10, próximo do CHUR (figura 8.4), implicando em uma origem a partir de fusão do manto superior. Seus valores de Sm e Nd em ppm e a razão Sm/Nd aproximam-se mais dos valores normais para basaltos de cadeias meso-oceânicas (MORB). No entanto, pode-se dizer que os valores de Sm e Nd do anfibolito do Grupo Araxá são intermediários entre os de MORB e os toleitos continentais. Isto poderia indicar contaminação com materiais crustais e pode ter implicações importantes na modelagem geotectônica do assoalho oceânico da Faixa Brasília. Segundo Nicolas (1989), enquanto as seções de peridotitos e de gabros de diversos ofiolitos têm valores de e _Nd = +7 a +12, e assinatura geoquímica de MORB, as seções vulcânicas que capeiam as anteriores apresentam padrões muito variáveis para Terras Raras e Nd que refletem o ambiente oceânico original, podendo divergir de tendências tipo MORB. Isto está de acordo com estudos realizados em arcos de ilhas, tanto em situações ante-arco como de retro-arco. Entretanto, Nicolas (1989) ressalta que a utilização de parâmetros geoquímicos para caracterização dos ambientes oceânicos de origem deve ser tratada com muita cautela e utilizada em conjunto com outros dados geológicos.

Figura 8.4. Composiçào isotópica de Nd para as amostras de Granada Anfibolito e Granada – mica xisto do Grupo Araxá. (Construido a partir de dados de Pimentel et al.,1999).

A partir dos resultados obtidos pelo método Sm-Nd pode-se reavaliar os dados oriundos de Hasui e Almeida (1970) e Besang et al. (1977), que estudaram diversas amostras da região de Araxá através dos métodos K-Ar e Rb-Sr respectivamente (tabela 8.2).

Hasui e Almeida (1970) analisaram muscovitas de dois pegmatitos e de um gnaisse (granito a duas micas da Serra Velha – muscovitas ígneas) pertencentes ao Grupo Araxá, obtendo dois valores compatíveis com o resfriamento regional pós-M₁ para os pegmatitos, e um valor mais elevado de 695 ± 21 M.a. para o granito a duas micas da Serra Velha. Este último valor só seria aceitável caso o corpo granítico em questão fosse mais antigo que 630 M.a., indicando um resfriamento após sua formação. Levantamentos de geologia estrutural indicam que o granito é mais novo do que 630 M.a. já que intrude rochas metamorfisadas nesta época. Besang et al. (1977) analisaram duas amostras de granito (figura 8.1, tabela 8.2) e consideraram-nas co-genéticas com granitos da região de Monte Carmelo. Construiram uma isócrona com todos o dados obtendo idade de 733 ± 6 M.a. O granito da região de Araxá corresponde ao Granito Quebra Anzol desta tese (anexo I - F15), e encontra-se intensamente deformado, posicionando-se ao longo da rampa lateral sinistral da escama tectônica superior. Este corpo granítico também é intrusivo em anfibolitos cujo metamorfismo principal deve ter ocorrido em torno de 630 Ma., uma vez que são correlatos ao anfibolito analisado para Sm-Nd. Levando-se em conta este aspecto, além das diferenças petrográficas, geoquímicas e deformacionais deste granito com outros da mesma região, seria difícil supor-se, sem estudos mais profundos, sua cogeneticidade com corpos graníticos da região de Monte Carmelo, situada a 140 Km a noroeste. Deste modo, questiona-se o valor de 733 M.a. obtido através desta isócrona.

Hasui e Almeida (1970) também estudaram duas amostras de filitos do Grupo Canastra (Figura 8.1, tabela 8.2), obtendo idades K-Ar de 579 a 625 M.a., interpretadas como a época do resfriamento regional destas rochas. Estes valores são compatíveis com o resfriamento regional verificado no Grupo Araxá que se seguiu ao metamorfismo principal na região.

Tabela 8.2. Dados isotópicos para Rb-Sr de Besang et al. (1977) (*) e para K-Ar de Hasui e Almeida (1970) (**). + indica idades convencionais considerando-se (Sr ⁸⁷/ Sr ⁸⁶)i = 0,706.

Compilando-se os dados geocronológicos K-Ar existentes na bibliografia (tabela 8.3) para as regiões próximas à Araxá, consegue-se deduzir que existem dois conjuntos de dados significativos para o setor meridional extremo da Faixa Brasília. O primeiro conjunto envolve as regiões das Sinformas de Passos e Araxá. O segundo aparece mais a norte a partir da região de Monte Carmelo.

Idades Sm-Nd no Grupo Araxá indicam que o metamorfismo principal ocorreu em torno de 630 M.a., com o resfriamento regional processando-se até 566 M.a., com base no método K-Ar. O resfriamento coincide com os eventos tectônicos responsáveis pelo alojamento final do conjunto de lâminas de empurrão e zonas de cisalhamento sinistrais subverticais que estruturaram a região.

Tabela 8.3. Idades K-Ar para as rochas dos Grupos Araxá e Canastra do setor meridional da Faixa Brasília, reproduzidos de Hasui e Almeida (H&A) (1970) e Valeriano (1992). São acrescentados também alguns dados para o Grupo Bambuí e Embasamento da Faixa Brasília. Os dados referentes ao chamado Complexo Basal, podem representar rochas do Grupo Araxá.

Segundo Valeriano (1992) o alojamento da Nappe de Passos deu-se por volta de 600 M.a. com base em geocronologia K-Ar. Esta nappe cavalgou o embasamento autóctone que estava relativamente frio nesta época e ainda fornece idades mínimas K-Ar desde 915 até 1987 Ma. Em Araxá, logo após o pico metamórfico M₁ a 630 Ma. ocorreu a intrusão de granitos peraluminosos já num contexto estrutural compressivo/tangencial, numa situação de colisão continental, quando as lâminas de empurrão se movimentavam para norte e nordeste. Os movimentos tectônicos tiveram continuidade, envolvendo a possível rotação dos campos de tensão regionais, dando origem a processos de tectônica tangencial com movimento para SE, e por fim à transcorrências sinistrais em ambiente metamórfico de fácies xisto verde baixo. O fechamento do sistema K-Ar em muscovitas dá-se abaixo de 300 ^oC e deve ter ocorrido, portanto, apenas no final do processo tectônico em torno de 580-570 Ma. Deste modo, deduz-se que o alojamento das escamas tectônicas da Sinforma de Araxá deu-se entre 630 e 600 Ma. e as transcorrências devem ter ocorrido entre 600 e 580 Ma. quando o sistema isotópico se fechou e cessaram os movimentos tectônicos principais. Este processo deve ter envolvido o continente do São Francisco, situado a leste e nordeste da região em foco, e o continente do Paraná, ou arcos magmáticos, situados a sudoeste.

A partir da região de Monte Carmelo, as idades K-Ar do Grupo Araxá são mais elevadas situando-se acima de 680 Ma., alcançando até 902 Ma. Estes valores distribuem-se numa região que vai até o sul de Goiânia e parecem compor um bloco crustal preservado do aquecimento regional de 630 Ma. Neste bloco, na região de Ipameri, granitos peraluminosos foram datados através do método U-Pb, fornecendo idade de 794 Ma. (Pimentel et al., 1992). Pimentel et al. (1999) acreditam que esta idade representa a época de geração de magmas peraluminosos a partir dos metassedimentos do Grupo Araxá, durante processo de colisão entre o continente do São Francisco e o continente do Paraná, coberto pela Bacia Fanerozóica do Paraná. Estes mesmos autores sugerem que, por ocasião da colisão entre os continentes Amazônico e do São Francisco em torno de 630 Ma., o continente Paraná já estaria amalgamado ao Continente do São Francisco. Os resultados de estudos geológicos na região da Sinforma de Araxá, sugerem que o continente do Paraná ( ou possíveies arcos magmáticos) e o continente do São Francisco interagiram em torno de 630 Ma., podendo não estar unidos nesta época, contrariamente à opinião de Pimentel et al. (1999).

As principais conclusões deste capítulo podem ser resumidas nos seguintes tópicos:

1. O metamorfismo principal que afetou as rochas do Grupo Araxá na Sinforma de Araxá ocorreu em torno de 630 Ma. e foi datado através de isócrona Sm-Nd em granada-mica xisto e anfibolito.
2. O magmatismo granítico, gerando corpos intrusivos nos metassedimentos e metamáficas do Grupo Araxá, por consequência, deve ser mais novo que 630 Ma.
3. Idades modelo para as diversas litologias da região da Sinforma de Araxá indicam que as rochas metassedimentares do Grupo Canastra têm áreas fonte mais velhas (T_DM= 2,2 Ga.) que as dos Grupos Araxá (T_DM= 1,9 Ga.) e Ibiá (T_DM= 1,1 a 1,33 Ga.).
4. Os valores baixos de T_DM e e _{Nd T}( -0,11 a –0,93)) para o Grupo Ibiá pressupõem áreas fonte jovens (arcos magmáticos) e baixo tempo de residência crustal. Portanto, os sedimentos do Grupo Ibiá não se originaram a partir da erosão do Grupo Canastra e a existência de discordância erosiva (Barbosa et al, 1970) entre os dois Grupos é questionada para a região em foco.
5. O valor de e _{Nd T}= + 1,10 para uma amostra de anfibolito do Grupo Araxá aponta para uma origem a partir do manto superior, e seus valores em ppm de Sm e Nd e a razão Sm/Nd são intermediários entre os de basaltos de assoalhos oceânicos (MORB) e basaltos toleíticos continentais, o que pode ser resultado de contaminação crustal.

 

6. Os dados K-Ar de Hasui e Almeida (1970), confirmam o resfriamento regional após 630 Ma., ocorrido durante o alojamento final das escamas tectônicas em direção à níveis crustais mais rasos, processo que se encerrou em torno de 580 Ma.
7. A integração regional dos dados K-Ar, Sm-Nd e U-Pb, obtidos por diversos autores para o Setor Meridional da Faixa Brasília permitem deduzir-se dois eventos colisionais no setor meridional da Faixa Brasília, o mais antigo em torno de 790 Ma. e o mais novo em torno de 630 Ma., representando a colagem final do Continente Gondwana.
8. Os resultados de mapeamento geológico e estrutural e a análise geocronológica na Sinforma de Araxá convergem para uma interpretação em que o evento colisional de 630 Ma. deu-se através de interação entre os continentes do São Francisco e do Paraná, ou possíveis arcos magmáticos, atualmente cobertos pelas rochas sedimentares da Bacia do Paraná.