4- RESULTADOS
4.1 CARACTERIZAÇÃO TEXTURAL E RESULTADOS U-Pb
Os cristais de apatita das amostras selecionadas apresentam-se sob a forma de cristais prismáticos subédricos a euédricos, incolores, transparentes e com comprimentos entre 100 e 200 μm.
As imagens geradas pela catodoluminescência (Fig. 4.1) mostram que, de um modo geral, os grãos são homogêneos, livres de fraturas e inclusões, e com zoneamento oscilatório ausente a incipiente. Desse modo, uma interpretação feita é a de que as apatitas teriam sido originalmente formadas por cristalização magmática.
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Figura 4.1 – Imagens geradas por catoduluminescência que mostram as características texturais de alguns cristais de apatita provenientes das amostras FGL 6, FGL14 e FGL 22, respectivamente.
4.1.2 Resultados U-Pb
As análises por LA-ICP-MS foram realizadas em grãos de apatita homogêneos e todos os furos de laser priorizaram as porções centrais dos grãos a fim de se evitar uma possível influência nas idades de processos metamíticos que podem ter ocorrido nas bordas. De um modo geral, todas as análises geraram idades de intercepto inferior em diagramas Tera-Wasserburg menores que 550 Ma.
Amostra FGL 6
Os grãos de apatita desta amostra de granodiorito compõem uma população de 21 cristais cujo intercepto inferior sobre a discórdia fornece uma idade de 206Pb/ 238Ude 532 ± 17 Ma (MSWD = 1.5).
Figura 4.2: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL6
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Amostra FGL 14
As apatitas analisadas revelam uma população de 22 cristais que se distribui sobre uma linha que intercepta a discórdia em 510 ± 26 Ma (MSWD = 1.08).
Figura 4.3: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL14.
Amostra FGL 22
Dos 37 furos feitos em grãos de apatita desta amostra, 21 foram plotados sobre a discórdia e geraram uma idade U-Pb de 516 ± 23 Ma (MSWD = 1.2).
Figura 4.4: Diagrama Tera Wasserburg revelando a idade de intercepto inferior para a amostra FGL22.
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CAPÍTULO 5 DISCUSSÕES
5.1 CONSIDERAÇÕES SOBRE AS DATAÇÕES REALIZADAS
Como o objetivo do presente trabalho foi investigar o resfriamento do Batólito Galiléia, uma interpretação isolada somente a partir das idades obtidas por meio da datação das apatitas não seria a solução mais adequada. Desse modo, como Narduzzi (2018 e in prep.) também datou os zircões e titanitas provenientes das mesmas amostras aqui analisadas, as discussões serão iniciadas a partir da comparação das idades disponíveis para essas rochas do batólito.
Figura 5.1: Gráfico Temperatura de Fechamento (°C) versus Idade 206Pb/238U (Ma) para os minerais datados das amostras estudadas.
A fig. 5.1 apresenta a distribuição dos dados obtidos para os minerais datados de cada amostra (FGL 6, FGL14 e FGL22) em função da temperatura de fechamento (°C) e da Idade 206
Pb/
238U
(Ma).Ressalta-se que os grãos de zircão são concordantes e foram datados por diferentes técnicas, sendo os da amostra FGL6 analisados por LA-MC-ICP-MS, os da amostra FGL 14 por LA-SF-ICP-MS e os da amostra FGL22 por CA-ID-TIMS (Narduzzi 2018). Os grãos de titanita também apresentam idades concordantes e foram datados por LA-MC-ICP-MS. Destaca-se, ainda, que as temperaturas de fechamento consideradas na imagem acima (Fig. 5.1) são baseadas em dados da literatura (Chew &
Spikings, 2015).
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Neste contexto, uma hipótese a se considerar, é a de que essa distribuição de idades seria o reflexo de um período de atividade magmática de longa duração, o que ampliaria o intervalo de cristalização da supersuíte G1que atingiria idades menores que 550 Ma. De fato, essa possibilidade estaria de acordo com o modelo proposto por Narduzzi (2018) que sugere, a partir de análises de alta resolução nos zircões, que os corpos graníticos do batólito Galiléia registram um intervalo de magmatismo ininterrupto e de longa duração (> 50 Ma).
Outra possibilidade a ser discutida é a possível influência no sistema U-Pb das apatitas de algum pico termal resultante de eventos metamórficos associados à evolução geotectônica do orógeno Araçuaí. Neste sentido, as idades obtidas para as apatitas podem indicar o registro pelos grãos, já cristalizados, do segundo evento metamórfico (M2) que ocorreu no Batólito Carlos Chagas e que, muito provavelmente, gerou um reflexo regional nas rochas do Orógeno Araçuaí, incluindo as do batólito Galiléia.
Este evento metamórfico foi caracterizado por Melo et al. (2017) a partir de um estudo que investigou a petrogênese do Batólito Carlos Chagas. Com base em características microestruturais de grãos de granada provenientes de granitos tipo S e da química da assembleia mineral, a autora sugere que o segundo episódio metamórfico de fácies granulito ocorreu a uma temperatura de aproximadamente 770 °C e pressão de 6,6 kbar. Além disso, parte das rochas deste batólito registra uma idade de 535-500 Ma para esse evento.
Isto posto, a idade do evento M2 é o principal parâmetro que suporta a hipótese de que as rochas do batólito Galiléia também foram afetadas por tal evento termal uma vez que, somente as apatitas, a despeito dos zircões e titanitas datados por Narduzzi (2018 e in prep.), registram idades menores que 550 Ma. Ademais, o pico termal desse evento teria atingido o batólito Galiléia a uma temperatura de até 500 °C, o que reforçaria ainda mais o fato de somente o sistema U-Pb das apatitas ter sido aberto, já que a sua temperatura de fechamento está entre 350 e 550 °C.
Outro fato observado é que quando se compara a idade das amostras de apatita datadas no presente estudo com a sua localização em relação ao batólito Carlos Chagas, pode-se notar que quanto mais a leste (E), ou seja, quanto mais próximo do Carlos Chagas, mais nova é a idade (Figs. 5.1 e 5.2).
Desse modo, os grãos da amostra FGL14 são mais jovens que os das amostras FGL22 e FGL6. Essa constatação pode sugerir que a maior proximidade com o pico termal do evento metamórfico do Carlos Chagas fez com que o sistema U-Pb das amostras FGL 14 e FGL22 permanecesse aberto por mais tempo e por isso os grãos registram idades mais novas. Além disso, como as apatitas da amostra FGL6, a mais afastada de todas, apresentam uma idade de 532 ± 16 Ma, isso indica que o pico termal do Carlos Chagas também foi registrado até as porções centrais do batólito Galiléia.
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Figura 5.2: Mapa geológico simplificado da porção leste do Orógeno Araçuaí. As setas vermelhas na porção inferior esquerda destacam a localização das amostras FGL14 e FGL 22 analisadas neste estudo. A amostra FGL6 não foi representada mas se encontra à NW da amostra FGL22. Extraído de Melo (2016).
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CAPÍTULO 6 CONCLUSÕES
A investigação do resfriamento do Batólito Galiléia configura-se como uma importante ferramenta para o entendimento da evolução termocronológica não só das rochas do batólito como das porções adjacentes do Orógeno Araçuaí. Neste sentido, a partir das datações das apatitas foram obtidas idades (510 ± 26, 516 ± 23 e 532 ± 17) que revelam novas possibilidades para a interpretação da evolução termal desse corpo.
Apesar de análises mais refinadas e sistemáticas serem necessárias, as apatitas estudadas revelam, dentro de seus erros, idades mais novas que as até então obtidas para zircões e titanitas das mesmas amostras em questão. As implicações acerca destes resultados sugerem que ou o Batólito Galiléia experimentou um intervalo de magmatismo ininterrupto e de longa duração (>50 Ma) ou o sistema U-Pb das apatitas foi afetado por um pico termal resultante do segundo evento metamórfico ocorrido no batólito vizinho, o Carlos Chagas.
Desta forma, como algumas questões relacionadas à história termal do batólito Galiléia permanecem abertas, são sugeridos como trabalhos futuros a aplicação de outros métodos de datação da apatita (TIMS), análises de elementos traço e aplicação de programas de modelamento das trajetórias tempo-temperatura (t-T).
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Apêndice I
Tabelas contendo os dados U-Pb das amostras analisadas por
LA-MC-ICP-MS
Apêndice II
Resumo publicado nos anais do 49° Congresso Brasileiro de
Geologia
APATITAS COMO TERMOCRONÔMETROS: UMA INVESTIGAÇÃO ACERCA DO RESFRIAMENTO DO BATÓLITO GALILÉIA
Teixeira, L.P.V.1*; Narduzzi, F.1; Schannor, M.1; Lana, C.1, Mazoz, A.1
Applied Isotope Research Group, Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto; *[email protected]