ministÉrio da educaÇÃo universidade federal de … · do magma primitivo em estado de oxidação...
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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Felipe Brito dos Santos
QUIMICA MINERAL, GEOCRONOLOGIA U-Pb E ISÓTOPOS Lu-Hf DE
MEGACRISTAIS DE ZIRCÃO NA ZONA INTERNA DA FAIXA BRASÍLIA COMO
INDICADORES PETROGENETICOS E DE PROVINIÊNCIA.
Orientadora
Profª. Dra. Rúbia Ribeiro Viana
Co-orientadora
Profª. Dra. Gislaine Amorés Battilani
CUIABÁ
2016
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Prof. Dr. Francisco José Dutra Souto
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Leny Caselli Anzai
FACULDADDE DE GEOCIÊNCIAS
Diretor
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
Coordenador do Programa de pós-graduação em geociências
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Vice-Coordenador
Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N° 76
QUIMICA MINERAL GEOCRONOLOGIA U-Pb E ISÓTOPOS Lu-Hf DE
MEGACRISTAIS DE ZIRCÃO NA ZONA INTERNA DA FAIXA BRASILIA COMO
INDICADORES PETROGENETICOS E DE PROVINIÊNCIA.
Felipe Brito dos Santos
Orientadora
Profª. Dra Rúbia Ribeiro Viana
Co-orientadora
Profª. Dra Gislaine Amorés Battilani
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação
em Geociências da Faculdade de Geociências da
Universidade Federal de Mato Grosso como requisito
parcial para a obtenção do Título de Mestre em
Geociências.
CUIABÁ
2016
QUIMICA MINERAL GEOCRONOLOGIA U-Pb E ISÓTOPOS DE Lu-Hf DE
MEGACRISTAIS DE ZIRCÃO NA ZONA INTERNA DA FAIXA BRASILIA COMO
INDICADORES PETROGENETICOS E DE PROVINIÊNCIA.
.
BANCA EXAMINADORA
_______________________________________
Profª. Dra. Rúbia Ribeiro Viana
Orientadora (UFMT)
_______________________________________
Profa. Dra. Ana Claudia Dantas da Costa(UFMT)
_______________________________________
Praf. Dr. Alexandre de Oliveira Chaves (UFMG)
Dedicatória
Dulce de Brito dos Santos (in memorian).
Agradecimentos
Agradeço primeiramente a Deus, a ele toda honra e toda glória, pois ele tem me sustentado e
me derramado graças em minha vida. A minha mãe que me apoiou e incentivou para que eu
pudesse seguir em frente. Agradeço a minha orientadora por todo apoio e conhecimento concedidos
a mim. Pela oportunidade que me deu de trabalhar em seus projetos de pesquisa desde a graduação
e pela amizade que construímos a cada dia. Aos colegas do curso pela troca de experiências e
conhecimentos, companheirismo e amizade.
As agências de fomento CAPES, CNPq e FAPEMAT (Proc. Nº 448287/2009) pelo suporte
financeiro no desenvolvimento da pesquisa e a concessão de bolsa de mestrado.
A todos que contribuíram de forma direta ou indireta com o desenvolvimento desta
pesquisa, deixo meu muito obrigado.
Sumário
Agradecimentos ................................................................................................................................................... i
Lista de Figuras ................................................................................................................................................. iv
Resumo .............................................................................................................................................................. vi
Abstract ............................................................................................................................................................ vii
CAPÍTULO 1 ..................................................................................................................................................... 1
INTRODUÇÃO ................................................................................................................................................. 1
1.1 Problemática e Relevância .............................................................................................................. 1
1.2 Apresentação do tema e objetivo .................................................................................................... 2
1.3 Materiais e Métodos ........................................................................................................................ 2
1.3.1 Etapa Preliminar ........................................................................................................................ 2
1.3.2. Etapa de Aquisição de Dados .......................................................................................................... 2
1.3.3. Etapa de Tratamento de dados e confecção da dissertação ........................................................... 4
1.4 Propriedades físicas e mineralógicas dos zircões estudados ........................................................ 4
CAPÍTULO 2 ..................................................................................................................................................... 7
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................................................................. 7
CAPÍTULO 3 ................................................................................................................................................... 10
REVISÃO DE LITERATURA: ZIRCÃO COMO INDICADOR PETROGENÉTICO .................................................... 10
3.1 Identificação da fonte a partir da morfologia ................................................................................... 10
3.2 Elementos Traços e Terras Raras na indicação petrogenética ........................................................ 11
CAPÍTULO 4 ................................................................................................................................................... 14
ARTIGO SUBMETIDO À REVISTA GEOLOGIA USP .............................................................................. 14
RESUMO.................................................................................................................................................... 14
ABSTRACT ............................................................................................................................................... 14
DESCRIÇÃO DAS AMOSTRAS E MÉTODOS UTILIZADOS.......................................................... 15
CONTEXTO GEOLÓGICO .................................................................................................................... 18
Erro! Indicador não definido.
RESULTADOS .......................................................................................................................................... 19
Caracterização Química Mineral ......................................................................................................... 19
Comportamento Isotópico ..................................................................................................................... 25
DISCUSSÃO .............................................................................................................................................. 28
CONCLUSÕES.......................................................................................................................................... 30
Referências Bibliográficas ........................................................................................................................ 31
CAPITULO 5 .................................................................................................................................................. 34
CONSIDERAÇÕES FINAIS .......................................................................................................................... 34
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................................................ 35
ANEXO I ............................................................................................................................................................ 38
ANEXO II ........................................................................................................................................................... 40
Analises da química mineral de todas as amostras estudadas ....................................................................... 40
ANEXO III ...................................................................................................................................................... 49
Análises Geocronológicas ............................................................................................................................... 49
Lista de Figuras
CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO
Figura 1.1: Amostras dos zircões da região de Jau de Tocantins. (A) os diversos tamanhos dos
cristais; (B) zircões típicos do lote incolor; (C) zircões típicos do lote vermelho; (D) zircões típicos
do lote marrom...................................................................................................................................5 Figura 1.2: Difratogramas típicos de amostras zircão estudadas: Zr-C (zircões claros); Zr-M
(zircões vermelhos) e Zr-V (zircões marrons). Notar os picos mais alargados e maior background
dos zircões vermelhos ..........................................................................................................................6
CAPITULO 2 - CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
Figura 2.1: Mapa simplificado da Faixa Brasília (Dardene 2000), com a compartimentação
proposta por Fuck et al. 1994, Fuck et al. 2005. O retângulo em vermelho ilustra o contexto da
área estudada....................................................................................................................................8
CAPITULO 3- REVISÃO DE LITERATURA: ZIRCÃO COMO INDICADOR
PETROGENÉTICO
Figura 3.1: Diagramas de classificação de zircão, segundo Pupin (1989),baseados na tipologia
............................................................................................................................................................11
Figura 3.2: Discriminação de campos de zircões para vários tipos de rocha, considerando Lu, Ta, U,
Hf, Ce/Ce* (anomalias de Ce) e Nb, segundo Belosouva e colaboradores 2002.................................13
CAPITULO 4- ARTIGO SUBMETIDO À REVISTA GEOLOGIA USP
Figura 1: Difratogramas típicos de zircão de cada lote, Zr-C lote incolores, Zr-M lote dos marrons e
Zr-V lote dos vermelhos....................................................................................................................17
Figura 2: Mapa Geológico Local da regiao de Jaú de Tocantins com os pontos de coletas dos
zircões ...............................................................................................................................................18
Figura 3: Diagramas de correlação de elementos traços para os zircões de Jaú de Tocantins. (A)
correlação entre Hf e Y, mostrando as amostras com razões baixas. (B) correlação entre Y e ETR,
que mostras as amostras com razões superiores a 1 em sua maioria. (C) correlação positiva entre Nb
e Ta. (D) correlação da razão Nb/Ta com o Y, evidenciando substituição acoplada destes
elementos................................................................................................................20
Figura 4: Diagramas de correlação de elementos traços para os zircões de Jaú de Tocantins. (A)
correlações entre Th e U, mostrando que grande parte das amostras possuem razões superiores a 1;
(B) correlação positiva entre Y e U; (C) correlação positiva entre Y e Th; (D) correlação negativa
da razão Yb/Sm (normalizados) e Y...................................................................................................23
Figura 5: Diagrama normalizado para o condrito segundo McDonough e Sun (1995), (A) lote dos
zircões incolores, (B) lote dos zircões vermelhos, (C) lote dos zircões marrom...............................24
Figura6: Imagens de CL com seus respectivos zircões. (A) amostra Zr-C-A; (B) amostra Zr-C-B;
(C) amostra Zr-C-C; (D) amostra Zr-M; (E) amostra Zr-V-A; (F) amostra Zr-V-B; (G) amostra Zr-
V-C.....................................................................................................................................................26
Figura 7: Diagrama concórdia U-Pb para a amostra Zr-M-A, com nove spots, mostrando idade
superior de 1334+/- 150 Ma. e inferior de 424+/- 41 Ma., com MSWD = 7.1.................................27
Figura 8: Diagrama concórdia para as amostras incolores. (A) amostra Zr-C-A, com vinte e três
spots, idade de 548+/- 5.1 Ma. e MSWD = 1.14; (B) amostra Zr-C-B, com nove spots, idade de 518
+/- 17Ma e MSWD = 0.40; (C) amostra Zr-C-C com onze spots, idade de 573 +/- 13 Ma e MSWD
= 0.79..............................................................................................................................................27
Figura 9: Diagramas concórdia para os megacristais do lote vermelho. (A) amostra Zr-V-A, com
quatorze spots, idades de 1510+/- 14 Ma. e 563+/- 27 Ma. e MSWD = 1.8; (B) amostra Zr-V-B,
com dezenove spots e idades de1546+/- 15 Ma. e 492+/- 24 Ma. e MSWD = 2.4; (C) amostra Zr-V-
C com vinte spots, idades de 1475+/- 23 Ma. e576+/- 51 Ma., MSWD =
8.7.......................................................................................................................................................27
Figura 10: Diagrama anomalia de Cério versus anomalia de Európio de Belousova et al 2002,
plotados os zircões da região de Jau de Tocantins. Os zircões incolores plotados principalmente no
campo correspondente aos granodioritos e tonalitos e os zircões marrons e vermelhos plotados no
campo dos sienitos.............................................................................................................................30
vi
Resumo
Na região de Jau de Tocantins, ao sul do Estado de Tocantins, ocorrem grandes cristais de zircão,
encontrados, principalmente, na forma de depósitos secundários do tipo aluvionar e coluvionar,
cujas dimensões podem ultrapassar quatro centímetros de diâmetro. Estes megacristais são
euédricos, variam em tons incolores, marrons e vermelhos e foram divididos em lotes, segundo a
coloração. Estudos geoquímicos, especialmente aqueles referentes aos elementos traços e ETR’s e
geocronológicos (U/Pb) e de isótopos Lu/Hf, foram empregados na tentativa de obter informações
sobre o tipo de magma que gerou tais zircões. As características morfológicas mostraram duas
formas dominantes {100} e {101}, que ocorrem predominantemente em rochas ígneas alcalinas. O
conteúdo de háfnio, na maioria das amostras, estão abaixo dos 9000 ppm, indicando um ambiente
de rift-continental. As razões Zr/Hf permitiram sugerir duas filiações genéticas: i) as amostras
marrons e vermelhas possuem razões superiores a 70, sugerindo que esses zircões são oriundos de
rochas alcalinas do tipo nefelina-sienitos e, ii) razões inferiores a 60, amostras do lote incolor, que
caracterizam zircões formados em crosta continental. As razões Th/U variam de 0,4 até próximo de
13, valores considerados altos, que podem ser explicados pela remobilização do urânio dos sítios
originais, mostrando que ocorreram perdas consideráveis nos conteúdos de urânio. A somatória dos
conteúdos de Terras Raras (ETR’s) mostra ampla variação (190 a 2909 ppm) indicando fonte de
rochas crustais. Os baixos valores da razão Lu/Sm normalizados ao condrito e os valores das
anomalias de Ce, sugerem que esse mineral foi formado por processos de hidrotermalismo a partir
do magma primitivo em estado de oxidação relativamente alto. Imagens de catodoluminescência
mostraram zoneamento oscilatório para alguns cristais, evidenciando produtos de cristalização
magmática primária, preservada das alterações que sofreram após a cristalização. Dados U-Pb (por
LA-ICP-MS) mostraram diferentes idades para os cristais dos lotes marrons e vermelhos, uma mais
antigas, de 1510 ± 11 Ma, interpretadas como idades de cristalização magmática. Sucessivas idades
de 991±13Ma, 721±21Ma, 631±26Ma, 579±14Ma e 485±9Ma indicam um retrabalhamento no
Neoproterozóico e, provavelmente, podem ser equivalentes aos três principais episódios da
orogenia brasiliana (Brasiliano I, 900-700Ma; Brasiliano II, 760-600Ma e Brasiliano III 590-490
Ma). Os zircões incolores mostraram apenas idades Brasilianas, em torno de 518 ± 17 e 573 ± 12
Ma e podem ser interpretadas como idades de recristalização durante a orogenia Brasiliana, com
obliteração das feições ígneas, ou ainda, podem ser produtos de cristalização puramente
hidrotermal, possivelmente associado ao hidrotermalismo que gerou também os pegmatitos
alcalinos e graníticos tardios, encontrados na região. Os zircões marrons e vermelhos foram
relacionados com as rochas do Complexo Alcalino de Peixe, caracterizados inclusive pelo tamanho
demasiadamente grande dos cristais, enquanto os cristais incolores foram associados a pegmatitos
alcalinos e/ou graníticos que cortam as sequências alcalinas. Os dados Lu-Hf permitiram
caracterizar um magmatismo crustal para as idades mais juvenis com εHf(t) altamente negativo,
enquanto que as idades mais velhas, com εHf(t) variando de +8 a -2 sugerem a presença de um
magma alcalino félsico associado a um magma juvenil com assimilação crustal. As razões Lu/Hf
apresentaram erros muito baixos em grande parte das análises, que não afeta de forma significativa
as idades modelo TDM, as quais ficaram entre 1,9 a 1,72 Ga. Essa faixa de idade coincide com o
desenvolvimento da Tafrogênese Estateriana, com desenvolvimento de bacias rifte, paleo e
mesoproterozóica e magmatismo anorogênico, evidenciados na área.
Palavras-chaves: Megacristais, elementos traços, ETR, hidrotermalismo, recristalização, razões
Th/U
vii
Abstract
In The region Jau of Tocantins, south of the Tocantins State (Brazil), large zircon crystals are
founded, mainly in secondary deposit as alluvial and colluvial type. The crystal may exceed four
centimeters of diameter. These megacrystals are euhedral, vary of colorless to brown and red tone,
whose color permitted to divide into three batches. Geochemical studies, especially those related to
trace elements and REE's and also geochronological (U / Pb and Lu / Hf) were employed in an
attempt to obtain information on the type of magma that generated these zircons. The
morphological characteristics showed two dominant forms {100} {101}, which predominate in
alkaline igneous rocks. The hafnium content in most of the samples are below 9000 ppm, indicating
rift-continental environment. The Zr / Hf ratios allow suggest two genetic affiliations for the
samples studied: i) ratios of greater than 70, suggesting zircons derived from alkaline rocks as
nepheline syenites type and ii) ratio below 60, characterized as zircons formed in continental crust.
The Th / U ratios vary from 0.4 to around 13, considered high values, which can be explained by
remobilization of uranium of the original sites, showing substantial losses in the uranium content.
The sum of the rare earth contents (REE's) shows a wide variation (190-2909 ppm) indicating
source of crustal rocks. The low values of the ratio Lu / Sm normalized by chondrite McDonough &
Sun (1995), and the Ce anomalies shows that these zircons were subjected to hydrothermal
processes. Cathodoluminescence images showed oscillatory zoning in some crystals, indicating
primary magmatic crystallisation product, preserved after changes suffered posteriorly to
crystallization. U-Pb data (LA-ICP-MS) showed different ages for the crystal batches of brown and
red. The oldest ages ranging from 1662 ± 40 Ma. to 1334 ± 150 Ma. were interpreted as magmatic
crystallisation ages. The ages of 991 ± 13Ma, 721 ± 21Ma, 631 ± 26Ma, 579 ± 14Ma e 485 ± 9Ma.
indicate reworking in the Neoproterozoic and can be equivalent to three major episodes of Brasilian
orogeny (Brasiliano I, 900 -700Ma.; Brasiliano II, 760-600Ma. and Brasiliano III, 590-490 Ma).
Colorless zircons showed only Brasiliana ages, around 518 ± 17 and 573 ± 12 Ma which can be
interpreted as recrystallization ages during Brasilian orogeny with obliteration of igneous features,
or can be purely hydrothermal crystallization products. This last proposal, of hydrothermal
crystallization, can be associated with the hydrothermalism in which generating alkaline pegmatites
and also late granitic pegmatites, founded in the region. The brown and red zircons can be related
with rocks of the Peixe Alkaline Complex, characterized, also by large size of the crystals, whereas
colorless crystals, seem be associated to alkaline and granitic pegmatites, that cut the alkaline
sequences. Lu-Hf data allowed characterize a crustal source for the most juvenile ages with εHf (t)
highly negative, while older ages with εHf (t) ranging from -2 to +8, suggest the presence of an
alkali magma felsic associated with a juvenile magma with crustal assimilation. The Lu / Hf ratios
showed low errors in most analyzes and does not affect significantly the model ages (TDM), which
were between 1.9 to 1.72 Ga. This age range coincides with the Statherian Tafrogenesis, in which
developed paleo/mesoproterozoic rift- basin and also anorogenic magmatism, evidenced in the area.
Keywords: Megacrystals, trace elements, REE, hydrothermal, recrystallization, Th/U ratios.
1
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
1.1 Problemática e Relevância
Cristais de zircão são comumente encontrados como mineral acessório em vários ambientes
geológicos, principalmente aqueles saturados em sílica e com tamanho menor que 200mµ.
Porém, na literatura, são relatados raros e bem desenvolvidos cristais, em pegmatitos graníticos
e, particularmente, em nefelina sienitos, carbonatitos, kimberlitos e basaltos alcalinos (Cervos et
al. 1966 apud Belousova et al. 2002), cujos aspectos genéticos são poucos conhecidos e ainda
controversos. É fato consensual entre pesquisadores (Pupin& Turco 1972, Belousova et al.
2002, Rubatto & Hermann 2003, etc.), que este mineral apresenta grande capacidade de
conservar informações isotópicas, mesmo quando submetidos a intemperismo, metamorfismo e
em algumas situações de anatexia, sendo essa a razão de ser bastante utilizado como marcador
petrológico, geocronológico em estudos de proveniência.
No Estado de Tocantins ocorre a presença de uma variedade de minerais economicamente
importantes, especialmente minerais-minérios de elementos terras raras. Dentre estes minerais
destacam a alanita, monazita e zircão, tendo as regiões de Pameiropolis, São Valério e Jau de
Tocantins como as principais produtoras. Na região de Jaú de Tocantins existe a ocorrência de
grandes cristais de zircão que podem ultrapassar, algumas vezes, 4 cm sua maior dimensão e
estão concentrados em grande quantidade em extensos colúvios e aluviões. Devido a essa
grande concentração, este mineral está sendo explorado em escala industrial. Os cristais
apresentam variadas cores e morfologias e até então, não se sabe ao certo a origem dos mesmos.
Esta região faz parte da Província Estrutural Tocantins e é marcada por rochas meso a
neoproterozoiscas de composições variadas. Nesse sentido, tentou-se, a partir da química
mineral e dados isotópicos, trazer informações da origem do mineral e sua contextualização
dentro da província como justificativa para o desenvolvimento desta dissertação.
2
1.2 Apresentação do tema e objetivo
A presente dissertação consiste no estudo de grandes cristais de zircão que ocorrem,
principalmente, em depósitos secundários na zona interna da Faixa Brasília nas imediações do
município de Jaú de Tocantins, porção sul do estado de Tocantins. A área está associada,
especialmente às rochas da Sequência Metavulcanossedimentar de Palmeirópolis, Grupo Serra
da Mesa e Complexo Alcalino do Peixe.
Os resultados desta dissertação são apresentados na forma de artigo científico, e é
estruturada conforme as normas do Programa de Pós-Graduação em Geociências da
Universidade Federal de Mato Grosso.
Este projeto teve como objetivo a caracterização mineralógica, química mineral,
geocronológica e de isótopos Lu-Hf dos grandes cristais de zircão encontrados na região sul do
Estado de Tocantins, com vistas na caracterização genéticas destes cristais e sua inserção no
contexto geológico da Província Tocantins.
1.3 Materiais e Métodos
O desenvolvimento da pesquisa foi compartimentado em três partes principais, culminando na
confecção do artigo final, compreendido, inicialmente, pela etapa preliminar, em seguida a etapa de
aquisição de dados e enfim etapa de tratamento de dados e confecção da dissertação.
1.3.1 Etapa Preliminar
Como primeira etapa do trabalho foi feito um levantamento bibliográfico que consistiu de
consulta a livros, revistas e anais, além de monografias, dissertações e teses, sobre a geologia da
região com a finalidade de melhor compreender os aspectos físicos e geológicos da área de
pesquisa.
1.3.2. Etapa de Aquisição de Dados
Esta etapa consistiu no trabalho de campo e laboratoriais. Foram realizadas duas etapas de
campo com uma duração de doze dias cada, com o objetivo de coleta de amostras e descrições de
afloramentos. Em laboratório foram separadas sessenta amostras para análises química mineral,
nove para difração de raio-X e sete para analises geocronológicas de U/Pb e isótopos Lu/Hf.
As amostras para as análises químicas foram separadas em três lotes conforme variação de tons
(14 incolores, 27 marrons e 19 vermelhos). As amostras do lote 1 são especificadas pelas iniciais
3
Zr-C e correspondem às variedades incolores. As amostras do lote 2 são representadas pelas iniciais
Zr-M, restrito ao tom marrom, enquanto as do lote 3 têm Zr-V como iniciais e são correspondentes
às tonalidades avermelhadas. Todas essas amostras foram pulverizadas no Laboratório
Multiusuários de Técnicas Analíticas (LAMUTA) do DRM-UFMT, que também realizou as
análises de difração de raio-X utilizando-se através de um difratômetro D8ADVANCE-BRUKER.
Para estas análises, foi utilizado o método do pó, com parte das amostras citadas anteriormente,
cujas condições analíticas foram: goniômetro Theta-Theta, radiação Cu-Kcalibração 40 Volts e 40
miliamperes, difratogramas coletados entre 5°- 80°, tempo de incidencia de 0,4seg/step.As análises
químicas foram realizadas na ALS GLOBAL, onde se realizou análises para quantificar os
elementos maiores através do método de Fluorescência de Raios X e ICPM-AES para dosagem de
elementos menores. Neste mesmo laboratório, as amostras tiverem o conteúdo de elementos traços
e terras raras pelo método ICP-MS. Todas essas análises foram realizadas utilizando-se de
procedimentos conforme rotinas de análises daquele laboratório.
Para os dados U-Pb e isótopos Lu-Hf foram selecionamos sete megacristais (3 incolores, 1
marrom, 3 vermelhos), analisados utilizando-se o método LA-ICP-MS (Espectrometria de Massa
com Ablação Laser e Plasma Indutivamente Acoplado), modelo New Finningan Neptune MC-ICP-
MS acoplado a um sistema de ablação a laser do laboratório MultiLab da UERJ. Trata-se de um
multicoletor de alta resolução de medidas de razões isotópicas, com uma configuração que permite
detectar simultaneamente uma ampla gama de nuclídeos de elementos, usando nove coletores de
Faraday e seis contadores de íons, que podem ser combinados em única configuração. Os detectores
captam, em copos de Faraday, as partículas após a separação do tubo analisador, por janelas que
passam partículas com diferentes massas, obtendo a abundância de cada uma. Os espectrômetros
multi-coletores apresentam mais de um tipo de coletor, melhorando a resolução das análises. Os
registradores armazenam e processam correntes obtidas por um voltímetro digital.
As correções dos dados foram feitas off-line, em uma planilha excel, utilizando-se o
procedimento branket, onde são analisadas as sequências: branco, padrão GJ1, as nove análises, o
padrão 91500, o padrão GJ1 e o branco novamente. A planilha faz a correção média do branco final
pelo inicial. Os valores GJ1 foram comparados com os valores verdadeiros já estabelecidos, onde
foi calculando um fator de conversão para ser aplicado em todas as amostras. Os diagramas de
concórdia foram analisados pelo programa Isoplot, segundo Ludwig (2008).
Inicialmente, foi escolhida a configuração dos detectores Faraday, definidas as condições do
laser e a rotina de coleta de resultados com as correções de interferentes isobáricos. Na fase de
coleta de dados isotópicos, o “mount” da amostra pronto para análise é foi inserido no
compartimento reservado dentro do aparelho, juntamente com as amostras padrão. No método U-Pb
4
são utilizados o GJ-1 e o 91500, já na sequencia para o método Lu-Hf são utilizados além do GJ-1 e
91500 o padrão Mud Tank.
Para a análise pelo método U-Pb foi realizada a aquisição de dados, onde cada
mineral foi pulverizado a partir de um feixe de 20 a 30 μm de tamanho, frequência de 8 Hz e
energia variando de 35 a 40%. O fluxo de Hélio utilizado para o carreamento das amostras no laser
ablation foi de 0.750 ml, enquanto o fluxo de Argônio utilizado no ICP-MS foi de 0.800 m/l.
A aquisição dos dados foi realizada seguindo uma sequência definida iniciou com a escolha
do grão a ser analisado e o local onde será feito a “cratera”, com base nas imagens de catodo-
luminescência e imagem fornecida pela câmera do equipamento. Após posicionou-se a mira do
laser e, manualmente, foi acionado o feixe, dando início ao processo de ablação. Alguns segundos
foram necessários para a estabilidade do sinal e, em seguida iniciou-se a a aquisição dos dados em
40 ciclos.
O processo de aquisição começou com a análise do branco, seguida da medida do zircão
padrão (GJ-1) e, posteriormente, dos nove grãos das amostras, de idades desconhecidas. Com o
término amostras foi feita a aquisição dos dados de outro padrão (91500), finalizando a planilha
com a leitura de um segundo Gj-1 e um branco.
Para as análises através do método Lu-Hf foram utilizados os mesmos grãos usados pelo
método U-Pb. As análises pontuais foram realizadas sobre as “crateras” obtidas a partir do método
U-Pb, com spot de 45µm de tamanho. O fluxo de Hélio utilizado no laser ablation foi de 0,8000 m/l
e o de gás Argônio no ICP-MS de 0,989 m/l.
A sequência de aquisição de dados para este método consistiu na contagem de 50 ciclos,
iniciada por uma análise do branco, seguido pelas análises dos padrões GJ-1 e Mud Tank,
respectivamente. Após estas leituras foram analisados as mesmas amostras idade desconhecida,
finalizando com a análise dos padrões 91500, GJ-1 e do branco, respectivamente.
1.3.3. Etapa de Tratamento de dados e confecção da dissertação
Esta etapa consistiu na integração, tratamento dos dados através do GCDkit, isoplot (Ludwig
2008), Minpet, Excel e etc. interpretando todos os dados obtidos nas etapas anteriores, visando à
para elaboração da qualificação, da dissertação e da confecção do artigo científico submetido à
Revista de Geologia da USP, além da apresentação e defesa pública para a banca examinadora.
1.4 Propriedades físicas e mineralógicas dos zircões estudados
Os de zircão da região de Jau de Tocantins ultrapassam quatro cm a maior dimensão
(Fig.1.2A), apresentam formas bipiramidais, e cores que variam em tons de marrom, vermelho,
5
além de incolor. A maioria dos cristais mostra pouca transparência o que limita o seu uso como
material gemológico (Fig.1.2 A,B,C,D). Morfologicamente apresentam formas {100} e {101},
segundo a classificação tipológica. O densidade relativa dos cristais varia de 4,4 a 5,0, um pouco
acima da densidade ideal que, essa variação, pode estar associada ao grau de alteração ou ao tipo de
micro inclusão presente.
Figura 1.1: Amostras dos zircões da região de Jau de Tocantins. (A) os
diversos tamanhos dos cristais; (B) zircões típicos do lote incolor; (C) zircões
típicos do lote vermelho; (D) zircões típicos do lote marrom.
Os difratogramas obtidos de uma amostra de cada lote mostram reflectâncias típicas de uma
única fase de zircão, exceto para as amostras do lote marrom, que além do zircão mostra uma fase
menor, identificada como biotita, que possivelmente encontra-se inclusa no cristal. As amostras do
lote vermelho mostram maior background que as aquelas dos demais lotes, indicando que nessas
amostras, ocorrem maior fase amorfa (Fig.1.3), ou seja, que apresentam maior grau de
metamitização, evidenciados também pelos picos mais alargados, oposto as amostras incolores,
certamente com maior grau de cristalinidade.
6
Figura 1.2: Difratogramas típicos de amostras zircão estudadas: Zr-C (zircões
claros); Zr-M (zircões vermelhos) e Zr-V (zircões marrons). Notar os picos mais
alargados e maior background dos zircões vermelhos.
7
CAPÍTULO 2
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A Província Estrutural Tocantins é um extenso orógeno Neoproterozóico formado durante a
Orogenia Brasiliana, que compreende as Faixas Paraguai, Araguaia e Brasília (Almeida 1967). Ao
sul do Estado de Tocantins, nas redondezas de Jaú de Tocantins e Palmeirópolis, está inserida a área
de estudo, que geologicamente faz parte do contexto da Faixa Brasília.
A Faixa Brasília é caracterizada por associações de rochas metassedimentares de margem
passiva e metavulcano-sedimentares, deformadas em regime progressivo durante a colagem
Brasiliana, com desenvolvimento de sistemas de dobras de empurrão e imbricamentos com
vergência para o Cráton São Francisco (Freitas-Silva 1996, Fonseca et al. 1995).Esta faixa é
compartimentada tanto no sentido norte-sul quanto leste-oeste. A compartimentação leste-oeste é
representada pelo Arco Magmático de Goiás, Maciço de Goiás, Núcleo metamórfico e Cinturão de
dobras e Empurrões. (Fuck et al. 1994 e 2005). Posteriormente, a faixa foi compartimentada nos
seguintes domínios: (i) Arco Magmático de Goiás; (ii) Maciço de Goiás; (iii) Núcleo Metamórfico;
(iv) Cinturão de dobras e empurrões (Fuck 1994 e Fuck et al. 2005); (Fig.2.1).
O metamorfismo da Faixa Brasília é crescente de leste para oeste e transporte tectônico de
oeste para leste, com isso, constitui o mais completo cinturão orogenético do Brasil, tanto em
função da sua compartimentação tectônica quanto das variedades litológicas, típicas de terrenos
orogenéticos.
Na área estudada, o embasamento é representado pelos metassedimentos da formação
Ticunzal (Barbosa et al. 1969) e por quatro fácies da Suíte Auruminia. A Formação Ticunzal é
constituída na porção basal por paragnaisses que passam gradualmente a xistos grafitosos e no topo
a biotita xisto feldspático intercalado por grafita xisto, ocorrem como franjas na base das Serras
formadas pelo Grupo Serra da Mesa. As idades desses metassedimentos não são bem definidas,
porém é mais antiga que 2,15G.a, pois estão intrudida pela Suíte Auruminia. Fuck et al (2002) e
Botelho et al (2006), mostram dados Sm-Nd com um TDM entre 2,6 e 2,8 Ga, indicando uma
predominância na sedimentação com fonte arqueana.
8
Figura 2.1: Mapa simplificado da Faixa Brasília (Dardene 2000), com a compartimentação proposta por Fuck
et al. 1994, Fuck et al. 2005. O retângulo em vermelho ilustra o contexto da área estudada.
Além do embasamento, a área é composta pelas unidades do Maciço de Goiás e núcleo
metamórfico representados pelo Grupo Serra da Mesa, sequência metavulcano-sedimentar de
Palmeirópolis, Complexo Alcalino do Peixe, Suite Rio das Almas e o Arco Magmático, além de
ortognaisses e mais raramente migmatitos, constituintes do Complexo Anápolis-Itauçu.
9
O Grupo Serra da Mesa constitui os equivalentes metamórficos dos sedimentos marinhos do
Grupo Araí (Braun e Baptista 1978, Dardenne et al. 1981, Marini et al. 1984, apud Dardenne 2000)
e do Grupo Natividade (Gorayeb et. al. 1988), depositados em plataforma rasa, sendo constituído
por xistos com granada, estaurolita, cianita e intercalações de quartzitos e mármores, aflorando ao
norte da Faixa Brasília (Marini et al. 1977, 1984), enquanto o Grupo Araí (Barbosa et al. 1969)
consiste de sedimentos psamíticos e psefíticos, com intercalações de pelitos e rochas vulcânicas
máficas a félsicas na parte basal (Formação Arraias) e, na parte superior, de sedimentos pelíticos,
químicos e espessas camadas de psamitos (Formação Traíras).
O Complexo Alcalino do Peixe (Barbosa et al. 1969) é um corpo plutônico alcalino saturado
a insaturado e compreende, principalmente, biotita-nefelina-sienito, bandados, foliados e maciços,
submetido a processos metamórficos durante a Orogenia Brasiliana (Kitajima 2002). Neste
complexo estão inseridas importantes mineralizações de monazita, allanita, coríndon e zircão
(Kitajima 2002). Segundo Kitajima et al. (2001) e Rossi et al. (1992) essas rochas apresentam
idades U-Pb de 1,5 Ga até 1,47 Ga, respectivamente.
A Suíte Rio das Almas (Araújo Filho 2007 apud Marques 2009) aflora próxima a cidade de
Jaú do Tocantins, e é constituída por biotita-hornblenda granitos, biotita monzonitos, granada-
biotita-hornblenda granitos e biotita granodioritos foliados a gnaissificados. Esta suíte é
caracterizada como intrusiva no Grupo Serra da Mesa, sendo correlacionada aos granitos da sub
Província Tocantins, com idades modelos Sm-Nd (Tdm) de 2,03 Ga. (Marques 2009).
As sequências metavulcano-sedimentares de Palmeirópolis (Figueiredo et al. 1981) de idade
1,25 Ga (Pimentel et al. 2000), Indaianópolis (Danni e Leonardos 1978) de idade 1,29 Ga (Pimentel
et al. 2000) e Juscelândia (Fuck et al. 1981), constituem remanescentes de crosta oceânica de Idade
Mesoproterozóica. Estas sequências mostram perfeitas correlações estratigráficas entre si,
constituídas por: i) uma unidade inferior de metabasalto (anfibolito de grão fina) com estrutura
almofadada e intercalações de metachert e formação ferrífera, eventualmente contendo depósito de
sulfeto maciço de Zn-Cu-Pb; ii) uma unidade média de rochas metavulcânicas-félsicas, metatufos,
corpos subvulcânicos de composição intermediária, feldspato xisto, muscovita-biotita-quartzo xistos
e, iii) uma unidade superior de rochas metassedimentares pelíticas e químicas (Araújo 1986, Araújo
e Nilson 1987, Brod 1988, Moraes 1997, Pimentel et. al. 2000).
10
CAPÍTULO 3
REVISÃO DE LITERATURA: ZIRCÃO COMO INDICADOR PETROGENÉTICO
Zircão é um mineral pertencente a subclasse dos nesossilicatos de fórmula química ZrSiO4,
de estrutura tetragonal e, mais comumente, forma cristais prismáticos duplamente terminados. Sua
cor varia de incolor passando para amarelo dourado, vermelho, marrom ou verde. É comumente
encontrado na crosta terrestre, como mineral acessório em muitos tipos de rochas ígneas,
metamórficas e rochas sedimentares. Cristais de zircão variam normalmente de (20 a 200) µm,
sendo formados no início da cristalização, mas podem, algumas vezes, ser bem desenvolvidos e
atingir tamanhos consideráveis na fase final de cristalização de alguns tipos de rochas como em
pegmatitos graníticos, nefelina-sienitos (Deer et al. 1966), carbonatitos, kimberlitos e basaltos
alcalinos. Uma característica deste mineral é sua resistência às transformações causadas por
transporte e intemperismo químico e físico, desde altas temperaturas em ambientes hidrotermais,
metamórficas (Belousova et al. 2002) e de anatexia (Barros et al. 2005). Apresenta também baixa
difusão iônica intracristalina, fato que favorece a preservação de sua composição química e
isotópica em eventos geológicos (Cherniak et al. 1997). Devido à resistência de preservação dos
cristais ao longo de vários processos geológicos, que são refletidos em seu desenvolvimento, o torna
um dos minerais mais utilizados para a extração de informações sobre a pré-história e a gênese do
magmatismo, metamorfismo e proveniência de zircões de rochas sedimentares (Belousova et al.
2002). Com a descoberta da datação radiométrica este mineral tornou-se ainda mais importante,
sendo usados na geologia como geocronômetros, devido a presença de quantidades de urânio e tório
que podem ser dosados utilizando técnicas analíticas modernas (Gaudette et al. 1998, Roelofsen
&Veblen 1999, Carter &Bristow 2000, Strnad &Mihaljevič 2005, Vry& Baker 2006 apud Motta
2008).
A partir das características morfológicas e geoquímicas, este mineral tornou indispensável
em estudos de proveniência (Caironi et al. 1996, Belousova et al. 2002), principalmente por causa
de suas 21 variedades morfológicas (prismas e pirâmides) que estão relacionadas à composição
química de diferentes tipos de magmatismo granítico (Pupin 1980, Sturm 2004).
3.1 Identificação da fonte a partir da morfologia
Zircão apresenta morfologia extremamente variável tanto externa quanto internamente.
Estudos realizados por Pupin (1980), baseados na análise sistemática de tipologia de zircão
11
possibilitou o estabelecimento de um diagrama para a classificação dos zircões (Fig. 3.1), de acordo
com o desenvolvimento relativo {100} vs. {110} cristais de formas prismáticas e {211} vs. {101}
cristais de formas piramidais. Em geral, os zircões de rochas ígneas alcalinas e toleíticas tendem a
ser dominadas por formas {100} e {101}, enquanto rochas cálcico-alcalina aluminosa possuem
várias formas de combinações com uma proeminente presença de {211}, enquanto granitos ricos
em água e pegmatitos tendem a {110} e {101} como formas dominantes. Estas características
refletem a história geológica dos minerais, especialmente no que se refere ao magmatismo ou
cristalização e recristalização metamórfica, tensão imposta por forças externa e pela expansão do
volume interno causado pela metamitizaçao e alteração química (Pupin 1980).
Zircões cristalizados a baixas temperaturas por conta de magmas hidratados desenvolvem
prisma {110} e inibem o crescimento de prisma {100}, o que é inversamente proporcional em
magmas anidros (Koler 1970, Pupin& Turco 1972, Jocelyn & Pidgeon 1974 apud Speer 1982).
Figura 3.1: Diagramas de classificação de zircão, segundo Pupin (1980),
baseados na tipologia.
3.2 Elementos Traços e Terras Raras na indicação petrogenética
As características geoquímicas relacionadas à assinatura de isótopos de Zr, Hf e os
conteúdos de ETR, U, Th, Nb e Y (Belousova et al. 2002, 2006), também são amplamente
utilizados como indicadores petrogenéticos. As proporções Th/U em zircões variam comumente de
0,1 a 1, mas em alguns carbonatitos e nefelina-sienitos e pegmatitos, essa proporção pode variar
12
100-1000. Hoskin & Black (2000) mostraram que os elementos U, Th e Pb variam com o
metamorfismo, enquanto Lu e Hf se mantém constantes. Segundo estes autores, sugerem que em
zircão metamórfico a razão Th/U é < 0,1, enquanto Belousova et al. (2002) observaram em rochas
ígneas que essa razão é maior que 0,1, apresentando anomalias positivas em Ce. Zircões de
kimberlito possui os mais baixos valores de U e Th, enquanto os maiores, estão presentes em rochas
graníticas e pegmatíticas. Em geral, zircões mantélicos contêm conteúdo de U menor que 60ppm,
enquanto que zircões crustais apresentam uma média 300ppm (Duddy & Kelly 1999).
Pupin (2000) observou que concentrações de HfO2 acima de 2% são restritas a pegmatitos e
que a razão Zr/Hf diferencia zircão de vários tipos de rochas ígneas. Os valores de Zr/Hf variam de
36-65 para granitos de crosta continental, 60 para granitos intra-placa, < 60 para granitos
orogênicos e de anatexia, 73-135 para nefelina-sienitos e 60-68 para granitos mantélicos. É possível
ainda com o conteúdo de Y e Hf identificar zircão de diferentes ambientes geotectônicos ou
associações magmáticas. Uher et al.(1998) e Wang et al.(2000) consideram que zircões com
concentrações elevadas de Hf e baixas razoes Zr/Hf são reflexo de níveis extremo de
fracionamento, típico de pegmatitos ou granitos altamente evoluídos enriquecidos em metais
raros.Muitas vezes, a razão Zr/Hf do cristal é considerada próxima à razão Zr/Hf do magma (Butler
& Thompson 1965, Owen 1987).
Belousova et al. (2002), sugerem em diagramas binários uma identificação das fontes
primárias de zircão detrítico, definida pela razão das concentrações ou teores de Lu, Ta, U, Hf,
Ce/Ce* (anomalias de Ce) e Nb (Fig. 3.2). Estes autores discriminaram zircões gerados em
kimberlitos, carbonatitos, rochas máficas (diabásio + basalto), rochas sieníticas (sienitos +
larvikitos) e Ne-sienitos pegmatitos, com uma probabilidade de acerto superior a 80%. Zircões de
granitóides, em geral, são reconhecidos com uma probabilidade superior a 75%. Além disso, esses
mesmos autores constataram que o teor médio de REE é tipicamente menor de 50 ppm para zircões
de kimberlito, 600-700 ppm para zircões de carbonatitos e lamproitos e 2.000 ppm em zircões de
rochas máficas, chegando a níveis percentuais para zircões de granitos e pegmatitos.
Guo et al. 1996 descrevem que zircões associados com crescimento de coríndon podem ser
altamente enriquecido em terras raras, com a ΣETR+Y maiores 1,3%. Padrões de ETR normalizado
com razões Yb/Sm 3-30 caracterizam zircões de kimberlitos e carbonatitos, mas Yb/Sm é
comumente mais de 100 em zircões de pegmatitos. Assim, em cristais de zircão encontra-se toda a
sua história de cristalização e da rocha hospedeira.
13
Figura 3.2: Discriminação de campos de zircões para vários tipos de rocha, considerando Y, Ta, U, Ce/Ce*
(anomalias de Ce) e Nb, segundo Belosouva e colaboradores 2002.
14
CAPÍTULO 4
ARTIGO SUBMETIDO À REVISTA GEOLOGIA USP
QUIMICA MINERAL, GEOCRONOLOGIA U-Pb E ISÓTOPOS DE Lu-Hf DE
MEGACRISTAIS DE ZIRCÃO NA ZONA INTERNA DA FAIXA BRASILIA COMO
INDICADORES PETROGENETICOS E DE PROVINIÊNCIA. Felipe Brito Dos Santos¹ Rubia Ribeiro Viana¹ Gislaine Amorés Battilani¹
(1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra – (ICET),
Universidade Federal de Mato Grosso – (UFMT) – Avenida Fernando Corrêa, s/n, Bairro Coxipó. CEP:
78060-900. Cuiabá-MT, Brasil. E-mail: [email protected], [email protected],
RESUMO Na região de Jau de Tocantins, ocorrem megacristais de zircão, encontrados, principalmente, na
forma de depósito secundários do tipo aluvionar e coluvionar, cujas dimensões podem ultrapassar
quatro centímetros de diâmetro. Estes megacristais são euédricos, variam em tons incolores,
marrons e vermelhos. Estudos geoquímicos e geocronológicos foram empregados na tentativa de
obter informações sobre o tipo de magma que gerou tais zircões. Os conteúdos de háfnio, na
maioria das amostras, estão abaixo dos 9000 ppm, indicando ambiente de rift-continental. As razões
Th/U variam de 0,4 até próximo de 13, valores considerados altos, que podem ser explicados pela
remobilização do urânio dos sítios originais, mostrando que ocorreram perdas consideráveis nos
conteúdos de urânio. Os baixos valores da razão Lu/Sm normalizados ao condrito e os valores das
anomalias de Ce evidenciam que os zircões foram submetidos a processos de hidrotermalismo.
Dados U-Pb (por LA-ICP-MS) mostraram diferentes idades de 1510±11Ma interpretadas como
idades de cristalização desses minerais. Sucessivas idades de 991±13Ma, 721±21Ma, 631±26Ma,
579±14Ma, 485±9Ma são indicativas de retrabalhamento no Neoproterozóico e, provavelmente,
podem ser equivalentes aos três principais episódios da orogenia brasiliana (Brasiliano I, 900-
700Ma.; Brasiliano II, 760-600Ma. e Brasiliano III (590-490 Ma.). Os dados Lu-Hf permitiram
caracterizar uma magmatismo crustal para as idades mais juvenis com εHf(t) altamente negativo,
enquanto que as idades mais velhas, com εHf(t) variando de +8 a -2, sugerem a presença de um
magma alcalino félsico associado a um magma juvenil com assimilação crustal. Idades modelo
TDM mostraram-se semelhantes para todos cristais, de 1,9 a 1,72 Ga. coincidente com o
prosseguimento da Tafrogênese Estateriana, com desenvolvimento de bacias rifte, paleo e
mesoproterozóica e magmatismo anorogênico, evidenciadas na área.
Palavras-chaves: Megacristais de Zircão; Tocantins; Razões Th/U; Gênese.
ABSTRACT In Jau region of Tocantins, large zirconcrystals are founded, mainly in secondary deposit as alluvial
and colluvial type. These crystal dimensions can exceed four centimeters. These megacrystals are
euhedral, vary of colorless to brown and red tone. Geochemical studies and also geochronological
were applied in an attempt to obtain information on the type of magma that generated these zircons.
The hafnium content in most of the samples are below 9000 ppm, indicating rift-continental
environment. The Th/U ratios vary from 0.4 to around 13, considered high values, which can be
explained by remobilization of uranium of the original sites, showing substantial losses in the
uranium content. The low values of the ratio Lu/Sm normalized by chondrite and the Ce anomalies
values shows that these zircons were subjected to hydrothermal processes. U-Pb data (LA-ICP-MS)
showed different ages for the crystal. Ages varying of 991 ± 13Ma. 721 ± 21Ma. 631 ± 26Ma. 579
± 14Ma. 485 ± 9Ma. indicate reworking in the Neoproterozoic and can be equivalent to three major
episodes of Brasiliana Orogeny (Brasiliano I, 900 -700Ma.; Brasiliano II, 760-600Ma. and
15
Brasiliano III, 590-490 Ma.). Lu-Hf data allowed characterize a crustal source for the most juvenile
ages with εHf (t) highly negative, while older ages with εHf (t) ranging from -2 to +8, suggest the
presence of an alkali magma felsic associated with a juvenile magma with crustal assimilation. The
model ages (TDM), 1.9 to 1.72 Ga. are coincident with the Statherian Tafrogenesis, in which
developed paleo/mesoproterozoic rift- basin and also anorogenic magmatism, evidenced in the area.
Keywords: Zircon Megacrystals; Th/U ratios; Tocantins; Genesis.
INTRODUÇÃO
Zircão é um nesossilicato de fórmula química ZrSiO4, presente em praticamente todos os
tipos de rochas, como mineral acessório. Normalmente, cristais de zircão são muito pequenos,
dificilmente ultrapassam 200mµ e estão presentes na forma de inclusão em outros minerais, porém
podem ser encontrados cristais bem desenvolvidos, em pegmatitos graníticos e, particularmente, em
nefelina-sienitos, carbonatitos, kimberlitos e basaltos alcalinos (Cervos et al. 1966 apud Belousova
et al. 2002). É comum ocorrer a substituição do Zr por outros elementos, principalmente Hf, ETR
(Elementos Terras Raras), U, Th, Nb e Y, utilizados na caracterização do magmatismo, tipo de
ambiente, rocha-hospedeira, etc. (Pupin & Turco 1972, Belosova et.al.2002, Rubatto & Hermann
2003). As variedades morfológicas (prismas e pirâmides) deste mineral revelam também
importantes informações, considerando que a morfologia é controlada, principalmente, pela
temperatura, que está relacionada com as diferenças químicas dos magmas graníticos, bem como
pelo ordenamento dos grupos espaciais durante a cristalização (Pupin 1980). Trabalhos anteriores
como os de Pupin & Turco (1972), Pupin (1980) e Belousova et al (2006) mostraram uma nítida
correlação entre as características físico-químicas do zircão e as fontes do magmatismo granítico.
Além da importância na incorporação dos elementos traços e ETR, este mineral acessório
possui uma boa capacidade de conservar informações isotópicas, mesmo quando submetidos à
intemperismo, metamorfismo e algumas situações de anatexia. O zircão pode, ainda, registrar em
sua estrutura interna um ou vários processos geológicos, formando estruturas zonadas que podem
descrever a história geológica da rocha hospedeira. O conhecimento destas estruturas auxilia no
entendimento e interpretação das idades obtidas pelos métodos isotópicos (Hanchar & Miller 1993,
Hartmann et al.1997, Takehara et al.1997, 1998 apud Takehara et.al. 1999). Sendo assim, o zircão
é o mineral mais comumente utilizado na geocronologia U-Pb, visto que o mesmo aceita facilmente
a entrada de U no seu retículo cristalino em substituição ao Zr e, em contrapartida, não aceita a
entrada de quantidades consideráveis de Pb comum (204Pb), o que permite interpretar que
praticamente todo o Pb presente nele é radiogênico, sendo o resultado do decaimento do U e do Th.
Em adição, o zircão é resistente ao intemperismo, caracterizando, assim, um mineral ideal para a
datação U-Pb, devido à sua pouca perda de Pb por intemperismo e dilatação (Geraldes 2010).
Megacristais de zircão são raros, entretanto na região sul do Estado de Tocantins, no
município de Jaú de Tocantins, a aproximadamente 375 Km da capital Palmas, ocorrem importantes
mineralizações de zircão os cristais podem ultrapassar quatro centímetros de diâmetro e a partir de
observação de campo, parecem estar associados com o Complexo Alcalino do Peixe, que também
se associa com importantes mineralizações de coríndon. Neste trabalho, são apresentadas
informações sobre a composição química-estrutural e geocronológica de megacristais de zircão da
região de Jaú de Tocantins, na tentativa de compreender a origem dos mesmos e suas relações com
as rochas da região, considerando que a maioria dos cristais é proveniente de depósitos secundários.
DESCRIÇÃO DAS AMOSTRAS E MÉTODOS UTILIZADOS
Sessenta megacristais de zircão da região de Jaú de Tocantins foram investigados em termos
da morfologia, composição química. Morfologicamente, os megacristais apresentam formas
euédricas, predominantemente {100} e {101}, alguns com dimensões que podem ultrapassar quatro
centímetros de comprimento. Os cristais apresentam hábito prismático curto ou alongado, com
16
bipirâmides tetragonais, bem desenvolvidas e cores que variam em tons de vermelho, marrom e
incolor. Foram feitas medidas de densidade relativa, cujos valores encontrados variam de 4,4 a 5,0.
Foi possível separar os zircões em três lotes conforme variação de tons (14 incolores, 27 marrons e
19 vermelhos) para as várias análises, buscando manter representatividade de cada lote. As
amostras do lote 1 são especificadas pelas iniciais Zr-C e correspondem às variedades incolores. As
amostras do lote 2 são representadas pelas iniciais Zr-M, restrito ao tom marrom, enquanto as do
lote 3 têm Zr-V como iniciais e são correspondentes às tonalidades avermelhadas.
Para as análises químicas mineral, cada cristal selecionado foi moído em gral de ágata até
uma granulometria abaixo de 180 mesh e encaminhados ao laboratorio ALS GLOBAL, para
quantificar elementos maiores pelo método de fluorescência de Raios X, menores por ICPM-AES e
ICP-MS para elementos traços e terras raras, com procedimentos conforme rotinas de análises
daquele laboratório.
Para os estudos de Difração de Raios X (DRX) foram selecionadas nove amostras das
sessenta já coletadas, sendo três de cada lote. Estes estudos foram realizados utilizando-se de um
difratômetro D8ADVANCE-BRUKER, do Laboratório Multiusuários de Técnicas Analíticas
(LAMUTA) do DRM-UFMT. Para estas análises, foi utilizado o método do pó, com parte das
amostras citadas anteriormente, cujas condições analíticas foram: goniômetro Theta-Theta,radiação
Cu-Kcalibração 40 Volts e 40 miliamperes, difratogramas coletados entre 5°- 80°, tempo de
incidencia de 0,4seg/step. Todos os difratogramas obtidos mostraram refletâncias típicas de única
fase de zircão, exceto para as amostras do lote marrom, que apresentou associada às fases de zircão
uma fase menor, identificada como biotita, que possivelmente encontra-se inclusa no cristal,
considerando que as amostras analisadas foram cuidadosamente selecionadas e preparadas. As
amostras do lote vermelho mostraram background maior que aquelas dos demais lotes, indicando
menor cristalinidade, ou seja, apresentam uma maior fase amorfa, possivelmente devido aos efeitos
da metamitização (Fig. 1).
Para os estudos geocronológicos de U-Pb e isótopos Lu-Hf foram selecionados sete
megacristais (3 incolores, 1 marrom e 3 vermelhos). O método utilizado foi LA-ICP-MS
(Espectrometria de Massa com Plasma Indutivamente Acoplado), modelo New Finningan Neptune
MC-ICP-MS acoplado a um sistema de ablação a laser do laboratório MultiLab da UERJ. No
método U-Pb foi realizada a aquisição de dados, onde cada mineral foi pulverizado a partir de um
feixe de 20 a 30 μm de tamanho, frequência de 8 Hz e energia variando de 35 a 40%. O fluxo de
Hélio utilizado para o carreamento das amostras no laser ablation foi de 0.750 m´l, enquanto o fluxo
de Argônio utilizado no ICP-MS foi de 0.800 m/l. As análises Lu-Hf foram realizadas sobre as
mesmas crateras das análises U-Pb, com spot de 45µm de tamanho. O fluxo de Hélio utilizado para
o carreamento das amostras foi de 0,8000 m/l, enquanto o fluxo do gás Argônio utilizado no ICP-
MS foi de 0,989 m/l.
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Figura 1: Difratogramas típicos de amostras zircão estudadas: Zr-C (zircões claros); Zr-M
(zircões vermelhos) e Zr-V (zircões marrons). Notar os picos mais alargados e maior
background dos zircões vermelhos (Zr-V).
18
CONTEXTO GEOLÓGICO
A Província Estrutural Tocantins é um extenso Orógeno Neoproterozóico formado durante a
Orogenia Brasiliana, que compreende as Faixas Paraguai, Araguaia e Brasília (Almeida 1967). A
área de estudo localiza-se no sul do Estado de Tocantins, nos arredores das cidades de Jaú de
Tocantins e Palmeirópolis, está inserida no contexto desta província da Faixa Brasília. A Faixa
Brasília é caracterizada por associações de rochas metassedimentares de margem passiva e
metavulcanossedimentares, deformadas em regime progressivo durante a colagem Brasiliana, com
desenvolvimento de sistemas de dobras de empurrão e imbricamentos com vergência para o Cráton
São Francisco (Freitas-Silva 1996, Fonseca et al. 1995). Esta faixa estende-se por mais de 1000 Km
numa direção aproximadamente norte-sul ao longo da margem ocidental do Cratón São Francisco
(Dardenne 2000).
A área está representada pelo embasamento, Maciço de Goiás e Núcleo Metamórfico
constituído pela sequência metavulcano-sedimentar de Palmeirópolis, Grupo Araí e Serra da Mesa,
Complexo Alcalino do Peixe, Suíte Rio das Almas e o Arco Magmático, além de ortognaisses e
mais raramente migmatitos, constituintes do Complexo Anápolis-Itauçu. Na Figura 2 estão plotados
os pontos amostrados de onde se coletaram as amostras dos megacristais de zircão.
Figura 2: Mapa Geológico da região de Jaú de Tocantins, segundo dados da CPRM Folha Alvorada, mostrando os pontos amostrados.
19
RESULTADOS
Caracterização Química Mineral
Os resultados das análises químicas, expressos na forma de porcentagem em peso para os
elementos maiores e menores e em ppm para os elementos traços, estão listados na Tabela 1. O
conteúdo de SiO2 varia de 30.4 % a 35.9% e o de ZrO2 de 60,8% a 67,1% e possuem características
amplamente distintas de elementos terras raras, mostrando ampla oscilação na somatória dos ETR
(190 a 2909 ppm), com uma média de aproximadamente 932 ppm. Conteúdos Yb são superiores a
501ppm e Hf varia entre 4160 e 10000 ppm, sendo os conteúdos máximos são concentrados nos
zircões incolores, os quais também detém as máximas e mínimas variação nos conteúdos de Y (141-
2890 ppm). A razão Hf versus Y mostra resultados de 2 a 10 para a maioria das amostras analisadas
(Tabela1, anexo 2, Fig. 3A). Quando correlacionamos os conteúdos de Y com os ƩETR notamos
razões superiores a um (Fig. 3B).
As razões Zr/Hf para os zircões estudados possibilitaram dividir dois grupos de amostras,
considerando os estudos de Pupin (2000), aquelas com valores inferiores a 70 (variando 47 a 65) e
as com valores superiores a 70 (variando de 71 a 131), cujos limites podem indicar diferentes
filiações genéticas.
Observou-se, também, grande variação nos conteúdos de Nb (5 a 2500 ppm) e Ta (0,4 a
348ppm), com forte correlação positiva entre estes elementos (Fig 3C) e valores médios de 7,5,
mostrando que os conteúdos de Nb são mais enriquecidos em relação ao Ta dadas pelas razões
Nb/Ta superiores a 3. Quando se correlacionam estas mesmas razões com Y (Fig.3D) observa-se
uma correlação positiva, indicando uma substituição acoplada dos elementos Nb, Ta e Y na
Não é significativa a presença de Ba em zircões, porém nos zircões estudados o conteúdo
desse elemento varia de 1 a 686 ppm, similar a alguns zircões de rochas graníticas do oriente da
Austrália, como observado por Belousova et al. (2002).
20
Tabela 1: Resultado das análises químicas com os valores da média e mediana dos megacristais de zircões da região de Jaú de Tocantins. Conteúdo de elementos maiores, expresso em %
de peso, elementos traços e elementos terras raras em ppm e valores das razões Hf/Y, Y/ETR, Zr/Hf, Nb/Ta, Th/U, Sm/La* normalizado e das anomalias de Ce* e Eu*.
Zircões incolores Zr-C
Zircões Marrons Zr_M
Zircões Vermelhos Zr-V
Quartil Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
SiO2 30,4 30,6 31,2 31,7 34,5
30 31,1 31,4 32,01 37,1
31,3 32,8 33,7 35,5 35,8
ZrO2 59,3 66,22 66,71 67,27 68,24
61 65,38 66,03 66,66 67,66
60,9 62,1 63,6 66,2 66,2
Fe2O3 0,01 0,01 0,2 0,47 6,93
0,01 0,27 0,51 0,89 3,85
0,19 0,44 0,67 2,43 2,45
P2O5 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Al2O3 0,01 0,14 0,51 0,75 0,92
0,01 0,21 0,42 0,69 0,8
0,01 0,21 0,31 1,03 1,28
CaO 0,01 0,01 0,01 0,03 0,08
0,01 0,01 0,01 0,02 0,03
0,01 0,01 0,01 0,1 0,14
Na2O 0,01 0,01 0,01 0,02 0,04
0,01 0,01 0,01 0,01 0,13
0,01 0,02 0,02 0,03 0,04
K2O 0,01 0,01 0,01 0,03 0,14
0,01 0,01 0,01 0,01 0,11
0,01 0,02 0,02 0,05 0,09
Total 99,35 99,93 99,96 100,02 100,94
97,68 98,76 98,83 99,92 100
97,79 98,24 98,64 99,13 99,33
Ba 2 6 6,5 51 686
1 8 11 14 92
1 6 12 63 191
Sn <1 1 1 8 14
<1 <1 <1 1 2
<1 <1 <1 9 18
Ga <1 <1 1 2 3
<1 1 1 2 3
1 1 1 4 5
Rb <1 1 2 5 7
<1 1 1 3 17
1 1 2 6 16
Sr <1 1 4 42 279
<1 4 5 10 115
1 3 7 42 59
Ta <1 2 18 70 348
1 7 9 14 67
4 8 11 81 114
Nb 7 15 144 487 2500
5 34 47 142 264
18 30 69 999 2500
Th 5 30 241 1000 1000
5 201 317 682 1000
159 292 336 980 1000
U 11 18 101 512 1000
43 156 225 382 1000
36 246 341 1000 1000
Pb 4 4 8 32 64
4 9 16 26 81
4 24 26 44 52
Y 141 196 803 1700 2350
251 770 947 1119 2140
618 946 1205 2250 2890
Hf 6910 8850 9220 10000 10000
4160 5750 6345 7180 10000
3590 5450 5990 8780 9750
21
Continuação Tabela 1
Zircões incolores Zr-C
Zircões Marrons Zr_M
Zircões Vermelhos Zr-V
Quartil Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
Min. 1st. Quart. Mediana 3st. Quart. Max.
La <1 2 10 54 583
<1 1 2 6 17
<1 1 3 51 85
Ce 2 7 53 208 292
1 17 22 49 120
14 19 31 205 459
Pr <1 <1 4 25 77
<1 <1 1 4 12
<1 <1 1 25 43
Nd <1 1 20 86 130
<1 3 4 26 89
2 5 10 115 190
Sm <1 1 11 38 55
1 4 6 17 55
3 7 10 51 62
Eu <1 <1 2 8 26
<1 3 4 8 24
3 5 7 18 20
Gd 4 6 36 103 133
6 30 36 50 142
22 44 53 120 139
Tb 1 1 9 23 28
2 7 8 13 34
5 11 13 30 31
Dy 14 19 98 220 296
21 82 94 132 334
58 108 127 280 283
Ho 6 8 35 63 100
9 27 32 43 100
22 33 45 87 87
Er 35 43 161 239 422
49 114 143 180 401
103 137 183 344 366
Tm 9 12 36 47 84
11 26 29 40 78
22 28 38 66 68
Yb 94 122 320 417 662
105 216 241 312 572
201 235 302 553 621
Lu 23 30 60 89 120
23 42 45 62 97
36 43 52 102 124
ΣETR 190 336 965 1554 2909
230 569 678 1023 1937
499 780 955 2093 2386
Hf/Y 3,3 7,1 11,1 50,8 62,2
2,0 5,2 7,0 10,0 26,0
2,0 4,4 6,1 8,6 10,3
Y/ƩETR 0,1 0,4 1,1 2,3 3,9
0,7 1,1 1,2 1,4 1,6
0,8 1,1 1,3 1,4 1,4
Zr/Hf 47 49 51 58 71
48 69 75 86 113
50 62 79 127 131
Nb/Ta 2,1 6,9 8,6 13,0 18,8
2,3 4,2 4,9 6,6 24,0
3,3 4,2 5,1 21,9 27,7
Th/U 0,4 0,9 1,0 2,4 6,6
0,02 0,7 1,0 1,7 12,3
0,4 0,7 1,0 4,9 8,7
Sm/La* 0,08 0,9 1,1 2,9 6,6
0,8 4,5 6,6 9,4 28,4
1,1 4,3 6,0 18,9 32,4
AnomaliaCe* 0,3 1,3 2,0 2,2 16,4
1,1 2,7 3,1 5,4 13,2
1,3 2,8 4,4 8,8 10,9
AnomaliaEu* 0,1 0,2 0,3 0,5 0,9
0,3 0,5 0,9 0,9 1,12
0,6 0,8 0,9 1,1 1,1
22
Figura 3: Diagramas de correlação de elementos traços para os zircões de Jaú de Tocantins. (A) correlação entre
Hf e Y, mostrando as amostras com razões baixas. (B) correlação entre Y e ETR, que mostras as amostras com
razões superiores a 1 em sua maioria. (C) correlação positiva entre Nb e Ta. (D) correlação da razão Nb/Ta com
o Y, evidenciando substituição acoplada destes elementos.
As amostras estudadas apresentam razão Th/U de 0,4 até próximo de 13 (Fig. 4A).
Confrontando estes elementos com Y (Fig.4B e 4C), observa-se uma correlação positiva para
ambos. Itérbio (Yb) versus Samário (Sm) normalizados, podem ser utilizados para determinar
o enriquecimento em ETRP nos zircões, segundo Belosova et al. (2002). Nos zircões
analisados, quando se confronta estes elementos os valores ficam entre 4-192, com média em
torno de 44. Estas razões foram, também, correlacionadas com o conteúdo de Y (Fig. 4D)
evidenciando uma nítida correlação negativa.
O padrão ETR dos zircões estudados, normalizado para o condrito de McDonough &
Sun (1995) mostra enriquecimento em Terras Raras pesados, em relação aos elementos Terras
Raras leves (ETRL, SmN/LaN= 0,08- 32), com anomalia positiva de Ce e negativa de Eu
(0,19- 1,11), sendo essa última mais expressiva nos zircões incolores (Fig.5).
23
Figura 4: Diagramas de correlação de elementos traços para os zircões de Jaú de Tocantins. (A) correlações
entre Th e U, mostrando que grande parte das amostras possuem razões superiores a 1; (B) correlação
positiva entre Y e U; (C) correlação positiva entre Y e Th; (D) correlação negativa da razão Yb/Sm
(normalizados) e Y; (E) correlaçao negativa da razão Yb/Sm(normalizados) e Nb.
24
Figura 5: Diagrama normalizado para o condrito segundo
McDonough e Sun (1995), (A) lote dos zircões incolores, (B) lote dos
zircões vermelhos, (C) lote dos zircões marrom.
25
Comportamento Isotópico
Sete megacristais de zircão foram analisados para isótopos U-Pb e Lu-Hf sendo uma
amostra do lote marrom, três dos lotes incolor e vermelho. Na Figura 6 são apresentadas imagens
dos megacristais e respectivas imagens de CL, mostrando zoneamento ígneo primário muito
evidente em alguns dos megacristais analisados.
Na amostra do lote marrom (Zr-M-A) foram realizados nove spots, cujas análises
apresentam duas faixas de razões para as razões Th/U, uma entre 0,2 e 0,8 e outra apresentando
baixas razões com valores entre 0,06; 0,07; 0,08. Esta amostra apresentou duas idades, uma
intersectando a concórdia superior em 1334 ± 150 Ma. e outra interceptando a concórdia inferior em
424± 41 Ma. com alto valor de MSWD (7.1) indicando uma perturbação no sistema isotópico U-Pb
no fim do brasiliano (Fig. 7).
Uma das amostras do lote incolor (Zr-C-A) é marcada por zoneamento primário e fraturas
preenchidas (Fig. 7A) e apresenta altas razões Th/U, com valores que oscilam ente 0,9 a 5 (Tabela
3). Os outros megacristais incolores tiveram uma variação de 0,4 a 1,3 nas razoes Th/U. As idades
U/Pb interceptam a concórdia em 548 ± 5.1 Ma (Zr-C-A), 518 ± 17Ma (Zr-C-B) e 573 ± 12 Ma (Zr-
C-C (Fig. 8), com MSWD de 1,14; 0,79 e 0,40 respectivamente.
As imagens de CL para as amostras do lote vermelho mostram que estes zircões foram
fortemente afetados por processos de metamitização, visto que estruturas ígneas primárias são raras,
além de exibir feições internas arredondas e bordas escuras. Razões Th/U para o cristal Zr-V-A são,
em grande parte, baixas, características de zircões metamórficos. Nos zircões do lote marrom, duas
idades U/Pb foram obtidas. A mais antiga intercepta a concórdia em 1510±11Ma e a mais jovem em
563±27 Ma (Zr-V-A Fig. 9A). Nas imagens de CL são evidenciadas inclusões de minerais opacos
nas bordas, para esta amostra (Fig. 6E). As amostras Zr-V-B e Zr-V-C mostraram alto MSWD (2,4
e 8,7, respectivamente) e idades interceptando a concórdia em 1546±13 e 1475±22Ma, para as mais
antigas, enquanto as mais jovens interceptam em 492±24 e 576±51Ma, respectivamente.
26
Figura 6: Imagens de CL com seus respectivos zircões. (A)
amostra Zr-C-A; (B) amostra Zr-C-B; (C) amostra Zr-C-C; (D)
amostra Zr-M; (E) amostra Zr-V-A; (F) amostra Zr-V-B; (G)
amostra Zr-V-C.
27
Figura 7: Diagrama concórdia U-Pb para a amostra Zr-
M-A, com nove spots, mostrando idade superior de
1334+/- 150 Ma. e inferior de 424+/- 41 Ma., com
MSWD = 7.1.
Figura 8: Diagrama concórdia para as amostras incolores. (A) amostra Zr-C-A, com vinte e três spots, idade de 548+/- 5.1 Ma. e
MSWD = 1.14; (B) amostra Zr-C-B, com nove spots, idade de 518 +/- 17Ma e MSWD = 0.40; (C) amostra Zr-C-C com onze spots,
idade de 573 +/- 13 Ma e MSWD = 0.79.
Figura 9: Diagramas concórdia para os megacristais do lote vermelho. (A) amostra Zr-V-A, com quatorze spots, idades de 1510+/- 14
Ma. e 563+/- 27 Ma. e MSWD = 1.8; (B) amostra Zr-V-B, com dezenove spots e idades de1546+/- 15 Ma. e 492+/- 24 Ma. e MSWD =
2.4; (C) amostra Zr-V-C com vinte spots, idades de 1475+/- 23 Ma. e 576+/- 51 Ma., MSWD = 8.7.
28
Os zircões de idades U/Pb entre 1,6 e 1,33 Ga possuem razão 176Hf/177Hf variando de
0.282132 ± 0,000054 (2 S.D.) a 0,281745 ± 0,000067 (2 S.D.). Os valores εHf(t) variam de +8,01 a
-4,8, sugerindo fonte mantélica, com idades TDM mínima para o material fonte entre 2,1-1,7 Ga.
Para as idades mais jovens, com valores entre 548 e 592 Ma, as razões 176Hf/177Hf variam de
0.281932 ± 0,000054 (2 S.D.) a 0,281445 ± 0,000067 (2 S.D.), e valores εHf(t) entre -15,05 e -
31,12, indicando fusão crustal no Brasiliano, e idades TDM mínima de 1,99 a 1,72 Ga, similares à
fonte dos zircões de idade mais antiga.
DISCUSSÃO
Nos zircões estudados predominam as formas {100} e {101}, que segundo (Pupin 1980), em
geral, são dominantes para zircões provenientes de rochas ígneas alcalinas. A reflectância de menor
expressividade encontrada nos zircões do lote 2 é referente a biotita que se encontra na forma de
inclusão no zircão. As amostras do lote 3 apresentam maior grau de metamitização, evidenciado
pelo maior background dos difratogramas.
A geoquímica de zircão tem sido amplamente utilizada para traçar considerações sobre os
aspectos petrogenéticos das rochas que hospedam esse mineral, especialmente em termos de seus
Elementos Traços (ET) e Terras Raras (ETR). Segundo Botelho (1992), o enriquecimento em Y e
ETR podem estar ligados à evolução magmática e não a processos tardi/pós-magmáticos. Por
exemplo, a somatória dos ETR’s é utilizada por Belousova et al (2002) para discriminar zircões de
vários tipos de rochas. Nas amostras analisadas a ƩETR sugere que os zircões da região de Jau de
Tocantins e Palmeirópolis provavelmente derivaram de fonte crustal, considerando os altos valores
e a ampla variação na ƩETR (250 a 5000 ppm), enquanto aqueles de derivação mantélica
apresentam menores valores e pequena variação (classificação dada por Belosouva et al. 2002). Os
conteúdos de Yb sugerem que as amostras estudadas são compatíveis com aquelas oriundas de
magmas com conteúdo de sílica inferior 65%.
Wood (1980) utilizou os conteúdos de Hf para delinear ambientes tectônicos e propõe que
teor menor que 9000 ppm são característicos de atividade ígnea em configurações de rifte
continental, a maior parte dos zircões estudados possuem esta variação, apenas os incolores que são
mais enriquecidos neste elemento, sugerindo assim que estes cristais foram formados em um
ambiente de rift-continental. O conteúdo de Y possui um comportamento equivalente aos ETR’s,
exibindo elevadas concentrações em zircão. Pupin (2000) sugeriu, que baixos teores de Hf e
moderado a alto de Y são característicos de zircões ligados às associações alcalinas sienito-granito.
O comportamento de Zr é semelhante ao comportamento de Hf durante os processos magmáticos, o
que se espera razões Zr/Hf constantes (Taylor & Mc Lennan 1985, Linnen & Keppler (2002).
Alguns autores (Belousova et al. 2002, Wang et al. 2010) mostraram que os conteúdos de Hf e as
razões Zr/Hf em zircões podem ser utilizadas como indicadores geoquímicos no estudo da origem e
ambiente de cristalização do magma que o originou. Considerando que a razão Zr/Hf do mineral é,
muitas vezes, considerado como próximo do Zr/Hf do magma (Butlerand Thompson 1965, Owen
1987 apud Wang et al. 2010), foi possível sugerir duas fontes diferentes para a cristalização dos
megacristais estudados: i) aqueles com razões > 70, compatíveis com zircões oriundos de nefelina-
sienitos, que podem ser associados aos nefelina-sienitos do Complexo Alcalino de Peixe e que,
segundo Deer et al. (1966), são nestas rochas que é comum cristais de zircão atingirem tamanhos
consideráveis, na fase final de cristalização e, ii) aqueles com razões Zr/Hf < que 70 que podem ser
relacionados a rochas de crosta continental.
As razões Yb/Sm (normalizados), correlacionadas com o conteúdo de Y (Fig.4D), mostram
uma clara correlação negativa com ambos elementos, o que pode refletir o grau de fracionamento da
rocha-mãe, segundo Belousova et. al (2002) e também a cogeneticidade entre as amostras.
Segundo Heamann et al. (1990) e Hoskin & Schaltegger (2003), a razão Th/U pode
diferenciar zircões ígneos de metamórficos, postulando que, se essa razão mostrar valores entre 0,5
e 1, trata-se de zircões predominantemente de origem magmática e, se inferior a 0,1, metamórficos.
29
Os megacristais da região de Jau de Tocantins e Palmeirópolis apresentam altas razões Th/U e não
podem ser explicadas unicamente pela diferença de comportamento isotópico, o U pode ser
mobilizado dos seus sítios originais e transportado na forma de carbonatos, fluoretos e fosfatos
(McLennan e Taylor 1979, Kamineni 1986, Cathelineau 1987 apud Teixeira & Botelho 1999),
enquanto o Th é considerado como elemento pouco móvel, tornando elevada a razão Th/U. Quando
se correlaciona Th e U versus Y obtém-se uma correlação positiva (Fig 4B e 4C). Apesar do U e Th
substituírem diretamente o Zr, esta relação pode ser um reflexo da composição de elementos traços
nas rochas parentais.
As anomalias positivas de Ce são características de zircões (Hinton & Upton 1991), e podem
indicar o estado de oxidação do magma parental. Schaltegger (2007) observou que características
químicas e morfológicas de zircões hidrotermais são dificilmente distinguidas dos zircões
magmáticos. Porém Hoskin & Schaltegger (2003) observaram uma diminuição nas intensidades das
anomalias de Ce para cada tipo de zircão e constatou que esta anomalia é diminuída de zircões
ígneos para zircões hidrotermais, variando de 32 a 77, para zircões magmáticos e de 0,06 a 4,2, para
zircões hidrotermais. Em todas as amostras estudadas, esta anomalia é inferior daqueles valores
sugeridos para zircões puramente magmáticos, implicando que as amostras estudadas passaram por
processos de hidrotermalismo. Os conteúdos de elementos terras raras leves, também podem ser
usados para distinguir zircões hidrotermais de ígneos, cujas razões Sm/La (normalizado) variam de
1,5-4,4 para zircões hidrotermais e entre 22-110 para magmáticos. O uso dessa razão corrobora com
os dados da razão Ce/Ce*, sugerindo, de fato, que os zircões estudados passaram por processos
hidrotermais.
A anomalia negativa de Eu é mais evidente em rochas mais evoluídas e pode refletir a
partição de Eu²+
na cristalização de plagioclasio, durante a evolução magmática (Beluosova et al.
2002). Nas amostras estudadas, tal anomalia é mais pronunciada nos cristais de zircões incolores,
sugerindo um maior fracionamento de plagioclasio no magma formador dessas amostras. No
diagrama de classificação segundo Belousova et al (2002), que correlaciona as anomalias de Eu e
Ce (Fig. 10), observa-se duas associações para as amostras estudadas: os zircões incolores caem no
campo dos zircões típicos de granodioritos e tonalitos e os demais zircões (vermelhos e marrons),
caem no campo dos zircões de rochas sieníticas, mostrando a causa as variações especialmente em
termos das razões Th/U e Sm/La para as amostras.
Os zircões estudados mostraram ainda, pelas imagens CL, uma estrutura interna complexa,
interpretada como registros de vários processos geológicos que afetaram os mesmos. Os cristais
marrons assim como os vermelhos possuem resquícios de feições ígneas anteposto a feições
metamórficas, mostrando várias idades diferentes. As idades mais antigas entre 1475 ± 22 Ma a
1546±13Ma são tidas como idades de cristalização, compatíveis com os nefelina-sienitos do
Complexo Alcalino de Peixe, sugerindo que estes zircões, provenientes de depósitos secundários,
podem ser oriundos dessas rochas. As idades mais jovens (Tabela 4 e 5 do anexo) marcam
progressivos eventos de recristalização em 991±13 Ma (Zr-V-A), 721 ± 21Ma (Zr-V-A), 631 ±26
Ma (Zr-V-C), 579 ± 14Ma (Zr-V-B), 485 ± 9 Ma(Zr-M-A), indicados pelas baixas razões Th/U.
Essas idades são coincidentes com os eventos ocorrido durante os processos colisionais do
Brasiliano I (900 a 700 Ma), Brasiliano II (670-530 Ma) e Brasiliano III (580-490 Ma) (Hassui,
2010). As idades das amostras do lote incolor, variaram entre 518 ± 17Ma e 573 ± 12 Ma, podem
ser interpretadas como idades de recristalização durante a orogenia Brasiliana, com obliteração das
feições ígneas, ou ainda, podem ser produtos de cristalização puramente hidrotermal,
possivelmente associado ao hidrotermalismo que gerou, também, os pegmatitos alcalinos e
graníticos tardios, encontrados na região. Este zircões provavelmente durante o evento de
hidrotermalismo houve uma grande perda de Pb em sua estrutura, não mostrando assim sua idade
de cristalização.
A ampla variação do valor de εHf(t) para as idades mais antigas sugerem diferentes eventos
de cristalização, com a presença de um magma juvenil associado a fusões crustais, já os valores
altamente negativo de εHf(t) para as idades juvenis indica uma fusão crustal brasiliana. As idades
30
TDM calculadas foram similares para os diferentes lotes zircões, sugerindo uma mesma fonte
magmática na cristalização desses diferentes megacristais de zircão. Essa faixa de idade coincide
com o prosseguimento da tafrogênese Estateriana, onde ocorreu a fragmentação da crosta
continental com geração de bacias rifte, paleo a mesoproterozóicas e a geração de magmatismo
anorogênico.
Figura 10: Diagrama de anomalias de Cério versus Európio, segundo Belousova et al (2002),
mostrando diferentes origens para os zircões da região de Jau de Tocantins. Os zircões incolores
mostram-se relacionados a rochas granodioríticas e tonalítica, enquanto os zircões marrons e
vermelhos a rochas sieníticas.
CONCLUSÕES
As formas euédricos dos megacristais de zircão da região de Jau de Tocantins, dominados
em sua estrutura externa por bipiramides bem desenvolvidos, morfologia {101}{100}, são típicas
de rochas alcalinas, cujo magmatismo alcalino pode ter sido gerado em um ambiente de rifte-
continental no Brasiliano. Os difratogramas evidenciam zircões com alta cristalinidade para a
maioria das amostras analisadas, exceto para aqueles do lote de zircões vermelho, que possuem
fases amorfas, evidenciado pelo maior background e são constituídos pelos zircões metamitizados.
As razões Zr/Hf mostraram duas filiações genéticas para as amostras estudadas i) uma para
os zircões oriundos de nefelina-sienitos, que podem ser relacionadas com as rochas do Complexo
Alcalino de Peixe e, ii) aquelas que caracterizam zircões formados por fusão crustal. Assim como a
razão Zr/Hf a anomalia de Eu, separou a população dos megacristais em duas fontes magmáticas
distintas: aquelas com um fracionamento maior de plagioclásio, zircões incolores, e aquelas com
um fracionamento menor, zircões vermelhos e marrons. Estas duas filiações também foram
31
evidenciadas através das anomalias de Ce e Eu, mostrando que os zircões mais claros são
correlacionáveis a granodioritos e tonalitos, enquanto os zircões vermelhos e marrons a sienitos.
Os dados geocronológicos apresentaram variadas idades. As mais antigas, consideradas
como idades de cristalização, ocorreram provavelmente no estágio final de cristalização das rochas
nefelina-sienito do Complexo Alcalino do Peixe, por volta de 1.5 Ga, enquanto as variadas idades
mais jovens marcam processos de retrabalhamento no Brasiliano. Esse retrabalhamento pode ser
evidenciado ainda pelo enriquecimento de Elementos Terras Raras, valores da anomalia positiva de
Ce e pelas razões La/Sm (normalizados ao condrito), caracterizando que estes megacristais
sofreram processos de hidrotermalismo. Apesar dos zircões mais claros possuírem apenas idades
brasilianas, as TDM´s associados as características geoquímicas sugerem que essas amostras podem
ser oriundas do mesmo magma que gerou os demais zircões.
Os dados TDM mostraram idades mínimas aproximadas para todas as amostras, revelando
um tempo de extração mantélica e residência crustal relativamente curto para o magmatismo
alcalino, formador desses minerais, faixa de idade que coincide com o desenvolvimento da
Tafrogênese Estateriana, se estendendo até o Calimiano.
Referências Bibliográficas
Almeida F.F.M. 1967. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. Boletim da DNPM, 36p.
Barbosa O., Batista M.B., Dyer R.L., Braun O.P.G., Soriano C.R., Arruda M.E., Cotta J.C. 1969. Projeto Brasilia-
Goiás. Relatório final. Prospec/DNPM, 225p.
Belousova E.A., Griffin W.L., O´reilly S., Fisher N.I. 2002. Igneous zircon: trace elements composition as an indicator
of source rocks type. Mineralogy and Petrology, 143(5):602-622.
Belousova E.A., Griffin W.L., O´reilly S., Fisher N.I. 2006. Zircon Crystal Morfology, Trace Elements Signatures and
Hf Isotope Composition as a Tool for Petrogenetic Modelling: Exemples From Eastern Australian Granitóids. Journal
of Petrology, 47 (2): 329-353.
Botelho N. F. 1992. Les ensembles granitiques subalcalins a peralumineux mineralisés en Sn et In de Ia sous-province
Paranã, état de Goiás, Brèsil. Thèse de Doctorat, Université de Paris VI, Paris, 344p.
Botelho N.F., Bilal E., Moutte J., Fonteilles M. 1993. Precambrian A-typetin-bearing granites in the Goiás tin Province,
central Brazil: a review In: Academia Brasileira de Ciências, Rio de Janeiro, B. Res. Expand. p.5-8.
Cherniak D.J., Hanchar J.M., Watson E.B. 1997. Rare-earth diffusion in zircon. Chemical Geology, 134: 289-301.
Dardenne M.A. 2000. The Brasília Fold Belt. In: U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz Filho& D.A. Campos. 2000.
Tectonic evolution of South America. 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro, SBG. p. 231-263.
Danni J.C.M. & Leonardos O.H.1978. As sequências granulítica, anortosítica-anfibolítica e ultramáfica da região de
Niquelândia-GO. In: 30° Congresso Brasileiro de Geologia. Recife, Resumo SBG.Bol. p.45.
Deer W.A., Howie R.A., Zussman J. 1966.An introduction to the rock-forming minerals. Longman Group Limited,
London.
Figueiredo J.A., Leão Neto R., Valente C.R. 1981 Depósitos de sulfetos maciços de Zn, Cu e Pb da região de
Palmeirópolis, Go. In: Simpósio de Geologia do Centro-Oeste, Goiânia. Ata Goiânia SBG, p.422.
Fonseca M.A., Dardenne M.A., Unbelein A. 1995. Faixa Brasília, Setor Setentrional: Estilos Estruturais e Arcabouço
Tectônico. Revista Brasileira de Geociências, 25: 267-278.
Freitas-Silva F. H. 1996. Metalogênese do Depósito do Morro do Ouro, Paracatu, MG. Tese de Doutorado.
Universidade de Brasília, Brasília, 339 p.
32
Fuck R.A., Marini O.J. 1981. O Grupo Araxá e unidades homotaxiais. In:Simpósio do craton São Francisco e suas
Faixas Marginais, Salvador. P.118-130.
Fuck R.A., Jardim de Sá E.F., Pimentel M.M., Dardenne M.A., Pedrosa-Soares A.C. 1993. As Faixas de dobramento
marginais do Cratón São Francisco síntese dos conhecimentos. In: J.M.L. Domingues & A. Misi (Eds), o Cratón do São
Francisco, SBG,SMG, CNPq, p. 161-185.
Fuck R.A.1994. A Faixa Brasília e a compartimentação tectônica na Província Tocantins. In: Simp. Geol. Centro-Oeste,
(4) 184-187.
Fuck R.A., Pimentel M.M., Soares J.E., Dantas E.L. 2005. Compartimentação da Faixa Brasília. In: Simpósio de
Geologia do Centro-Oeste, Goiania. SBG, p.26-27.
Hassui Y. 2010. A grande colisão pré-cambriana do sudeste brasileiro e a estruturação regional. Geociências, 29 (2):
141-169.
Heaman L.M., Bowins R., Crocket J. 1990. The chemical composition of igneous zircon suites: Implications for
geochemical tracer studies. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54: 1597-1607.
Hinton R.W. and Upton B.G.J. 1991. The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from
syenite and alkali basalt xenoliths. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55: 3287–3302.
Hoskin P.W.O. & Schaltegger, U. 2003.The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews
in Mineralogy & Geo chemistry, 53: 27-62.
Kitajima L.F.W. 2002. Mineralogia e Petrologia do Complexo Alcalino de Peixe- Tocantins. Tese de Doutoramento,
Universidade de Brasília, Brasília.
Kitajima L.F.W., Ruiz J., Gehrels G., Gaspar J.C. 2001. Uranium-Lead ages of zircon megacrysts and zircon included
in corundum from Peixe Alkaline Complex (Brazil). In: III Simposio Sul-americano de Geologia Isotopica, Pucón.
Ludwig, K.R., 2008. User’s manual for Isoplot/Ex Version 3.70 (2009). A geochronological toolkit for Microsoft Excel.
Berkeley Geochronological Centre Special Publication, 4:1- 76
Linnen R.L. & Keppler H. 2002. Melt composition control of Zr/Hf fractionation in magmatic processes. Geochimica et
Cosmochimica Acta, 66: 3293–3301.
Marini O.J., Fuck R.A., Dardene M.A., Faria A.1977. Contribuição à geologia do Pré-cambriano da porção central de
Goiás. Revista Brasileira de Geociências, 7(4): 304-324.
Marini O.J., Fuck R.A., Dardene M.A., Danni J.C.M. 1984. Província Tocantins - Setores Central e Sudeste In:
Almeida F.F.M. & Hasui Y. (coord.) O Pré-Cambriano do Brasil, p. 205-264. Edit. Edgard Blücher Ltda.
McDonough, W.F. & Sun, S.S. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 223-253
Pimentel M.M., Heaman L., Fuck R.A. 1991. U-Pb zircón and sphene geocronology of late Proterozoic volcanic arc
rock units from southwesterns Goiás, central Brazil. Journal South American Earth Sciences, 4: 329-339.
Pimentel M.M., Fuck R.A., Jost H., Ferreira Filho C.F., Araujo S.M. 2000. The basament of the Basilia Fold Belt and
the Goias Magmatic Arc. In: 31° International Geological Congress, Rio de Janeiro, Anais, 195-229.
Pimentel M.M., Dardenne M.A., Fuck R.A., Viana S.L., Junges, Fischel D.P., Seer H.J., Dantas E.L. 2001. Nd isotopes
and the provenance of detrital sediments of the Neoproterozoic Brasília Belt, central Brazio. Journalof South American
Earth Sciences, (14) 571-585.
Pupin J.P. 1980. Zircon and granite petrology. Mineralogy and Petrology, 73: 207 – 220.
Pupin J.P. 2000. Granite genesis related to geodynamics from Hf-Y in zircon. Transactions of the Royal Society of
Edinburgh, 91: 245-256
Pupin J.P. &Turco G. 1972. Une typologie originale du zircon accessoire .Bull. Sot.Fr. Mineral. Cristall.95: 348-359.
33
Rossi P., Andrade G.F., Cocherie A. 1992. The 1,58Ga type granite of Serra da Mesa (GO): an example of “NYF”
fertile granite pegmatite .In: 37° Congresso Brasileiro de Geologia, Resumo Expandido SBG, p.389-390.
Rubatto D. & Hermann J. 2003.Zircon formation during fluid circulation in eclogites (Monviso, Western Alps):
Implications for Zr and Hf budget in subduction zones. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67: 2173-2187.
Schaltegger U. 2007. Hydrothermal zircon. Elements 3(1):51.
Takehara L., Hartmann L.A., Vasconcellos M.A.Z., Suita M.T.F. 1999. Evolução magmática e metamórfica de zircão
do complexo Barro Alto (GO), com base em imagens de elétrons retro-espalhados e análises químicas por microssonda
eletrônica. Revista Brasileira de Geociências29: 371-378.
Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985 The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific
Publication, Carlton, 312 p.
Teixeira L. M. & Botelho N. F. 1999. Comportamento dos elementos terras raras pesadas em zircão, xenotima e torita
de granitos e greisens da subprovincia estanífera Paranã, Goias. Revista Brasileira de Geociências, 29: 549-556.
Wang X., Griffin W.L., Chen J. 2010. Hf contents and Zr/Hf ratios in granitic zircons. Journal Geochemical, 44: 65-72.
Wood D.A. 1980. The Application of Th-Hf-Ta Diagram to Problems of Tectono-Magmatic Classification and to
Establishing the Nature of Crustal Contamination of Basaltic Lavas of British Tertiary Volcanic Province. Earth and
Planetary Sciences Letters, 50:11-30.
34
CAPITULO 5
CONSIDERAÇÕES FINAIS
Os zircões estudados estão dispostos em uma área típica de zona interna e encontrados,
principalmente na forma de extensos aluviões e, também, colúvios.
Os resultados obtidos neste trabalho, referentes aos elementos traços e terras raras
associadas às análises isotópicas U-Pb e Lu-Hf mostraram-se eficientes para caracterizar os
megacristais de zircão da região de Jau de Tocantins - TO, em termos de seus aspectos genéticos,
alteração e contextualização regional. As principais conclusões obtidas foram:
1) A morfologia {101}{100}, exibe cristais bem desenvolvidos bipiramidais, típicas de
rochas alcalinas.
2) Considerando a cor e tamanho dos cristais, os mesmos foram agrupados em três lotes: i)
Lotes de amostras incolores, que também apresenta menores amostras, ii) lote de
amostras marrons e iii) lotes de amostras vermelhas.
3) As análises de difração de raios X evidenciam que a maioria são cristais de alta
cristalinidade, sendo poucas as fases amorfas, zircões metamitizados, encontrados
especialmente em zircões vermelhos.
4) As razões Zr/Hf mostraram duas filiações genéticas para as amostras estudadas i) uma
para os zircões oriundos de nefelina-sienitos, que podem ser relacionadas com as rochas
do Complexo Alcalino de Peixe e, ii) aquelas que caracterizam zircões formados por
fusão crustal.
5) Assim como a razão Zr/Hf a anomalia de Eu, possibilitou evidenciar duas fontes
magmáticas distintas para as amostras: aquelas com um fracionamento maior de
plagioclásio, zircões incolores, e aquelas com um fracionamento menor, zircões
vermelhos e marrons. Estas duas filiações também foram evidenciadas através das
anomalias de Ce e Eu, mostrando que os zircões mais claros são correlacionáveis a
granodioritos e tonalitos, enquanto os zircões vermelhos e marrons a sienitos.
6) Os dados geocronológicos apresentaram variadas idades. As mais antigas, consideradas
como idades de cristalização, ocorreram provavelmente no estágio final de cristalização
das rochas nefelina-sienito do Complexo Alcalino do Peixe, por volta de 1.5 Ga,
enquanto as variadas idades mais jovens marcam os processos colisionais do Brasiliano.
7) Os zircões mais claros possuem apenas idades de no máximo 573 Ma, mas ainda assim
foram considerados oriundos do mesmo magma que originou os demais zircões,
possivelmente através da diferenciação magmática e posterior retrabalhamento
evidenciado pelo enriquecimento de Elementos Terras Raras, valores da anomalia
positiva de Ce e pelas razões La/Sm (normalizados), caracterizando que passaram por
processos de hidrotermalismo.
8) Os dados TDM mostraram idades mínimas aproximadas para todas as amostras,
revelando um tempo de extração mantélica e residência crustal relativamente curto para
o magmatismo alcalino, formador desses minerais.
35
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Almeida F.F.M. 1967. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. Boletim da DNPM, 36p.
Araújo S. M. 1986. Petrologia e mineralizações sulfetadas da sequência vulcano-sedimentar de Palmeirópolis-Goiás.
Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brasília, 196 p.
Araújo S. M. & Nilson A. A. 1987. Caracterização petroquímica petrotectônica dos anfibolitos da seqüênciavulcano-
sedimentar de Palmeirópolis-Goiás. In: SBGq, Congresso Brasileiro de Geoquímica, 1, 1987, Porto Alegre. Anais,
335-348.
Barbosa O., Batista M.B., Dyer R.L., Braun O.P.G., Soriano C.R., Arruda M.E., Cotta J.C. 1969. Projeto Brasilia-
Goiás. Relatório final. Prospec/DNPM, 225p.
Barros C.E. NardiL.V.S. Dillenburg S.R. 2005. Geoquímica de Minerais em Estudos de Proveniência: Uma Revisão.
Porto Alegre-RS. UFRGS. Revista Pesquisa em Geociências, 32 (1): 3-15.
Belousova E.A., Griffin W.L., O´reilly S., Fisher N.I. 2002. Igneous zircon: trace elements composition as an indicator
of source rocks type. Mineralogy and Petrology, 143(5):602-622.
Belousova E.A., Griffin W.L., O´reilly S., Fisher N.I. 2006. Zircon Crystal Morfology, Trace Elements Signatures and
Hf Isotope Composition as a Tool for Petrogenetic Modelling: Exemples From Eastern Australian Granitóids.
Journal of Petrology, 47 (2): 329-353.
Botelho N. F. 1992. Les ensembles granitiques subalcalins a peralumineux mineralisés en Sn et In de Ia sous-province
Paranã, état de Goiás, Brèsil. Thèse de Doctorat, Université de Paris VI, Paris, 344p.
Botelho N.F., Bilal E., Moutte J., Fonteilles M. 1993. Precambrian A-typetin-bearing granites in the Goiás tin Province,
central Brazil: a review In: Academia Brasileira de Ciências, Rio de Janeiro, B. Res. Expand. p.5-8.
Botelho N.F., Fuck R.A., Dantas E.L., Junges S.L. 2006. The Paleoproterozoic peraluminous Aurumina granite suíte,
Goiás and Tocantins, Brazil: Geological, whole rock geochemistry and U-Pb and Sm-Nd isotopic constraints. In:
IGPC, 509.
Brod J. A. 1988. Geologia das rochas vulcano-sedimentares da região de Indaianópolis, GO e lineamentos adjacentes.
Universidade de Brasília, Brasília, Dissertação de Mestrado, 267 p.
Butler J. R.& Thompson A. J. 1965. Zirconium: hafnium ratios in some igneous rocks.
Geochim.Cosmochim.Acta.(29)167–175.
Caironi V., Garzanti E., Sciunnach D. 1996. Typology of detrital zircon as a key to unraveling provenance in rift
siliciclastic sequences (Permo-Carboniferous of Spiti, N India). Geodinamica Acta 9:101–113
Cherniak D.J., Hanchar J.M., Watson E.B. 1997. Rare-earth diffusion in zircon.ChemGeol 134:289–301.
Dardenne M.A. 2000. The Brasília Fold Belt. In: U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz Filho& D.A. Campos. 2000.
Tectonic evolution of South America. 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro, SBG. p. 231-263.
Danni J.C.M. & Leonardos O.H.1978. As sequências granulítica, anortosítica-anfibolítica e ultramáfica da região de
Niquelândia-GO. In: 30° Congresso Brasileiro de Geologia. Recife, Resumo SBG.Bol. p.45.
Deer W.A., Howie R.A., Zussman J. 1966.An introduction to the rock-forming minerals. Longman Group Limited,
London.
Duddy I.R. & Kelly P.R. 1999.Uranium in mineral sands: measurement and uses. Australian Institute of Geoscientists
Bulletin, (26)1-5. Disponível em: http:// www.goetrack.com.au/minsand.htm. Acesso em: 22 de Abril de 2015.
Figueiredo J.A., Leão Neto R., Valente C.R. 1981 Depósitos de sulfetos maciços de Zn, Cu e Pb da região de
Palmeirópolis, Go. In: Simpósio de Geologia do Centro-Oeste, Goiânia. Ata Goiânia SBG, p.422.
Fonseca M.A., Dardenne M.A., Unbelein A. 1995. Faixa Brasília, Setor Setentrional: Estilos Estruturais e Arcabouço
Tectônico. Revista Brasileira de Geociências, 25: 267-278.
Freitas-Silva F. H. 1996. Metalogênese do Depósito do Morro do Ouro, Paracatu, MG. Tese de Doutorado.
Universidade de Brasília, Brasília, 339 p.
Fuck R.A., Marini O.J. 1981. O Grupo Araxá e unidades homotaxiais. In:Simpósio do craton São Francisco e suas
Faixas Marginais, Salvador. P.118-130.
36
Fuck R.A., Jardim de Sá E.F., Pimentel M.M., Dardenne M.A., Pedrosa-Soares A.C. 1993. As Faixas de dobramento
marginais do Cratón São Francisco síntese dos conhecimentos. In: J.M.L. Domingues & A. Misi (Eds), o Cratón
do São Francisco, SBG,SMG, CNPq, p. 161-185.
Fuck R.A.1994. A Faixa Brasília e a compartimentação tectônica na Província Tocantins. In: Simp. Geol. Centro-Oeste,
(4) 184-187.
Fuck R.A., Dantas E.L., Pimentel M.M., Botelho N.F., Junges S.L., Hollanda M., Moraes R., Armstrong R. 2002.
Crosta continental paleoproterozóica no embasamento da porção da Faixa Brasília: novos dados Sm-Nd e U-Pb In:
Congresso Brasileiro de Geologia, João Pessoa, p. 308.
Fuck R.A., Pimentel M.M., Soares J.E., Dantas E.L. 2005. Compartimentação da Faixa Brasília. In: Simpósio de
Geologia do Centro-Oeste, Goiania. SBG, p.26-27.
Guo J., O’Reilly S.Y., Griffin W.L.1996. Zircon inclusions in corundum megacrysts: I. Trace element geochemistry and
clues to the origin of corundum megacrysts in alkali basalts. GeochimCosmochimActa,60: 2347-2363
Goareby P.S.S., Costa J.B.S., Lemos R.L., Junior T.G., Bemerguy R.L., Hasui Y. 1988. O pré-cambriano da região de
natividade, GO. Revista Brasileira de Geociências 18(4):391-397.
Hassui Y. 2010. A grande colisão pré-cambriana do sudeste brasileiro e a estruturação regional. Geociências, 29 (2):
141-169.
Heaman L.M., Bowins R., Crocket J. 1990. The chemical composition of igneous zircon suites: Implications for
geochemical tracer studies. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54: 1597-1607.
Hinton R.W. and Upton B.G.J. 1991. The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from
syenite and alkali basalt xenoliths. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55: 3287–3302.
Hoskin P.W.O. & Black L.P. 2000.Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous
zircon.Journal Metamorphic Geology, (18) 423–439.
Hoskin P.W.O. & Schaltegger, U. 2003.The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews
in Mineralogy & Geo chemistry, 53: 27-62.
Kitajima L.F.W. 2002. Mineralogia e Petrologia do Complexo Alcalino de Peixe- Tocantins. Tese de Doutoramento,
Universidade de Brasília, Brasília.
Kitajima L.F.W., Ruiz J., Gehrels G., Gaspar J.C. 2001. Uranium-Lead ages of zircon megacrysts and zircon included
in corundum from Peixe Alkaline Complex (Brazil). In: III Simposio Sul-americano de Geologia Isotopica, Pucón.
Linnen R.L. & Keppler H. 2002. Melt composition control of Zr/Hf fractionation in magmatic processes. Geochimica et
Cosmochimica Acta, 66: 3293–3301.
Marques G.C. 2009. Geologia dos Grupos Arai e Serra da Mesa e seu embasamento no sul de Tocantins. Tese de
Mestrado, Universidade de Brasília, Brasília, 116p.
Marini O.J., Fuck R.A., Dardene M.A., Faria A.1977. Contribuição à geologia do Pré-cambriano da porção central de
Goiás. Revista Brasileira de Geociências, 7(4): 304-324.
Marini O.J., Fuck R.A., Dardene M.A., Danni J.C.M. 1984. Província Tocantins - Setores Central e Sudeste In:
Almeida F.F.M. & Hasui Y. (coord.) O Pré-Cambriano do Brasil, p. 205-264. Edit. Edgard Blücher Ltda.
McDonough, W.F. & Sun, S.S. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 223-253
Moraes R. 1997. Condições e evolução do metamorfismo no Complexo Barro Alto e litogeoquímica do vulcanismo
bimodal da sequência Juscelândia, Goianésia, Goiás. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade
de Brasília, Brasília, 382 p.
Caironi M.B. 2008. Proveniencia da formação iça e sedimentos do rio Solimões, entre os municípios de Tefé e
Manacapuru- Amazonas. Tese de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Amazonas,
Manaus, 112p.
Owen M. R. 1987. Hafnium content of detrital zircons, a new tool for provenance study. J. Sediment. Petrol.57, 824–
830.
Pimentel M.M., Heaman L., Fuck R.A. 1991. U-Pb zircón and sphene geocronology of late Proterozoic volcanic arc
rock units from southwesterns Goiás, central Brazil. Journal South American Earth Sciences, 4: 329-339.
Pimentel M.M., Fuck R.A., Jost H., Ferreira Filho C.F., Araujo S.M. 2000. The basament of the Basilia Fold Belt and
the Goias Magmatic Arc. In: 31° International Geological Congress, Rio de Janeiro, Anais, 195-229.
37
Pimentel M.M., Dardenne M.A., Fuck R.A., Viana S.L., Junges, Fischel D.P., Seer H.J., Dantas E.L. 2001. Nd isotopes
and the provenance of detrital sediments of the Neoproterozoic Brasília Belt, central Brazio. Journalof South
American Earth Sciences, (14) 571-585.
Pupin J.P. 1980. Zircon and granite petrology. Mineralogy and Petrology, 73: 207 – 220.
Pupin J.P. 2000. Granite genesis related to geodynamics from Hf-Y in zircon. Transactions of the Royal Society of
Edinburgh, 91: 245-256
Pupin J.P. &Turco G. 1972. Une typologie originale du zircon accessoire .Bull. Sot.Fr. Mineral. Cristall.95: 348-359.
Rossi P., Andrade G.F., Cocherie A. 1992. The 1,58Ga type granite of Serra da Mesa (GO): an example of “NYF”
fertile granite pegmatite .In: 37° Congresso Brasileiro de Geologia, Resumo Expandido SBG, p.389-390.
Rubatto D. & Hermann J. 2003.Zircon formation during fluid circulation in eclogites (Monviso, Western Alps):
Implications for Zr and Hf budget in subduction zones. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67: 2173-2187.
Schaltegger U. 2007. Hydrothermal zircon. Elements 3(1):51.
Speer J.A. 1982. Zircon. In: RIBBE, P.H. Orthosilicates. (5) 3: 67-106.
Sturm R. 2004. Analysis of magmatic crystal growth by backscattered electron imaging. Microscopy and Analysis,
18(4) 25-27.
Takehara L., Hartmann L.A., Vasconcellos M.A.Z., Suita M.T.F. 1999. Evolução magmática e metamórfica de zircão
do complexo Barro Alto (GO), com base em imagens de elétrons retro-espalhados e análises químicas por
microssonda eletrônica. Revista Brasileira de Geociências29: 371-378.
Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985 The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific
Publication, Carlton, 312 p.
Teixeira L. M. & Botelho N. F. 1999. Comportamento dos elementos terras raras pesadas em zircão, xenotima e torita
de granitos e greisens da subprovincia estanífera Paranã, Goias. Revista Brasileira de Geociências, 29: 549-556.
Wang X., Griffin W.L., Chen J. 2010. Hf contents and Zr/Hf ratios in granitic zircons. Journal Geochemical, 44: 65-72.
Uher P., Breiter K.., Klecka M., Pivec E. 1998. Zircon in highly evolved Hercynian Homolka Granite, Moldanubian
Zone, Czech Republich: indicator of magma source and petrogenesis. GeologicaCarpathica, 49(3)151-160.
Wang R.C. Zhao G.T. Lu J.J. Chen X.M. Xu S.J. Wang D.Z. 2000. Chemistry of Hf-zircons from the LaoshanIand A-
type granites, Eastern China.Mineral. Magazine, 64:867-877.
Wood D.A. 1980. The Application of Th-Hf-Ta Diagram to Problems of Tectono-Magmatic Classification and to
Establishing the Nature of Crustal Contamination of Basaltic Lavas of British Tertiary Volcanic Province. Earth
and Planetary Sciences Letters, 50:11-30.
.
38
ANEXO I
Localização dos pontos amostrados
39
Tabela 1: Pontos de coordenadas d e onde se
coletou as amostras dos megacristais de zircão
Amostras X Y
Zr-V 768108 8575806
Zr-V 768022 8576151
Zr-M 762743 8586526
Zr-C 767801 8569609
Zr-M 762950 8584142
Zr-M 762775 8586613
Zr-V e Zr-M 767771 8569653
Zr-V e Zr-M 765026 8571811
Zr-V 763122 8565743
40
ANEXO II
Analises da química mineral de todas as amostras
estudadas
41
abela 2A: Resultado das análises químicas dos megacristais de zircões incolores da região de Jaú de Tocantins.
Conteúdo de elementos maiores, expresso em % de peso, elementos traços e elementos terras raras em ppm e valores
das razões Hf/Y, Y/ETR, Zr/Hf, Nb/Ta, Th/U, (Sm/La) normalizado e das anomalias de Anomalia de Ce e Anomalia de
Eu.
Amostras Zr-C Zr-CPr Zr-C1 Zr-C 2 Zr-C 3 Zr-C4 Zr-C5 Zr-C6
SiO2 32,4 34,50 31,60 31,60 30,60 31,10 31,00 30,40
ZrO2 59,3 60,63 66,43 67,27 67,79 66,64 66,14 66,84
Fe2O3 6,93 3,73 0,01 0,01 0,01 0,11 0,36 0,44
Al2O3 0,01 0,01 0,24 0,06 0,37 0,75 0,68 0,92
CaO 0,07 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01
Na2O 0,02 0,02 0,04 0,02 0,01 0,02 0,03 0,01
Total 99,99 100,00 99,64 100,02 100,02 99,96 99,85 99,94
Ba 6 3 6 2 6 234 686 11
Sn 1 1 2 <1 <1 14 13 3
Ga 1 <1 <1 <1 <1 2 3 3
Rb <1 <1 2 <1 1 7 3 5
Sr 3 1 4 1 2 57 279 4
Ta 2 <1 12 1 10 113 348 24
Nb 15 7 136 7 70 2130 2500 398
Th 101 5 251 16 30 232 485 1000
U 42 12 52 16 45 223 512 150
Pb 5 4 4 4 4 16 32 11
Y 935 141 889 174 196 643 2350 820
Hf 9390 8850 9600 8450 10000 9530 10000 9000
La 2 <1 10 <1 1 233 583 10
Ce 16 2 38 3 4 123 265 68
Pr <1 <1 2 <1 <1 30 77 6
Nd 3 <1 6 1 1 54 130 34
Sm 5 <1 7 1 1 16 32 19
Eu 1 <1 2 <1 <1 2 4 8
Gd 32 4 37 6 6 36 107 51
Tb 9 1 10 1 1 8 27 12
Dy 95 14 107 19 17 82 296 116
Ho 39 6 41 8 8 30 100 36
Er 186 35 194 42 43 135 422 162
Tm 42 9 45 10 12 29 84 36
Yb 417 94 409 106 122 249 662 317
Lu 88 23 89 25 30 49 119 61
ΣETR 937 190 993 223 245 1074 2909 937
Hf/Y 10 62 10 48 50 14 4 10
Y/ƩETR 0,9 0,7 3,9 0,7 0,1 0,2 2,5 0,4
Zr/Hf 47 51 51 58 50 51 48 54
Nb/Ta 7,5 12,1 11,1 5,2 6,9 18,8 7,1 16,3
Th/U 2,4 0,4 4,7 0,9 0,6 1,0 0,9 6,6
(Sm/La)N 4,6 1,4 1,0 2,4 1 0,1 <0,1 2,9
Anomalia Ce 4,2 2,1 2,1 2,1 1,3 0,3 0,3 2,0
Anomalia Eu 0,3 0,4 0,3 0,4 0,5 0,2 0,1 0,7
42
Continuação da Tabela 2A
Amostras Zr-C7 Zr-C8 Zr-C9 Zr-C10 Zr-C11 Zr-C12 Zr-Mcpi Zr-M
SiO2 30,7 31,6 30,5 30,5 31,3 31,7 32,9 33,4
ZrO2 66,89 66,22 66,96 68,24 66,24 66,79 61,02 61,6
Fe2O3 0,38 0,28 0,47 0,01 0,01 0,12 3,22 3,85
P2O5 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02
Al2O3 0,53 0,49 0,62 0,14 0,55 0,82 0,01 0,01
CaO 0,08 0,03 0,02 0,01 0,01 0,03 0,02 0,01
Na2O 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Total 99,93 99,95 99,97 100,03 99,35 100,96 98,01 100,01
Ba 51 7 43 6 3 8 4 18
Sn 1 1 5 1 <1 8 1 1
Ga 2 1 2 <1 1 2 1 2
Rb 3 1 7 1 2 2 1 17
Sr 42 18 18 1 <1 5 3 5
Ta 56 70 37 3 1 26 4 9
Nb 313 153 487 22 8 264 34 61
Th 1000 1000 390 36 10 383 426 105
U 1000 521 306 18 11 378 382 200
Pb 64 35 16 4 5 26 18 10
Y 2080 1700 786 291 166 1400 1680 706
Hf 6910 7730 9050 8970 10000 10000 4160 7400
La 54 13 36 2 3 37 <1 <1
Ce 292 90 95 7 9 208 24 6
Pr 18 13 13 <1 1 25 <1 <1
Nd 81 86 51 1 3 126 4 3
Sm 38 55 21 1 1 55 9 3
Eu 10 26 3 <1 <1 6 8 2
Gd 103 133 50 10 6 102 70 22
Tb 23 28 11 3 1 22 18 6
Dy 220 236 102 30 18 194 191 62
Ho 70 63 34 13 8 58 64 24
Er 303 239 161 66 41 238 281 111
Tm 64 45 37 16 10 47 51 23
Yb 543 336 323 151 103 367 440 216
Lu 102 60 68 35 25 68 79 43
ΣETR 1923 1423 1004 336 230 1554 1242 522
Hf/Y 3,0 4,0 11 30 60 7,0 2,0 10
Y/ƩETR 1,4 1,6 2,3 1,2 0,1 1,1 1,6 1,3
Zr/Hf 71 63 54 56 49 49 113 61
Nb/Ta 5,5 2,1 13,1 8,4 8,8 10,1 7,8 6,6
Th/U 1,0 1,9 1,2 2,0 0,9 1,0 1,1 0,5
(Sm/La)N 1,1 6,6 0,9 1,1 0,5 2,3 28,9 6,6
Anomalia Ce 2,2 16,4 1,0 2,1 1,4 1,6 13,2 2,9
Anomalia Eu 0,5 0,9 0,2 0,3 0,3 0,2 0,9 0,7
43
Tabela 3B: Resultado das análises químicas dos megacristais de zircões morrons da região de Jaú de Tocantins.
Conteúdo de elementos maiores, expresso em % de peso, elementos traços e elementos terras raras em ppm e valores
das razões Hf/Y, Y/ETR, Zr/Hf, Nb/Ta, Th/U, (Sm/La) normalizado e das anomalias de Anomalia de Ce e Anomalia de
Eu.
Amostras Zr-MPr Zr-Mpi Zr-M1 Zr-M2 Zr-M3 Zr-M4 Zr-M5 Zr-M6
SiO2 33,4 37,1 30,1 30,6 31,3 31,1 31,6 31,6
ZrO2 64,4 61 66,33 65,38 66,63 66,6 67,31 65,64
Fe2O3 1,1 0,62 0,68 0,89 0,26 0,43 0,01 0,26
P2O5 0,02 0,01 0,06 0,1 0,01 0,02 0,01 0,01
Al2O3 0,01 0,01 0,76 0,8 0,35 0,47 0,09 0,49
CaO 0,03 0,03 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Na2O 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Total 99,93 99,97 99,00 99,00 99,36 99,52 99,79 99,36
Ba 4,7 22 24 10 15 13 2 8
Sn 2 1 <1 1 <1 <1 <1 <1
Ga 2 1 2 3 <1 1 <1 1
Rb 2 1 1 11 2 2 <1 1
Sr 4 7 12 8 4 6 <1 4
Ta 12 9 9 14 14 23 2 3
Nb 135 177 44 196 74 72 7 17
Th 725 259 682 1000 331 142 5 355
U 134 156 667 266 313 121 218 43
Pb 9 8 53 17 24 9 5 5
Y 1030 995 1670 1325 950 644 251 859
Hf 5770 7800 5730 7540 4990 6380 5750 10000
La 17 3 7 7 2 1 <1 <1
Ce 120 33 49 99 21 14 1 11
Pr 3 2 4 12 1 1 <1 <1
Nd 17 10 25 89 6 3 <1 2
Sm 11 7 20 55 8 4 1 4
Eu 4 5 10 24 6 3 1 3
Gd 35 38 81 115 42 26 6 28
Tb 9 10 19 23 11 6 2 7
Dy 86 97 199 197 109 68 21 83
Ho 33 32 65 52 36 23 9 28
Er 170 133 287 196 150 99 49 120
Tm 40 26 59 39 30 21 11 26
Yb 403 224 496 317 236 169 105 212
Lu 75 39 97 62 44 31 23 39
ΣETR 1023 656 1421 1289 701 470 230 563
Hf/Y 5 7 3 5 5 9 22 11
Y/ƩETR 1 1,5 1,1 1 1,3 1,3 1 1,5
Zr/Hf 82 57 85 64 98 77 86 48
Nb/Ta 11,6 19,9 5,1 14,4 5,2 3,1 3,1 6,6
Th/U 5,4 1,6 1 3,7 1 1,7 0,02 8,3
(Sm/La)N 0,9 3,1 4,5 13,2 6,8 5,2 1,9 12,4
Anomalia Ce 3,6 3,1 2,1 2,6 3,5 3,8 1,1 7,3
Anomalia Eu 0,6 0,9 0,7 0,9 1 0,9 0,9 0,9
44
Continuação da Tabela 2B
Amostras Zr-M7 Zr-M8 Zr-M9 Zr-M10 Zr-M11 Zr-M12 Zr-M13 Zr-M14T
SiO2 31,1 30,9 31,5 30,4 31 31,7 30,8 32
ZrO2 65,45 65,8 65,26 66,91 67,14 66,16 66,8 66,64
Fe2O3 0,5 0,28 0,97 0,15 0,55 0,12 0,64 0,01
P2O5 0,03 0,05 0,05 0,03 0,01 0,01 0,01 0,02
Al2O3 0,72 0,77 0,59 0,13 0,41 0,53 0,34 0,05
CaO 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
Na2O 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
K2O 0,01 0,01 0,01 0,01 0,11 0,01 0,02 0,01
Total 98,81 99,00 99,24 97,68 99,26 98,57 98,65 98,77
Ba 13 14 9 92 17 12 4 1
Sn 1 2 1 1 <1 <1 1 <1
Ga 1 2 2 1 1 <1 1 <1
Rb 3 1 4 <1 10 <1 2 <1
Sr 13 10 5 12 8 3 1 <1
Ta 23 67 10 13 11 6 4 1
Nb 253 170 245 46 48 30 20 5
Th 415 443 1000 1000 361 156 96 21
U 506 840 81 677 348 203 301 50
Pb 30 18 8 81 26 16 8 4
Y 408 538 2140 1625 959 802 549 312
Hf 6970 8120 4380 6670 4790 5670 7150 8120
La 6 3 9 7 2 1 2 2
Ce 34 34 95 58 20 22 11 4
Pr 3 4 4 4 1 <1 1 <1
Nd 11 25 26 26 5 3 4 1
Sm 6 17 28 23 7 5 3 1
Eu 2 8 17 11 5 4 1 <1
Gd 16 37 142 84 42 32 17 8
Tb 4 7 34 19 10 8 4 2
Dy 38 68 334 182 110 85 52 27
Ho 15 21 100 58 37 31 22 12
Er 82 93 401 241 154 136 109 67
Tm 22 21 78 48 31 29 27 17
Yb 224 196 572 383 245 238 257 174
Lu 51 41 97 73 45 48 59 42
ΣETR 513,31 576,21 1937,49 1218 713 641 569 360
Hf/Y 17 15 2 4 4 7 13 26
Y/ƩETR 0,7 0,9 1,1 1,3 1,3 1,2 0,9 0,8
Zr/Hf 69 61 110 74 103 86 69 61
Nb/Ta 10,9 2,5 24,1 3,4 4,3 5,2 4,4 4,2
Th/U 0,8 0,5 12,3 1,4 1,0 0,7 0,3 0,4
(Sm/La)N 1,6 7,8 4,8 5,4 4,3 9,3 2,7 0,8
Anomalia Ce 1,9 2,3 3,7 2,7 3,2 9,4 2,3 1,3
Anomalia Eu 0,7 0,9 0,8 0,7 0,9 0,9 0,5 0,3
45
Continuação da Tabela 2B
Amostras Zr-M15 Zr-M16 Zr-M17 Zr-M18 Zr-M19 Zr-M20 Zr-M21 Zr-M22 Zr-M23
SiO2 31,3 31,5 30 31,1 31,2 31,9 31,9 36,8 33,3
ZrO2 66,27 66,16 66,66 67,66 65,9 66,2 65,1 61,04 64,4
Fe2O3 0,6 0,26 0,88 0,04 0,94 0,3 0,98 0,53 0,27
P2O5 0,02 0,01 0,05 0,02 0,04 0,01 0,02 0,01 0,01
Al2O3 0,55 0,57 0,72 0,21 0,62 0,21 0,73 0,22 0,44
CaO 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,03 0,01 0,01
Na2O 0,01 0,01 0,13 0,01 0,01 0,01 0,02 0,03 0,01
K2O 0,01 0,01 0,09 0,01 0,01 0,01 0,06 0,02 0,01
Total 98,79 98,55 98,57 99,08 98,76 98,67 98,86 98,72 98,51
Ba 14 9 63 6 3 7 23 12 9
Sn <1 <1 1 <1 1 <1 <1 <1 <1
Ga 1 1 2 <1 2 <1 1 1 1
Rb 2 1 11 2 2 1 1 3 1
Sr 17 3 115 2 5 3 34 7 6
Ta 14 12 54 4 55 7 19 7 9
Nb 58 29 264 26 142 32 50 34 43
Th 170 258 880 126 789 201 403 249 304
U 293 113 1000 233 553 117 590 186 136
Pb 16 9 64 20 37 9 38 16 11
Y 596 770 1625 959 1465 845 945 1035 1195
Hf 4640 6740 6300 4810 7740 7180 6900 5810 6310
La 5 1 7 <1 6 1 3 1 1
Ce 24 17 94 9 80 13 24 17 23
Pr 2 1 8 <1 8 <1 2 <1 <1
Nd 8 3 58 3 54 3 14 4 4
Sm 4 4 38 4 38 5 11 6 6
Eu 3 4 14 3 17 4 7 6 6
Gd 23 30 92 32 100 34 41 45 50
Tb 6 7 20 8 21 8 10 12 13
Dy 61 82 191 94 194 94 100 112 132
Ho 22 27 61 37 55 31 35 38 43
Er 103 114 270 180 211 128 157 157 175
Tm 23 23 59 40 41 26 34 31 34
Yb 196 180 488 341 312 209 275 247 276
Lu 40 32 92 71 58 38 56 42 46
ΣETR 522 527 1494 824 1195 595 771 720 811
Hf/Y 7,0 8,0 3,0 5,0 5,0 8,0 7,0 5,0 5,0
Y/ƩETR 1,1 1,4 1,0 1,1 1,2 1,4 1,2 1,4 1,4
Zr/Hf 105 72 78 104 63 68 69 77 75
Nb/Ta 4,1 2,3 4,9 5,9 2,5 4,5 2,6 5,1 4,6
Th/U 0,5 2,2 0,8 0,5 1,4 1,7 0,6 1,3 2,2
(Sm/La)N 1,2 7,3 8,3 14,2 10,2 12,8 5,1 9,3 9,4
Anomalia Ce 1,7 6,1 2,9 5,4 2,8 7,1 2,0 5,6 7,7
Anomalia Eu 0,9 1,0 0,7 0,6 0,8 1,0 0,9 1,1 1,0
46
Tabela 4C: Resultado das análises químicas dos megacristais de zircões vermelhos da região de Jaú de Tocantins.
Conteúdo de elementos maiores, expresso em % de peso, elementos traços e elementos terras raras em ppm e valores das
razões Hf/Y, Y/ETR, Zr/Hf, Nb/Ta, Th/U, (Sm/La) normalizado e das anomalias de Anomalia de Ce e Anomalia de Eu
Amostra Zr-V Zr-Vpi Zr-VPr Zr-V1 Zr-V2 Zr-V3 Zr-V4 Zr-V5
SiO2 32,9 34,3 34,4 31,3 34,5 34,3 33,7 35,5
ZrO2 64,9 61,9 61,8 66,2 63,6 63,8 63,8 61,7
Fe2O3 0,87 2,45 1,68 0,44 0,19 0,2 0,33 0,85
P2O5 0,01 0,03 0,04 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Al2O3 0,01 0,01 0,01 0,21 0,24 0,14 0,28 0,5
CaO 0,02 0,03 0,1 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Na2O 0,01 0,03 0,02 0,01 0,03 0,02 0,02 0,03
K2O 0,01 0,09 0,02 0,01 0,02 0,02 0,01 0,03
Total 98,81 99,12 98,10 98,24 98,65 98,55 98,21 98,69
Ba 12 12 191 3 4 3 1 9
Sn 1 2 18 <1 <1 <1 2 <1
Ga 1 4 5 1 1 1 1 1
Rb 2 16 3 2 1 1 1 2
Sr 10 8 42 1 2 3 1 3
Ta 16 10 114 4 4 4 11 8
Nb 84 157 2500 30 20 18 69 27
Th 364 874 422 314 301 247 800 221
U 495 176 1000 36 377 396 246 100
Pb 34 24 5 4 30 35 7 9
Y 1390 1480 2890 946 1490 1735 1230 874
Hf 7480 7580 8780 9750 3690 3590 7520 5990
La 3 6 85 <1 1 <1 3 1
Ce 19 40 459 14 17 15 46 16
Pr 1 4 43 <1 <1 <1 2 <1
Nd 9 32 190 2 4 5 10 3
Sm 10 26 62 4 7 10 8 5
Eu 6 13,35 18 4 7 10 4 5
Gd 53 84 120 35 60 79 43 35
Tb 14 20 30 9 16 20 11 9
Dy 142 178 283 98 161 203 124 93
Ho 51 56 87 32 58 69 52 32
Er 228 231 344 137 241 285 270 135
Tm 45 46 66 28 48 57 65 26
Yb 398 414 523 237 381 443 621 217
Lu 75 82 76 40 67 77 124 36
ΣETR 1056 1234 2386 640 1068 1273 1384 616
Hf/Y 5,0 5,0 3,0 10 2,0 2,0 6,0 6,0
Y/ƩETR 1,3 1,1 1,2 1,4 1,3 1,3 0,8 1,4
Zr/Hf 64 59 50 50 127 121 62 76
Nb/Ta 5,3 15,9 21,9 6,7 4,5 5,0 6,3 3,3
Th/U 0,7 4,9 0,4 8,7 0,7 0,6 3 2,1
(Sm/La)N 6,1 6,5 1,1 12,8 18,9 32,4 4,8 9,6
Anomalia Ce 2,5 1,8 1,8 10,9 8,8 8,0 4,7 6,6
Anomalia Eu 0,7 0,8 0,6 1,0 1,0 1,0 0,7 1,1
47
Continuação da Tabela 2C
Amostras Zr-V6 Zr-V7 Zr-V8 Zr-V9 Zr-V10 Zr-V11 Zr-V12 Zr-V13
SiO2 32,4 32,3 33,9 32,8 32,8 32,7 32,7 35,3
ZrO2 63,8 62,1 63,6 63,8 65,1 64,7 64,8 63,2
Fe2O3 0,85 2,43 0,38 0,81 0,66 0,67 0,46 0,43
P2O5 0,01 0,03 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Al2O3 0,62 1,03 0,31 0,58 0,45 0,78 0,21 0,28
CaO 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Na2O 0,02 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,02 0,03
K2O 0,01 0,05 0,02 0,04 0,03 0,04 0,01 0,02
Total 97,79 98,03 98,31 98,13 99,13 98,99 98,29 99,33
Ba 26 17 7 8 12 12 16 3
Sn <1 9 <1 <1 <1 <1 <1 <1
Ga 2 2 1 2 1 1 1 1
Rb 1 4 1 4 3 4 1 1
Sr 18 17 4 7 8 7 10 3
Ta 24 37 6 25 11 14 81 8
Nb 96 248 26 97 67 58 296 42
Th 617 980 292 256 525 336 292 159
U 775 211 267 341 483 326 364 192
Pb 52 24 24 24 40 26 32 15
Y 883 861 1125 654 1360 961 1205 618
Hf 7530 7230 5450 5670 4350 5880 5360 4510
La 5 8 1 3 2 2 3 1
Ce 58 51 19 28 35 31 34 15
Pr 4 5 <1 2 1 1 2 <1
Nd 23 34 4 11 10 7 10 2
Sm 13 20 8 7 11 8 10 3
Eu 7 10 7 3 9 6 8 3
Gd 44 56 50 27 66 46 56 22
Tb 10 12 12 6 16 11 14 5
Dy 103 108 127 62 154 110 138 58
Ho 36 33 42 24 51 35 45 22
Er 168 135 171 114 205 147 183 103
Tm 38 28 33 25 38 29 34 22
Yb 349 235 270 232 302 235 277 201
Lu 70 43 46 48 52 41 47 40
ΣETR 930 780 792 593 955 712 862 499
Hf/Y 8,0 8,0 4,0 8,0 3,0 6,0 4,0 7,0
Y/ƩETR 0,9 1,1 1,4 1,1 1,4 1,3 1,3 1,2
Zr/Hf 62 63 86 83 110 81 89 103
Nb/Ta 4,1 6,6 4,1 3,9 6,1 4,2 3,6 5,1
Th/U 0,7 4,6 1,0 0,7 1,0 1,0 0,8 0,8
Sm/La 3,9 3,8 13,6 4 7,7 6 4,8 4,3
Anomalia Ce 2,8 1,8 7,1 2,9 4,7 4,7 3,4 5,8
Anomalia Eu 0,9 0,9 1,0 0,7 1,0 1,0 1,1 1,0
48
Continuação da Tabela 2C
Amostras Zr-V14 Zr-V15 Zr-V16
Cor Vermelho Vermelho Vermelho
SiO2 33,2 34,9 35,8
ZrO2 63,6 60,9 61,9
Fe2O3 0,92 1,44 0,58
P2O5 0,06 0,05 0,01
Al2O3 0,56 1,28 0,32
CaO 0,14 0,04 0,01
Na2O 0,03 0,04 0,03
K2O 0,04 0,04 0,05
Total 98,64 98,77 98,76
Ba 63 23 6
Sn 3 1 <1
Ga 3 2 1
Rb 6 3 4
Sr 59 26 4
Ta 36 61 5
Nb 999 371 25
Th 1000 848 284
U 1000 330 364
Pb 44 27 28
Y 2250 984 1355
Hf 5950 7720 4410
La 51 17 2
Ce 205 136 21
Pr 25 16 1
Nd 115 99 5
Sm 51 47 7
Eu 20 16 5
Gd 139 76 51
Tb 31 15 13
Dy 280 121 137
Ho 87 33 51
Er 366 134 225
Tm 68 25 42
Yb 553 209 337
Lu 102 37 62
ΣETR 2093 982 959
Hf/Y 2,0 7,0 3,0
Y/ƩETR 1,0 1,0 1,4
Zr/Hf 79 58 104
Nb/Ta 27,7 6,1 4,7
Th/U 1,0 2,5 0,7
(Sm/La)N 1,5 4,5 7,2
Anomalia Ce 1,3 2,0 4,4
Anomalia Eu 0,7 0,8 0,8
49
ANEXO III
Análises Geocronológicas
50
Tabela 3A: Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-C-A
Isotope Ratiocs Age (Ma)
Spot Pb
ppm
Th
ppm
U
ppm
Th/U
207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pb
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 5,03 45,29 48,89 0,92 0,704789 4,3 0,082282 1,4 0,329 0,062123 4,1 509,72 7,3 541,64 23,6 678,34 27,9 75,14
2 4,99 44,62 48,56 0,91 0,711886 4,0 0,082978 1,3 0,342 0,062222 3,8 513,87 7,1 545,86 22,1 681,76 26,0 75,37
3 8,24 165,57 50,96 3,24 0,710549 2,6 0,086438 1,6 0,625 0,05962 2,0 534,43 8,7 545,07 14,1 589,79 11,9 90,61
4 14,73 335,62 77,45 4,33 0,710456 2,1 0,086538 1,2 0,591 0,059542 1,7 535,03 6,8 545,01 11,7 586,98 10,2 91,14
5 6,82 127,91 44,36 2,88 0,716509 3,0 0,084936 1,3 0,449 0,061183 2,7 525,51 7,2 548,60 16,8 645,66 17,6 81,39
6 5,20 92,69 34,85 2,65 0,715672 5,3 0,085229 1,3 0,258 0,060901 5,2 527,26 7,3 548,10 29,5 635,73 33,1 82,93
7 6,83 128,94 45,68 2,82 0,723005 5,1 0,087621 1,8 0,350 0,059845 4,8 541,45 9,7 552,43 28,4 597,98 28,8 90,54
8 16,11 380,96 88,39 4,30 0,704337 2,3 0,086494 1,4 0,619 0,05906 1,8 534,76 7,6 541,37 12,5 569,31 10,3 93,93
9 12,84 295,53 72,52 4,07 0,698958 3,0 0,086873 1,3 0,433 0,058354 2,7 537,01 7,1 538,16 16,5 543,06 15,0 98,88
10 21,81 520,00 103,42 5,02 0,703228 2,3 0,08609 1,0 0,450 0,059244 2,1 532,37 5,6 540,71 12,7 576,06 12,1 92,41
11 12,18 251,69 69,87 3,60 0,718228 2,8 0,087334 0,7 0,283 0,059646 2,7 539,75 4,3 549,62 15,4 590,74 15,9 91,36
12 14,09 310,14 74,58 4,15 0,719745 2,5 0,087304 1,0 0,406 0,059792 2,3 539,57 5,5 550,51 13,9 596,04 13,8 90,52
13 13,85 305,33 71,69 4,25 0,722626 3,0 0,087868 1,2 0,424 0,059646 2,7 542,91 6,9 552,21 16,6 590,75 16,1 91,90
14 13,90 312,62 69,63 4,48 0,720473 2,6 0,089038 0,8 0,340 0,058687 2,4 549,84 4,8 550,94 14,3 555,50 13,5 98,97
15 7,29 132,90 46,21 2,87 0,711239 3,2 0,088642 1,1 0,346 0,058194 3,0 547,50 6,0 545,48 17,4 537,05 16,1 101,94
16 7,85 160,50 44,26 3,62 0,720535 3,3 0,089581 1,2 0,368 0,058336 3,1 553,06 6,8 550,98 18,6 542,40 17,0 101,96
17 9,87 216,96 52,16 4,15 0,701928 3,1 0,089038 1,0 0,340 0,057176 2,9 549,84 5,8 539,94 16,7 498,32 14,5 110,33
18 4,82 84,03 31,69 2,65 0,699791 4,9 0,088916 1,4 0,295 0,057081 4,7 549,12 8,0 538,66 26,6 494,65 23,3 111,01
19 6,22 115,98 38,84 2,98 0,703501 3,6 0,088524 1,1 0,326 0,057637 3,4 546,80 6,4 540,87 19,5 515,99 17,5 105,96
20 6,10 112,02 38,65 2,89 0,696891 3,6 0,088323 1,1 0,309 0,057226 3,4 545,61 6,1 536,93 19,5 500,23 17,3 109,07
21 5,67 103,34 35,28 2,92 0,719879 4,7 0,088906 1,5 0,324 0,058725 4,4 549,06 8,4 550,59 26,1 556,93 25,0 98,58
22 5,58 102,89 35,93 2,86 0,701231 4,9 0,08929 1,6 0,334 0,056958 4,7 551,33 9,2 539,52 26,9 489,92 23,0 112,53
23 12,68 267,63 66,92 3,99 0,749663 2,7 0,089513 0,8 0,323 0,060741 2,5 552,65 4,8 568,02 15,3 630,06 16,1 87,71
51
Tabela 5B: Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-C-B
Isotope ratiocs Age (Ma)
spot Pb ppm Th ppm U ppm Th/U 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pb
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 12,90 74,89 129,67 0,57 0,710127 1,6 0,087094 0,6 0,423 0,059135 1,4 538,32 3,6 544,82 8,7 572,07 8,3 94,10
2 17,11 119,96 167,82 0,71 0,702573 1,4 0,087326 0,6 0,404 0,058351 1,3 539,70 3,2 540,32 8,0 542,96 7,4 99,39
3 12,60 73,05 126,53 0,57 0,718342 1,6 0,088047 0,6 0,392 0,059172 1,5 543,97 3,4 549,68 8,9 573,43 8,6 94,86
4 17,78 132,93 172,73 0,76 0,717341 1,7 0,08539 0,5 0,330 0,060928 1,6 528,21 3,1 549,09 9,8 636,69 10,7 82,96
5 12,66 89,86 123,35 0,72 0,709236 2,0 0,087691 0,7 0,359 0,058659 1,8 541,86 3,9 544,29 11,0 554,45 10,4 97,73
6 15,39 114,32 152,05 0,75 0,708261 1,8 0,086068 0,7 0,399 0,059683 1,6 532,24 3,9 543,71 10,0 592,09 9,9 89,89
7 15,62 113,12 156,16 0,72 0,70815 1,3 0,08597 0,6 0,440 0,059742 1,2 531,65 3,2 543,64 7,6 594,23 7,4 89,46
8 18,19 143,54 172,62 0,83 0,728022 1,4 0,086084 0,5 0,407 0,061337 1,3 532,33 3,1 555,39 8,1 651,06 8,7 81,76
9 13,90 98,67 133,75 0,73 0,731022 1,7 0,087717 0,6 0,355 0,060443 1,5 542,01 3,2 557,15 9,5 619,47 9,9 87,49
Tabela 3C:Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-C-C
Isotope ratiocs Age (M.a)
spot Pb ppm Th ppm U ppm Th/Ub 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pb
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 73,07 339,78 746,93 0,45 0,739972 1,2 0,088113 0,6 0,556 0,060908 1,0 544,36 3,7 562,38 6,9 635,99 6,5 85,59
2 106,74 1222,42 904,21 1,35 0,742303 1,3 0,09097 0,8 0,631 0,059181 1,0 561,27 4,8 563,74 7,6 573,75 6,0 97,82
3 8,74 57,93 92,46 0,62 0,71629 3,7 0,085429 3,1 0,829 0,060811 2,1 528,44 16,5 548,47 20,6 632,55 13,3 83,54
4 6,94 45,47 71,11 0,63 0,726543 3,9 0,089255 3,0 0,771 0,059037 2,4 551,13 16,6 554,52 21,7 568,46 14,1 96,95
5 14,30 62,07 161,42 0,38 0,691694 3,5 0,084827 3,1 0,897 0,05914 1,5 524,87 16,5 533,81 18,7 572,24 8,8 91,72
6 24,28 116,21 271,09 0,42 0,690896 3,2 0,085052 3,0 0,939 0,058915 1,1 526,20 16,2 533,33 17,5 563,95 6,3 93,30
7 40,09 326,63 400,83 0,81 0,713376 3,2 0,08754 3,0 0,939 0,059103 1,1 540,97 16,6 546,74 17,9 570,90 6,3 94,75
8 18,10 166,26 172,18 0,96 0,71484 3,6 0,087824 3,3 0,923 0,059033 1,3 542,65 18,2 547,61 19,8 568,31 7,8 95,48
9 18,23 177,63 184,61 0,96 0,673547 11,4 0,082603 10,8 0,950 0,059138 3,5 511,64 55,6 522,86 59,8 572,18 20,4 89,41
10 4,37 18,48 50,74 0,36 0,690398 11,3 0,085309 10,5 0,926 0,058695 4,2 527,73 55,6 533,03 60,7 555,80 23,7 94,94
11 18,17 88,92 210,95 0,42 0,673857 11,4 0,082594 10,8 0,949 0,059172 3,5 511,58 55,7 523,05 60,0 573,43 20,5 89,21
12 23,85 113,93 271,80 0,41 0,687763 11,2 0,084408 10,6 0,949 0,059096 3,5 522,37 55,7 531,45 59,7 570,61 20,0 91,54
13 29,40 299,15 284,02 1,05 0,700816 11,1 0,084919 10,6 0,949 0,059855 3,4 525,41 55,7 539,27 60,2 598,32 20,8 87,81
52
Tabela 4: Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-M-A
Isotope ratiocs Age (M.a)
Spot Pb ppm Th ppm U ppm Th/U 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pb
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 13,76 59,24 117,70 0,50 1,290171 3,6 0,125095 2,6 0,737 0,0748 2,4 759,82 20,3 841,37 30,6 1063,146 26,1 71,46
2 18,84 77,82 138,29 0,56 1,197957 3,5 0,117369 3,3 0,946 0,074026 1,1 715,40 24,0 799,64 28,4 1042,187 11,9 68,64
3 5,73 89,78 48,51 1,85 0,744955 7,1 0,083023 6,1 0,860 0,065077 3,6 514,14 31,4 565,29 40,1 776,8412 28,1 66,18
4 11,05 25,24 150,26 0,16 0,664989 2,7 0,078177 1,9 0,721 0,061693 1,8 485,23 9,4 517,66 14,0 663,4748 12,4 73,13
5 9,80 46,03 127,67 0,36 0,689409 2,9 0,07921 2,1 0,736 0,063124 1,9 491,40 10,5 532,44 15,5 712,4211 14,0 68,97
6 18,30 18,90 241,50 0,07 0,687704 2,2 0,082116 1,7 0,807 0,06074 1,3 508,73 9,1 531,42 11,8 630,0386 8,2 80,74
7 9,98 8,62 128,67 0,06 0,652183 2,6 0,078659 1,9 0,729 0,060134 1,8 488,11 9,5 509,82 13,6 608,406 11,1 80,22
8 9,56 10,02 120,40 0,08 0,710994 3,4 0,085323 3,0 0,880 0,060436 1,6 527,81 16,1 545,33 18,8 619,2334 10,1 85,23
9 11,54 96,20 134,54 0,71 0,706303 4,6 0,079897 4,1 0,895 0,064115 2,0 495,50 20,7 542,54 25,3 745,4153 15,4 66,47
Tabela 5A: Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-V-A
Isotope ratiocs Age (M.a)
Spot Pb
ppm
Th
ppm
U
ppm
Th/U 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pb
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 50,07 33,44 181,86 0,18 3,089008 1,8 0,241986 1,6 0,859 0,092582 0,9 1397,01 22,5 1429,96 26,8 1479,35 14,1 94,43
2 117,91 30,53 420,02 0,07 3,408195 1,0 0,262162 0,6 0,669 0,094287 0,7 1500,89 10,1 1506,28 15,1 1513,87 11,3 99,14
3 126,40 41,01 448,30 0,09 3,396386 1,0 0,261092 0,6 0,656 0,094346 0,7 1495,42 9,8 1503,56 15,1 1515,04 11,4 98,70
4 124,16 25,61 452,49 0,05 3,323381 1,1 0,257054 0,9 0,789 0,093768 0,7 1474,75 13,7 1486,55 17,5 1503,44 10,9 98,09
5 132,83 136,55 453,10 0,30 3,389638 0,9 0,261404 0,5 0,579 0,094046 0,7 1497,02 8,0 1502,00 13,9 1509,03 11,4 99,20
6 111,03 108,22 380,35 0,28 3,347707 1,0 0,258133 0,6 0,663 0,09406 0,7 1480,28 10,3 1492,25 15,6 1509,31 11,8 98,07
7 127,86 42,72 471,79 0,09 3,268187 1,2 0,253962 0,9 0,799 0,093333 0,7 1458,87 14,3 1473,51 18,1 1494,66 11,0 97,60
8 161,90 214,87 624,13 0,34 3,036598 2,8 0,24032 2,6 0,932 0,091642 1,0 1388,36 36,8 1416,86 40,2 1459,98 14,9 95,09
9 108,79 20,19 372,79 0,05 3,454004 1,3 0,267731 1,1 0,838 0,093567 0,7 1529,27 17,8 1516,78 21,1 1499,38 11,3 101,99
10 20,23 7,36 230,70 0,03 0,703341 2,2 0,089037 1,4 0,647 0,057292 1,7 549,84 8,0 540,78 12,2 502,78 8,7 109,36
11 18,98 20,82 200,09 0,10 0,787273 3,8 0,094768 1,2 0,323 0,060251 3,6 583,67 7,2 589,62 22,6 612,58 22,2 95,27
12 13,99 16,25 93,65 0,17 1,196225 3,3 0,118376 2,9 0,860 0,073291 1,7 721,20 21,0 798,84 27,1 1022,00 17,6 70,56
13 17,85 20,01 103,93 0,19 1,877559 1,9 0,166292 1,3 0,692 0,081888 1,4 991,65 13,6 1073,20 21,4 1242,83 17,8 79,78
14 7,84 28,98 47,18 0,61 1,429839 3,8 0,134456 2,1 0,564 0,077127 3,1 813,23 17,7 901,48 34,7 1124,47 35,8 72,32
53
Tabela 5B:Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-V-B
Isotope
ratiosc
Ages (Ma)
Spot Pb
ppm
Th
ppm
U
ppm
Th/U 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pbe
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
Abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 26,70 49,85 102,69 0,48 3,023133 1,6 0,234796 1,2 0,773 0,093382 1,0 1359,58 17,0 1413,47 22,9 1495,65 15,3 90,90
2 186,23 564,65 697,20 0,80 2,777979 1,8 0,218249 1,6 0,912 0,092316 0,7 1272,61 21,1 1349,63 24,6 1473,88 11,0 86,34
3 15,50 21,64 58,91 0,36 3,053931 2,0 0,23704 1,7 0,856 0,093441 1,0 1371,28 23,6 1421,21 28,6 1496,84 15,5 91,61
4 90,37 240,19 323,75 0,74 3,010542 2,5 0,23514 2,3 0,915 0,092857 1,0 1361,38 32,2 1410,29 36,4 1484,98 15,4 91,67
5 84,30 247,30 284,47 0,86 2,996605 1,5 0,233601 1,3 0,870 0,093037 0,7 1353,34 18,5 1406,75 22,1 1488,63 11,5 90,91
6 60,46 163,66 203,18 0,80 3,056522 1,6 0,237811 1,4 0,859 0,093217 0,8 1375,30 20,0 1421,86 24,1 1492,29 12,9 92,16
7 89,58 208,79 314,00 0,66 3,020892 1,5 0,234499 1,3 0,881 0,093431 0,7 1358,03 18,2 1412,90 21,5 1496,64 10,7 90,73
8 44,46 175,36 149,28 1,17 2,929996 1,8 0,231075 1,5 0,817 0,091963 1,0 1340,13 20,3 1389,69 25,8 1466,62 15,6 91,37
9 99,94 52,55 441,04 0,11 3,039078 1,9 0,238236 1,6 0,839 0,092519 1,0 1377,52 23,1 1417,49 28,3 1478,06 16,0 93,19
10 104,37 122,24 411,22 0,29 2,885528 4,4 0,222826 4,3 0,979 0,09392 0,8 1296,78 56,1 1378,13 60,8 1506,50 13,2 86,07
11 162,33 557,77 1074,68 0,51 2,556038 4,5 0,203741 4,3 0,954 0,090989 1,3 1195,38 52,2 1288,16 58,9 1446,36 19,7 82,64
12 136,84 90,35 546,85 0,16 3,0654 1,2 0,235935 0,8 0,716 0,094231 0,8 1365,53 12,0 1424,08 17,4 1512,74 12,9 90,26
13 97,54 131,05 462,19 0,28 2,473335 3,6 0,195532 3,4 0,957 0,091741 1,0 1151,27 40,2 1264,26 46,1 1462,03 15,3 78,74
14 54,85 75,62 268,31 0,28 2,21238 5,8 0,18179 5,6 0,970 0,088265 1,3 1076,74 60,7 1184,96 68,9 1388,25 19,4 77,56
15 13,53 3,52 164,35 0,02 0,72979 3,0 0,087481 2,5 0,842 0,060504 1,6 540,62 13,7 556,42 16,7 621,64 10,0 86,96
16 13,29 3,51 154,58 0,02 0,715632 3,6 0,085742 3,1 0,864 0,060534 1,8 530,30 16,8 548,08 20,0 622,70 11,3 85,16
17 13,22 4,63 151,47 0,03 0,725345 3,7 0,085915 2,8 0,753 0,061231 2,4 531,33 14,9 553,81 20,7 647,37 15,9 82,07
18 18,18 5,25 206,89 0,02 0,711874 3,1 0,085148 2,7 0,882 0,060636 1,4 526,77 14,4 545,85 16,9 626,34 9,16 84,10
19 21,33 19,15 240,77 0,07 0,857865 2,7 0,094032 2,4 0,884 0,066167 1,3 579,336 14,3 628,95 17,5 811,67 10,5 71,37
54
Tabela 5C:Dados isotópicos U-Pb da amostra Zr-V-C
Isotope ratiocs Age (M.a)
Spot Pbppm Thppm Uppm Th/U 207Pb/
235U
[%] 206Pb/
238U
[%] Rhod 207Pb/
206Pbe
[%] 206Pb/
238U
abs 207Pb/
235U
abs 207Pb/
206Pb
abs Concf
1 109,58 684,60 304,44 2,24 2,97156 3,3 0,22942 3,1 0,953 0,09394 0,9 1331,45 42,1 1400,37 46,5 1506,91 15,0 88,35
2 94,98 651,32 277,57 2,34 3,090237 4,5 0,239044 4,5 0,984 0,093759 0,8 1381,72 62,5 1430,27 65,7 1503,26 12,1 91,91
3 108,87 545,28 244,28 2,23 3,75662 2,8 0,291021 2,7 0,957 0,093621 0,8 1646,63 44,6 1583,52 44,7 1500,47 12,1 109,74
4 104,09 512,40 252,94 2,02 3,573468 3,9 0,277614 3,8 0,976 0,093357 0,8 1579,33 61,5 1543,65 61,6 1495,14 12,8 105,63
5 97,31 487,36 215,32 2,26 3,789169 2,5 0,294131 2,4 0,956 0,093434 0,7 1662,13 40,7 1590,45 40,7 1496,68 11,1 111,05
6 93,85 512,64 222,78 2,30 3,389337 2,8 0,265033 2,7 0,957 0,09275 0,8 1515,53 41,3 1501,93 42,8 1482,78 12,2 102,20
7 83,77 455,26 193,74 2,34 3,480085 4,8 0,270988 4,8 0,984 0,09314 0,8 1545,81 74,3 1522,71 74,3 1490,74 12,5 103,69
8 64,62 343,45 175,90 1,95 3,490021 3,4 0,271111 3,3 0,963 0,093364 0,9 1546,43 51,1 1524,96 52,2 1495,28 13,6 103,42
9 133,81 716,49 322,59 2,22 3,294277 3,7 0,257047 3,5 0,969 0,092949 0,9 1474,71 53,0 1479,70 54,8 1486,85 13,5 99,18
10 136,11 741,23 292,76 2,53 3,782622 1,6 0,293249 1,2 0,790 0,093552 0,9 1657,74 21,1 1589,06 25,6 1499,09 14,8 110,58
11 147,10 748,72 290,54 2,57 3,689219 2,0 0,287337 1,8 0,899 0,09312 0,8 1628,20 29,5 1569,03 31,6 1490,32 13,1 109,25
12 130,05 721,67 297,50 2,42 3,255401 3,9 0,253591 3,7 0,970 0,093104 0,9 1456,96 55,3 1470,46 57,5 1490,00 14,1 97,78
13 91,77 380,20 233,98 1,62 3,675488 5,0 0,2846 4,9 0,983 0,093665 0,9 1614,48 79,9 1566,05 78,8 1501,37 13,7 107,53
14 124,02 46,51 465,36 0,09 3,405652 1,3 0,26267 0,9 0,684 0,094035 0,9 1503,48 13,5 1505,70 19,8 1508,81 14,5 99,64
15 13,01 160,20 136,99 1,16 0,894049 4,6 0,100459 2,9 0,629 0,064546 3,6 617,09 18,0 648,54 30,1 759,57 27,4 81,24
17 19,47 210,62 209,46 1,00 0,861759 6,3 0,101148 4,6 0,729 0,061791 4,3 621,13 28,9 631,08 40,3 666,88 29,1 93,13
18 23,31 9,10 256,43 0,03 0,831728 4,2 0,102966 3,7 0,871 0,058585 2,0 631,76 23,4 614,57 26,1 551,71 11,5 114,51
19 11,93 8,03 126,99 0,06 0,839805 3,2 0,101222 2,4 0,739 0,060173 2,1 621,56 14,9 619,03 20,1 609,81 13,3 101,92
20 23,05 11,45 260,33 0,04 0,719592 2,3 0,089928 1,0 0,467 0,058035 2,0 555,11 6,04 550,42 12,8 531,08 10,9 104,52
21 19,55 127,34 207,09 0,61 0,759752 6,8 0,090991 3,9 0,575 0,060558 5,5 561,39 22,0 573,86 39,1 623,56 34,7 90,02
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