Dados Geocronologicos Craton Da China_traduzido

Constrastes Petrológicos e Geocronológicos na Fáceis de Metamorfismo de Granulitos do Paleoproterozóico na Margem Oriental do Cráton da China do Norte. Resumo: Na margem sudeste do Cráton da China do Norte, altas pressões (AP) da fácie granulito das rochas meta-básicas expostas como bandas ou lentes no embasamento metamófirco do PréCrambiano (ex.: Bengbu) e como xenólitos nas intrusões Mesozóicas (ex.: Jiangou) são caracterizadas pelo assémbleia granada + clinopiroxênio + plagioclásio + quartzo + rutilo ± Ti enriquecido em hornblenda. A imagem em catódo iluminiscência e inclusões minerais revelam que a maioria dos zircões a partir de três amostras datadas exibem distintas estrutras da núcleo-manto-borda. Os núcleos mostram características de zircões tipicamente ígneous e apresentam idades de 2.5-2.4 Ga, datando dessa forma o protólito dos metabasaltos. O manto formando em condições de fáceis granulitos são evidenciados pelas inclusões da assémbleia mineral do granulito em AP granada + clinopiroxênio + rutilo + plagioclásio + quartzo ± hornblenda e Ti enriquecido em biotita e podução de idades de 1839 ± 31, 1811 ± 19 e 1800 ± 15 Ma. Um borda livre de inclusões produz uma idade de 176 ± 2 Ma com um baixo raio de Th/U de 0.02. A geocronologia e os dados petrológicos pré-liminares deste estudo sugerem que a crosta inferior diante da margem sudeste do Cráton da China do Norte formado em 2.5-2.4 Ga e submetido ao metamorfismo de fáceis granulito em AP em 1.8 Ga. Este evento metamórfico de Alta Temperatura (AT) e Altas Pressões (AP) pode ser descrito para grandes escalas de aquecimento crustal e espessuramento relacionado ao magma underplate derivado do manto na base da crosta inferior, como evidenciado pela sua ampla extensão, rifteamento e relacionado ao encaixamento de um magma máfico no Cráton da China do Norte durante este período. A idade de 176 ± 2 Ma mais precisamente registra um retrograssão da fácie anfibolito posterior ocorrendo durante a exumação. Palavres-Chaves: Metamórfismo de fácies granulitos AP (altas pressões); crosta inferior, Cráton da China do Norte; Paleoproterozóico, datação U-Pb. Introdução

Os granulito de altas pressões (AP) são geralmene considerados a representar os metabasaltos de alto grau, caracterizados por uma principal assembléia mineral de clinopiroxênio + plagioclásio + granda + quartzo (Yardley, 1989; O ´Brien & Rötzler, 2003; Pattison, 2003), com minerais subordinados tais como o anfibólio e a cianita dependo da atividade do H2O e da composição volumétrica, respectivamente (Indares, 2003). Eles são distinguidos dos eclogitos pela presença de plagioclásio e/ou jadeía empobrecida em clinopiroxênio e a partir dos granulitos de pressão média pela falta do ortopiroxênio na assembléia principal, embora o ortopiroxênio possa ocorrer nos granulitos de AP como côroas simpléticas formadas durante a pós-descompressão máxima (Zhao et al.,2001a). Os granulitos de AP estão expostos em grande números nos cinturões de colisões continetais atigindo idades do Paleoproterozóico (e.g. Complexo Hengshan, China; Zhao et al., 2001a) para o Cenozóico (e.g. Himalaias; Liu & Zhong, 1997). As condições de pressão metamórficas documentadas podem exceder 1.4 GPa em temperaturas acima de 800˚C (O´Brien & Rötzler, 2003), implicando que os baixos níveis de espessura da crosta (ou uma crosta submetida a subducção) pode estar sujeita à particulares elevadas temperaturas. Em adição, os granulitos de AP estão associados ocasionalmente com os eclogitos de T-média, como nas instâncias no cinturão Variscan (Carswell & O´Brien, 1993). Documentando granulitos de AP num dado cinturão pode ascender dentro de uma evolução da crosta inferior envolvida na colisão continental e relacionado com processos (e.g. Zhao et al., 2000; Indares, 2003; Shervais et al., 2003), enquanto a petrologia direta e as observações geocronológicas do metamorfismo de fáceis granulito AP são cruciais para a compreensão das relações entre o metamorfismo e a evolução da crosta inferior. Contudo, é difícil de contruir o tempo exato do metamorfismo de fácie granulito AP. As dificuldades crescem principalmente devido aos múltiplos episódios posteriores do metamorfismo e aos processos relacionados, resultando num novo começo ou em um desequilíbrio dos isótopos (especialmente para o Sm-Nd e o Rb-Sr) entre os minerais (e.g. Li et al., 2000; Liu et al., 2005), e dessa maneira construindo a evolução geodinâmica e conjunto tectônico no qual as rochas são formadas.

O zircão é um mineral resistente e têm uma baixa taxa de difusão do Pb (Cherniak & Watson, 2003). Ocasionalmente há o multiestágio e comumente exibe o as características de um crescimento complexo e de um ré-crescimento tanto de origem magmática quanto metamórfica em rochas metamórficas de alto grau envolvidas em processos complexos (e.g. Runatto et al., 2001; Ayers et al., 2002; Möller et al., 2002; Liu et al., 2004, 2007a,b). Desse modo, a datação do U-Pb in situ do zircão é um método poderoso para se obter uma idade confiável do U-Pb nas rochas polimetamórficas. Contudo, o zircão em rochas metamórficas de alto grau exibem uma ampla diversidade e complexidade nas texturas que refletem as variações nas condições físico-químicas e a duração de cada evento metamórfico, e são causadas pelas modificações de estruturas préexistentes e/ou pelo crescimento de um novo zircão (Corfu et al., 2003). Mas, inclusões de minerais metamórficos no zircão pode prover uma ligação direta entre a datação e o metamorfismo, a complicada estrutura interna, incluindo contornos irregulares e vários núcleos, domínios das bordas e do manto, grãos de zircão zonados podem ser revelados pela imagem de catódoluminescência (CL) (e.g. Gebauer et al., 2004) registrando complicadas histórias metamórfica e magmáticas das rochas. Alguns estudos focalizados na petrologia, geoquímica e geocronologia do Cráton da China do Norte (CCN) têm sido considerados, e inúmeras vantagens para a compreensão da sua formação e evoluçao também têm sido atingida nas últimas décadas, conduzindo para uma nova subdivisão tectônica do cráton dentro do Bloco Oriental e Ocidental ou da Zona Orogênica Central (fig. 1; Zhao et al., 2000, 2001b, 2005). Não existe um amplo consenso de que a assembléia do CCN foi finalmente completado pelo amalgamação dos Blocos Oriental e Ocidental ao longo do Orogéno da China Trans-Norte em 1.85 Ga (e.g. Zhao et al., 2000, 2005; Guo et l., 2002, 2005; Wilde et al., 2002; Kröner et al., 2005; Wilde & Zhao, 2005; Hou et al., 2006). Seguindo este amalgamento, o cráton foi submetido a inúmeros eventos extensional e de rifteamento em seu interior ou ao longo das margens durante o período de 1.85-1.6 Ga, formando aulacogénos e margens de bacias riftes com o empacotamento dos enxames de diques máficos, suíte de granito anortosito-gabromangerita-rapakivi e de ganitos do tipo A, e a

erupção de rochas vulcânicas elevadissímas em potássio (e.g. Zhai et al., 2000; Zhai & Liu, 2003; Peng et al., 2005, 2008; Hou et al., 2006, 2008a; b; Lu et al., 2008). Em adição, o posterior metamorfismo de fácie granulito em AP foi reportado principalmente a partir da Zona Orogênica Central (e.g. Zhai et al., 1992, 2000; Zhao et al.,2000, 2001a, 2005; Guo et al., 2002, 2005; e referências adiantes), e somente poucas ocorrências do Jiaodong na parte oriental do Bloco Oriental (e.g. Li et al., 1997; Zhou et al., 2004), e Xinyang na parte sudoeste do Bloco Oriental (e.g. Zheng et al., 2003). Contudo, o metamorfismo de fácie granulito em AP do Paleoproterozóico não foi identificado anteriormente na área de XuzhouSuzhou-Benbu, a margem sudeste do CCN. Porém, o conjunto tectônico do metamorfismo de fácie granulito em AP do Paleoproterozóico no CCN ainda é debatido, com dois modelos propostos. O primeiro modelo envolve um ambiente colisional criado pelo processo na assembléia entre os Blocos Oriental e Ocidental do CCN (e.g Zhao et al., 2000, 2005; Guo et al., 2002, 2005; Wilde et al., 2002), e o segundo modelo para um soerguimento direcionado por um pluma (e.g. Zhai et al., 2000; Zhai & Liu, 2003; Zheng et al., 2003; Peng et al., 2005). Uma das mais importantes razões para o debate é devido a falta de observações petrológicas e geocronológicas diretas ou a evidente preocupação no metamorfismo de fácie granulito em AP, especialmente as margens sudeste do CCN ou da parte sul do Bloco Oriental do CCN. Para datar, somente evidências petrológicas no metamorfismo de fácie granulito em AP e ambiguidade nas idades Paleoproterozóica (posterior) têm sido separadamente resportadas, especialmente na área estudada. Recente, Xu et al. (2002, 2006) encontrou xenólitos de eclogitos na região de Xuzhou-Suzhou e considerando que eles foram formados pelo espessamento do CCN no Arqueano numa crosta inferior máfica há 220 Ma. Exceto para aqueles dados publicados, para o nosso conhecimento, nenhuma outra amostra de eclogito tinha sido encontrada na área. Mas, somente uma granada + isócrona de Sm-Nd da rocha inteira de 219 ± 5 Ma e uma idade de 206Pb/238U de 206 ± 15 Ma de um grão de zircão foram reportados a partir do eclogito. Desse modo, dados mais confiáveis no suposto eclogito do Triássico e relacionados com os xenólitos são necessários para uma melhor construção desse evento.

Numa ordem de esclarecer: (1) a idade precisa e o conjunto tectônico do metamorfismo de fácie granulito em AP e (2) se ou não existiu um evento de fácie eclogito do Triássico, os autores desse artigo apresentam um estudo preliminar da petrologia metamórfica e idades do U-Pb pelo SHRIMP e inclusões minerais do zircão a partir de rochas metabásicas ocorrendo no embasamento metamórfico Pré-Crambiano e a partir de xenólitos ocorrendo nas intrusões Mesozóica das margens sudeste do CCN. O resultados fornecem pela primeira vez uma evidência que não é ambingua do metamorfismo de fácei granulito em AP do Paleoproterozóico na margem sudeste do CCN, mas ainda sim não dão suporte ao evento do eclogito Triássico no embasamento metamórfico PréCambriano exposto nessa área. Dessa maneira, essa descoberta fornece um novo direcionamento sobre a formação e evolução da crosta inferior no CCN.

superfície em Bengbu, enquanto nenhuma exposição do embasamento ocorre na área XuzhouSuzhou, onde abundate profundos enclaves encaixados ou xenólitos ocorrem nas intrusões Mesozóicas (Xu et al., 2002, 2006).

Conjunto Geológico

Figura 1: Mapa geológico esquemático da zona de colisão Qinling-Dabie-Sulu e partes adjascentes do Cráton da China do Norte (Modificado por Xu et al., 2006), com inset mostrando as maiores divisões tectônicas da China e a locação da área de estudo, YZ e SC denotam o Cráton Yangtze e o Orogéno da China do Sul, respectivamente. Também é mostrado as subdivisões do Cráton da China do Norte (Zhao et al., 2000, 2001b), onde WB, TNCO e EB denotam o Bloco Ocidental, o Orogéno da China Trans-Norte e o Bloco Oriental, respectivamente.

O CCN é o maior e mais antigo bloco tectônico já conhecido na China, preservando os remanantes crustais antigos por 3.8 Ga (Liu et al., 1992), e está bordeado por falhas e cinturões orogênicos recentes (Fig. 1). O orogéno Qilianshan do Paleozóico recente e o orogéno Tianshan-Inner Mongolia-Daxinganling de um Paleozóico posterior bordam o cráton de oeste a norte, enquanto ao sul, o cinturão Qinling-Dabie-Sulu de altas à elevadas pressões do Mesozóico separa o CCN do Cráton Yangtze. Baseado na idade, na assembléia litológica, na evolução tectônica e na passagem de P-T-t, o CCN pode ser dividido dentro do Bloco Oriental, do Bloco Ocidental e do Orogéno da China Trans-Norte ou entre a Zona Orogênica Central (e.g. Zhao et al., 2000, 2001b; Kusky & Li, 2003). As áreas de Bengbu e Xuzhou-Shuzhou estão localizadas no Bloco Oriental ao longo das margens sudeste do CCN, aproximadamente 100 km a oeste da zona de falha Tan-Lu nas terminações sudoeste do orogéno Su-Lu e com aproximadamente 300 km ao norte do orogéno Dabie (Fig. 1). Da cobertura Neoproterozóico deforfamada para um posterior embasamento metamórfico do Arqueano ao Paleoproterozóico posterior na região foram intrudidos por algumas pequenas intrusões do Mesozóico (e.g. Liguo, Banjing e Jiangou; fig.1) composta principalmente por porfiros dioríticos à monzodioríticos. O embasamento metamórfico PréCrambriano na área estudada está exposto na

Órogeno Qinling Embasamento -Dabie-Sulu Arq. Post. Cobertura Neoprot. a Paleo.

Cráton da China do Norte

Falha Intrusões Cretáceas Recente

No sentido de uma melhor compreensão na formação e evolução da profundidade da crosta (especialmente a crosta superior) na margem sudeste do CCN, as amostras analizadas no estudo foram coletadas a partir da exposição do embasamento metamórfico do Pré-Cambriano em Fengyang (amostra n° 07FY01) próximo a Bengbu e os xenólitos das intrusões Mesozóicas em Jiagou (amostras n° 07JG12 & 07JG14) próximas Suzhou (Figs. 1 & 2) Evolução Petrográfica Amostras Estudas

e

Metamórfica

das

Todas as amostras analisadas possuem composições básicas com paragênese similar e minerais de diferentes modas. As assembléias das fáceis anfibolitos predominam, embora as fáceis granulitos relies estão amplamente e a cloritização por vezes ocorre localmente nas amostras (como

detalhado a seguir). As composições mineralógica representativa são apresentadas na Tabela 1. As abreviações dos minerais nas figuras e tabelas são de Kretz (1983). A amostra 07FY01 é do embasamento PréCambriano no qual a granada anfibolítica ocorre como blocos ou bandas tectônicas dentro de marmóres impuros (Fig.2a), provavelmente sugerindo as suas diferentes histórias evolucionárias devido ao seu diferente protólito percussor, i.e. origem ígnea ou sedimentar, respectivamente (como detalhado a seguir), e relação tectônica entre eles. A amostra é composta principalmente de granada, plagioclásio, e hornblenda com pouco clinopiroxênio e titanita, e rarissímo rutilo (Fig. 3ac). A granada ocorre como cristais recentes de tamanho milimétrico e localmente inclui plagioclásio e rutilo. A granada e de composição homogênea e a sua solução sólida grossular é uma almandina-piropo com pequenas quantidades de Mn (XMg = 0.23; XCa = 0.19; XMn = 0.02). o plagioclásio ocorre como inclusões nas granadas (An = 49 mol.%), numa associação simplética com a hornblenda verde (An = 22 mol.%) e na matrix (An = 47-51 mol.%). A hornblenda enriquecida em Ti, apresenta tipicamente um cor marrom escuro, tem o contéudo de TiO2 acima de 3.82 peso% (Tabela 1) e ocorre como inclusões no plagioclásio (Fig. 3b) ou na matriz. A hornblenda verde tem virtualmente nenhum Ti (Tabela 1) e ocorre na matriz e em simpletético com o plagioclásio (Fig. 3c). O clinopiroxênio relies na matriz são os diopsídios, com XMg = 0.63.

Figura 2: Fotografias mostrando o campo de ocorrência da granada anfibolítica em contato tectônico com o marmóre impuro no embasamento metamórfico Pré-Cambriano em Fengyang próximo a Bengbu (a) e o xenólito da granada anfibólio nos pórfiros dioriticos do Mesozóico em Jiagou (b).

A amostra 07JG12 consiste de granada, plagioclásio, hornblenda, rutilo e quartzo com pouco clinopiroxênio. Os cristais de granada, acima de alguns mm em tamanho, estão homogêneos na composição e são soluções sólida grossular de almandina-piropo (XMg = 0.28; XCa = 0.19; XMn = 0.02). O plagioclásio ocorre como inclusões nas granadas (An = 42 mol.%) (Fig. 3d), nos simpletitos junto ao clinopiroxênio e/ou a hornblenda (An = 2332 mol.%) e na matriz (An = 37 mol.%) (Fig. 3d-e). A maioria do rutilo é recolocado pela ilmenita e o clinopiroxênio é recolocado por estruturas simpletitas consistindo de hornblenda e plagioclásio (Fig. 3d,e). A amostra 07JG14 consiste de granada, plagioclásio, hornblenda, clinopiroxênio quartzo, rutilo, titanita e pouca clorita (Fig. 3f-i). O clinopiroxênio é o diopsídio e ocorre como inclusões nas granadas e a titanita junto com o rutilo e quartzo (Fig. 3g,i) ou nas associações simpletéticas com o plagioclásio (Fig. 3f). O diopsídio está localmente recolocado pela clorita (Fig. 3f). O diopsídio incluso na granada contém elevadas quantidades de Na (acima de 0.09 p.f.u.) quando comparado com o diopsídio nos simpletéticos (Tabela 1). Localmente, o clinopiroxênio incluindo o rutilo e a hornblenda injetados está bordeado pela hornblenda retrógrada (Fig. 3g). A granada está tipicamente caracterizada pelas exsoluções de rutilo do tipo injeções orientadas (Fig. 3g-i) e é similar em comparação com a granada da amostra 07JG12, com um aumento no XCa em direção a borda de 0.18 para 0.23. O plagioclásio ocorre principalmente na matriz ou nos simpletéticos (Fig. 3f). Alguns grãos discreto de rutilo são recolados parcialmente pela titanita (Fig. 3h). O anfibólio em amostras diferentes é classificado de acordo com Leake et al.,(1997). A hornblenda marrom é a pargasita para ferropargasita enquanto a hornblenda verde é a magnesio-hastingsita ou edenita, e contém elevadas e baixas quantidades de de TiO2, respectivamente (Fig. 3; Tabela 1). Isto sugere que os dois anfibólios

formados sob o granulito de altas pressões (AP) e fácies anfibolitos, respectivamente, devido ao fato deles terem demostrado que o Ti aumenta com o grau de metamorfismo (Raase, 1974; Pattison, 2003). Esta diferença é também mantida pela evidência textural com a hornblenda verde ocorrendo em simpletéticos retrógado e a hornblenda marrom como inclusões. A amostra 07FY01 contém relativamente mais hornblenda enriquecida em Ti no que diz respeito as amostras 07JG12 e 07JG14, provávelmente como resultado de diferentes composições bulk.

Figura 3:Fotomicrografia dos metabasitos de Bengbu e Jiagou na margem oriental do Cráton da China do Norte. (a) O rutilo (bordeado pela titanita) + granada + plagioclásio + hornblenda, amostra 07FY0; (b) Hornblenda marrom-escuro rica em Ti no plagiocásio e hornblenda verde na matriz, amostra 07FY01; (c) Diopsídio e simplétito da hornblenda + plagioclásio, amostra 07FY01; (d) Inclusões de plagioclásio na granada, amostra 07JG12; (e) Ilmenita depois rutilo e simplétito de diopsídio + plagioclásio + quartzo + hornblenda, amostra 07JG12; (f) Imagem de elétron de dispersão escura (BSE) mostrando o diopsídio + plagioclásio simplétito; o diopsídio é parcialmente reposto pela clorita, amostra 07JG14; (g) O diopsídio (recolocado parcialmente pela hornblenda nas suas bordas) + inclusões de rutilo na granada, amostra 07JG14; (h) Inclusões de rutilo na titanita; (i) Inclusões de diopsídio + quartzo na granada, amostra 07JG14. Tabela 1:Análise de microsonda de elétron dos minerais representativos dos metabasitos na margem oriental do Cráton da China do Norte.

Nota: m, matriz; i, inclusão em granda; Si, simplétito. Estequiometria granada/piroxênio e a quantidade de Fe3+ e Fe2+ foram estimado na base de oito/quatro cátions e o contraste de carga balanceada: O contéudo de Fe3+ no anfibólio foi calculado como Si + Al + Ti + Mg + Fe + Mn – 13 para o O – 23.

Na sua totalidade, todas as amostras investigadas mostram um consistente pico na assembléia de granada, clinopiroxênio, hornblenda, plagioclásio e quartzo com o acessório rutilo, o qual é indicativo de AP (c.1.1 GPa) do metamorfismo da fácie granulito (Rogers, 1977). Em adição, essas rochas são caracterizadas pela ausência das fases aluminosas tais como a cianita e silimanita, sugerindo que os protólitos foram preferencialmente ígneo ou de origem sedimentar (Dessai et al., 2004). Baseado nas observações microetruturais e nas relações mineralógicas mencionadas acima, pelo menos três gerações de assembléias minerais podem ser discernidas: (i) granada + plagioclásio + clinopiroxênio + quartzo + rutilo ± hornblenda rica em Ti; (ii) plagioclásio + hornblenda verde + ilmenita + titanira; (iii) clorita + calcita + magnesita. Essas assembléias são representantes do granulito AP, metamorfismo de fácie xisto verde e anfibolito; respectivamente. Contudo, parece ser muito parecido que em todas as amostras o ápice das condições metamórficas fossem na fácie granulito AP. Preliminarmente, o dado termobarométrico e a assembléia mineral descrita acima sugere as condições P-T de 667-856°C e 1.01.2 GPa para o estágio metamórfico da fácie granulito (Tabela 2). Devido quase todos os granulitos apresentarem evidência para o recomeço do raio Fe-Mg devido ao lento resfriameno (Frost & Chacko, 1989), essas condições devem ser consideradas como temperaturas mínimas para esse estágio metamórfico (Davis et al., 2003), especialmente para a amostra 07FY01, o qual pode ter experimentado uma lenta exumação (ver a seguir). Em adição, as amostras 07FY01 e 07JG12 dão temperatura similar (801-856°C), mas a

amostra 07JG14 define uma temperatura baixa de 667°C em 1.0 GPa durante o estágio da fácie granulito em AP (Tabela 2), provávelmente apontando para os seus vários graus de re-equilíbrio ou difusão intracristalina nos minerais durante os eventos metamórfico ou tectotermais posteriores. A estimação detalhada das condições de P-T para os diferentes estágios metamórficos está além do objetivo desse artigo, e será discutido em papers separados. Tabela 2:Estimativa preliminar de P-T das amostras 07JG14, 07JG12 e 07FY01 da margem oriental do CCN.

Nota: K, Krogh (1988); RG, Raheim & Green (1974); EG, Elis & Green (1979); Z, Zack et al., (2004); W, Watson et al., (2006). * Referência a pressão para o cálculo da temperature. ** As pressões da fácie granulito em AP estão inferidas a partir do conteúdo de Al no anfibólio (Schmidt, 1992), através desses valores deve ser tomado com cuidado, eles também são suportados pela pressão inferida (~1.1GPa) da assembléia mineral no texto. *** Calculado usando o Termoescala, na opção “todas as reações entre os membros terminais”. O seguintes membros terminais têm sido considerado: Prp, Grs, Alm, Di, Hd, Cats (piroxênio Ca-Tschermark), An, Qtz. Cinco reações envolvendo esses membros terminais têm sido calculado. Uma intersecção estável entre essas reações ocorre em 625 ± 108°C e 0.92 ± 0.21GPa.

Métodos Analíticos O zircão foi separado em aproximadamente 1-5 kg de cada amostra através do trituramento ou sieving, seguido pela separação magnética e de líquido pesados e coleta manual através de binoculares. Aproximadamente, 200 grãos de zircões para cada amostra 07FY01 e 07JG12 e 16 grãos da amostra 07JG14 foram montados em epoxy, junto com o padrão zircão U-Pb em TEM (417 Ma) (Black et al., 2003). A quantidade foi

então polida até que todos os grãos de zircão fossem cortados aproximadamente na metade. O padrões internos de zoneamento dos cristais foram observdos pela imagem em CL no Centro SHRIMP em Beijing, na Acadêmia Chinesa de Ciências Geológicas (ACCG). O zircão foi datado usando o SHRIMP II no Centro SHRIMP em Beijing. Incertezas nas idades são citadas em 95% de nível de confiança (2σ). Um tamanho de spot em aproximadamente 30 μm foi usado. Comuns correções de Pb foram feitas usando a medida de 204Pb. As análises em SHRIMP seguidas de dos procedimentos descritos por Williams (1998). Tanto a fotomicrografia óptica e as imagens CL foram consideradas como guia para selecionar os spots de datação do U-Pb. Cinco imageadores através das estações de massa foram feitos para cada determinação. Os padrões usado foram SL13, com uma idade de 572 Ma e o conteúdo de U em 238 ppm e TEM, com uma idade de idade 417 Ma (Williams, 1998; Black et al., 2003). Os dados do isótopo de U-Pb foram tratados seguindo Compston et al., (1992) com o programa ISOPLOT de Ludwig (2001). A medição do padrão em zircão no TEMORA 1 produziu a pesada idade do 206Pb/238U de 417 ± 2 Ma (MSWD = 2,3, n = 30), o qual está em boa concordância com a diluição de isótopo-espectrometria de massa de iozinação termal (ID-TIMS) idades de 416.75 ± 0.24 Ma (Black et al., 2003). As inclusões mineralógicas no zircão foram identificadas usando espectrometria e/ou um analisador de microsonda de elétron (EMPA). O espctro Micro-Rama foi adquirido no Departamento de Mineralogia e Ciências Petrológicas (Universidade de Torino, Itália) usando o sistema Raman micro/macro integrado Horiba Jobin Yvon HR800; um estado sólido polarizado Nd 80 mW operando em laser a 532.11 nM foi usado como fonte de excitação. A calibração correta do instrumento foi verificada pela checagem da posição da banda Si em ± 520.7 cm-1. O espectro foi adquirido usando uma objetiva de 100x, resultando através da emulsão laser do tamanho na amostra numa ordem de 2 μm. Ainda assim, os minerais foram analisados com uma Cambridge Stereocan 360 SEM equipado com um EDS Energy 200 e um detector Pentafet (Instrumentos Oxford) no Departamento de Mineralogia e Ciências Petrológicas, na Universidade de Torino, Itália (condições de

operação: 50 s na contagem do tempo, 15 kV na aceleração da voltagem, 2 μm no tamanho spot). As imagens representativas do CL para as amostras estudadas estão presente na Fi. 4. As comparações das inclusões dos minerais representativos no zircão são reportadas na Tabela 3. Os dados de U-Pb para a datação do zircão são listadas nas Tabelas 4 – 6. Resultados Imageamento Catodoluminescência inclusões minerais no zircão.

(CL)

e

A datação SHRIMP in situ combinada com a informação CL e as inclusões minerais para a seleção de localizações específicas no cristal, é um das mais poderosas técnicas para desvendar a complexidade das histórias dos grãos individuais de zircão ocorridos em polifases das rochas metamórficas (e.g. Vavra et al., 1996; Gebauer et al., 1997; Hermann et al., 2001; Liu et al., 2004, 2007a,b). Embora as inclusões minerais no zircão, especialmente a partir das rochas crustais inferiores ou nos xenólitos profundamente assentados, são raros, eles podem ser ocasionalmente encontrados e fornecer uma ligação direta entre a formação do zircão e o metamorfismo (e.g. Gebauer et al., 1997; Hermann et al., 2001; Liu et al., 2007a). A amostra 07FY01 contem uma clara abundância comparativa, grãos grossos (comumente 150 – 250 μm) e grãos de zircão rodeados. As imagens CL de grãos polidos revelam uma população de zircão homogênea caracterizada pela aproximidade espectral para uma morfologia multifacetada e setor interno para um zoneameno fir-três, indicativo da origem do metamorfismo da fácie granulito (e.g. Vavra et al., 1999; Pidgeon et al., 2000; Rubatto et al., 2001; Schmtz & Bowring, 2003). Tais zircões não apresentam qualquer núcleo ígneo, mas às vezes apresentam bordas muito finas que são escuras na imagem CL (Fig. 4 a-c): eles contêm inclusões de rutilo, apatita e clinopiroxênio (Fig. 4 a-c; Tabela 3), posterior em comparação ao Cpx na rocha hospedeira, sugerindo assim uma origem de fácie granulito em AP. Na base das imagens CL e inclusões minerais, os domínios borda-manto-núcleo têm sido claramente reconhecido no zircão das amostras 07JG12 e 07JG14 (Fig. 3d-l). A maioria dos núcleos exibem um oscilatório zoneamento de crescimento, o qual é tipicamente um zircão ígneo (e.g. Hanchar

& Rudnick, 1995; Gebauer et al., 1997; Corfu et al., 2003). Contudo, alguns núcleos estão truncados, embassados ou com formas irregulares (Fig. 4 d,e), sugerindo que eles foram parcialmente ou totalmente reabsorvidos, provavelmente na presença de um fluído (e.g. Ayres et al., 2002; Corfu et al.,2003). O domínio do manto contém granada, clinopiroxênio, plagioclásio, hornblenda, quartzo e biotita rica em Ti (TiO2 acima de 4.79 peso%), inclusões (Fig. 4 d,f,h; Tabela 3), sugerindo uma assembléia de fácie granulito de AP livre de Opx (e.g. Indares, 2003; Pattison, 2003). As bordas estão usualmente finas e não contem inclusões minerais. A maioria dos zircões das três amostras estudadas apresentam um manto e uma borda fina, e preservam os núcleos ígneos relic. A ocorrência das inclusões de granada, clinopiroxênio, plagioclásio, hornblenda, quartzo e rutilo nos domínios do manto zircão sugere que eles foram formados nas condições fácie granulito em AP.

Figura 4: Imagens de catodoluminescência (CL) (a-g, i-l) e as imagens em elétron em scattered escuro (BSE) (h) para o zircão na amostra 07FY01 (ac), 07JG14 (i-l). O zircão (h) é uma parte enlarguecida do (g). Os círculos aberto são análises spot com as idades disponíveis para o 206Pb/238U. Tabela 3: Análises de microsonda elétron de minerais representativos do zircão da granada anfibolitos na margem oriental do Cráton da China do Norte.

Nota: Zir-M representa o domínio do manto pela zircão. Estequiometria da granada/piroxênio e a quantidade de Fe3+ e Fe2+ foram estimado baseados nos cátios oito/cátion e o contraste de carga balanceada: o conteúdo de ferro férrico no anfibólio foi calculado como Si + Al + Ti + Mg + Fe + Mn – 13 para o O – 23. * Denota o conteúdo de ZrO2. ** Representa todo o Fe.

Datação U-Pb para o zircão no SHRIMP Dezenove análises em 16 grãos de zircão da amostra 07FY01 produziram uma distribuição de idade monomodal com uma média de peso do 206 Pb/238U idade de 1839 ± 31 Ma com o MSWD de 1.2 (Tabela 4; Fig. 5a). Os elevados raios do Th/U (0.1 – 0.4) dos mantos de zircão metamórfico está mais atribuído para a sua origem metamórfica da fácie granulito, devido a está bem documentada que o zircão granulítico que tem elevados raios de Th/U (e.g. Vavra et al., 1999; Pidgeon et al., 2000; Liu et al., 2007a), em contraste ao zicão metamórfico UHP. Uma origem granulítica para cada zircão é mantida pela assembléia de inclusão do rutilo + clinopiroxênio e pelo zoneamento por zetor para firtrês documentado pelo imageamento CL, junto com as suas formas esféricas (e.g. Vavra et al., 1999; Pidgeon et al., 2000) (Fig. 4a-c). Contudo, a idade de 1839 ± 31 Ma representa a melhor estimativa para o evento metamórfico da fácie granulito em AP na amostra 07FY01. Dezoito análises spot de U-Pb foram feita em 15 grãos de zircão da amostra 07JG12 (Tabela 5; Fig. 5b). As 18 análises tando dos núcleos ígneos (7 spots) e domínio do manto metamórfico de fácie granulito (11 spots) definem uma linha de discordia com uma interseção de idade superior de 2416 ± 160 Ma e uma interseção de idade inferior de 1834 ± 80 Ma (MSWD = 11.3), correspondente a uma cristalização primária do Neo-Arqueano e um posterior metamorfismo no Paleo-Proterozóico, respectivamente (Fig. 5b). As 11 análises do domínio do manto em zircão registram limites de idades concordantes do 206Pb/238U de 1783 para 1837 Ma com um peso médio na idade de 1800 ±

15 Ma (MSWD = 2.3), consistente com a interseção da idade inferior de 1834 ± 80 Ma dentro do erro. Em adição, as inclusões minerais da fácie granulito tais como a granada, clinopiroxênio e plagioclásio (Fig. 4d,g,h) foram encontrados no domínio do manto. Contudo, a idade de 1800 ± 15 Ma deve registrar o momento do metamorfismo de fácie granulito. As bordas dos grãos de zircão da amostra 07JG12 são muito finas (geralmente < 10 μm) (e.g. Fig.4d-g) para serem analisadas pelo SHRIMP II. Embora os grãos de zircão coletados da amostra 07JG14 não sejam numerosos, três diferentes populações texturais de zircão podem ser facilmente discernidas pela média da imagem integrada em CL, i.e. núcleo, manto e borda, cada um com o registro discreto das idades (Figs 4 & 5c). Um total de 14 análises spot do U-Pb foram feitas em oito grãos de zircão da amostra 07JG14 (Tabela 6; Fig. 5c). As 14 análises dos núcleos de zircão magmático e domínio das bordas definem uma linha de discordia com a interseção da idade superior de 2324 ± 190 Ma e com a interseção da idade inferior em 1753 ± 180 Ma (MSWD = 3.3): a formação é consistente com a idade concordante de 2563 ± 31 Ma dada pelos núcleos ígneos dentro do erro, correspondendo a cristalização primária do NeoArqueano; o posterior é consistente com o metamorfismo Paleo-Proterozóico (Fig. 5c). Três análises dos domínios do manto do zircão registram 206 Pb/238U de idades concordantes com a idade do peso médio de 1811 ± 19 Ma (MSWD = 2.1), o qual está em acordo com a interseção da idade inferior de 1753 ± 13 Ma definifo por um domínio da manto em zircão, com elevados raios de Th/U de 0.82 podem representar um evento tectotermal ou um evento posterior de perda em Pb. A maioria dos domínios das bordas eram muito finas para serem analisadas; apenas uma borda tinha sido datada, apresentando uma idade concordante para o 206 Pb/238U de176 ± 2 Ma com um raio inferior de Th/U de 0.02, provávelmente sugerindo um reimpressão do metamorfismo posterior. Em sumário, a zircão das três amostras datadas exibem claramente os padrões bordamanto-núcleo evidenciado pelas imagens em CL e pela distribuição das inclusões minerais. Todo os domínios do manto do zircão das três amostras analisadas define as idades concordantes do 206 Pb/238U dentro da incerteza analítica, i.e. 1839 ± 31, 1800 ± 15 e 1811 ± 19 Ma, respectivamente. As idades reprentantes c. 1.8 Ga do metamorfismo de fácie granulito em AP, baseado no contraste das

assembléias de inclusões minerais robustas (granada + clinopiroxênio + rutilo + plagioclásio + quartzo ± hornblenda). Em adição, o núcleo do zircão preservados nas amostras 07JG12 e 07JG14 registram uma idade de 2.5 – 2.4 Ga, a qual está consistente com a idade dominante do embasamento Arqueano do CCN (e.g. Zhai et al., 2000; Zhao et al., 2000, 2001b; Kusky & Li, 2003; Zhai & Liu, 2003; Gao et al., 2004; Guo et al., 2005; Kröner et al., 2006 e referências posteriores) e assim representa a idade do protólito. A idade de 176 ± 2 Ma registra na borda do zircão livre de inclusão com um raio inferior de Th/U (0.02 da amostra 07JG14) deve ser o registro do evento metamórfico da fácie anfibolito Jurássico. Contudo, nenhuma evidência obtida de um evento de fácie eclogito do Triássico como documentado nos xenólitos de eclogitos da mesma área, o qual deu uma idade metamórfica de c. 220 Ma (Xu et al., 2002, 2006). Dessa maneira, e mais importante, o dado geocronológico obtido obtido combinado com as observações petrológicas preliminares sugere que as amostras estudadas preservam o mesmo registro geocronológico e exibem um processo evolucional metamórfico similar, embora diferentes amostras tenham diferentes ocorrências, especialmente, a amostra 07FY01 que se tornou exposta no embasamento metamórfico do Pré-Cambriano e ocorre como lentes tectônicas nos mármores (Fig. 2), provávelmente indicando ambas as diferentes histórias evolucionárias como mencionado acima.

Nota: Pbc e Pb* indicam as porções comum e radiogênica, respectivamente. Pb*, corrigido para o comum 204 Pb* usando o medido 204Pb, todos os erros são de 1σ; me, zircão metamórfic; ma, zircão magmático; c, núcleo; m, manto.

Tabela 4: Dado do U-Pb do zircão no SHRIMP para a granada anfibolita (da amostra 07FY01)

Nota: Pbc e Pb* indicam as porções comum e radiogênica, respectivamente. Pb*, corrigido para o comum 204 Pb* usando o medido 204Pb, todos os erros são de 1σ; me, zircão metamórfic; m, manto. Tabela 5: Dado do U-Pb do zircão no SHRIMP para a granada anfibolita (da amostra 07JG12)

Figura 5: Datação de U-PB no SHRIMP do zircão para a granada anfibolita de Bengbu (amostra 07FY01) (a) e Jiagou (amostras 07JG12 & 07JG14) (b e c). Tabela 6: Dado do U-Pb do zircão no SHRIMP para a granada anfibolita (da amostra 07JG14)

Nota: Pbc e Pb* indicam as porções comum e radiogênica, respectivamente. Pb*, corrigido para o comum 204 Pb* usando o medido 204Pb, todos os erros são de 1σ; me, zircão metamórfic; ma, zircão magmático; c, núcleo; m, manto.

Discussão e Conclusões Na China c. 1900 – 1800 Ma o evento tectono-metamórfico é geralmente nomeado como Movimento Lüliang or Zhongtiao. Este evento foi seguido em 1800 – 1650 Ma pela formação de sucessivos riftes vulcano-sedimentar, magmatismo anorogênico com intrusões anortositos-rapakivi, e o empacotamento de enxames de diques máficos (ef. Zhai & Liu, 2003 para uma discussão mais detalhada). Alguns pesquisadores (e.g. Zhao et al., 2000, 2001a,b) consideram que o metamorfismo em 1900 – 1800 Ma e o rifteamento de 1800 – 1650 Ma como representantes, respectivamente, de um evento colisional continetal e um evento extensional subsequente dentro do cráton. Outros autores sugerem que o metamorfismo e rifteamento estão possivelmente relacionados a um único evento tectônico causado pelo soerguimento do manto Mesoproterozóico e quebra do supercontinente (Zhai et al., 2000; Zhai & Liu, 2003). Em adição, a evidência para um posterior evento tectotermal do Paleoproterozóico é comum nas rochas do NeoArqueano através de todo o Cráton da China do Norte, e não confinado ao Cinturão Orogênico Central ( e.g. Li et al.,1997; Zhou et al., 2004; Hou et al., 2006), sugerindo dessa forma que o metamorfismo pode não está aproximadamente relacionado a construção do Cinturão Orogênico da Central (Zhai & Liu, 2003; ef. Hou et al., 2008b para uma revisão). O enxame de diques máficos de uma posterior Paleoproterozóico (1.84 – 1.77 Ga) estão muito difundidos no CCN, ocorrendo no Bloco Ocidental e Zona Orogênica Central (Província de Shanxi) bem como no Bloco Oriental (Pronvíncia de Shandong) (e.g. Zhai et al., 2000; Hou et al., 2008a,b; Peng et al., 2008; e referências therein). De acordo com Hou et al., (2006, 2008a), esses enxames de diques máficos estão relacionados ao rifteamento do aulocógeno. Numa ampla visão, os

enxames de diques máficos e o riftemento por completo da CNN poderia representar um importante evento extensional em resposta ao rompimento do supercontinente Columbia do Paleoproterozóico posterior (e.g. Zhai & Liu, 2003; Hou et al., 2006). Assim, o evento de c. 1800 Ma está mais relacionado com o soerguimento do manto e subida crustal, como previsto anteriormente por Zhai et al., (2000). O soerguimento do manto provém de uma fonte de calor em grande escala e resulta no espessamento crustal pela acreção do magma basáltico para uma maior difusão do desenvolvimento do metamorfismo de fácie granulito em AP na crosta inferior. Extensões coeval e rifteamento em sua grande maioria iniciaram o processo de underplating magmático e o metamorfismo da crustal inferior (e.g. Davis, 1997; Zheng et al., 2003; Liu et al., 2007a; Zhai et al., 2007). É claro que, tais modelos carecem de uma verificação posterior através de outros estudos tais como os elementos traços e a geoquímica dos isótopos. Os dados geocronológicos combinados com a petrologia preliminar promovem neste paper o suporte para o cenário no qual a crosta inferior na margem oriental do CCN formado em 2.5 – 2.4 Ga e submentida a um metamorfismo de fácie granulito em AP de 1.8 Ga. As rochas metamórficas estudadas podem ter experimentado uma nova passagem retrógada da fácie anfibolito há 176 ± 2 Ma. Contudo, mais dados são necessários no sentido de: (i) melhor construção desta idade com métodos adicionais tais como a datação Sm-Nd e Rb-Sr, e (ii) melhor compreensão da evolução metamórfica das amostras estudadas. Embora Xu et al. (2002) reportaram raros xenólitos eclogitos do Triássico na área de XuzhouSuzhou (e.g. Jiagou e Liguo) (Fig. 1), nenhuma das assémbleias de fácie eclogito foram encontradas nas amostras investigadas. A necessidade das assémbleias de fácie eclogito pode ser explicada de duas maneiras: (i) as amostras estudadas neste paper não passaram pelo metamorfismo de fácie eclogito no Triássico; (ii) a paragênese de fácie eclogito, consiste de granada, onfacita e provávelmente pouco fengito, foi perdido principalmente durante a repassagem de uma posterior fácie anfibolito, ou as rochas passaram pelo metamorfismo de facie eclogito mas não resultou em um novo crescimento do zircão devido a ausência de fluídos no Triássico. Obviamente, a segunda possibilidade parece estar descartada,

porque esta interpretação é inconsistente com as mútiplas linhas de evidência. As rochas investigadas contém assémbleia de fácie granulito, e o metamorfismo de fácie granulito é datado em c. 1.8 Ga; se o metamorfismo de facie eclogito ocorreu em c. 220 Ma (Xu et al., 2002, 2006), que a maioria parece que teria apagado a assémbleia de facie granulito. Também, nenhuma idade do Triássico e assembleias de facie granulito são registradas nos grãos de zircão das amostras. Assim, não parece que qualquer zircão em c. 220 Ma sob as condições de facie eclogito seria preferencialmente rabsorvido/recristalizado durante uma posterior repassagem da facie anfibolito, deixando os domínios de zircão do manto do Paleoproterozóico. O que dizer disto, que as amostras do embasamento e os xenólitos não passaram pelo metamorfismo de facies eclogito. Neste contexto, a observação de que algumas rochas máficas de AP na margem ocidental do CCN experimentaram o metamorfismo de facie eclogito enquanto que as rochas deste estudo não passaram por este processo, deve ser por causa as porções mais profunda da crosta máfica inferior experimentaram as condições de facie eclogito e a maioria delas foram delimitadas no Triássico e encontradas dentro do manto (e.g. Gao et al., 2004). Contudo, está mais para que as rochas máficas crustais inferior de facie eclogito afundassem e entrassem num novo ciclo dentro do manto, resultando na formação de rochas adacíticas de elevados Mg do Mesozóico (e.g. Gou et al., 2004; Xu et al., 2006), e somente poucas foram preservados e expostas a superfície na área. Embora, uma possível dica a favor da segunda hipotése é encontrada na granda. Em geral, a granada pode preservar os núcleos e as bordas formado durante diferentes ciclos orogênicos, assim provendo uma poderosa ferramenta na integração do estudo dos cinturões orogênciso polimetamórficos, como para os Alpes (Rolfo et al., 2004) e o Himalaia (Argles et al., 1999). As bordas finas com elevados teores de XCa e XFe ao redor da granada tem sido descrito no fengito-anfibólio eclogito de Dora-Maira Massif, no Alpes Ocidental (Groppo et al., 2007a) e interpretado como o produto de rações descontínuas envolvendo a desestabilidade dos minerais eclogitícos (amfacito, granada e fengito) a favor de uma nova assembleia retrogada (anfibólio, granada rica em Ca nas bordas e omfacito pobre em Jd nas bordas). As bordas ricas em Ca dos grandes minerais de granada na amostra 07JG14, ocasionalmente alinharam-se com as

pequenas quantidades de quartzo e rutilo, e pode ser interpretado de maneira similar. O omfacito eclogítico não é preservado, provavelmente está sendo reposto por finos grãos simplétitos de clinopiroxênio (diopsídio) + plagioclásio (Fig. 3f). A textura simplétita do clinopiroxênio + plagioclásio tem sido reportada na literatua a partir de inúmeros eclogitos retrogados e granulitos de AP, e existe um conseso geral de que eles indicam o recolocamento do omfacito pelo plagioclásio e clinopiroxênio durante a descompressão (e.g. Smelov & Beryozkin, 1993; Möller, 1998; Lombardo & Rolfo, 2000; Zhao et al., 2000, 2001a; O´Brien & Rötzler, 2003; Groppo et al., 2007b). A ocorrência de estruturas simplétitas nas amostras 07JG12 e 07JG14 não ditam a possibilidade de que alguns dos xenólitos passaram no metamorfismo facie eclogito num posterior Triássico, como sugerido Xu et al., (2002). Neste sentido, alguns xenólitos provavelmente experimentaram o metamorfismo de facie eclogito mas não resultou em um novo crescimento dos hinges do zircão devido a ausência de fluído durante o metamorfismo de AP (e.g. Rubatto et al., 1999; Liermann et al., 2002; Liu et al., 2007a). Contudo, nenhuma das similares texturas retrogadas foram observadas na amostra 07FY01, provavelmente indicando que as rochas metamórficas do embasamento do Precambriano na região de Bengbu tiveram uma diferente histporia de exumação comparada com aquela dos xenólitos na região Xuzhou-Suzhou. Por exemplo, está mais para que os xenólitos fossem trazidos para a superfíce rapidamente, e que a rápida descompressão causou a formação e a preservação dos simplétitos, enquanto que a amostra do embasamento deve ter sido exumada mais lentamente. De qualquer forma, a observação de que algumas rochas máficas de AP na margem ocidental do CCN experimentaram o metamorfismo de facie eclogito do Triássico, como previamente identificado por Xu et al., (2002, 2006), requer adiante mais estudos. É válido salientar de que o embasamento metamórfico e os xenólitos nas áreas de Bengbu e Xuzhou & Suzhou são dominadas pelas assembleias composta por hornblenda, o qual difere da maioria dos outros xenólitos crustal inferior intracratônico que são dominados por assembleias secas de piroxênio-granada (Weber et al., 2002). Isto pode ser descrito nas suas ocorrências próximas a margem da CCN.