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A Escola de Minas de Ouro Preto foi fundada pelo cientista Claude Henri Gorceix e inaugurada em 12 de outubro de 1876.

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Assunto: search.filters.subject.Metamorfismo - geologia

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    Arquitetura e evolução tectono-metamórfica da Saliência do Rio Pardo, Orógeno Araçuaí, MG.
    (2017) Peixoto, Eliza Inez Nunes; Alkmim, Fernando Flecha de; Soares, Antônio Carlos Pedrosa; Alkmim, Fernando Flecha de; Lana, Cristiano de Carvalho; Gonçalves, Leonardo Eustáquio; Reis, Humberto Luis Siqueira; Heilbron, Mônica da Costa Pereira Lavalle
    O Orógeno Araçuaí, localizado no sudeste do Brasil, representa a maior porção do sistema orogênico Brasiliano/Pan-Africano Araçuaí-Congo Ocidental (AWCO), desenvolvido no embainhamento entre os crátons do São Francisco e Congo durante a amalgamação do Gondwana Ocidental. O Orógeno Araçuaí pode ser dividido em duas porções principais: o núcleo cristalino, que abrange as rochas de alto grau metamórfico e graníticas, e um cinturão metamórfico externo, a Faixa Araçuaí. A Faixa Araçuaí descreve ao longo da margem sudeste do Cráton do São Francisco uma grande curvatura antitaxial, isto é, cuja convexidade fica voltada para a região de antepaís, denominada Saliência do Rio Pardo. Embora estudada ao longo de seu segmento externo, na conexão com o Aulacógeno do Paramirim, sua porção interna permanece um dos setores menos investigados do orógeno. No presente estudo, são proporcionadas novas informações sobre a Saliência do Rio Pardo em termos de composição estratigráfica, arcabouço estrutural e condições tectono-metamórficas sob as quais se desenvolveu. Geneticamente, a Saliência do Rio Pardo pode ser vista como uma curva primitiva controlada essencialmente pela Bacia Macaúbas. Circundada por blocos de embasamento arqueanos/paleoproterozoicos, as unidades estratigráficas que a preenchem são, da base para o topo: (i) o Supergrupo Espinhaço (Estateriano ao Toniano), (ii) o Grupo Serra do Inhaúma (Toniano), (iii) o Grupo Macaúbas (formações Nova Aurora e Chapada Acauã, Toniano-Criogeniano), (iv) o Complexo Jequitinhonha (Criogeniano-Ediacarano), e (v) a Formação Salinas (Ediacarano). A Bacia Macaúbas é invertida durante as três fases de deformação colisionais do orógeno, resultando em uma linha de frente orogênica sinuosa e complexa. As fases de deformação D1 e D2 são coaxiais e resultam em uma cunha de dupla vergência, com transporte tectônico em direção ao cráton e em direção às porção internas, bem marcada na região de charneira da saliência. Os traços estruturais desta fase perfazem toda a curvatura, variando de N-S no flanco oeste, em torno de E-W na charneira, e WNE-ESE a NW-SE no flanco leste. A fase D3 materializa o encurtamento final de direção WNW-ESE através de estruturas de direção aproximadamente N-S a NNW-SSE na zona de charneira da saliência. Localmente a interferência entre as fases D1/D2 e D3 gera padrão de redobramento em domo-e-bacia. A fase D4 é representada por estruturas de grande escala, como a Zona de Cisalhamento Chapada Acauã e a Zona de Cisalhamento Tingui, e pela reativação normal-sinistral da Zona de Cisalhamento de Itapebi. Essas estruturas são, de uma forma geral, responsáveis pela justaposição de unidades de níveis crustais diferentes. O estágio colisional (fase D1 e D2) é assistido por um metamorfismo Barroviano, passando pelas zonas da clorita, biotita, granada, estaurolita, cianita e sillimanita, cujo pico é datado entre 560-575 Ma. No estágio póscolisional (fase D4) ocorre um segundo evento metamórfico regional de baixa pressão (do tipo Buchan), cujas assembleias pós-cinemáticas passam pelas zonas da biotita, granada, estaurolita, andaluzita, cordierita e sillimanita, em um evento em c. 525-530 Ma. No flanco leste da saliência, a ocorrência de zonas de alto grau (fácies anfibolito alto a granulito), representadas pela assembleia Crd + Sil + Kf ± Grt ± Bt, possivelmente está relacionada à descompressão em temperaturas elevadas (posterior ao evento metamórfico Barroviano) ou ao metamorfismo pós-colisional de baixa pressão em temperaturas elevadas. Os dados levantados levam à seguinte proposição de evolução tectônica para a Saliência do Rio Pardo. Durante a fase de abertura, o depocentro da Bacia Macaúbas se desenvolve próximo à porção central da saliência. O início do rifteamento é responsável pela deposição do Grupo Serra do Inhaúma na base, sendo seguida pela deposição das porções intermediária e superior do Grupo Macaúbas. No estágio colisional, as fases principais de deformação são responsáveis pela formação de uma cunha de dupla vergência, bem marcada na zona de charneira. Essa dupla vergência é resultante possivelmente da presença de dois anteparos: um deles inclinado representado pelos blocos de embasamento paleoproterozoicos (porção externa do arco) e o outro suave, que seria o arco magmático (porções internas do orógeno). Ao longo da frente orogênica, o transporte tectônico ocorre de maneira centrífuga em direção ao cráton. Neste estágio, em c. 560-575 Ma, a Formação Salinas se deposita e as unidades experimentam metamorfismo Barroviano. O espessamento crustal resulta na fase de colapso extensional, resultando no desenvolvimento das zonas de cisalhamento normais regionais. Esta fase é responsável por afinamento crustal, intrusão de plútons e ascensão das isotermas, que se materializa em um segundo evento metamórfico regional de baixa pressão há c. 530-525 Ma.
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    Modelagem metamórfica e geocronologia de xistos e anfibolitos do grupo Nova Lima, Supergrupo Rio das Velhas, Quadrilátero Ferrífero.
    (2015) Coelho, Viviane Viana; Lana, Cristiano de Carvalho; Queiroga, Gláucia Nascimento
    Para entender a evolução metamórfica da província domos e quilhas do Quadrilátero Ferrífero foi realizado um modelamento metamórfico em granada xistos e granada anfibolitos, rochas supracrustais do Grupo Nova Lima, que encontram-se em contato tectônico com os domos do Bação e Belo Horizonte. Interpretação de dados obtidos através de descrição petrográfica, química mineral e modelagem metamórfica com o uso de pseudosseções P-T permitiram à determinação das condições P-T, a profundidade de soterramento na crosta, o gradiente geotérmico e as trajetórias P-T-t seguida pelas rochas durante o metamorfismo. Estudos petrográficos apontam que as rochas supracrustais apresentam paragêneses compostas por granada + plagioclásio + hornblenda (granada anfibolitos) e granada + plagioclásio + gedrita + biotita (granada xistos) correspondentes a um metamorfismo de fácies anfibolito. Química mineral em granada, dos granada xistos e granada anfibolitos, mostra que os porfiroblastos são ricos em almandina, com conteúdos menores de piropo, grossularita e espessartita. O anfibólio ferromagnesiano dos granada xistos são majoritariamente cristais de gedrita, enquanto que, nos granada anfibolitos corresponde aos membros cummingtonita ou grunerita. Anfibólios cálcicos presentes nos granada anfibolitos foram classificados como: magnésiohornblenda; hornblenda tschermakita; pargasita e ferro-pargasita. A biotita dos granada anfibolitos foi classificada como membro intermediário da série flogopita – annita, enquanto que, a biotita dos granada xistos é mais magnesiana, sendo mais próxima aos membros flogopita e eastonita. Plagioclásio, dos granada xistos e granada anfibolitos, corresponde, principalmente, aos membros oligoclásio e andesina. Condições P-T para o pico metamórfico dos granada xistos indicam pressões entre 8,9 – 11,4kbar e temperaturas entre 662 – 705°C. Para as assembleias retrometamórficas, os valores estão restritos a 595°C – 639°C e 7,9 – 9,5 kbar. As condições P-T para o pico de metamorfismo dos granada anfibolitos são bastante variáveis e estão entre 5,9 – 11,8 kbar e 577°C –750°C. Zircões extraídos de anfibolito e granada xisto forneceram idades de cristalização de 2.744,6 ± 5,7 Ma e 2.761,4 ± 3,5 Ma, respectivamente, confirmando que estas rochas pertencem ao Grupo Nova Lima e teriam sido formadas durante o Evento Rio das Velhas II. Cristais de titanitas e zircões extraídos de granada xisto e granada anfibolito forneceram idades de 2.042 ± 11 Ma, 2.056 ± 5,6 Ma e 2.072 ± 6,7 Ma para o metamorfismo destas rochas, que estão correlacionadas ao final do Ciclo Transamazônico. A partir do modelamento metamórfico dos granada xistos foram construídas duas trajetórias P-T-t, sendo uma horária e outra anti-horária, que, no entanto, mostram descompressão aliada a diminuição da temperatura. Este alívio de pressão foi associado ao evento distensivo, responsável pela exumação dos domos, provavelmente, durante a extensão pós-orogênica ocorrida em aproximadamente 2.095 Ma. As condições P-T encontradas são indicativas de gradiente geotérmico baixo (~ 23°C/km) e profundidades da ordem de 32 km na crosta. O baixo gradiente geotérmico está associado a um ambiente crustal frio e rígido, com reologia semelhante à moderna crosta continental. Desta forma, conclui-se que a evolução da província de Domos e Quilhas do Quadrilátero Ferrífero deu-se a partir dos mecanismos de tectônica de placas, envolvendo colisão, colapso orogênico associados a uma zona de descolamento extensional.
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    Sedimentation, metamorphism and granite generation in a Back-Arc Region : the crustal processes recorded in the Ediacaran Nova Venécia Complex (Araçuaí Orogen, Southeast Brazil).
    (2015) Richter, Fabiana; Lana, Cristiano de Carvalho
    O Complexo migmatítico-graniulítico-granítico Nova Venécia (CNV), localizado no núcleo do Orógeno Araçuaí (OA, 630-480 Ma), sudeste do Brasil, registra processos crustais anatéticos ocorridos no norte da Província Mantiqueira durante a amalgamação Brasiliana-Pan Africana de Gondwana Ocidental. O núcleo do OA compreende abundantes e volumosos granitoides tipo-S e –I (Supersuítes G1 a G5), que são espacialmente e temporalmente associados a eventos metamórficos de alto grau no NVC. Este estudo integra observações de campo, análises de química mineral, petrografia, geocronologia U-Pb LAICP- MS de zircões e monazitas e modelagem termodinâmica, a fim de definir a evolução dos migmatitos-granulitos do CNV, desde sua deposição até o metamorfismo de alto grau, e correlacionar a história metamórfica com os vários episódios de magmatismo granítico (G1-G5). Sete populações compõe a base de dados de zircões detríticos. A gama mais significativa de zircões detríticos concordantes zircão são representados pelas duas populações mais jovens, variando 650-610 Ma. Isso indica que a principal fonte do CNV é provavelmente o Arco Rio Doce, com contribuições menores de fontes contemporâneas ao Arco Rio Negro. Populações mais velhas sugerem proveniência dos primeiros registros do arco Rio Negro e de segmentos do OA relacionados a riftes de idades Criogeniana e Toniana. O período de sedimentação do CNV é limitado entre a idade máxima de sedimentação em ca. 606 Ma e a intrusão dos primeiros granitóides sin-colisionais (ca. 593 Ma), ou seja, durante ca. 13 Ma. Compilação dos dados disponíveis de U-Pb em zircão mostra que a maior parte dos granitoides G1 e G2 se cristalizaram contemporaneamente ao longo de um período de 15 Ma (595-570 Ma, com um pico a 575 Ma), interpretado como o período sin-colisional no OA. O período de pico metamórfico regional no OA é limitado em 575-560 Ma, o que pode ser uma consequência de magma underplating G1 + G2. Petrografia detalhada e análises de química mineral mostram diferentes assembléias de pico metamórfico (regional) que contêm quantidades variáveis de granada, ortopiroxênio e cordierita peritéticos e cordierite retrógrada. Sugerimos que essas diferenças são principalmente devidas a parâmetros de composição dos protólitos, e não devidas a diferentes evoluções de P-T entre as amostras. A química de rocha total neste estudo sugere que os protólitos do CNV eram grauvacas peraluminosas contendo diferentes quantidades de componentes de matriz (isto é, porções pelíticas) e que as rochas de alto-grau do CNV devem ter perdido melt para terem se tornado caracteristicamente restíticas. Isto é corroborado pelo nosso conjunto de dados de zircões detríticos, que mostram diferentes contribuições percentuais entre as 7 populações que compõem as amostras. Além disso, a modelagem termodinâmica indica que todas as amostras modeladas registram um caminho P-T semelhante, desde condições PT de metamorfismo regional de pico a 750-850 ° C e 5300-7500 bares (granulito, profundidades de ~ 25 km) a condições de estabilidade das assembléias preservadas a 640- 800 ° C e 4500-6000 bares (transição entre amfibolito superior a granulito, profundidades de ~ 18 km). Infere-se que o metamorfismo regional de alto grau (575-560 Ma) deve ter afetado ambos os metassedimentos e granitos pré-existentes, corroborado pelo fato de que ambos mostram feições anatéticas datadas em ca. 571 Ma. Os produtos da fusão parcial em todo o OA poderia ser, pelo menos, parte dos granitóides contemporâneos àqueles formados durante os períodos G2 (570-540 Ma) e G3 + G4 (540-525 Ma). O evento térmico póscolisional G5 (520-480 Ma), relacionado ao colapso tectônico do OA, é registrado em metagrauvacas (monazita U-Pb) e em granitos (monazita e zircão U-Pb) entre 507 e 495 Ma. Sugerimos que, a essa altura, as metagrauvacas já haviam sido submetidas a alguma descompressão e arrefecimento, com base em modelagem metamórfica, observações de campo e datação de um dique tardio não deformado que intrude rochas do CNV (518 Ma). Infere-se que o evento termal pós-colisional G5, registrado por abundantes intrusões de granitoides tipo-I em todo o OA, causou um segundo período de metamorfismo de alto-grau a ca. 500 Ma. A principal característica deste evento em rochas metassedimentares é, além das idades U-Pb em monazitas, um overprint parcial de Baixa Pressão-Alta Temperatura em assembléias regionais de pico, gerando cordierita texturalmente tardia e espinélio hercinítico. Em nossas amostras, este registro metamórfico limita-se a auréolas de contato.