Introdução

Os isótopos radiogênicos constituem uma poderosa ferramenta para a compreensão de eventos metamórficos e podem ser aplicados tanto para a definição do período de formação de rochas metamórficas como na caracterização do processo de variações de temperatura ou na identificação de soluções hidrotermais atuantes durante o evento metamórfico (Burchfiel et al., 1992; Brown, 1993; Burg e Ford, 1997). Quando uma rocha é submetida a variações de pressão e temperatura, os processos químicos e físicos promovem modificações em sua composição química e mineralógica, além de mudanças nas estruturas cristalinas do minerais. Estes processos são denominados, de forma geral, de metamorfismo e invariavelmente envolvem um aumento da temperatura que acarreta a recristalização de fases minerais pré-existentes, além da formação de novas fases minerais. Estas mudanças mineralógicas implicam em considerável mobilidade dos constituintes da rocha original (protólito) quase sempre facilitada pela presença de fluídos aquosos e pela difusão de íons (Best, 1982; Vernon, 1983).

O processo metamórfico pode ocorrer em um sistema fechado, onde os minerais recristalizados e os neocristalizados são formados a partir da matéria disponível a partir da composição do protólito. Por outro lado, no caso de um sistema aberto, soluções hidrotermais percolam a rocha original, modificando sua composição de forma a gerar um produto (rocha) com nova composição. Estas modificações ocorrem tanto através da adição de novos elementos como eliminação parcial ou total de outros elementos, provocando geralmente variações também no volume da rocha inicial.

A aplicação de estudos geocronológicos em rochas metamórficas teve seu início nos trabalhos de Compston e Jeffery, (1959) e Fairbain et al. (1961) e o uso de isócronas minerais para a definição de idades de metamorfismo teve um dos primeiros exemplos em Lanphere et al., (1964). Uma importante compilação de métodos geocronológicos aplicados a rochas metamórficas foi realizado por Zeitler, (1989). É de se esperar que os processos metamórficos provoquem profundas modificações nas razões entre os isótopos radioativos e radiogênicos presentes na rocha. Na verdade, mesmo uma pequena variação de 100 a 200^o C pode provocar drásticas variações entre as razões isotópicas dos pares de decaimento radioativo aplicados em geocronologia, mesmo sem refletir necessariamente em mudanças mineralógicas ou texturais das rochas. A aparente sensibilidade dos sistemas isotópicos em rochas aumenta com a temperatura, o que pode estar relacionado ao fato de que as taxas de difusão de íons através dos retículos cristalinos e entre grãos minerais aumentam com a temperatura. Em adição, a energia liberada durante o decaimento radioativo pode provocar quebras nos retículos cristalinos dos minerais, aumentando a taxa de difusão dos íons e conseqüentemente dos isótopos de interesse da geocronologia.

As diferenças de comportamento geoquímico entre o isótopo radioativo e o radiogênico de um par de decaimento são importantes aspectos a serem analisados no estudo de processos metamórficos. Estas diferenças do comportamento geoquímico são resultado de diferentes cargas iônicas e de raios iônicos e resultam em diferentes taxas de difusão. Tais diferenças são mais marcantes nos pares K-Ar, Rb-Sr, U-Pb, Th-Pb e Re-Os e de menor magnitude nos sistemas Sm-Nd e Pb-Pb. De qualquer forma, os isótopos de interesse de ambos os grupos são profundamente afetados por modestos aumentos de temperatura e podem ser aplicados ao estudo de processos metamórficos. É sabido que a sistemática ⁴⁰Ar/³⁹Ar em minerais neoformados pode identificar com precisão eventos de metamorfismo e de cisalhamento e, conseqüentemente, auxiliar no entendimento de eventos como deformações regionais, colisões e acresções laterais. Esta abordagem geocronológica é estratégica para a compreensão da história geológica de regiões multi-orogênicas.

Premissas

Para a aplicação das técnicas de datação por decaimento radioativo em rochas metamórficas, algumas premissas são necessárias (Hanes, 1991). A aplicação de cada um dos métodos radiocronológicos descritos a seguir parte destas premissas e se elas não forem confirmadas, as idades de metamorfismo não podem ser determinadas ou não terão significado geológico. As premissas são:

• As fases minerais do protólito foram isotopicamente equilibradas e apresentavam mesma razões iniciais durante o metamorfismo.
• As fases minerais neoformadas foram equilibradas e apresentavam mesmas razões iniciais dos fluídos metamórficos durante o aumento da temperatura.
• Após o resfriamento o sistema se manteve fechado de forma que não houve perda em ganhos dos isótopos de interesse.
• Se durante o metamorfismo o sistema se manteve fechado, as idades isocrônicas rocha total devem indicar o período de formação da rocha, e não do metamorfismo.
• Isócronas internas (minerais) podem indicar a idade do metamorfismo e a caracterização da idade de fechamento do sistema isotópico em um dado mineral indica a idade em que arocha passou por aquela temperatura.
• O estudo petrográfico das fases minerais recristalizadas e neocristalizadas devem indicam que os grãos destes minerais são perfeitamente separáveis para análises isotópicas.
• Se o sistema se manteve aberto durante o aumento de temperatura, tanto as isócronas rocha total como mineral devem indicar a idade do metamorfismo.

Datação de Eventos Metamórficos

Os estudos dos processos metamórficos tiveram um grande incremento a partir da descrição microscópica e da classificação das rochas metamórficas no final do século XIX (Eskola, 1915). A teoria do equilíbrio entre assembléias minerais começou no início do século XX, porém estudos detalhados sobre as condições de pressão e temperatura onde os minerais foram gerados tiveram seu momento mais importante a partir da década de 1950 através de experimentos laboratoriais (Miyashiro, 1973). A importância dos processos metamórficos para a compreensão dos processos tectônicos veio a acontecer somente nas décadas de 1960 e 1970 (Winkler, 1976, Turner, 1981).

O conceito de Fácies Metamórficas foi inicialmente proposto por Eskola (1915, 1939) e leva em conta a possibilidade de que a temperatura, a pressão e a pressão de H₂O em um processo metamórfico são fatores controlados por condições externas do Complexo Metamórfico. Com a aplicação de determinados valores destas variáveis externas, uma rocha, a partir de uma composição química inicial, apresenta uma assembléia mineralógica definida. Esta paragênese mineral serve como indicadora destas condições externas.

A caracterização de um processo metamórfico se baseia na identificação das variações de parâmetros como temperatura, pressão, mudanças químicas e mineralógicas, presença de água ou de outros fluídos e deformação. A partir destes parâmetros os processos metamórficos podem ser reunidos, para os propósitos deste texto, em 3 principais grupos: regional (que pode incluir o metamorfismo baroviano e metamorfismo de prisma acrescionário, representado pelos xistos azuis); metamorfismo de contato (onde o aumento de temperatura é o principal parâmetro); e dinâmico (onde o processo de deformação e diminuição da granulometria são os fatores mais importantes) (Nockolds et al., 1985; Miyashiro, 1973). Cada um destes 3 tipos de metamorfismo pode ser analisado em termos de variações de temperatura e paragênese mineral para a definição dos métodos geocronológicos mais convenientes para cada caso.

Figura 1. Diagrama temperatura versus pressão com a definição dos limites entre as fácies metamórficas.

Figura 2. Minerais utilizados para datação de eventos metamórficos segundo as fácies metamórficas.

Temperaturas de Bloqueio

 A temperatura e a pressão são os principais parâmetros na caracterização dos processos metamórficos, sendo que a temperatura é o aspecto primordial na aplicação da geocronologia em rochas metamórficas, como foi inicialmente proposto por Jäger et al., (1967) e Jäger (1973) e definidas teoricamente por Dodson, (1973; 1979) e Dodson e McLelland-Brown, (1986). A aplicação das técnicas de datação radiométrica deve levar em conta um amplo conjunto de informações sobre as unidades a serem datadas, o que permite interpretações mais coerentes com a evolução geológica do caso em estudo. Em contrapartida, os dados sobre as idades dos eventos metamórficos fornecem importantes informações à história térmica regional, o que leva alguns pesquisadores de denominar este campo da geocronologia de termocronologia. Uma vez que a difusão de íons através do retículo cristalino de um mineral é dependente da temperatura, a retenção de um dado isótopo de interesse define a temperatura de bloqueio (Dalrymple e Lanphere 1969; Dodson, 1979; McDougall e Harrison, 1988). Esta temperatura de bloqueio é definida para um específico isótopo para um definido mineral. Se o resfriamento a partir da temperatura máxima atingida pelo metamorfismo foi lento, os minerais de alta temperatura de bloqueio terão idades mais antigas. E os minerais com baixas temperaturas de bloqueio terão idades mais jovens durante um mesmo evento metamórfico.

Figura 3. Temperaturas de bloqueios para diferentes minerais e métodos geocronológicos.

Datação de metamorfismo regional progressivo

George Barrow, um geólogo inglês do início do século XIX, foi o principal pesquisador a definir a existências de rochas metamórficas mostrando progressiva zonação de minerais em escala regional. Segundo Barrow (1912) foram definidas as seguintes zonas metamórficas com base nas mudanças mineralógicas em rochas metamórficas sedimentares: (i) zona da clorita (clorita+muscovita); (ii) zona da biotita (biotita, podendo ocorrer em todas as zonas subseqüentes); (iii) zona da granada (almandina); (iv) zona da estaurolita (estaurolita); (v) zona da silimanita (silimanita); zona da cianita (cianita e desaparecimento da silimanita). Eskola (1939) sugeriu ainda a existência de outra zona ou fácies metamórfica representada pela Fácies Granulito. O processo metamórfico gerador deste padrão regional veio a ser demonstrado como resultado da variação de temperaturas crescentes e uma série de zonas com assembléias minerais específicas podem delinear, em cada zona, um intervalo de temperaturas. Adicionado aos parâmetros de P, T e quantidade de H₂O, os produtos de processos metamórficos são caracterizados por uma grande diversidade de minerais também como resultado de várias possibilidades de composições iniciais (dos protólitos).

O metamorfismo regional progressivo é mais expressivo em termos de área do que o metamorfismo de contato e o dinâmico, uma vez que as rochas geradas por processos metamórficos regionais constituem a maioria das rochas crustais e boa parte da crosta oceânica. A textura e estratigrafia destas rochas indicam que o processo de metamorfismo foi intimamente relacionado com os períodos de formação e deformação da crosta geralmente envolvendo aumento de temperatura e deformação.

O ambiente tectônico onde ocorre a formação das rochas por metamorfismo regional tende a ser predominantemente nas margens de placas tectônicas. O metamorfismo regional ocorre principalmente durante as colisões de placas, onde ocorre uma crosta oceânica em subducção sob uma crosta continental, como ocorre hoje no oeste da América do Sul, onde a placa de Nasca está em processo de subducção sob a placa Sulamericana. Um segundo ambiente de colisão de placas pode ser caracterizado pela colisão de duas crostas continentais, ambiente este exemplificado pela cadeia do Himalaias, onde a placa da Índia colide com a placa da Ásia. Um terceiro ambiente de metamorfismo ocorre nas Cadeias Meso-oceânicas, caracterizado também por ser um limite entre placas oceânicas. Neste caso a geração de crosta oceânica é acompanhada pelo metamorfismo resultado da percolação de águas marinhas nas rochas basálticas da crosta oceânica.

Fácies da Zeólita

A primeira Fácies Metamórfica é representada por uma paragênese caracterizada por calcita+pirofilita + quartzo + H₂O. A pirofilita não é um mineral essencial nesta fácies, e em seu lugar pode ser encontrada a caolinita. O ambiente geológico para formar esta paragênese mineral deve estar a cerca de 2-3 km de profundidade máxima e a uma temperatura ao redor de 300-350^oC. Esta Fácies metamórfica é dependente em grande parte pela pressão de CO₂, cuja presença promove a quebra dos silicatos ricos em Ca que resultam em carbonatos, contribuindo para a grande diversidade mineral desta Fácies Metamórfica. A pressão de H₂O também é de grande importância uma vez que o seu aumento promove a formação das zeólitas enriquecidas em Ca como mordenita, estibinita, yugawaralita, wairakita, heulandita, laumontita e analcima. Nesta Fácies Metamórfica a temperatura ainda é muito baixa para formar polimorfos de Al₂SiO₅. Esta fácies metamórfica de baixa temperatura (<350^oC) ocorre em locais onde a compressão por soterramento (até 5 km) e início de aquecimento provoca reações que dão origem à paragênese constituída pela prenita e pumpeleíta. A recristalização usualmente é incompleta nesta Fácies Metamórfica, sendo as rochas originalmente mais finas as mais atingidas pelo crescimento de novos minerais como mordenita, analcima, heulandita, albita e adularia.

Nesta facies metamórfica ainda existem fases minerais com composição isotópica correspondente à rocha anteriormente ao processo metamórfico. As novas fases minerais apresentam composição isotópica que podem ser obtidas para fins de datação radiocronológicas. Porém a baixa recristalização impede a separação destas novas fases minerais e a análise da rocha total resultará quase sempre em composições isotópicas mistas cujos resultados não terão significados geológicos. Exemplos de aplicação de isótopos de K-Ar, Rb-Sr e Sm-Nd (Clauer e Kroner, 1979) entretanto demonstram que é possível se obter resultados radiométricos coerentes com a hostória geológica regional. Neste sentido tem sido reportados resultados de datação conjunta Rb-Sr e Sm-Nd em rochas de baixa grau metamórfico onde os resultados do método Sm-Nd são coerentes com a idade do protólito e a idade Rb-Sr é coerente com o processo metamórfico. Estes resultados indicam que os isótopos de Sm e Nd apresentam menor mobilidade quando comparado com os isótopos de Rb e Sr em ambientes de baixo grau metamórfico.

A utilização dos métodos geocronológicos Rb-Sr e Sm-Nd em rochas desta fácies metamórfica é prejudicada, portanto, pela rehomogeneização incompleta dos isótopos de interesse nas fases minerais pré-existentes e nas fases neoformadas. Por este motivo as datações de rochas metamorfisadas em sistema aberto podem indicar valores intermediários entre a idade de formação e de metamorfismo destas rochas, idades estas sem significado geológico. No caso de um sistema geoquímico fechado, as idades Rb-Sr e Sm-Nd tenderão a indicar a idade do protólito destas rochas.

Em adição, os métodos K-Ar e Ar-Ar também podem ser eficazes no caso de metamorfismo de baixo grau. Reuter e Dallmeyer (1989) demonstraram que a aplicação destes métodos em ardósias e filitos quando os minerais ilita e muscovita podem ser separados. A eficiência desta proposta depende da inexistência de minerais detríticos herdados das fontes dos sedimentos. No caso de minerais detríticos herdados, os autores citados sugerem a concentração de partículas mais finas que 2mm e sua análise pelos métodos K-Ar e Ar-Ar para se obter idades do resfriamento metamorfismo. A aplicação de métodos isocrônicos em análises de minerais detríticos é prejudicada pela falta de um dos pré-requisitos exigidos, qual seja, as amostras devem ter a mesma razão inicial para o par de isótopos utilizado. No caso dos valores de T_DM (idade modelo Sm-Nd) a idade obtida em sedimentos pode ser interpretada como a média das idades das fontes dos fragmentos.

Fácies Xisto-Verde

Uma das características mais marcantes do metamorfismo regional é o desenvolvimento da xistosidade, estrutura pervasiva que caracteriza a completa recristalização da assembléia mineral. O limite inferior desta fácies é definida com o desaparecimento da pumpelita em favor da cristalização do epidoto. O limite superior é alcançado pela repentina aparição do oligoclásio que acompanha ou substitui a albita.

Para os protólitos básicos, a fácies Xisto-Verde apresenta uma paragênese mineral composta por clorita+actinolita+epidoto+albita. A actinolita pode não ocorrer e quartzo pode estar presente. O aumento da pressão pode firmar a paragênese actinolita+clorita+epidoto+stilpnomelano+muscovita, formando as vezes andaluzita. Estas paragêneses minerais características desta facies ocorre não somente a partir de rochas básicas, mas também a partir de rochas sedimentares e rochas quartzo-feldspáticas.

No caso de fácies metamórfica xisto-verde, as temperaturas podem ser baixas (250^oC) de forma que as idades obtidas pelos métodos K-Ar e Ar-Ar podem corresponder a idades próximas do pico do metamorfismo (Hanes, 1991). De qualquer forma muitos pesquisadores têm interpretado as idades K-Ar e Ar-Ar em minerais como muscovita, biotita e andaluzita como de resfriamento do evento tectonotermal (McDougal e Harrison, 1988). O método Rb-Sr na sua aplicação na forma isocrônica apresenta valores equivalentes aos métodos K-Ar e Ar-Ar quando são analisados minerais separadamente.

As temperaturas e pressões atingidas na fácies Xisto-Verde são suficientes para a formação de minerais acessórios muito importantes na geocronologia. É o caso, além dos minerais acima citados, da titanita, rutilo, monazita e alanita, que podem ser utilizados no método U-Pb e cujos resultados têm sido interpretados como idade do pico do metamorfismo em função das temperaturas altas exigidas para a cristalização destes minerais (Bindu et al., 1998; Fraser et al., 1997; Hawkins e Bowring, 1999; Lanziroti e Hanson, 1996).

Figura 3. Rocha xistosa com quartzo, feldspato e mica.

Figura 4. Durante o metamorfismo isótopos radiogênicos podem migrar para fases minerais vizinhas. As análises isotópicas nas fases minerais separadamente podem indicar idade do metamorfismo nos diagramas isocrônicos Rb-Sr e Sm-Nd. Por outro lado, a análises de rocha total pode indicar a idade do protólito.

Figura 5. Diagramas isocrônicos Rb-Sr mostrando a re-homogeneização isotópica nas fases minerais (PI=plagioclásio; R=rocha total; e Bio=biotita).

Facies Glaucofano-Xisto (Xistos-Azuis)

Zonas de subducção são associadas a grandes variações de fluxo de calor originado no interior da Terra. Nestas áreas também ocorrem distúrbios isostáticos particularmente porque as placas oceânicas iniciam sua descida para o interior do manto.

Já as crostas oceânicas esfriam progressivamente quanto mais se distanciam das cadeias meso-oceânicas e normalmente chegam frias nas regiões onde são subductadas. Em contraste, o limite da litosfera acima da zona de subducção inclui uma região de alto fluxo de calor associado a região do arco magmático. A crosta em subducção apresenta baixa taxa de aquecimento comparada com sua rápida taxa de descida ao interior do manto, permanecendo fria mesmo a profundidades consideráveis. Esta característica torna as zonas de subducção ambientes propícios para um metamorfismo de alta pressão e baixa temperatura. Este metamorfismo é responsável pela formação de rochas denominadas de xistos-azuis os quais são diagnósticos da existência de processo de subducção. O primeiro lugar onde os xistos-azuis foram identificados foi no Japão e posteriormente vários outros locais foram reportados registros destas rochas.

O ambiente de geração dos xistos-azuis é caracterizado por baixas temperaturas, da ordem de 200^oC a 500^oC e altas pressões cujas profundidades seriam equivalentes a 20 km a 50 km. Estas condições de P e T são estimativas a partir de estudos das assembléias minerais encontradas nos xistos-azuis. Estas rochas são assim chamadas pela coloração azulada de amostras de escala mesoscópica ou microscópica. Esta coloração é decorrente da presença de anfibólio rico em Na e glaucofano. Estes minerais são pobres em K, sendo pouco recomendável o seu uso para datação pelo método K-Ar e ⁴⁰Ar-³⁹Ar. Porém a ocorrência de biotita é usual, permitindo a sua datação por estes métodos. O método Rb-Sr (e igualmente o Sm-Nd e Pb-Pb) é praticável neste caso, incluindo tanto isócrona rocha total como mineral, onde podem ser utilizados minerais como glaucofano, biotita, jadeíta, além dos minerais majoritários como feldspatos e anfibólios.

Fácies Anfibolito

Os metabasitos nesta fácies apresentam os minerais como albita+epidoto+hornblenda, que são correlacionáveis à zona da granada de Barrow (1912). O anfibólio tende a ser a actinolita em protólitos cálcicos, ou a hornblenda nos protólitos menos cálcicos. O oligoclásio pode substituir a albita, além da adição de quartzo. Almandina pode ocorrer nesta fácies a partir de protólitos como metabasitos e metapelitos, mas não é um mineral essencial na definição desta fácies mas passa a ser importante para a aplicação do método isocrônico Sm-Nd (Mezder et al., 1989 e 1991).

Com o aumento da temperatura, a paragênese da Fácies Anfibolito a partir de protólito metabásico pode apresentar minerais como horblenda e cumingtonita. A cor da hornblenda muda com o aumento da temperatura do verde-azulado para verde-amarronzado. Cumingtonita e piroxênio são mais comuns na fácies Anfibolito alto, acompanhado do plagioclásio (comumente oligoclásio, andesina ou labradorita).

Sendo o protólito metassedimentar o polimorfo Al₂SiO₅ estável é a andaluzita a baixas temperaturas e silimanita em altas temperaturas. Muscovita é estável apenas a baixas temperaturas, porém a biotita pode ocorrer em ampla faixa de temperatura. Ainda podem ocorrer a almandina e a cordierita, sendo ainda possível a microclina a baixa temperatura e o ortoclásio a alta temperatura. Rochas calcáreas podem apresentar wolastonita, grossulária e diopsídio, além da vesuvianita.

No caso de protólitos metassedimentares, o aumento da temperatura e da pressão pode ser indicada (seqüencialmente) pelo zoneamento dos minerais biotita-almandina-estaurolita-cianita-silimanita. Neste sentido na zona da biotita passa a ocorrer a biotita com muscovita, albita e quartzo. Na zona da granada o incremento da temperatura favorece a ocorrência da almandina além de biotita, muscovita, albita e quartzo. Na zona da estaurolita e da cianita e devem ser resultado da reação de minerais como pirofilita e paragonita. As paragênese mais comuns são: estaurolita + almandina + biotita + muscovita + plagioclásio + quartzo e cianita + almandina + biotita + muscovita + plagioclásio + quartzo.

Em terrenos de baixo a médio grau metamórfico (Fácies da Zeólita e do Xisto-Verde) é possível obter valores muito próximos das idades de metamorfismo com a aplicação dos métodos K-Ar e Ar-Ar em minerais que tenham crescido a temperaturas abaixo ou próximo da temperatura de fechamento do Ar em seus retículos cristalinos. Em contraste, os terrenos de alto grau metamórfico (anfibolito alto e granulito) o aquecimento regional pode atingir valores de temperatura maiores (desde ~300^oC a ~600^oC) do que as temperaturas de fechamento dos métodos K-Ar e Ar-Ar (Harrison and McDougall, 1982; Cliff, 1985; Kligfield et al., 1986; McDougall and Harrison, 1999; Muller et al. 1999). Neste caso as idades obtidas corresponderam a idades de resfriamento do metamorfismo.

A principal mineral gerado durante o metamorfismo na Facies Anfibolito é o anfibólio que, apesar de seus baixos valores de K (de 1% a 3%) permite a sua utilização pelos métodos K-Ar e Ar-Ar e tem sua temperatura de bloqueio por volta de 500^oC. Por outro lado, a biotita, também presente nesta fácies metamórfica, tem valores de K mais altos e se adequa perfeitamente na aplicação destes médotos. e tem sua temperatura de bloqueio por volta de 250^oC. Os outros componentes da assembléia mineral da Fácies Anfibolito são aplicáveis nos métodos Rb-Sr e Sm-Nd para a construção de isócronas minerais, cujos resultados podem ser interpretados como idade do metamorfismo.

Estes minerais (como estaurolita, titanita, sillimatita, cianita e granada) têm sido utilizados recentemente através do método Pb-Pb isocrônico (Frei e Kamber, 1995) e pelo método U-Pb (Suzuki e Adachi, 1991; Scott e Stonge, 1995; Zhu et al., 1997a; 1997b). No caso de datação isocrônica Pb-Pb, os grãos de minerais são utilizados em procedimentos laboratoriais onde sofrem reações de dissolução de intensidades crescentes, de forma que são extraídas parcelas diferentes em cada reação. Este processo, denominado lixiviação, pode ser realizado com um mesmo ácido em normalidades diferentes ou através de diferentes ácidos. Os produtos destas diferentes dissoluções resultam em análises individuais e cada resultado é tratado no diagrama isocrônico como uma amostra. Esta técnica de lixiviação exige a purificação do Pb em colunas de troca iônica antes de suas análises por espectrometria de massa e os resultados têm sido interpretados como relativos à idade de metamorfismo responsável pela geração dos minerais analisados.

Finalmente, as temperaturas e pressões atingidas na Fácies Anfibolito permite, sob certas circunstâncias (mineralogia félsica e ação de soluções hidrotermais) na formação de cristais de zircão. Este mineral permite a aplicação do método U-Pb e seus resultados podem ser interpretados como a idade de cristalização do zircão. Além do zircão também podem ser formados minerais como titanita, monazita, alanita e ritilo (Heaman e Parish, 1991), que podem também ser aplicados mo método U-Pb e seus resultados podem ser interpretados de forma semelhante às idades U-Pb em zircão.

Figura 7. Foto de lâmina delgada. Grãos de anfibólio característico da Fácies Anfibolito.

Figura 6. Fotos de lâminas delgadas com sillimatita, estaurolita, cianita e granada.

Fácies Granulito

Na Facies Granulito ocorre um incremento de pressão (profundidade maior que 20 km) e temperatura (acima de 600^oC) de forma que o anfibólio é substituído por ortopiroxênios e clinopiroxênios (Appel, 1998), tendo ainda a presença de granada (almandina ou piropo). A biotita também tende a desaparecer decomposta para piroxênio, apesar de ser possível a coexistência, mesmo na Fácies Granulito, de biotita-anfibólio-piroxênio. Turner (1981) sugere a existência da Fácies Granulito em baixa temperatura, onde a biotita e a horblenda ainda são estáveis e de alta temperatura, onde os dois minerais desapareceriam. Porém a horblenda ainda pode ser estável em rochas sem quartzo livre. Os piroxênios, minerais diagnósticos da facies Granulito, não são aplicáveis pelos métodos geocronológicos, dificultando a datação de eventos metamórficos de alto grau.

A datação de rochas granulíticas pelo método U-Th-Pb tem suas disvantagens no fato de haver a perda de U durante a migração de fluidos durante o processo de desidratação que caracteriza a granulitização. A asída destas soluções tendem a carregar o U que se solubiliza mais facilmente do que os outro elementos de interesse neste método de datação (Whitehouse, 1989).

Por outro lado, pode haver a formação de cristais de zircão nos protólitos de composição félsica, além do sobrecrescimento de zircão ao redor dos cristais deste mineral formados anteriormente ao evento metamórfico (Hopgood et al., 1983). Este hábito zonado permite a datação de zircão pelo método U-Pb através da aplicação da técnicas de microssonda iônica (SHRIMP) ou ICP-MS-LA. Estas técnicas conseguem analisar parte do grão através da volatilização por feixe de elétrons ou laser de uma parte da amostra, de forma a se obter idades separadamente do núcleo mais antigo (idade do protólito) e do sobrecrescimento (idade do metamorfismo). Em adição a aplçicação da técnica SHRIMP em zircões permite a distinção de grãos deste mineral pertencentes ao protólito ígneo dos grãos neoformados durante o metamorfismo através da identificação da razão U/Th (. Neste caso, valores maiores de 0,1 indicam zircões ígneos e valores menores de 0,1 são característicos de zircões meamórficos (Figura 10).

Figura 8. Grão de zircão mostrando sobrecrescimento, sendo que as faces arredondadas do grão indicam seu cresciemeto em ambiente metamórfico. As crateras na superfície do grão são resultado da ação do feixe de elétrons responsável pela volatilização de parte da amostra para posterior análise por espectrometria de massa. As idades obtidas podem ser interpretadas como do período do pico das condições metamórficas (Roberts e Finger, 1997).

Figura 9. Diagrama da concórdia mostrando o resultado da abrasão em grãos de zircão metamórfico onde duas situações são possíveis: na primeira a abrasão do grão de zircão provoca o distanciamento dos pontos plotados da concórdia e na segunda a abrasão provoca a aproximação dos pontos da concórdia.

Figura 10. Diagrama ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb versus Th/U indicando que a composição dos grãos de zircão formados durante o metamorfismo são diferentes da composição dos grãos de zircão do protolito. A razão Th/U també pode ser aplicada para a distinção entre zircões metamórficos e ígneos.

Metamorfismo de contato

O metamorfismo de contato ocorre em áreas restritas da superfície da Terra onde rochas ígneas a altas temperaturas entram em contato com rochas mais frias das crosta, provocando o aumento de temperatura nas rochas encaixantes. O grau de metamorfismo decresce em função do distanciamento do contato com a rocha ígnea, demonstrando que o gerador do metamorfismo é o aquecimento originado na rocha ígnea durante a sua intrusão ou extrusão e pode se estender por um longo período de tempo enquanto o corpo ígneo solidificado emanar energia térmica. Durante o processo de metamorfismo de contato pode ocorrer o re-equilíbrio isotópico das fases minerais presentes na rocha encaixante, de forma que a composição isotópica destas rochas passa a indicar a mesma idade da unidade litológica fornecedora de calor. Em adição, novas fases minerais podem ser formadas e apresentarão, obviamente, a mesma idade da rocha intrusiva ou extrusiva responsável pelo aumento da temperatura.

As rochas encaixantes atingidas pelo metamorfismo de contato podem ser datadas pelo sistema K-Ar e ⁴⁰Ar-³⁹Ar através da utilização de fases potássicas recristalizadas ou neoformadas. Os principais minerais aplicáveis nesta caso são a muscovita, biotita e anfibólio. Os feldspatos não são recomendáveis pela propriedade de perder Ar a baixas temperaturas, uma vez que a temperatura de bloqueio de Ar nestes minerais é de 120^oC.

As idades K-Ar e ⁴⁰Ar-³⁹Ar em biotita, muscovita e anfibólio coletadas próximo do contato com o corpo aquecido tende a ser equivalente a sua idade de resfriamento. A temperatura de um magma basáltico pode ser de 1100^oC e de um magma félsico chega a 900^oC. Estas temperaturas são suficientes para liberar o Ar radiogênico retido nas fases potássicas da rocha encaixante, quando o sistema isotópico é homogeneizado de forma a voltara a reter novamente o Ar no momento em que o resfriamento atingir a temperatura de bloqueio de cada mineral. Como a temperatura ao redor do corpo ígneo aquecido apresenta valores decrescentes, pode-se supor que os minerais de baixa temperatura de bloqueio de Ar como biotita e muscovita serão atingidas pela re-homogeneização uma distância maior do que os minerais de alta temperatura de bloqueio de Ar como o anfibólio. Conseqüentemente, a uma distância tal que a temperatura do metamorfismo de contato não tenha atingido a temperatura de bloqueio destes minerais, eles ainda registrarão a idade do último resfriamento, respectivo a história térmica das rochas encaixantes anteriormente ao reaquecimento.

Os sistemas isotópicos Rb-Sr e Sm-Nd também podem registrar um evento de metamorfismo de contato através do re-equilíbrio isotópico das fases minerais da rocha encaixante durante o aumento da temperatura. Este registro poderá ser obtido através da construção de uma isócrona mineral (Rb-Sr e Sm-Nd) que pode fornecer a idade do metamorfismo. Isócrona rocha total pode fornecer a idade de metamorfismo de contato se o sistema isotópico tenha sido aberto através de percolação de fluídos oriundos do corpo ígneo. Caso o sistema tenha se mantido fechado, as isócronas rocha total tendem a fornecer a idade da rocha encaixante anteriormente ao metamorfismo de contato.

Quando o metamorfismo de contato atinge a facies anfibolito pode ocorrer a formação de granada, abrindo a oportunidade de aplicação do método Sm-Nd isocrônico e que tenderá a indicar a idade de metamorfismo. Com o aumento do grau metamórfico pode haver a formação de grãos de zircão, o que permite a aplicação do método U-Pb e obter a idade de cristalização deste mineral, geralmente ocorrida por volta de 600^oC em eventos metamórficos.

Figura 11. Exemplo de aplicação do método K-Ar para datação de minerais formados por metamorfismo de contato. Quanto maior a distancia da intrusão (stock Eldora), a temperatura diminui, resultando e re-homogeneização isotópica de forma zonada.

Figura 12. Rocha formada por metamorfismo de contato apresentando feldspato potássico, quartzo e anfibólio.

Metamorfismo dinâmico

As rochas formadas por metamorfismo dinâmico também se apresentam de forma restrita da superfície da Terra e estão localizadas junto a grandes falhas e cavalgamentos. Esta característica adicionada a feições texturais das rochas indicam que elas foram formadas pela concentração de deformação próximas às superfícies que separam os blocos que sofreram movimentação relativa. Um importante processo neste metamorfismo dinâmico é a cominuição dos grãos dos minerais constituintes das rochas, denominado de cataclase ou milonitização, dependendo da intensidade com que os grãos são moídos.

A definição de idade de eventos deformacionais é fundamental para compreensão da evolução geológica de orógenos (Wetherill et al., 1968; Gromet e Getty, 1989). Tradicionalmente, a datação de eventos deformacionais tem sido obtida de forma indireta, com relações de campo ou de controle estratigráfico através de conteúdo fossilífero. Idades indiretas também podem ser obtidas através de datações radiométricas de intrusões ígneas relacionadas às deformações. Estas datações indiretas, entretanto, somente são possíveis quando existe clara relação entre deformação, deposição de estratos ou atividade ígnea intrusiva. Em ambientes tectônicos como em posições profundas no interior de orógenos onde as relações entre as unidades litoestratigráficas são complexas ou obscuras devido intensa deformação, as idades absolutas são fundamentais para elucidar a história da formação de cadeias de montanhas (Dallmeyer e Villeneuve, 1987).

O princípio da aplicação de rochas deformadas para finalidade de datação se baseia no fato de que o processo de deformação dúctil pode operar na escala do retículo cristalino (Freer, 1981; Sneeringer et l., 1984; Gromet, 1991). Neste sentido, os deslocamentos observados em escala microscópica podem ocorrer no interior dos minerais a ponto de permitir a recristalização e re-equilíbrio isotópico, mesmo que a temperatura de bloqueio para um dado mineral e um dado sistema isotópico não tenha sido atingido. Novamente estas aplicações se baseiam em um detalhado controle de campo aliado a ferramentas como petrologia, microestrutural e geoquímica.

O transporte de partículas como íons no interior de um mineral pode ocorrer através da difusão e pela reconstituição do retículo cristalino durante metamorfismo dúctil. Muitos mecanismos de deformação que resultam em texturas macroscópicas, também envolvem uma cinemática intra-cristalina, não se limitando a movimentações nas superfícies dos grãos. Uma vez que a mobilidade de um íon no retículo cristalino é controlado principalmente pela sua habilidade de fazer e desfazer ligações, o deslocamento do retículo pode permitir o transporte geoquímico no interior dos grãos dos minerais.

Dois importantes mecanismos de transporte de íons durante processos de deformação são a recristalização por rotação e recristalização por migração. Outros mecanismos como reprecipitação e fluxo cataclástico são dominantes em temperaturas abaixo de 400^oC. Estes mecanismos dependem do tipo de mineral, da temperatura e da taxa de deformação. A recristalização por rotação é um mecanismo de acomodação do quartzo durante metamorfismo regional de variável intensidade, bem como em feldspatos em metamorfismo da fácies xisto-verde a anfibolito. Levando em conta que unidades metamorfisadas nestas fácies constituem mais da metade das rochas crustais, estes mecanismos sub-grãos assumem grande importância no estudo de difusão de isótopos de interesse para a geocronologia aplicada a rochas deformadas.

Figura 13. Efeitos da deformação no retículo cristalino. Segundo Spry, (1983).

Figura 14. A deformação pode provocar dissolução e re-precipitação. Segundo Spry, (1983).

 

Por outro lado, pode-se supor que durante o metamorfismo dinâmico as soluções hidrotermais tendem a percolar os condutos representados pelas estruturas como foliações miloníticas. Estes fluídos podem ter se originado a partir de fontes distantes das rochas em estudo ou terem se originado pela desidratação das rochas deformadas (West e Lux, 1993). O principal mineral formado durante metamorfismo dinâmico com soluções hidrotermais é a sericita e o quartzo. A precipitação da sericita é resultado da percolação de fluídos com alto teor de potássio, o que se torna uma importante ferramenta para a definição de idades de resfriamento do evento metamórfico através da utilização dos métodos K-Ar e Ar-Ar (Chopin and Maluski, 1980; Costa and Makuski, 1988; Goodwin and Renne, 1991; Lee, 1995; Kirschner et al., 1996; Dunlap, 1997; Freeman et al. 1997). Casos descrevendo crescimento de zircão e a sua plicação para datação do evento dinâmico é descrito por Resor et al. (1996).

Como discutido no caso de metamorfismo de contato, para os estudos geocronológicos, se os fluidos são autóctones, o sistema permaneceu fechado e conseqüentemente as idades tenderão a indicar o período da formação do protólito para as isócronas rocha total (Rb-Sr e Sm-Nd) e idade de metamorfismo para isócronas minerais (Rb-Sr e Sm-Nd). Porém, se o sistema foi aberto a fluídos de origem externa, então as idades isocrônicas rocha total e mineral tenderão a registrar a idade do metamorfismo dinâmico para os sistemas K-Ar, Ar-Ar, Rb-Sr, Pb-Pb e Sm-Nd.

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Appel, P. 1998. High-presure facies metamorphism in the Pan-African belt of eastern Tanzania: P-T-t evidence against granulite formation by continent collision. Journal of Metamorphic Geology, 16(4): 491-510.

Barrow, G. 1912 On the geology of lower Dee-side and the southern Highland Border. Proceedings Geologic Association 23:274-290.

Best, M.G. 1982 Igneous and Metamorphic Petrology. W.H. Freeman and Company (New York). 630p.

Vernon, R.H. 1983 Metamorphic Processes-Reactions and Microstructure Development. George Allen & Unwin (Londres). 247p.

Bindu, R.A., Suzuki, K. Yoshida, M. e Santosh, M. 1998. The first report of CHIME monazite age from South Indian granulite terrain. Current Science, 74 (10): 852-858.

Brown, M. 1993. P-T-t evolution of orogenic belts and the causes of regional metamorphism. Journal of the Geological Society of London, 150: 227-241.

Burchfiel, B.C., Cowan, D.S. Davis, G.A. 1992. Tectonic overview of the Cordilleran orogen in the western United States. In: BURCHFIEL, B.C.; LIPMAN, P.W.; ZOBACK,M.L.(Eds) 1992. The Cordilleran orogen; conterminous U.S. Geol. Soc. America, Geology of North America, v.G-3. p.407-479

Burg, J.-P. e Ford, M. 1997. Orogeny through time: an overview. In: BURG, J.-P. & FORD, M.(Eds), 1997, Orogeny through time, Geological Society Special Publication No. 121. p.1-17.

Clauer, N. and Kroner, 1979 Strontium and argon isotopic homogeneization of pelitic sediments during low-grade regional metamorphism: The Pan-African Upper Damara Sequences of northern Namíbia (South West África). Earth and Planetary Science Letters 43:117-131.

Cliff, R.A. 1985 Isotopic dating in metamorphic belts. Journal of the Geological Society, 142:97-110.

Chopin, C. And Maluski, H. 1980 ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of high pressure metamorphic micas from the Gran Paradiso area (western Alps): evidence against the blocking temperature concept. Contribution to Mineralogy and Petrology 74:109-122.

Compston, W. e Jeffery, P.M. 1959 Anomaluous commum strontium in granites. Nature 184:1792-1793.

Costa , S. and Maluski, H. 1988 Use of the ⁴⁰Ar/³⁹Ar stepwise heating method for dating mylonite zones: An example from the St. Batherrlemy Massif. Isotope Geoscience 72:127-144.

Dallmeyer, R.D. and Villeneuve, M. 1987 ⁴⁰Ar/³⁹Ar mineral age record of polyphase tectonothermal evolution in the southern Mauritanide orogen, southeastern Senegal. Geologica Society of America Bulletin 98:602-611.

Dalrymple, G.B. e Lanphere, M.A. 1969 Potassium-Argon dating. Freeman, San Francisco.

Dodson, M.H. 1973 Closure temperature in cooling geochronology and petrological systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 40:259-274.

Dodson, M.H. 1979 Theory of coolings ages. In: Lectures in Isotope Geology. E. Jager e J.C. Hunriker (eds). Springer-Verlog. p. 194-202.

Dodson, M.H. and McLelland-Brown, E. 1986 Isotopic and paleomagnetic evidence for rates of cooling, uplift and erosion. In The chronology of the geological record. Snelling, N.J. (ed.); Memoirs of the Geological Society, London 10:315-325.

Dunlap, W.J. 1997 Neocrystallization or cooling ? ⁴⁰Ar/³⁹Ar ages of white micas from low-grade mylonites. Chemical Geology 143:181-203.

Eskola, P. 1915 On the relations between the chemical and mineralogical composition in the metamorphic rocks of the Orijärvi region. Bull. Comm. Geol. Finland. No 44.

Eskola, P. 1939 Die metamorphen Gesteine. In Die Entstehung der Gesteine, By T.F.W. Barth, C.W. Correns e P. Eskola. Berlim, Julius Springer. P. 263-407.

Fairbain, H.W., Hurley, P.M. e Pinson, W.H. 1961 The relation of discordant Rb-Sr mineral and rock ages in a igneous rock to its time of crystallization an subsequent Sr87/Sr86 metamorphism. Geochimica et Cosmochimica Acta 23:403-406.

Freeman, S.R; Butler, R.W.H.; Cliff, R.A. 1997 Direct dating of mylonite evolution: a multi-disciplinary geochronological study from the Moine thrust zone, NW Scotlaand. Journal of the Geological Society, London, 155:745-758.

Freer, R. 1981 Diffusion in silicate minerals amd glasses: a data digenst and guide to the literature; Contribution to Mineralogy and Petrology 76:440-454.

Fraser, G., Ellis, D. e Eggins, S. 1997. Zirconium abundance in granulite-facies minerals, with implications for zircon geochronology in high-grade rocks. Geology, 25(7): 607- 610.

Frei, R. e Kamber, S. 1995. Single mineral Pb-Pb dating. Earth and Planetary Science Letters, 129: 261-268.

Goodwin, L and Renne, P. 1991 Effects of progressive mylonitization on Ar retention in biotites from the Santa Rosa mylonite zone, California, and thermochronologic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 108:283-297.

Gromet, L.P. e Getty, S.R.1989 Direct dating of deformational fabrics in high-grade rocks using a microstructural/geochronological approach. Geological Society Of America Bulletim. Program Abstract. 21:A227.

Gromet, L.P.1991 Direct dating of deformational fabrics. In: Applications of radiogenic isotopes systems to problems in geology. Edited by Heaman, L. & Ludden, J.N., 1991, Mineralogical Association of Canada Short Course on radiogenic isotope systems, v. 19.Toronto, p.167-190.

Hanes, J.A. 1991 K-Ar d ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology: Methods and aplications. In: Short course handbook on applications of radiogenic isotope systems to problems in geology. L. Heaman and J.N. Ludden (eds). Mineralogical Association of Canada 19:27-57.

Harrison, T.M and McDougall, I. 1982 The thermal significance of potassium feldspar K-Ar ages inferred from ⁴⁰Ar/³⁹Ar age spectrum results. Geochimica et Cosmochimica Acta 46:1811-1820.

Hawkins, D.P. e Bowring, S.A. 1999 U-Pb monazite, xenotime and titanite geochronological constraints on the prograde to post-peak metamorphic thermal history of Paleoproterozoic migmatites from the Grand Canyon, Arizona. Contributions to Mineralogy and Petrology, 134: 150-169.

Heaman, L. and Parrish, R. 1991 U-Pb geochronology of accessory minerals. In: Applications of radiogenic isotopes systems to problems in geology. Edited by Heaman, L. & Ludden, J.N., 1991, Mineralogical Association of Canada Short Course on radiogenic isotope systems, v. 19.Toronto, p.498.

Hopgood, A.M., Bowes, D.R., Kouvo, O. e Halliday, A.N. 1983 U-Pb aaand Rb-Sr isotopic study of poyfase deformed migmatites in the Svecokarelides, southern Finland. In: Migmatites, melting and metamorphism. M.P, Atherton e C.D. Gribble (editors). Shiva Publishing Limited. 80-93

Jäger, E. 1973 Die alpine Orogenese im Lichtr der radiometrischen Altesbestimmung. Eclogae Geoligica Elvetica 66:11-21.

Jäger, E., Nuggli, E. e Wenk, E. 1967 Rb-Sr Altesbestimmung an Glimmern der Zentralalpen. Beitr. Geol. Karte Scheeiz N.F. 134:1-67.

Kirschner, D; Cosca, M; Masson, H; Hunziker, J. Staircase 1996 Ar/Ar spectra of fine grained white mica: Timing and duration of deformation and empirical constraints on argon diffusion. Geology 24:747-750.

Kligfield, R; Hunziker, J; Dall, R; Meyer. K 1986 Dating of deformation phases using K-Ar and Ar/Ar techniques: results from the Northern Apennines. Journal of Structural Geology 8(77):91-798.

Lanphere, M; Dalrymple, G. Identification of excess ⁴⁰Ar by the ⁴⁰Ar/³⁹Ar age spectrum technique. Earth and Planetary Science Letters 32:141-148

Lanphere, M.A., Wasserburg, G.J., Albee, A.L. e Tilton, G.R. 1964 Redistribution of Strontium and rubidium isotope during metamorphism, World Beater complex, Penamint Range, California. In: Craig, H., Miler, S.L. e Wasserburg, G.L. (eds) Isotopic and Cosmic Chemistry. North Holland Publishers, pp. 269-320.

Lanzirotti, A. e Hanson, G.N. 1996 Geochronology and geochemistry of multiple generations of monazite from Wepawaug Schist, Connecticut, USA: implications for monazite stability in metamorphic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 125: 332-340.

Lee, J. 1995 Rapid uplift and rotation od mylonitic rocks from beneath a detachment fault: Insights from potassium feldspar ⁴⁰Ar/³⁹Ar thermochronology, northern Snake Range, Nevada. Tectonics 14:54-77.

McDougall, I, and Harrison, T.M. 1999 Geochronology and thermochronology by the ⁴⁰Ar/³⁹Ar method. 2^th ed. Oxford, Oxford University Press, 269 p.

Mezder, K., Hanson, G.N., Bohlen, S.R. 1989 U-Pb systematics of garnet: dating the growth of garnet in the Late Archean Pikwitonei granulite domain at Cauchon and Natawahunan Lakes, Manitoba, Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology, 101: 136-148.

Mezder, K., Rawnsley, C.M., Bohlen, S.R., Hanson, G.N. 1991 U-Pb garnet,sphene, monazite and rutile ages: implications for the duration of high-grade metamorphism and cooling histories, Adirondack Mts., New York. Journal of Geology, 99: 415-428.

Miyashiro, A. 1973 Metamorphism and Metamorphic Belts. George Allen & Unwin (Londres). 492p.

McDougall, I e Harrison, T.M. 1988 Geochronology and Thermochronology by the ⁴⁰Ar/³⁹Ar Method. Oxford Monographs on Geology and Geophysics n. 9. Oxford University Press. New York. 212 p.

Muller, W; Dallmeyer, D; Neubauer, F; Thoni, M. 1999 Deformation-induced resetting of Rb/Sr and Ar/Ar mineral systems in a low grade, polymetamorphic terrane (Eastern Alps, Austria). Journal of the Geological Society 261-278.

Nockolds, S.R., R.W.O’B. Knox e Chiner, G.A. 1985 Petrology for students. Cambridge University Press. 435p.

Reuter, A. e Dallmeyer, R.D. 1989 K-Ar and 40Ar-39Ar dating of cleavage formed during very low-grade metamorphism: a review. In: Evolution of metamorphic belts, Daly, J.S., Cliff, R.A. e Yardley, B.W.D. (eds). Geological Society of America Special Publication 43:161-171.

Resor, P.G., Chamberlain, K.R., Frost, C.D., Snoke, A.W., Frost, B.R. 1996. Direct dating of deformation: U-Pb age of syn-deformational sphene growth in the Proterozoic Laramie Peak shear zone. Geology, 24(7): 623-626.

Roberts, M.P. e Finger, F. 1997 Do U/Pb zircon ages from granulites reflect peak metamorphic conditions? Geology, 25(4): 319-322.

Sneeringer, M., Hart, S.R. e Shimizu, N. 1984 Strontium and samarium diffusiom in diopside. Geochimica et Cosmochimica Acta 48:1589-1608.

Scott, D.J. e Stonge, M.R. 1995 Constraints on Pb closure temperature in titanite based on rocks from the Ungava orogen, Canada: Implications for U-Pb geochronology and P-T-t path determinations. Geology, 23(12): 1123-1126.

Spry, A. 1983 Metamorphic Textures. Pergamon Press. 352p.

Suzuki, K. e Adachi, M. 1991 Precambrian provenance and Silurian metamorphism of the Tsunosawa paragneiss in the South Kitakami terrane, Northeast Japan, revealed by the chemical Th-U-total Pb isochron ages of monazite, zircon and xenotime. Geochemical Journal, 25: 141-147.

Turner, F.J. 1981 Metamorphic Petrology-Mineralogical, Field and tectonic Aspects. hemisphere Publishing Corporation. 524p.

Wetherill, G.W., Davis, G.L. e Lee-Hu, C. 1968 Rb-Sr measurements on whole rocks and separated minerals from the Baltimore Gneiss, Maryland. Geological Societe of America Bulletim 79:757-762.

Whitehouse, M.J. 1989 Pb-isotopic evidence fot U-Th-Pb behaviour in a prograde amphibolite to granulite facies transition from the Lewision complex of north-west Scotland: Implications for Pb-Pb dating. Geochimiva et Cosmochimica Acta 53:717-724. 

Winkler, H.G.F. 1976 Petrogênse das rochas metamórficas. Editora Edigard Blücher Ltda. 254p.

West, D, Jr and Lux, D. 1993 Dating mylonitic deformation by the Ar/Ar method: An example from Norumbega Fault zone, Maine. Earth and Planetary Science Letters 120:221-237.

Zeitler, P.K. 1989 The geochronology of metamorphic processes. In Evolution of metamorphic belts, Geological Society Special Publication 43:131-147.

Zhu, X.K., O’Nions, R.K., Belshaw, N.S. e Gibb, A.J. 1997a. Lewisian crustal history from in situ SIMS mineral chronometry and related metamorphic textures. Chemical Geology, 136: 205-218.

 

Zhu, X.K., O’Nions, R.K., Belshaw, N.S. e Gibb, A.J. 1997b Significance of in situ SIMS chronometry of zoned monazite from Lewisian granulites, northwest Scotland. Chemical Geology, 135: 35-53.