The diversity and evolution of late-Archean

Prévia do material em texto

resumo 
O fim do aeon arqueano (3,0-2,5 Ga) foi um período de mudança fundamental em muitos aspectos 
da geologia registro. Nos crátons arqueanos, esse intervalo de tempo é marcado por uma 
considerável diversificação na natureza e na petrogênese das rochas granitóides. Neste artigo, 
revisamos a natureza, a petrogênese e a evolução global dos granitóides arqueanos tardios e 
discutimos seu significado geodinâmico. Os granitóides arqueanos tardios podem ser classificados 
em quatro grupos: (1) tonalitos volumetricamente dominantes e juvenis, trondhjemitos e 
granodioritos (TTGs), cuja geoquímica é consistente com uma origem através do derretimento 
parcial de rochas máficas meta-ígneas em várias pressões; (2) Dioritos e granodioritos 
metaluminosos (monzo) ricos em Mg, Fe e K, referidos como sanucitóides s.l., que derivam 
principalmente da hibridização entre o perido tito do manto e um componente rico em elementos 
incompatíveis; (3) granitos peraluminosos e ricos em biotita e duas micas, formados através da fusão 
de litologias crustais mais antigas (TTGs e metassedimentos, respectivamente); e (4) granitos 
híbridos de alto K com características mistas dos três primeiros grupos. A cronologia da colocação de 
granitóides nos tempos arqueanos tardios é diferente de um cráton para outro, mas, em geral, 
segue uma sequência de dois estágios muito específica: (1) um longo período (0,2–0,5 Ga) de 
colocação de TTG; (2) um período mais curto (0,02–0,15 Ga) durante o qual todos os outros tipos de 
granitóides foram gerados. Propomos que esta sequência representa o primeiro ciclo de colisão-
subducção global na história da Terra. Embora possivelmente presentes no registro geológico 
anterior a 3,0 Ga, tais mecanismos tornaram-se progressivamente predominantes em uma escala 
planetária apenas entre 3,0 e 2,5 Ga, indicando que as mudanças geodinâmicas do arqueano tardio 
resultaram da iniciação global de placas tectônicas de "estilo moderno". A transição Arqueano-
Proterozóico, portanto, representa uma grande mudança nos mecanismos de perda de calor da 
Terra: antes de 3,0-2,5 Ga, ocorreu por diferenciação magmática em grande escala caracterizada 
pela geração de proto-continentes que sofreram maturação crustal localmente, mas sem óbvio 
atividade cíclica em escala planetária. Depois disso, a perda de calor foi acomodada pelas placas 
tectônicas e pelos ciclos globais de subducção-colisão de Wilson. Essas mudanças foram 
consequência do resfriamento da Terra, que por sua vez controlou uma série de parâmetros 
diferentes localmente (espessura, temperatura, volume e reologia da crosta). Isso explica por que as 
mudanças ocorreram em um curto intervalo de tempo (~ 0,5 Ga) em relação à história da Terra, mas 
em momentos diferentes e com características diferentes de um cráton para outro. 
 
1. Introdução 
As mudanças temporais nos mecanismos da crosta continental extração do manto são uma 
consequência do resfriamento da Terra e diferenciação. A gênese do material continental começou 
muito no início da história da Terra, como demonstrado pelas eras Hadeanas (4,0-4,4 Ga) dos 
gnaisse Acasta (noroeste do Canadá; Bowring e Williams, 1999; Iizuka et al., 2006) e os zircões Jack 
Hills (West-ern Australia; Wilde et al., 2001). A crosta continental formou-se continuamente a partir 
dessa época, mas tanto as taxas de crescimento quanto os mecanismos mudaram com o tempo. As 
mudanças mais importantes ocorreram entre 3,0 e 2,5 Ga, no final da era arqueana. Na verdade, 
N50% do volume continental atual formado antes de 2,5 Ga (Armstrong, 1981; Belousova et al., 
2010; Dhuime et al., 2011; Guitreau et al., 2012; Kramers e Tolstikhin, 1997; Reymer e Schubert, 
1984; Taylor e McLennan, 1985, 1995) e a crosta continental arqueana difere da atual em termos de 
composições petrográficas e químicas (Condie, 1981, 1989; Keller e Schoene, 2012; Kemp e 
Hawkesworth, 2003; Martin , 1987; Taylor e McLennan, 1985, 1995), condições P – T das províncias 
metamórficas (Brown, 2006; Percival, 1994), geometria e litologia de bacias vulcanossedimentares 
(Condie, 1981; Taylor, 1987; Veizer e McKenzie, 2003), e estruturas e reologia (Cagnard et al., 2011; 
Chardon et al., 2009; Thébaud e Rey, 2013). Consequentemente, o fim do Arqueano tem sido 
considerado um período de mudanças geodinâmicas fundamentais (Condie e O'Neill, 2010; Taylor e 
McLennan, 1995; Windley, 1984), mas a natureza e a origem das mudanças ainda são controversas. 
Esquematicamente, um segmento da crosta terrestre arqueana consiste em três litologias 
contrastantes: (i) os chamados "gnaisse cinza", um complexo, assembléia deformada e 
frequentemente migmatítica de rochas meta-sedimentares e meta-ígneas, cujos principais 
componentes (Moyen, 2011) são gnaisses granitóides de baixo K da série tonalito-trondhjemita-
granodiorito (“TTG”; Jahn et al., 1981); (ii) rochas supracrustais, meta-vulcânicas e meta-
sedimentares (geralmente registrando metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito) formando os 
chamados cinturões de pedras verdes; e (iii) plútons e batólitos granitóides tardios e geralmente 
com alto K, tipicamente intrometendo-se nas duas litologias anteriores. Esses granitóides 
geralmente representam o último evento geológico arqueano em cada cráton em todo o mundo 
(Condie, 1981; Heilimo et al., 2011; Martin, 1993; Moyen et al., 2003; Sylvester, 1994). Embora este 
evento seja diacrônico de um cráton para outro, ele ocorreu entre 3,0 e 2,5 Ga atrás em uma escala 
planetária, e foi seguido por um desligamento magmático global de cerca de 0,25 Ga (Condie et al., 
2009). Portanto, o magmatismo granítico alto K do arqueano tardio parece estar relacionado à 
estabilização final da litosfera cratônica do Arqueano, o que atesta as mudanças geodinâmicas 
daquele período. Os granitóides do Arqueano tardio cobrem uma ampla gama de composições 
petrográficas e mineralógicas (por exemplo, Champion e Sheraton, 1997; Champion e Smithies, 
1999; Dall'Agnol et al., 2006; Feng e Kerrich, 1992; Frost et al., 1998; Kampunzu et al., 2003; Käpyaho 
et al., 2006; Mikkola et al., 2011b; Moyen et al., 2003; Sage et al., 1996; Schofield et al., 2010; 
Sylvester, 1994; Yang et al., 2008). Os grupos mais comumente descritos são (i) alto K calc-alcalino, 
ligeiramente peraluminoso (A / CNK = 1,0-1,1) granitos contendo biotita e (ii) metaluminoso (A / CNK 
b 1,0), Mg- e K- rico (Mg # N 0,45; 1,5 b K2O b 6,0% em peso) rochas da suíte sanucitóide 
(monzodioritos, monzogabbros e seus produtos diferenciados). Ambos os grupos foram encontrados 
em quase todos os terranos arqueanos em todo o mundo, mas mostram alguma heterogeneidade e 
complexidade internas (por exemplo, Laurent et al., 2011; Martin et al., 2009; Meyer et al., 1994; 
Moyen et al., 2003; Sage et al., 2003; Sage et al., al., 1996; Whalen et al., 2004). Outros tipos de 
granitóides menos comuns, como leucogranitos peraluminosos de duas micas (A / CNK N 1.1) e 
sienitos metaluminosos a peralcalinos e granitos “tipo A”, também foram encontrados em alguns 
cratônios. Trabalhos recentes relatam outros granitóides arqueanos tardios que não podem ser 
atribuídos a nenhum desses grupos, seja por causa de características mistas (Almeida et al., 2010; 
Jayananda et al., 2006; Mikkola et al., 2011a, 2011b; Prabhakaet al. , 2009) ou particularidades locais 
(Laurent et al., 2014; Steenfelt et al., 2005). Por outro lado, os TTGs não se restringem aos primeiros 
tempos do Arqueano; eles também representam uma grande fração dos granitóides situados entre 
3,0 e 2,5 Ga, adicionando ainda mais complexidade ao registro granitóide arqueano tardio. Diversos 
estudos têm sido realizados localmente com o objetivo de identificar, em uma determinada área 
cratônica, a composição da fonte e os processos que levaram à gênese dos granitóides arqueanos 
tardios, bem como sua evolução temporal (ex. Almeida et al., 2013 ; Champion and Sheraton, 1997; 
Feng e Kerrich, 1992;Halla et al., 2009; Hill et al., 1992; Jahn et al., 1988; Jayananda et al., 2000; 
Käpyaho et al., 2006; Mikkola et al., 2011b; Moyen et al., 2001; Oliveira et al., 2011; Percival et al., 
2006; Smithies e Champion, 2000; Whalen et al., 2004). No entanto, apesar dos esforços para definir 
formalmente e classificar granitóides arqueanos tardios (por exemplo, Heilimo et al., 2010; Martin et 
al., 2009; Moyen et al., 2003), há uma falta de perspectiva global sobre a importância deste 
particular magmatismo: a origem da diversidade de granitóides e a razão pela qual todos eles foram 
colocados em um curto intervalo de tempo em todos os crátons permanecem obscuros. A presente 
revisão visa abordar essas questões, propondo uma classificação esquemática de granitóides 
arqueanos tardios com base em sua petrogênese. Esta classificação é principalmente apoiada por 
exemplos do embasamento granitóide arqueano da África do Sul, onde a transição do arqueano para 
o proterozóico está bem exposta entre os crátons do Zimbábue e Kaapvaal (bloco de Pietersburg e 
cinturão móvel de Limpopo). Os granitóides arqueanos tardios desta área, bem como da maioria dos 
crátons arqueanos em todo o mundo, são caracterizados por uma evolução temporal muito 
específica na qual baseamos nossa tentativa de decifrar a natureza e a origem das mudanças 
geodinâmicas que ocorreram entre 3,0 e 2,5. Ga. 2. A diversidade de granitóides arqueanos tardios: 
uma classificação petrogenética Compilar dados publicados a fim de estabelecer uma classificação 
"descritiva" global de granitóides arqueanos tardios (ou seja, com base em petrografia e / ou 
geoquímica) é uma tarefa difícil, severamente prejudicada por (i) a variabilidade interna de cada 
grupo, devido às condições locais e à composição potencialmente heterogênea das fontes 
disponíveis; (ii) terminologias locais que dificultam as comparações; e (iii) a frequente sobreposição 
composicional entre os diferentes grupos. Portanto, neste artigo, propomos construir uma 
classificação para granitóides arqueanos tardios com base na natureza de suas fontes e mecanismos 
de sua petrogênese. Como tal, teoricamente não deve ser usado antes de uma modelagem 
petrogenética cuidadosa, embora na maioria dos casos os granitóides pertencentes a um 
determinado grupo compartilhem várias características únicas em termos de petrografia e / ou 
geoquímica, tornando-os fáceis de identificar. Esta tipologia "genética" é baseada em uma revisão 
dos dados disponíveis e modelos (ver resumo na Tabela 1). Estes discriminam o arqueano tardio 
granitóides em quatro grupos diferentes: 
(1) granitóides sódicos (TTGs) derivados da fusão de metabasaltos hídricos em várias profundidades; 
(2) sanucitóides s.l., ou seja, magmas resultantes de interações entre o manto e um componente 
rico em elementos incompatíveis, e seus produtos diferenciados; 
(3) granitos biotita e bi-mica gerados pelo derretimento parcial da crosta continental félsica pré-
existente; 
(4) granitóides híbridos, geralmente granodioritos e granitos, formados através da interação (por 
exemplo, metassomatismo, mistura, mistura) ser entre magmas ou fontes de qualquer um dos três 
primeiros grupos. a seguir, revisamos as principais características geológicas e geoquímicas de cada 
grupo, bem como sua petrogênese, com base em exemplos do cráton Kaapvaal do norte e do 
Cinturão do Limpopo (África do Sul). A parte mais ao norte do cráton Kaapvaal, conhecida como 
bloco de Pietersburg (Fig. 1; de Wit et al., 1992; Eglington e rmstrong, 2004; Zeh et al., 2009), foi 
tectônica e magmaticamente agregada entre 3,1 e 2,7 Ga à margem norte de um núcleo de 3,6–3,2 
Ga de crosta continental (Block et al., 2013; de Wit et al., 1992; Eglington e Armstrong, 2004; 
Laurent et al., 2013b; Poujol et al., 2003; Zeh et al., 2009, 2013), agora representado pela Suazilândia 
e Blocos Witwatersrand (Fig. 1). Posteriormente, a colisão entre os crátons Kaapvaal e Zimbabwe 
resultou na formação do cinturão móvel do Limpopo entre 2,7 e 2,5 Ga, com reativação ou 
continuação até ca. 2,0 Ga (Barton et al., 2006; de Wit et al., 1992; Eriksson et al., 2009; Kramers e 
Houri, 2011; Kramers et al., 2006; Roering et al., 1992; van Reenen et al. , 1987; Zeh et al., 2009 e 
referências nele). Portanto, o bloco de Pietersburg e o Cinturão de Limpopo consistem em uma 
porção da crosta arqueana formada ao longo de ~ 1 Ga através do limite Arqueano-Proterozóico e 
intrudida por grandes volumes de rochas granitóides de 3,1 a 2,6 Gaold (Fig. 2; Laurent et al., 2013b; 
Poujol et al., 2003; Zeh et al., 2009), o que o torna ideal para ilustrar o presente estudo. 
2.1. TTGs 
TTGs são a litologia dominante da crosta arqueana e consistem em rochas plutônicas silícicas e ricas 
em plagioclásio (tonalitos, trondhjemitos e granodioritos) com uma composição sódica (K2O / Na2O 
b 1) e resultante da diferenciação de rochas máficas toleíticas e hidratadas (para uma revisão 
recente e detalhada sobre TTGs ver Halla et al., 2009; Moyen, 2011; Moyen e Martin, 2012; Martin 
et al., 2014). TTGs são onipresentes e abundante em todos os crátons arqueanos, mesmo em 
terranos b3.0 Ga, onde eles ainda são o tipo de rocha volumetricamente dominante (Tabela 1). Por 
exemplo, mais da metade da superfície do bloco de Pietersburg, na África do Sul, consiste de gnaisse 
cinza, eles próprios em grande parte compostos por TTGs (Fig. 2). 
2.1.1. Geologia e petrografia 
No campo, os TTGs consistem em várias fases magmáticas em faixas, deformadas e / ou 
migmatizadas que se intrometem (Fig. 3a), ou em um único ortognaisse homogêneo (Fig. 3b). Em 
alguns lugares, TTGs podem formar plútons bem definidos, onde as rochas são fracamente a não 
deformadas, por exemplo, ao redor do cinturão de pedras verdes de Murchison no bloco de 
Pietersburg (Fig. 2; intrusões de Baderoukwe e Maranda; Poujol et al., 1996; Poujol , 2001). TTGs são 
tipicamente caracterizados por altos conteúdos modais de plagioclásio sódico e quartzo em relação 
ao feldspato alcalino. Por exemplo, TTGs do bloco de Pietersburg consistem em trondhjemitos e 
granodioritos de granulação fina a média (1-5 mm), constituídos por um conjunto de plagioclásio 
sódico (An15-30) (~ 50%), quartzo (~ 30% ) e biotita (5–15%), com feldspato K subordinado (b5%). Os 
minerais acessórios são magnetita, apatita, epidoto (pistacita e / ou alanita) e zircão. Nenhuma 
hornblenda foi identificada nos TTGs do bloco de Pietersburg, embora em outros lugares pode estar 
presente nas rochas mais máficas (Moyen e Martin, 2012). 
2.1.2. Principais características geoquímicas 
 A geoquímica de elemento principal de TTGs é bem representada por sam- ples do bloco de 
Pietersburg na África do Sul (Tabela 2; Fig. 4). TTGs sãO cálcico a cálc-alcalino, ligeiramente 
peraluminoso (1,0 ≤ A / CNK ≤ 1,1) sílicarochas magmáticas ricas (65 ≤ SiO2 ≤ 75% em peso) com 
baixo teor de ferro-óxidos magnesianos (FeOt + MgO + MnO + TiO2 ≤ 5% em peso; Fig. 4a-c). 
Normalmente, eles são pobres em K e ricos em Na, levando a baixas razões K2O / Na2O (≤ 0,5; Fig. 
4b). Os teores de CaO variam de 1 a 5% em peso, resultando em proporções moderadas de CaO / 
(Na2O + K2O) (Fig. 4d). Em contraste, os conteúdos de oligoelementos em TTGs mostram variações 
significativas, dependendo da pressão na qual sua fonte meta-basáltica derreteu. Essa questão foi 
discutida em detalhes por Almeida et al. (2011), Halla et al. (2009), Moyen (2011) e Moyen e Martin 
(2012). Eles variam amplamente entre um membro final de "alto-HREE" ou "baixa pressão" (alto 
HREE-Y e baixo conteúdo de Sr) e um "baixo-HREE" ou "alta pressão" (baixo HREE-Y e alto Sr 
conteúdo). Foi proposto que os TTGs do arqueano tardio (b3.0 Ga-old) são mais ricos em Sr e mais 
pobres em Y – HREE do que os TTGs mais antigos (Champion and Smithies, 2007; Martin e Moyen, 
2002), portanto pertencendo ao “ alta pressão ”. Isso é bem ilustrado pela composição dos TTGs de 
Pietersburg(Tabela 2; Fig. 5). Estes são moderadamente ricos em elementos incompatíveis (1 a 10 
vezes os valores do manto primitivo), com anomalias Nb e Ta negativas, uma anomalia de Sr positiva 
e uma anomalia tipicamente fracionada Padrão REE (Fig. 5a), devido às baixas concentrações de 
HREE (Yb ≤ 1,5 ppm; LaN / YbN N 30). Os conteúdos de Y também são baixos (≤10 ppm), levando a 
um alto Sr / Y (20–200; Fig. 5b). TTGs também mostram conteúdos moderados em HFSE (1 ≤ Nb ≤ 7 
ppm; 45 ≤ Zr ≤ 245 ppm) e REE, e são pobres em elementos de transição (V b 20 ppm; Fig. 5c – d). 
Seus padrões REE geralmente carecem de qualquer anomalia Eu significativa (Fig. 5d). Por outro 
lado, alguns estudos também relataram TTGs de “baixa” e “média pressão” da idade arqueana 
tardia, por exemplo, na crosta amazônica. ton (Almeida et al., 2011; Althoff et al., 2000), o escudo do 
Báltico (Halla et al., 2009; Mikkola et al., 2011b) e a Província Superior (Fenge Kerrich, 1992; Sage et 
al., 1996; Whalen et al., 2002), com maior Teores Y, perfis HREE mais planos, bem como teores mais 
baixos de Sr e Al2O3 do que TTGs de “alta pressão”. Isso mostra que o período arqueano tardio 
representa uma diversificação do magmatismo TTG ao invés de uma evolução estrita em direção ao 
grupo de “alta pressão”. No entanto, deve-se notar que em todos os casos mencionados acima, os 
TTGs de “baixa pressão” próprios são claramente subordinados em volume em relação aos TTGs de 
“média” e “alta pressão”. 2.1.3. 
 Petrogênese 
É amplamente aceito que TTGs foram gerados pela diferenciação de um pai basáltico, seja por fusão 
parcial (por exemplo, Atherton e Petford, 1993; Barker e Arth, 1976; Ellam e Hawkesworth, 1988; 
Foley et al., 2002; Martin, 1986, 1987, 1994; Martin e Moyen, 2002; Martin et al., 2014; Rapp et al., 
1991, 2003) ou cristalização fracionada (por exemplo, Kamber et al., 2002; Kleinhanns et al., 2003). 
Moyen e Martin (2012) enfatizaram que uma série de observações estão em desacordo com a 
cristalização fracionária (notavelmente a falta de quaisquer fases máficas e intermediárias em suítes 
TTG), apontando para o derretimento parcial de um meta-basalto, deixando uma granada 
anfibolítica ou resíduo eclogítico, como uma origem mais provável. Esta hipótese é consistente com 
a geoquímica do elemento principal das amostras TTG do bloco de Pietersburg (Fig. 6). A diversidade 
interna dentro dos TTGs arqueanos pode ter resultado de subordinados subsequentes e cristalização 
fracionada (Martin, 1987), mas estudos recentes mostraram que ela depende principalmente das 
condições de pressão e temperatura de fusão (Almeida et al., 2011; Halla et al., 2009; Moyen, 2011; 
Moyen e Martin, 2012 ; Moyen e Stevens, 2006). Muitos TTGs do arqueano tardio exibem altos 
teores de Sr e baixo Y – HREE (Tabela 2; Fig. 5), pertencendo, portanto, aos grupos de “alta” e 
“média pressão” de Moyen (2011). Esses magmas derivam do derretimento de fontes 
metabasálticas a ≥10 kbar, que corresponde aproximadamente a profundidades de N35 km. Tais 
condições permitem a presença de gar-líquido no resíduo, responsável por baixos teores de HREE, 
embora esteja além do campo de estabilidade do plagioclásio, explicando a riqueza dos TTGs em 
Al2O3, CaO e Sr e a ausência de anomalia negativa de Eu. Como observado acima, uma pequena 
fração de TTGs do arqueano tardio mostram baixos teores de Sr, Al2O3 e CaO e padrões de REE 
menos fracionados, localmente com uma anomalia negativa de Eu (por exemplo, Almeida et al., 
2011; Althoff et al., 2000; Halla et al. al., 2009), que identifica o derretimento em níveis rasos no 
campo de estabilidade do plagioclásio e um resíduo livre de granada ou pobre em granada. 
 
2.2. Sanukitoids s.l. 
Este grupo abrange uma grande diversidade de rochas, que compartilham um petrogênese comum: 
derivam parcial ou totalmente das interações entre um peridotito do manto e um componente rico 
em elementos incompatíveis. Isso inclui os sanucitóides ss, descritos pela primeira vez na Província 
Superior (Bédard, 1996; Shirey e Hanson, 1984; Stern e Hanson, 1991; Stevenson et al., 1999; 
Sutcliffe et al., 1990) e recentemente redefinidos com base em critérios geoquímicos de Heilimo et 
al. (2010) e Martin et al. (2005, 2009). Aqueles foram descritos posteriormente na maioria dos 
terranos arqueanos tardios (ver Tabela 1), incluindo o Slave CratoN (Davis e Hegner, 1992), a 
Província de Wyoming (Frost et al., 1998), o Escudo Báltico (Bibikova et al., 2005 ; Halla, 2005; Halla 
et al., 2009; Heilimo et al., 2010; Käpyaho et al., 2006; Kovalenko et al., 2005; Lobach-Zhuchenko et 
al., 2005, 2008; Samsonov et al., 2005 ), o Craton de Dharwar do Sul da Índia (Jayananda et al., 1995; 
Krogstad et al., 1995; Moyen et al., 2001, 2003; Sarvothaman, 2001), o Craton do Norte da China 
(Jahn et al., 1988; Wang et al., 2009; Yang et al., 2008), o Craton Pilbara na Austrália Ocidental 
(Smithies e Champion, 1999a, 2000), o Cráton Amazônico (Althoff, 1996; Leite et al., 2004;Medeiros 
e Dall'Agnol, 1988; Oliveira et al., 2009) e sul África (Kampunzu et al., 2003; Laurent et al., 2011; Zhai 
et al., 2006). Este grupo também inclui outras rochas arqueanas tardias que diferem de sanukitoids 
s.s. em detalhes de composição, mas cuja petrogênese é muito semelhante (ver Seção 2.2.2). Essas 
rochas foram descritas como dioritos de quartzo no Cráton do Atlântico Norte (Steenfelt et al., 2005) 
e no escudo do Báltico (Mikkola et al., 2011b), bem como "suíte sienito-quartzo monzonito-granito" 
na Província Superior ( Feng e Kerrich, 1992; Sage et al., 1996) e inclui o plúton Matok no cráton 
Kaapvaal do norte (Laurent et al., 2014). Todos esses granitóides são agrupados coletivamente aqui 
sob o termo “sanukitoids sensu lato (s.l.)”. Sanukitoids s.l. geralmente representam um componente 
menor, embora onipresente, dos terranos arqueanos tardios (cerca de 15% na superfície). Por 
exemplo, no cráton Kaapvaal do norte e no cinturão do Limpopo, este grupo é apenas representado 
por duas intrusões, os plútons Bulai e Matok (Laurent 
et al., 2011, 2014; Figura 2). 
 
2.2.1. Geologia e petrografia 
Sanucitóides são sinuosa a intrusões pós-tectônicas, variando de 
folheado a indeformado. Eles geralmente consistem em complexos magmáticos compostos: por 
exemplo, a fase dominante dos plútons Bulai e Matok é um granodiorito porfirítico (Fig. 3c) 
associado a abundantes corpos máficos de quartzo- (monzo) diorito (Fig. 3d), cujo tamanho varia de 
pequenos enclaves magmáticos microgranulares (MME) a corpos com vários quilômetros de 
tamanho. Em algumas áreas, estes últimos formam localmente estoques individuais e monogênicos, 
por exemplo na Província Superior (Sage et al., 1996; Stevenson et al., 1999), o cráton do Norte da 
China (Wang et al., 2009), o Pilbara cráton (Smithies e Champion, 2000) ou o escudo BaltiC (Heilimo 
et al., 2010). Algumas intrusões sanucitóides também são associadas 
atado com diques lamprófilos e / ou rochas ultrapotássicas (Laurent et al., 2011; Lobach-Zhuchenko 
et al., 2005; Mikkola et al., 2011a). Granites s.s. são invariavelmente escassos. Os granodioritos 
geralmente contêm grandes fenocristais de feldspato K (1–6 cm) dentro de uma matriz de 
granulação média (0,1–1 cm) composta de plagioclásio (An20–35), quartzo e agregados máficos 
muito característicos de biotita e anfibólio. Orto- e clinopiroxênio são relativamente comuns, 
especialmente nos coágulos máficos, onde ocorrem como núcleos remanescentes dentro de biotita 
e anfibólio. Magnetita, ilmenita, apatita, zircão, alanita e, 
localmente, titanita são fases acessórias abundantes. 
 
2.2.2. Principais características geoquímicas 
Várias definições baseadas em critérios geoquímicos estritos já foram propostas para sanucitóides 
s.s. O original considerava apenas dioritos ricos em LILE e LREE com alto Mg # (N0.6; por exemplo, 
Stern et al., 1989), mas desde então foi ampliado para incluir seus produtos diferenciados(granodioritos e granitos da "suíte sanucitóide ”; Heilimo et al., 2010; Martin et al., 2005), bem como 
os sanucitóides“ high-Ti ”(Martin et al., 2009), também referidos como granitóides“ do tipo Closepet 
”(Moyen et al. , 2003), que são distintamente ricos em FeOt, TiO2 e outros HFSE. Nosso grupo de 
sanucitóides s.l. é ainda mais flexível, pois também compreende granitóides que não atendem a 
todos os critérios propostos por essas definições. No entanto, eles são todos comprovadamente 
formados por processos semelhantes aos dos sanucitóides s.s., ou seja, através da interação ao nível 
do manto 
entre peridotito e um componente rico em elementos incompatível. 
Todos os sanukitoids s.l. compartilham várias características geoquímicas importantes. Eles são 
calcário-alcalino a alcalino-cálcico, granitóides metaluminosos (0,7 ≤ A / CNK ≤ 1,0) caracterizados 
por uma grande variedade de teores de SiO2, estendendo-se até composições máficas (45 ≤ SiO2 ≤ 
70% em peso), em contraste com outros granitóides arqueanos tardios (Fig. 4a-b). Eles são 
potássicos, com conteúdos variáveis de K2O (1,5 ≤ K2O ≤ 5,0% em peso) levando a uma ampla faixa 
de razões K2O / Na2O, embora geralmente ≥0,5 (Tabela 2; Fig. 4b). Essas rochas são tipicamente 
caracterizadas por altos teores de óxidos ferromagnésicos (5 ≤ FeOt + MgO + MnO + TiO2 ≤ 25% em 
peso) e CaO (Fig. 4c-d). Padrões de oligoelementos normalizados por manto primitivos de 
sanucitóides s.l. são relativamente semelhantes aos dos TTGs, notavelmente caracterizados por 
anomalias negativas em Nb – Ta, mas deslocados para concentrações mais altas em todos os 
elementos incompatíveis (Fig. 5a). Essas rochas são tipicamente ricas em Ba (geralmente N1000 
ppm) e Sr (geralmente N400 ppm), o que resulta em altas razões Ba / Rb e Sr / Y (Fig. 5b), e também 
têm altos teores em elementos de transição como V ( N50 ppm; Fig. 5c), Ni (15–200 ppm) e Cr (20–
500 ppm). Este caráter geoquímico duplo, ou seja, riqueza em elementos "crustal" e "manto", é uma 
característica única e muito típica de todos os sanucitóides s.l. Alguns deles, como Bulai e Matok 
granitoids, são muito ricos não apenas em Ba e Sr, mas também em outros elementos incompatíveis, 
como REE e HFSE (ΣREE ≥ 250 ppm; 20 ≤ Y ≤ 70 ppm; 300 ≤ Zr ≤ 1000 ppm; Tabela 2; Fig. 5c, d), uma 
característica típica dos sanucitóides de “alto Ti” (Martin et al., 2009; Moyen et al., 2003). Assim, 
alguns sanucitóides s.l. exibem uma anomalia negativa de Sr em padrões de multi-elementos (Fig. 
5a), devido a um maior enriquecimento em REEs do que Sr em relação às composições de manto 
primitivas. Sanukitoids s.l. mostram uma ampla gama de razões LaN / YbN (10-75, mas mais 
frequentemente N25), e uma anomalia Eu variável (0,5 ≤ EuN / Eu * ≤ 1,0; Fig. 5d). 
 
2.2.3. Petrogênese 
Restrições experimentais e geoquímicas mostram que os sanucitóides s.s. resultado da interação 
entre o peridotito do manto e um componente rico em elementos incompatíveis, na maioria das 
vezes uma fusão TTG (Almeida et al., 2013; Dey et al., 2012; Halla et al., 2009; Heilimo et al., 2010; 
Martin et al., 2009; Moyen et al. , 2001, 2003; Oliveira et al., 2011; Rapp et al., 1999, 2010; Smithies 
e Champion, 2000; Stern e Hanson, 1991). Variabilidade geoquímica de sanucitóides s.l. resultaria de 
(i) diferentes processos petrogenéticos nos níveis do manto, especialmente no que diz respeito g as 
condições físicas das interações metassomáticas (P, T e volume relativo de peridotito e 
contaminante; Martin et al., 2009; Mikkola et al., 2011b; Rapp et al., 1999, 2010), e / ou (ii) a 
natureza e composição do agente metassomático que poderia ser representado, além de 
derretimentos TTG, por salmouras ricas em H2O ou CO2 (Lobach-Zhuchenko et al., 2008; Stern et al., 
1989), fluidos ou fundidos derivados de sedimentos (Halla, 2005; King et al., 1998; Laurent et al., 
2011; Mikkola et al., 2011b; Wang et al., 2009), ou mesmo derretimentos alcalinos (Heilimo et al., 
2010) e carbonatitos (Steenfelt et al. , 2005). No caso dos sanucitóides s.l. mostrando razões 
notavelmente altas de FeOt / MgO, perfis baixos de Al2O3 e HREE planos, como o pluton Matok do 
bloco de Pietersburg (Figs. 2, 4 e 5) e outros granitóides relatados de diferentes cratons (Jahn et al., 
1988; Mikkola et al., 2011b; Steenfelt et al., 2005), o manto astenosférico também poderia ter 
desempenhado um papel como um componente fonte (Laurent et al., 2014). Por outro lado, as 
rochas félsicas generalizadas de sanukitoid suítes (ou seja, granodioritos) derivam da diferenciação 
da maioria magmas máficos, independentemente da natureza e origem dos últimos, por 
fracionamento de sólidos ricos em anfibólio e plagioclásio com pouco ou nenhum envolvimento da 
crosta félsica pré-existente (Bédard, 1996; Laurent et al., 2013a; Lobach-Zhuchenko et al., 2005, 
2008; Oliveira et al., 2010; Stern e Hanson, 1991). Portanto, a maior parte da variabilidade química 
em sanucitóides s.l. (incluindo as rochas félsicas) resulta de processos de manto, como descrito 
acima, em vez de refletir a contaminação em níveis mais rasos de colocação. Isso legitima a 
identidade dos sanucitóides s.l. que, embora de composição diversa, estão todas relacionadas de 
alguma forma às interações entre peridotito e componentes ricos em elementos incompatíveis nos 
níveis do manto. 
 
2.3. Granitos de biotita e duas micas 
Este grupo consiste basicamente em granitos "puramente derivados da crosta terrestre" (ou seja, 
gerado pela fusão de gnaisse cinza: TTGs ± metassedimentos). Eles são comuns em todos os cráton 
arqueano (Sylvester, 1994; ver Tabela 1), incluindo a Província Superior (Breaks e Moore, 1992; Feng 
e Kerrich, 1992), o Slave Craton (Davis e Hegner, 1992), a província de Wyoming (Frost et al., 1998, 
2006), o Escudo Báltico (Käpyaho et al., 2006; Martin e Querré, 1984; Mikkola et al., 2011b), o 
Craton de Dharwar do Sul da Índia (Dey et al., 2012, 2014; Jayananda et al., 2006; Moyen et al., 
2001, 2003; Vijaya Kumar et al., 2011), Craton do Norte da China (Jahn et al., 1988; Liu et al., 2004; 
Yang et al., 2008), Pilbara e Yilgarn Cratons na Austrália Ocidental (Champion e Sheraton, 1997; 
Champion and Smithies, 1999 , 2007), o Cráton Amazônico (Almeida et al., 2010, 2013; Althoff et al., 
2000; Leite et al., 2004), o Cráton Tanzânia (Mshiu e Maboko, 2012) e o Cráton Kaapvaal (Henderson 
et al. ., 2000; Meyer et al., 1994; este estudo). Depois de TTGs, granitos de biotita e dois-mica são os 
segundos mais litologia difundida em terranos arqueanos tardios (por exemplo, Moyen et al., 2003; 
Sylvester, 1994). Por exemplo, eles estão amplamente expostos no Bloco de Pietersburg como 
grandes plútons ou batólitos (Turfloop e Granitos Lekkersmaak; Fig. 2) ou ocorrem como lâminas 
difusas, pequenos corpos e diques intrusivos e intimamente associados aos TTGs das unidades de 
gnaisse Goudplaats – Hout River e Groot Letaba – Duiwelskloof (Laurent et al., 2013b; Robb et al., 
2006). 
 
2.3.1. Geologia e petrografia 
 
Texturalmente, os granitos biotita e duas micas geralmente consistem em hogranitos e 
leucogranitos mogêneos, cinza a rosa, equigranulares, cujo tamanho de grão varia de 0,1 a 0,5 cm 
(Fig. 3e). Algumas variedades porfiríticas ocorrem, mas geralmente são amplamente subordinadas 
(por exemplo, no batólito Turfloop do bloco de Pietersburg; Henderson et al., 2000; Kröner et al., 
2000). Como os sanucitóides, eles geralmente são tardios a pós-tectônicos e apresentam níveis 
variáveis de deformação de uma área para outra. Sua composição modal é razoavelmente 
constante, com ~ 30% K- feldspato, ~ 30% de plagioclásio sódico (An5–15) e ~ 30% de quartzo; as 
outras fases minerais principais são biotita e, em alguns lugares, muscovita primária. Por exemplo, 
na África do Sul, a maior parte do pluton Lekkersmaak (Jaguin et al., 2012), bem como algumas fases 
do batólito Turfloop (Henderson et al., 2000; Kröner et al., 2000) são granitosde duas micas. As 
fases acessórias são ilmenita, magnetita, apatita, zircão, alanita e, localmente, pistacita. 
Excepcionalmente, as duas fases de mica também contêm minerais ricos em Al, como cordierita, 
granada e turmalina, e estão associadas a campos pegmatíticos raros contendo metais (por exemplo, 
Sn e Li) (por exemplo, Breaks e Moore, 1992; Feng e Kerrich, 1992 ; Frost et al., 1998; Kinny, 2000). 
 
2.3.2. Principais características geoquímicas 
 
Conforme mostrado por exemplos da África do Sul (Tabela 2; Fig. 4a-c), as características químicas 
típicas de granitos de biotita e duas micas são seus altos teores de sílica (68 ≤ SiO2 ≤ 75% em peso), 
afinidade peraluminosa (A / CNK ≥ 1,0), baixas quantidades de óxidos ferromagnésicos (1 ≤ FeOt + 
MgO + MnO + TiO2 ≤ 4% em peso) e uma assinatura potássica clara, com K2O de ~ 4% em peso, 
resultando em razões K2O / Na2O N0,5 . Baixas concentrações de CaO (b2 wt.%) E conteúdos 
moderados de Al2O3 levam a baixas taxas de CaO / (Na2O + K2O) e altas de Al2O3 / (FeOt + MgO) 
(Fig. 4d). 
A geoquímica de oligoelementos de granitos de biotita e duas micas 
do bloco de Pietersburg na África do Sul é bastante representativo de 
todo o grupo. Seus padrões normalizados de manto primitivo são semelhantes aos de TTGs, exceto 
por conteúdos mais elevados em 
elementos incompatíveis (ver Tabela 2), como Rb (média = 155 ppm) e Th (média = 11 ppm), 
anomalias Ba e Sr sistemáticas negativas e concentrações mais altas em Y – HREE (Fig. 5a). Assim, 
tais granitos têm razões Ba / Rb e Sr / Y mais baixas do que TTGs (Fig. 5b). Os conteúdos de HFSE e 
de elemento de transição são baixos (Zr b 265 ppm; V b 20 ppm; Tabela 2; Fig. 5d), e seus conteúdos 
de REE são moderados, com padrões REE fracionados variadamente (15 ≤ LaN / YbN ≤ 65 para a 
maioria das amostras ), mas anomalias Eu negativas significativas (EuN / Eu * ~ 0,5; Fig. 5d). 
 
2.3.3. Petrogênese 
Em todos os crátons arqueanos em todo o mundo, incluindo o Cráton Kaapvaal, granitos com biotita 
levemente peraluminosos, potássicos e cálcio-alcalinos são descritos como derretimentos parciais da 
crosta félsica mais velha, especialmente TTGs (por exemplo, Almeida et al., 2013; Althoff et al., 2000; 
Dey et al., 2012; Feng e Kerrich , 1992; Frost et al., 2006; Henderson et al., 2000; Moyen et al., 2001, 
2003; Mshiu e Maboko, 2012; Sylvester, 1994; Vijaya Kumar et al., 2011; Whalen et al., 2004). 
Elemento principal composições de tais granitos são consistentes com este modelo, combinando 
com a composição de fundidos experimentais derivados de tonalitos (Fig. 6). Além disso, essas 
rochas são equivalentes ao subgrupo de granito potássico de gnaisse cinza arqueano definido por 
Moyen (2011), que ele interpretou como derretimento parcial de TTGs sódicos na pressão crustal 
(b10 kbar). Um resíduo rico em plagioclásio e livre de granada é responsável pelas baixas razões Ba / 
Rb e Sr / Y e anomalias Eu negativas desses granitos. Conforme apontado por Watkins et al. (2007), a 
maioria dos TTGs são muito sódicos para produzir grandes volumes de granitos potássicos do 
arqueano tardio. Portanto, esses autores propuseram uma hipótese alternativa, assumindo que 
esses granitos poderiam derivar de uma fonte de manto altamente metassomatizada e rica em K. No 
entanto, sua natureza muito silícica, a ausência de fases intermediárias a máficas e a falta de 
afinidades geoquímicas com os anucitóides s.l. (Figs. 4 e 5), que definitivamente derivam de tal fonte 
de manto enriquecido, estão em desacordo com este modelo. Além disso, os conteúdos de K2O de 
fundidos produzidos experimentalmente por fusão parcial de TTGs de baixo K variam de 2 a 6% em 
peso a 70-75% em peso de SiO2 (Patiño-Douce e Beard, 1995; Singh e Johannes, 1996; Skjerlie e 
Johnston, 1996; Watkins et al., 2007), com um teor médio de K2O de 3,8% em peso, que é 
comparável ao de granitos de biotita e duas micas no Bloco de Pietersburg (4,1% em peso; Tabela 2). 
Por outro lado, o derretimento de metagreywackes e metapelitos forneceriam uma fonte adicional 
de K2O: os granitos arqueanos tardios com duas micas, como o plúton Lekkersmaak na África do Sul, 
mostram valores A / CNK N1.1 semelhantes aos dos granitos tipo S pós-arqueano , apontando para a 
contribuição de tal fonte metassedimentar (por exemplo, Breaks e Moore, 1992; Jaguin et al., 2012; 
Jahn et al., 1988). Portanto, consideramos que os granitos de biotita e duas micas do Arqueano 
tardio derivam de contribuições variáveis de duas fontes crustais distintas, ou seja, ortognaisses 
sódicos (TTGs) e paragnaisses (metassedimentos). 
 
2.4. Granitóides híbridos 
 
Granitóides arqueanos tardios com características híbridas foram identificados encontrados na 
maioria dos crátons. Estes se formaram por meio da interação (por exemplo, metassomatismo, 
mistura, mistura) entre magmas ou fontes de qualquer um dos grupos previamente definidos. Eles 
formam uma família extremamente heterogênea que não pode ser definida apenas com base em 
critérios geoquímicos, porque as fontes e os mecanismos petrogenéticos diferem dos um lugar para 
outro. Eles geralmente resultam de interações entre sanukitoids s.l. e granitos de biotita ou duas 
micas, por exemplo os plútons Mashashane, Mashishimale, Matlala e Moletsi do bloco de 
Pietersburg (Fig. 2), bem como vários granitóides na Província Superior (Stevenson et al., 1999; 
Whalen et al. ., 2004) e o cráton de Dharwar do sul da Índia (Jayananda et al., 2006; Moyen et al., 
2001). Alguns granodioritos e monzogranitos relativamente comuns, que são claramente muito 
máficos para representar derretimentos crustais prístinos, também se enquadram nesta categoria 
(por exemplo, granitos de "alto Ca" do Craton de Yilgarn; Champion e Sheraton, 1997). Além disso, 
esta família inclui todos os granitóides reconhecidos como sendo híbridos entre TTGs e sanucitóides 
ou granitos portadores de biotita, ou seja, os chamados "TTGs de transição" do Craton Yilgarn 
(Champion and Smithies, 2003) e do Craton Dharwar (Dey et al., 2012; Jayananda et al., 2006; 
Prabhakar et al., 2009), bem como suítes monzonito-granodiorito-granito do Cráton Amazônico 
(Almeida et al., 2010, 2013) e Província Superior (Feng e Kerrich, 1992). Os raros granitos e sienitos 
alcalinos do Arqueano (Champion e Sheraton, 1997; Corfu et al., 1989; Feio et al., 2012; Mikkola et 
al., 2011a; Sage et al., 1996; Smithies e Champion, 1999b) também podem ser semelhante a este 
grupo, pois eles provavelmente derivam de uma crosta inferior, fonte basáltica metasomatizada 
(Smithies e Champion, 1999b, 
2000). 
 
A distribuição global de granitóides híbridos é muito heterogêneo 
neous. Eles não são relatados em cada cráton arqueano tardio e, onde ocorrem, podem representar 
um volume muito pequeno (por exemplo, no distrito de Kuhmo do escudo do Báltico; Mikkola et al., 
2011b) ou um componente crustal significativo, como no bloco de Pietersburg na África do Sul, onde 
eles formam vários grandes plútons graníticos (Fig. 2). 
 
2.4.1. Geologia e petrografia 
Em geral, os granitóides híbridos do arqueano tardio são plútons bem definidos, como no bloco de 
Pietersburg (Fig. 2). Eles geralmente consistem em 
pós-complexos magmáticos onde, em contraste com os sanucitóides, as fases monzograníticas 
prevalecem amplamente sobre granodioritos e dioritos. Por exemplo, no cráton Kaapvaal do norte, 
os últimos são restritos a enclaves escassos e pequenos (b1 m) encerrados nos monzogranitos 
dominantes de enxerto grosso (0,5–2 cm), equigranulares a porfiríticos (Fig. 3f). Em outras áreas, as 
fases granodioríticas podem ser mais abundantes (por exemplo, Almeida et al., 2010; Champion e 
Smithies, 2003), mas também lá as rochas máficas são escassas ou até ausentes, e distinguem 
claramente essas intrusões dos sanucitóides s.l. 
Na maioria das vezes, os monzogranitos dominantes consistem em plagioclásio sódico (An5–20) (~ 
30%), feldspatoK (~ 30%), quartzo (~ 25%), com biotita (b15%) como o mineral máfico dominante. 
Eles diferem dos granitos clássicos de biotita e bi-mica pela ausência de muscovita primária, sua 
maior riqueza em biotita e pela presença de epidoto magmático (pistacita), que é onipresente em 
granitóides híbridos do bloco de Pietersburg na África do Sul, bem como em os Cratons da Amazônia 
e Dharwar 
(Almeida et al., 2010, 2013; Jayananda et al., 2006). Hornblende é 
geralmente raro ou apenas presente como relíquias: alguns monzogranitos de 
o bloco de Pietersburg contém coágulos máficos de tamanho cm, interpretados como 
pseudomorfos dos primeiros cristais de anfibólio em biotita + epidoto as- 
semblages (Laurent, 2012), uma característica também relatada por hy- 
granitoides de ponte do Craton de Dharwar (Jayananda et al., 2006). Minerais acessórios são 
magnetita, ilmenita, apatita, titanita e 
alanita. 
 
2.4.2. Principais características geoquímicas 
Não há geoquímica sistemática de granitóides híbridos, porque 
os diferentes componentes envolvidos em sua gênese diferem de um cráton para outro. No entanto, 
conforme relatado por todos os autores, eles são tipicamente intermediários em composição entre 
os granitóides dos outros três grupos (Almeida et al., 2010, 2013; Champion e Sheraton, 1997; 
Champion e Smithies, 2003; Jayananda et al., 2006 ; Moyen et al., 2001). Por exemplo, os 
monzogranitos Mashashane, Mashishimale, Matlala e Moletsi do bloco de Pietersburg se 
assemelham a granitos de biotita e duas micas por serem rochas calcárias alcalinas a alcalocálcicas 
ricas em sílica (SiO2 N 68% em peso), com alto K2O Razões / Na2O (0,5-1,5) (Tabela 2; Fig. 4a-b). No 
entanto, eles são mais pobres em Al (12 ≤ Al2O3 ≤ 14% em peso) e mais ricos em óxidos 
ferromagnesianos (1 ≤ FeOt + MgO + MnO + TiO2 ≤ 7% em peso; Fig. 4c) levando a afinidades 
metaluminosas (0,85 ≤ A / CNK ≤ 1,05; Fig. 4b) e menores razões Al2O3 / (FeOt + MgO) (Fig. 4d), que 
é mais típico de sanucitóides sl A mesma observação pode ser feita para oligoelementos. Os padrões 
de elementos traço de granitos híbridos são semelhantes aos de granitos de biotita e duas micas em 
seus altos teores de Rb, Th (Tabela 2) e anomalias Ba, Sr negativas (Fig. 5a), bem como suas razões 
Ba / Rb ( Fig. 5b). No entanto, como os sanucitóides, eles também são muito ricos em REE e HFSE 
(Fig. 5c-d), o que resulta em razões Sr / Y mais baixas do que em qualquer outro tipo de granitóide 
(Fig. 5b). Os conteúdos de Zr e V também são intermediários entre os dos sanucitóides s.l. e granitos 
com alto teor de Al (Tabela 2; Fig. 5c). Devido ao alto conteúdo de HREE (3,0 ≤ Yb ≤ 10,4 ppm), os 
padrões de REE são moderadamente fracionados (5,0 ≤ LaN / YbN ≤ 17,6) e têm uma anomalia Eu 
negativa marcada (0,2 ≤ EuN / Eu * ≤ 0,7; Fig. 5d). 
 
2.4.3. Petrogênese 
 
A Fig. 6 mostra que a composição de elemento principal de granitóides híbridos não aponta 
inequivocamente para uma origem através da fusão de uma litologia crustal única. A maioria dos 
autores que estudaram tais granitos em todo o mundo, portanto, propõe uma origem mista, que 
envolve basicamente qualquer um dos magmas ou fontes dos grupos previamente definidos: 
mistura entre um magma sanucitóide diferenciado e um líquido TTG (Almeida et al., 2010), 
contaminação de derrete originando-se da crosta máfica inferior por um componente crustal mais 
antigo (Jayananda et al., 2006; Smithies e Champion, 2000), hibridização de magmas TTG por manto 
enriquecido (Feng e Kerrich, 1992; Prabhakar et al., 2009) ou a interação complexa desses diferentes 
mecanismos (Champion e Sheraton, 1997). No bloco de Pietersburg, os granitos híbridos são 
semelhantes a ambos os conjuntos de sanucitóides (alto FeOt + MgO + MnO + TiO2, bem como altos 
conteúdos REE e HFSE; Figs. 4c, 5), e granitos de biotita e dois-mica (baixo CaO / [Na2O + K2O], 
conteúdos semelhantes de Rb, Ba, Th e K2O / Na2O; Figs. 4, 5). Portanto, nesse caso, eles 
provavelmente se originam de interações entre magmas félsicos derivados da diferenciação de 
sanucitóides e derretimentos crustais (semelhantes em composição aos granitos biotita e bi-mica). 
Este modelo é apoiado por evidências estruturais e texturais de interação de magma (mistura de 
magma, feldspatos de textura rapakivi e ocelos de quartzo; Laurent, 2012; heterogeneidade em 
populações e composições de zircão; Laurent et al., 2013b), bem como o isótopo Nd-Hf variável 
composições em granitóides híbridos (εNd = 0 a −5; Laurent, 2012) em comparação com 
sanucitóides sl (εNd = −3 a −4; Laurent et al., 2014). 
2,5. Um diagrama de classificação sintético 
 
A revisão apresentada acima aponta o envolvimento de três 
processos petrogenéticos membros na origem dos granitos arqueanos tardios. Portanto, propomos 
o uso de um diagrama ternário sintético para fins de classificação, em que cada pólo representa uma 
característica geoquímica chave dos granitóides produzidos por um desses processos (Fig. 7): 
(1) Na2O / K2O para fusão de rochas máficas meta-ígneas com baixo a 
conteúdo moderado de K2O; 
 
(2) FMSB ([FeOt + MgO]% em peso ∗ [Sr + Ba]% em peso) para as interações ser- 
entre peridotito e componentes ricos em elementos incompatíveis (em particular LILE); e 
(3) A / CNK para fusão de litologias crustais félsicas ricas em Al (TTGs, 
metassedimentos). Traçamos a composição dos granitóides arqueanos tardios da África do Sul 
juntamente com os de outros crátons arqueanos em todo o mundo neste diagrama ternário (Fig. 7). 
Três observações importantes podem ser feitas: (i) todos os membros de um determinado grupo 
apresentam composições relativamente semelhantes, independentemente de sua origem 
geográfica, destacando a relevância da classificação; (ii) o diagrama é bastante eficaz em discriminar 
granitóides arqueanos tardios, uma vez que os diferentes grupos são claramente distintos uns dos 
outros: TTGs tendem para o pólo Na2O / K2O, enquanto granitos de biotita e duas micas plotam 
perto de A / CNK pole and sanukitoids sl estão concentrados em torno do membro final do FMSB; 
(iii) existe no entanto uma sobreposição significativa entre os diferentes grupos granitóides, 
especialmente na parte central do diagrama ternário onde todos convergem para o campo dos 
granitóides híbridos, problema obviamente inerente à petrogénese destes últimos. Esta questão 
enfatiza ainda que há um continuum composicional entre os quatro grupos de granitoides definidos 
aqui e que, portanto, muitas amostras realmente representam magmas derivados de contribuições 
relativas dos três membros finais. Da mesma forma, isso ilustra que este diagrama deve ser usado 
em adição a outras projeções geoquímicas clássicas e não pode substituir a modelagem 
petrogenética cuidadosa. 
 
3. Evolução crustal arqueana tardia: uma sequência de dois estágios 
3.1. Evidências da geocronologia 
Há muito tempo foi demonstrado que durante a Neoarquéia, colocação de magmas 
predominantemente graníticos e potássicos seguido a formação massiva de TTGs sódicos na maioria 
dos crátons arqueanos (por exemplo, Almeida et al., 2013; Champion and Smithies, 2003; Condie, 
1981; Heilimo et al., 2011; Jahn et al., 1988; Martin e Querré, 1984; Moyen et al., 2003; Sylvester, 
1994) . Tal evolução é bem ilustrada por uma compilação das idades de colocação obtidas de todas 
as rochas granitóides do bloco de Pietersburg (Fig. 8). De acordo com esses dados, a evolução 
temporal do magmatismo granitóide arqueano tardio nesta área ocorreu em dois estágios 
principais: (1) Entre 3,30 e 2,85 Ga, um longo período de magmatismo quase exclusivamente TTG foi 
registrado por idades de colocação das unidades de gnaisse . As idades dos zircões detríticos de 
sedimentos no cinturão de pedras verdes de Pietersburg abrangem toda essa faixa (Fig. 8), indicando 
que a colocação TTG foi mais ou menos contínua durante esse período, mas Zeh e Gerdes (2012) 
identificaram episódios discretosde atividade magmática mais intensa em ~ 3,30, ~ 3,25, ~ 3,20, ~ 
3,10 e ~ 2,95 Ga (Fig. 7). 
(2) Entre 2,84 e 2,69 Ga, um período mais breve durante o qual todos outros tipos de granitóides 
foram gerados. Em primeiro lugar, pequenas massas de granitos de biotita e duas micas intrudiram 
TTGs a 2,84 Ga; este evento foi seguido, 2,75 a 2,79 Ga atrás, pela formação dos batólitos Turfloop e 
Lekkersmaak de composição semelhante, mas maiores. Todos os granitos híbridos foram então 
colocados em um intervalo de tempo muito curto em torno de 2,69 Ga, junto com os sanucitóides 
s.l. do plúton Matok e coevo com outro episódio importante de anatexia crustal (por exemplo, 
Kreissig et al., 2000; Taylor et al., 2014). A Fig. 9 mostra que há uma semelhança notável entre este 
local sequência de ment no norte do Cráton Kaapvaal e evolução granitóide em outros terranos 
arqueanos em todo o mundo. Inicialmente, há um longo período (até 0,5 Ga, mas geralmente na 
faixa de 0,2–0,3 Ga) de magmatismo TTG quase exclusivo, formando grandes volumes de crosta 
continental félsica. Imediatamente após a colocação de TTG, e dentro de um intervalo de tempo 
mais curto (~ 0,05 Ga em média), toda a gama de granitóides de alto K (sanucitóides s.l., biotita e 
dois granitos portadores de mica, granitos híbridos) é gerada e colocada. A escala planetária deste 
evento é destacada pelo fato de que, na maioria dos crátones, ocorreu no final do éon arqueano, 
entre 3,0 e 2,5 Ga (Fig. 9). No entanto, um escrutínio comparativo da evolução mostra duas 
diferenças temporais principais de um cráton para outro: (1) Os comprimentos absolutos dos dois 
estágios magmáticos variam amplamente de uma região para outra. Exemplos extremos são o 
Cráton Amazônico, onde o episódio de colocação TTG durou ~ 0,1 Ga, e o segundo estágio 
magmático menos de 30 Ma (Fig. 9), e o Cráton Kaapvaal, no qual esses dois eventos duraram cerca 
de ~ 0,50 e ~ 0,15 Ga, respectivamente (Figs. 8 e 9). No entanto, a duração relativa das duas fases foi 
idêntica em ambos os casos. (2) A transição de um estágio magmático para o outro ocorreu em 
momentos muito diferentes globalmente (tão cedo quanto ~ 2,95 Ga no Craton Pilbara, mas tão 
tarde quanto ~ 2,55 Ga no Dharwar e Crátons do Norte da China; Fig. 9), destacando o caráter 
diacrônico do magmatismo arqueano tardio, já comentado por Almeida et al. (2013), Heilimo et al. 
(2011) e Champion e Smithies 3.2. Evidência de dados de isótopos 
A evolução temporal do magmatismo granitóide arqueano tardio é 
 
registrado não apenas pela geocronologia, mas também pela sistemática do isótopo Hf-Nd. A Fig. 10 
mostra a evolução das composições isotópicas iniciais de Hf (zircão) e Nd (rocha inteira) em 
granitóides no norte do Cráton Kaapvaal. O primeiro estágio magmático (3,33–2,85 Ga) é 
caracterizado por valores εHf positivos em zircões de TTGs (εHf (t) = 0 a +5; Fig. 10a), bem como uma 
semelhança próxima entre idades magmáticas de TTGs (2,85– 3,33 Ga; Fig. 8) e suas idades modelo 
Nd (2,95–3,30 Ga; Fig. 10b). Ambas as linhas de evidência indicam inequivocamente que este foi um 
período de magmatismo juvenil e, portanto, de extração da crosta continental do manto. Em 
contraste, granitóides colocados durante o segundo estágio (granitos de biotita e duas micas, 
sanucitóides sl e granitos híbridos) mostram claramente assinaturas "enriquecidas" mais dispersas e 
mais evoluídas (εNd (t) = 0 a −5; εHf (t ) = +2 a −5), apontando para processos significativos de 
retrabalho e reciclagem. Em outras palavras, a história geológica do bloco de Pietersburg é 
caracterizada pela formação de crosta juvenil intensa e duradoura e culminou na reciclagem dessa 
crosta preexistente. Uma revisão dos dados de isótopos Nd de rocha total disponíveis de granitóides 
arqueanos tardios em quatro crátons razoavelmente bem documentados (Escudo Báltico, Cráton do 
Norte da China, Cráton de Dharwar Oriental e Província Superior; após Dey, 2013) mostra que esta 
evolução é sistemática (Fig. 11 ) O primeiro estágio da sequência magmática definida na Seção 3.1 é 
caracterizado por (i) colocação de TTGs juvenis, com εNd (t) predominantemente positivo, por um 
longo período; ou (ii) principais eventos de formação de crosta representados por idades modelo Nd 
de TTGs variando ao longo desse intervalo de tempo (Fig. 11). Em comparação, o segundo estágio 
magmático muito mais curto está sempre associado a uma maior variabilidade das composições de 
isótopos Nd (até 10 unidades épsilon; Fig. 11) e envolvimento óbvio de componentes crustais mais 
antigos em fontes granitóides (εNd (t) altamente negativo). 
De acordo com o modelo petrogenético de TTGs descrito em 
Seção 2.1.3, nova crosta foi formada durante a primeira 
estágio em duas etapas sucessivas: (i) fusão do manto para produzir rochas máficas toleíticas; e (ii) a 
subsequente fusão deste último, dando origem aos TTGs. As composições de isótopos Hf-Nd 
homogeneamente altas e a ampla difusão de idades do modelo ao longo deste longo intervalo de 
tempo indicam que as rochas máficas estavam sendo geradas continuamente a partir do manto e, 
subsequentemente, fundidas novamente para produzir TTGs ao longo de várias centenas de Ma, e 
que o período de tempo entre as duas etapas permaneceu relativamente curto ao longo deste 
período. Em nítido contraste, a assinatura isotópica do segundo estágio aponta para o envolvimento 
coevo de fontes do manto (muitos sanucitóides têm εNd (t) positivo; Fig. 11) e reciclagem da crosta 
continental gerada durante o primeiro estágio. Este segundo estágio possui uma maior diversidade 
de fontes e mecanismos petrogenéticos, que podem ser separados em três categorias: (i) fusão de 
um manto “enriquecido”, para gerar magmas máficos que posteriormente se diferenciam para dar 
origem a suítes sanucitóides (s.l.); (ii) fusão de rochas crustais pré-existentes (principalmente TTGs e 
metassedimentos menores) para produzir granitos de biotita e duas micas; (iii) interação entre os 
tipos de magma de (i) e (ii) (ou suas fontes) para gerar os granitóides híbridos. A reciclagem da 
crosta pode, portanto, ter resultado da fusão intracrustal direta (produzindo granitos de biotita e 
duas micas) ou da introdução de material derivado da crosta terrestre no manto, formando a fonte 
metassomatizada do manto dos sanucitóides s.l. e explicando porque alguns deles assinaturas 
isotópicas relativamente evoluídas (Figs. 10 e 11). 
 
4. Implicações geodinâmicas: evolução granitóide arqueana tardia refletindo subducção e colisão 
continental 
4.1. Primeira etapa: gênese dos TTGs 
4.1.1. Possíveis ambientes geodinâmicos 
A diversidade geoquímica dos TTGs, que é o principal componente crosta arqueana, indica que estes 
foram gerados pelo derretimento de metabasalt em várias profundidades, o que pode ser alcançado 
em vários diferentes configurações geodinâmicas (ver Moyen, 2011; Moyen e Martin, 2012 para 
revisão). Estes incluem (i) configurações semelhantes a subducção em que meta-basaltos 
subductados (crosta oceânica ou planaltos) derreteram devido a gradientes geotérmicos arqueanos 
mais elevados (por exemplo, Defant e Drummond, 1990; Martin, 1986, 1987, 1999; Martin e 
Moyen,2002; Martin et al., 2014; Rapp et al., 2003); (ii) ambiente tectônico mentos não relacionados 
aos limites das placas, como a maturação progressiva de um planalto oceânico acima de uma pluma 
de manto de longa duração (por exemplo, Bédard, 2006, 2013; Bédard et al., 2003; Smithies, 2000; 
Willbold et al., 2009; Zegers e van Keken, 2001) e (iii) cenários intermediários, como delaminação na 
base de uma crosta máfica magmaticamente ou tectonicamente superespessada (N30 km) (por 
exemplo, Bédard et al., 2003; Johnson et al., 2013; Moyen, 20 11; van Thienen et al., 2004). Aqui, 
propomos que a subducção é indiscutivelmente o enambiente para explicar a gênese dos TTGs no 
primeiro estágio da evolução granitóide arqueana tardia. 
 
4.1.2.TTGs do arqueano tardio formados em uma configuração de subducção: restrições 
geométricas e geoquímicas Como discutido anteriormente, a maioria dos TTGs do arqueano tardio 
(b3.0 Ga-old) são ricos em Sr e pobres em Y-HREE, correspondendo, portanto, ao "baixo- HREE 
”grupo de Halla et al. (2009) e os grupos de “média” a “alta pressão” de Moyen (2011), que esses 
autores consideram como tendo sido gerados nas pressões N1.0 GPa (ou seja, em profundidades 
N35 km). É improvável que tal derretimento tenha ocorrido na crosta, especialmente no contexto 
arqueano onde um maior fluxo de calor do manto resultou em uma crosta mais fraca, incapaz de 
sustentar espessuras N30 km (Inglaterra e Bickle, 1984; Johnson et al., 2013 ; Rey e Coltice, 2008). 
Assim, a gênese desses magmas requer que rochas máficas (hidratadas) fossem de alguma forma 
introduzidas profundamente no manto. Este requisito é facilmente alcançado no contexto de uma 
configuração de subducção. Porém, também pode ser cumprido por outros cenários, especialmente 
se a base da crosta máfica se tornar gravitacionalmente instável devido a a formação de eclogitos 
em profundidade. A formação de uma raiz eclogítica pode ser devido à fusão parcial do material 
máfico na base de uma crosta oceânica ou planalto, produzindo resíduos contendo granada e 
piroxênio (por exemplo, Bédard, 2006; Zegers e van Keken, 2001). No entanto, esses resíduos 
delaminados consistiriam em material anidro e refratário, que provavelmente não derreterá mais e, 
portanto, produzirá os grandes volumes de TTG observados nos cratons do arqueano tardio. 
Alternativamente, a delaminação pode ocorrer "espontaneamente" se a crosta máfica for espessa o 
suficiente para que as assembléias eclogíticas sejam estáveis em sua base, mas isso pode ocorrer 
apenas se a crosta tiver uma composição komatiítica (N21 wt.% MgO; Johnson et al. , 2013), embora 
a fonte de TTGs seja basáltica em vez de komatiítica. A única maneira de gerar TTGs de "média" e 
"alta pressão" derretendo rochas máficas delaminadas é, portanto, considerar uma crosta basáltica 
tectonicamente superespessada (ou seja, gravitacionalmente instável) (Moyen, 2011). 
Embora plausível para explicar a origem dos TTGs como tal, este possibilidade é desafiada por toda a 
evolução do arqueano tardio granitóides, e em particular a colocação subsequente de sanucitóides 
(s.l.) durante a segunda fase da sequência magmática. Sanucitóides foram gerados por interações 
entre peridotito do manto e material rico em LILE, LREE (ver Seções 2.2.3 e 3.2). Esse material tinha 
que ser rico em água, a fim de contabilizar o conteúdo geralmente alto de H2O do sanucitóide 
"primário" magmas (Laurent et al., 2013a; Lobach-Zhuchenko et al., 2008; Oliveira et al., 2009, 
2010). Basaltos delaminados não seriam ricos o suficiente em elementos incompatíveis e água para 
representar tal material. Alternativamente, o derretimento de rochas basálticas delaminadas pode 
ter produzido TTGs LILE- ricos em LREE e hidratados, que por sua vez foram responsáveis pelo 
metassomatismo no manto circundante. Nesse caso, seria de se esperar que os sanucitóides fossem 
produzidos a qualquer momento junto com os TTGs, em resposta aos sucessivos eventos de 
reenriquecimento do manto por delaminação do material da crosta inferior. Em vez disso, a 
evolução dos granitóides arqueanos tardios mostra que os sanucitóides s.l. estão mais associados a 
granitos de biotita, duas micas e híbridos e amplamente restritos ao segundo estágio da evolução 
magmática (ver Seção 3 e Figs. 8 a 11). Além disso, muitos autores propuseram que a fonte do 
manto de alguns sanukitoids s.l. interagiu com sedimentos, ou derivado de sedimentos fluidos / 
derretimentos (Halla, 2005; King et al., 1998; Laurent et al., 2011, 2014; Lobach-Zhuchenko et al., 
2008; Mikkola et al., 2011b), que são mais facilmente introduzidos na profundidade do manto por 
subducção. A delaminação do material supracrustal pode ser uma alternativa à subducção (por 
exemplo, Bédard, 2013), mas tal material flutuante seria difícil de transferir para profundidades 
crustais mais baixas, mesmo considerando uma reviravolta convectiva clássica. E se assim for, é 
improvável que sobreviva à sua transferência através de uma crosta quente, convectiva e 
certamente parcialmente derretida. Finalmente, a assinatura isotópica radiogênica de muitos 
sanucitóides (Fig. 11) indica que as interações entre o manto e os componentes enriquecidos 
ocorreram logo (b0,3 Ga e mais frequentemente b0,1 Ga) antes da colocação (Halla, 2005; Käpyaho 
et al. , 2006; Kovalenko et al., 2005; Laurent et al., 2011, 2014; Shirey e Hanson, 1984). Isso apóia a 
hipótese de que a gênese dos sanucitóides ocorreu logo após um evento de subducção. É 
importante ressaltar que a presença de TTGs de “baixa pressão” (pobres em Sr e Al, ricos em Y e 
HREE) no registro geológico arqueano tardio (Almeida et al., 2011; Feng e Kerrich, 1992; Halla et al. ., 
2009; Whalen et al., 2002; consulte a Seção 2.1.3) não impede uma configuração de placa 
convergente. Como pro apresentada por vários autores, a subducção pode ocorrer em um ambiente 
"intra-oceânico", por ex. abaixo de um espesso planalto oceânico (Almeida et al., 2011, 2013; Halla 
et al., 2009; Heilimo et al., 2010). Esta configuração particular explicaria adequadamente a 
coexistência, e até mesmo o caráter comagmático em alguns casos (Almeida et al., 2011), de TTGs 
de “baixa pressão” e “alta pressão”. Os últimos representam, portanto, “lajes derretidas”, enquanto 
os primeiros se originaram por fusão parcial na base da pilha máfica espessa sobreposta, aquecida 
por condução térmica e advecção. 
4.1.3. O significado de "subducção" 
A conclusão de que TTGs do arqueano tardio se formaram em uma "subducção" ambiente não 
implica necessariamente que essas zonas de "subducção" fossem semelhantes às situações atuais 
(ou seja, uma laje contínua de longa duração mergulhando regularmente ao longo de uma margem 
ativa com vários milhares de quilômetros de comprimento), nem que fossem a força motriz das 
placas tectônicas naquela hora. Moyen e van Hunen (2012) propuseram que, ao contrário da 
situação atual, uma laje subduzida arqueana não poderia ter sido estável, mas teria sido submetida a 
freqüentes rupturas, levando ao afundamento episódico de fragmentos basálticos no manto. Tal 
processo é possível O cenário para o período arqueano tardio e normalmente resultaria em vários 
pulsos de magmatismo TTG, como visto no bloco de Pietersburg (Zeh e Gerdes, 2012; ver Seção 3.1 e 
Fig. 8) e vários outros terranos dessa idade (Figs. 9 e 11). Da mesma forma, se considerarmos o 
derretimento de planaltos oceânicos subductados, a produção episódica deste último seria 
responsável por pulsos sucessivos de magmatismo TTG (Martin et al., 2014). Por outro lado, se a 
subducção arqueana tardia fosse realmente um processo instável e transiente, então provavelmente 
não era capaz de conduzir as placas tectônicas com eficiência (Moyen e van Hunen, 2012; O'Neill et 
al., 2007b; Sizova et al., 2010; van Hunen e van den Berg, 2008). Recentemente, Bédard et al. (2013) 
propuseram uma solução para este paradoxo propondo que os núcleos da crosta continental eram 
na verdade o agente tectônico ativo, derivando em resposta ao arrastamento de sua quilha de 
manto rígido nas correntes de convecção do manto. Em suas bordas de ataque, tais proto-cratões à 
deriva substituiriam a crosta oceânica, máfica ou planaltos, que por sua vez seriam enterrados 
profundamente no manto e, eventualmente, derreteriam para produzir "médio" a "alto- 
pressão ”TTGs; um cenário equivalente à subducção do ponto de vista geométrico (e geoquímico). 
 
4.2. Segundo estágio: gênese de sanucitóides s.l., biotita, granitos de duas micas e híbridos 
4.2.1. Possíveis ambientes geodinâmicos 
Em todos os terranos arqueanos tardios, os granitóides colocados durante o segundo estágio 
magmático(sanucitóides sl, granitos de biotita e duas micas, granitóides híbridos) resultam de 
diferentes graus de interação entre duas fontes principais de membros finais: (i) a crosta continental 
local e (ii) peridotito do manto enriquecido metassomicamente em elementos incompatíveis. Isso 
implica que ambos os reservatórios geoquímicos foram associados geometricamente e requer uma 
anomalia térmica para explicar seu derretimento coevo. Existem dois ambientes geodinâmicos 
diferentes que atendem a essas restrições: (i) um evento de acreção terrestre (ou seja, colisão 
continental), onde o espessamento da crosta seguido de ruptura da laje, recuo ou delaminação 
litosférica fornece a fonte de calor necessária (Dey et al., 2014; Feng e Kerrich, 1992; Halla et al., 
2009; Heilimo et al., 2010; Laurent et al., 2013a, 2014; Mikkola et al., 2011b; Smithies et al., 2007; 
Whalen et al., 2004), ou (ii) uma configuração intraplaca, onde o litosfera é afetada por um evento 
térmico, como a ressurgência da pluma (Jayananda et al., 2000) ou ruptura e desagregação de um 
continente estável (Smithies e Champion, 2000). Seguindo a maioria dos autores, preferimos o 
modelo de amalgamação terrena e colisão continental, como discutido abaixo. 
4.2.2. Colisão continente-continente: analogia com granitóides colisionais pós-arqueanos 
Claramente, a gama de granitóides formados durante o segundo estágio da evolução arqueana 
tardia são mais parecidos com aqueles formados em configurações colisionais pós-arqueanas do que 
ambientes intraplaca. De fato, granitóides ricos em K e cálcio-alcalinos gerados em contextos de 
colisão sin-final de orógenos b2.5 Ga-old também derivam da respectiva contribuição da crosta local 
e do manto litosférico metassomatizado, enquanto os granitóides formados em configurações 
puramente intraplacas são invariavelmente alcalino e menos diverso (Bonin, 2004; Clemens et al., 
2009; Debon e Lemmet, 1999; Downes et al., 1997; Ferré et al., 1998; Frost et al., 2001; Harris et al., 
1986; Liégeois et al., 1998; Turner et al., 1992). Para exemplo, o magmatismo Cenozóico no Himalaia 
é caracterizado pelo 
 
coexistência de granitóides de alto K gerados pelo derretimento da crosta local (ou 
metassedimentos para os Leucogranitos do Alto Himalaia ou litologias meta-ígneas para granitóides 
cálcio-alcalinos; por exemplo, Aikman et al., 2012; Chung et al., 2003; Guo e Wilson, 2012; Harrison 
et al., 1997, 1999; Le Fort et al., 1987; Reichardt et al., 2010; Zeng et al., 2011) e alto K cálcio-
alcalino, shoshonítico a ultrapotássico, máfico e intermediário como vulcânicos, derivados de 
peridotito metassomatizado de manto com flogopita e / ou anfibólio (por exemplo, Gao et al., 2010; 
Mahéo et al., 2009; Miller et al., 1999; Williams et al., 2004; Xu et al. , 2001; Zhao et al., 2009). A fim 
de apoiar esta analogia, apresentamos aqui uma comparação dos granitóides colocados durante o 
segundo estágio da evolução magmática arqueana tardia com granitóides paleozóicos do Maciço 
Central Francês (FMC). Lá, a erosão expôs os níveis crustais médios do cinturão orogênico Variscan e, 
em particular, enormes quantidades de granitóides sin-colisionais tardios do Carbonífero. Esses 
granitóides podem ser classificados em três grupos (Fig. 12): 
 
(1) Baixo FeOt + MgO (b10% em peso) muscovita peraluminosa - ou 
granitos com cordierita, com teores moderados de elementos incompatíveis (por exemplo, Couturié, 
1977; Ledru et al., 2001; Turpin et al., 1990). Todos foram gerados pelo derretimento parcial de uma 
fonte crustal (geralmente metassedimentar) (Barbey et al., 1999; Williamson et al., 1992, 1997). 
(2) FeOt + MgO alto, metaluminoso, intermediário a máfico 
(SiO2 = 45-60% em peso) monzo- e sienodioritos, ricos em K 
e elementos incompatíveis (4 ≤ K2O ≤ 9% em peso), localmente referidos como “vaugneritas” (Aït-
Malek, 1997; Couzinié et al., 2014; Galán et al., 1997; Gardien et al., 2011; Ledru et al., 2001; 
Michon, 1987; Montel e Weisbrod, 1986; Solgadi et al., 2007). Sua gênese requer uma fonte de 
manto enriquecida (por exemplo, Agranier, 2001; Couzinié et al., 2014; Debon e Lemmet, 1999; von 
Raumer et al., 2013). 
 
(3) Granitos "sub-alcalinos", que são ricos em K, geralmente anfibólio 
contendo granitóides contendo abundantes enclaves máficos microgranulares (por exemplo, Didier 
et al., 1989; Solgadi et al., 2007). Esses 
acredita-se que granitóides resultem da mistura ou mistura de 
os dois grupos anteriores (Downes et al., 1997; Solgadi et al., 2007) que deram origem a uma grande 
variedade de fases híbridas e heterogêneas. Como mostrado na Fig. 12, a composição desses três 
grupos de granitóides do FMC se sobrepõe aos granitóides colocados durante o segundo estágio da 
evolução granitóide do Arqueano tardio. Os “vaugneritas” são os mais ricos em óxidos 
ferromagnésicos e em elementos incompatíveis, exibindo, portanto, as mesmas características que 
os sanucitóides s.l. Por outro lado, os granitos peraluminosos FMC são comparáveis aos granitos de 
biotita e duas micas do arqueano tardio, no sentido de que eles derivam de processos 
petrogenéticos semelhantes, ou seja, derretimento das litologias crustais dominantes (que são 
principalmente TTGs em terrenos arqueanos e metassedimentos em orógenos pós-arqueanos, o que 
explica a ocorrência limitada de granitos de duas micas antes de 2,5 Ga). Além disso, uma variedade 
de granitóides varia entre esses dois membros finais, ou seja, os granitóides híbridos do arqueano 
tardio e os "subalcalinos" do Carbonífero tardio. Portanto, pode-se concluir razoavelmente que os 
granitóides que caracterizam o segundo estágio magmático da evolução arqueana tardia foram 
gerados em um ambiente geodinâmico de colisão tardia. Esta hipótese também é apoiada por dados 
de isótopos de granitóides arqueanos tardios: o segundo estágio da evolução magmática é de fato 
marcado por uma maior diversidade de assinaturas de isótopos Nd-Hf iniciais do que o primeiro, e 
notavelmente de uma propagação para composições menos radiogênicas ( veja as Figs. 9 e 11 e a 
Seção 3.2). No registro pós-arqueano, tais evoluções isotópicas distintas são geralmente observadas 
quando um ambiente convergente (isto é, subdução) se transforma em colisão continental, por 
exemplo, no cinturão de dobras de Lachlan no sudeste da Austrália (por exemplo, Hawkesworth et 
al., 2010; Kemp et al. , 2009) ou a área de Kohistan no Paquistão (Bouilhol et al., 2013). A tendência 
de composições isotópicas de Nd-Hf menos radiogênicas também é muito consistente com um 
aumento nos processos de retrabalho e reciclagem, respectivamente associados ao espessamento 
da crosta durante a colisão (gênese de granitos biotita e bi-mica) e derretimento de "enriquecido 
”Fontes de manto com baixas razões Sm / Nd e Lu / Hf durante o estágio pós-colisional. Finalmente, 
os sanucitóides s.l., biotita, granitos de duas micas e fases híbridas são coevos ou colocados dentro 
de um curto intervalo de tempo imediatamente após o declínio do magmatismo TTG. Essa evolução 
muito específica ocorreu em uma escala planetária entre 3,0 e 2,5 Ga, mas em momentos 
ligeiramente diferentes de um cráton para outro (ver Seção 3.1). Se a atividade das plumas do 
manto estivesse na origem desses granitóides, então a ressurgência da pluma teria ocorrido em 
tempos diferentes de um lugar para outro, mas sempre imediatamente após um período de 
magmatismo TTG, o que é implausível. Além disso, há um forte controle estrutural sobre a colocação 
de granitóides durante o segundo estágio: magmas intrometem-se especificamente ao longo de 
estruturas em escala crustal (Champion e Sheraton, 1997; Jayananda et al., 1995; Moyen et al., 
2001), nos limites entre domínios crustais distintos (Bibikova et al., 2005; Heilimo et al., 2010; 
LobacZhuchenko et al., 2005; van Kranendonk et al., 2007) e / ou em associação com 
superimpressões tectono-metamórficas regionais (Laurent etal., 2011, 2014). Além disso, em uma 
determinada área cratônica, o arqueano tardio granulitos são geralmente contemporâneos com os 
granitóides colocados durante a segunda etapa da evolução magmática (Percival, 1994). Todas as 
linhas de evidência, portanto, apóiam os granitóides sendo espacialmente e temporalmente 
associados com amalgamação terrena ao invés de uma pluma ou evento de rachadura. 
4.2.3. O significado de "colisão continente-continente" A terminologia de "colisão continente-
continente" que usamos aqui tem um significado muito geral e refere-se principalmente ao 
amálgama de dois blocos continentais. A colisão continental pode ser acomodada por diferentes 
estilos orogênicos, incluindo recuo ou avanço dos limites das placas seguido pela colisão adequada, 
que pode ocorrer e evoluir de acordo com diferentes cenários (como recuo da placa, ruptura ou 
convergência contínua e formação de um orogênico platô) dependendo das condições termo-
mecânicas do sistema (Cawood et al., 2009; Duretz e Gerya, 2013; Vanderhaeghe, 2010; e 
referências nele). Essas diferentes possibilidades variam principalmente em termos de gradientes 
geotérmicos, cinemática, padrões de deformação e extensão do espessamento da crosta. 
(que pode ser limitado, por exemplo, no caso de um orógeno “quente” ou recuando). No entanto, 
ressaltamos aqui que o fator comum em todos esses cenários é o envolvimento do manto 
metassomatizado e das litologias crustais na gênese dos magmas granitóides, independentemente 
da geometria do sistema e da fonte de calor na origem do derretimento da crosta e do manto 
litosférico. . 
4.3. Um modelo geodinâmico global 
A evidência acima aponta para a evolução do granito arqueano tardio 
oids registrando um episódio de subducção (primeiro estágio) e subsequente colisão continente-
continente (segundo estágio). Esta conclusão é consistente com aqueles de estudos anteriores 
enfocando a diversidade de granitóides arqueanos tardios em uma determinada área cratônica 
(Almeida et al., 2011, 2013; Dey et al., 2014; Feng e Kerrich, 1992; Halla et al. , 2009; Käpyaho et al., 
2006; Moyen et al., 2003; Smithies e Champion, 2000; Whalen et al., 2004) e com revisões da 
evolução geodinâmica em terranos arqueanos individuais (Percival et al., 2006; Smithies et al., 
2007; van Kranendonk et al., 2007). Portanto, uma tentativa, genérica A evolução geodinâmica para 
terranos arqueanos tardios é proposta na Fig. 13. Durante a primeira fase, a subducção ocorre com 
possível quebra episódica e naufrágio de "jangadas" da crosta oceânica basáltica e / ou planaltos 
oceânicos (Fig. 13a). Isso leva a (i) vários pulsos de magmatismo TTG juvenil durante um longo 
período de tempo e (ii) metassomatismo da "cunha do manto" sobreposta por fluidos ou 
derretimentos derivados de metabasalts (isto é, TTGs) e / ou derivados de crosta, sedimentos 
terrígenos . A subdução pode ocorrer ao longo de um núcleo continental paleoarquiano pré-
existente (por exemplo, no norte do Cráton Kaapvaal) ou em um cenário "intra-oceânico", por 
exemplo, abaixo de um planalto oceânico espesso e recente (Almeida et al., 2011, 2013 ; Halla et al., 
2009) (Fig. 13a; consulte também a Seção 4.1). Em última instância, esta primeira etapa leva ao 
fechamento de uma bacia oceânica e à soldagem de dois (proto) blocos continentais (colisão 
continental). Nesse estágio, os sanukitoids s.l. pode ser gerado por interação significativa entre o 
último derretimento TTG e o peridotito, enquanto o espessamento da crosta desencadeia seu 
derretimento parcial, dando origem a granitos de biotita e duas micas (Fig. 13b). Sanukitoid s.l. 
também pode ser colocado durante o período final a pós-colisional devido ao relaxamento e 
extensão térmica, que induzem a fusão do manto litosférico previamente enriquecido (Fig. 13c). 
Quebra da laje, recuo da laje ou delaminação da litosfera, que é provável que ocorra em os estágios 
tardio a pós-colisional (Vanderhaeghe, 2010), tem sido consistentemente proposto como gatilhos 
tectônicos para a geração de sanucitóides s.l. (Almeida et al., 2013; Halla et al., 2009; Laurent et al., 
2014; Lobach-Zhuchenko et al., 2008; Mikkola et al., 2011b; Whalen et al., 2004). A anomalia térmica 
resultante também pode promover mais anatexia crustal. Durante os períodos sin- (Fig. 13b) e 
colisional tardio (Fig. 13c), a interação entre os sanucitóides s.l. e derretimentos derivados da crosta 
potencialmente geram um amplo espectro de granitóides híbridos. Dependendo das condições 
locais, como a composição das fontes envolvidas na gênese do magma, a natureza dos granitóides 
resultantes pode variar de um cráton para outro. Isso explica de forma confiável (i) por que alguns 
tipos de granitóides são mais comuns em certos crátons do que outros, e (ii) as diferenças internas 
dentro de cada grupo de terranos distintos. Por outro lado, como mostrado na Fig. 13b-c, os 
granitóides relacionados ao segundo estágio magmático podem ser gerados em diferentes períodos 
durante a colisão continente-continente, explicando adequadamente as diferenças na cronologia 
relativa e absoluta dos granitóides. colocação de um craton para outro. Além disso, a geometria do 
sistema e o estilo orogênico também podem desempenhar um papel. Por exemplo, acredita-se que 
o bloco de Pietersburg tenha se formado como uma margem convergente "Cordilheira", com 
acreção sucessiva de microcontinentes na borda norte do cráton Kaapvaal (por exemplo, Zeh et al., 
2013). Neste contexto, um período prolongado de retrabalho crustal e enriquecimento do manto 
seria esperado, explicando a longa duração do segundo estágio (~ 0,15 Ga) em relação a outros 
cratons (ver Figs. 8 e 9). 
5. O início da tectônica de placas de "estilo moderno" 
5.1. Comparação com granitóides Eo- a Mesoarquianos 
Uma evolução em dois estágios do magmatismo granitóide, de dominante Magmas TTG para a 
colocação de granitos de alto K, também foram relatados em alguns dos primeiros terranos 
arqueanos: (i) a área do Barberton greenstone belt (sudeste do Cráton Kaapvaal; ver Fig. 1) entre ~ 
3,55 e ~ 3,09 Ga (Clemens et al., 2010; Kamo e Davis, 1994; Sanchez-Garrido et al., 2011; Yearron, 
2003; Zeh et al. ., 2009); (ii) o Cráton do Atlântico Norte (Groenlândia) entre ~ 3,85 e ~ 3,50 Ga 
(Friend e Nutman, 2005; Nutman et al., 2007, 2013 ); e (iii) o Craton de Pilbara Oriental (NW 
Austrália) entre ~ 3,50 e ~ 3,25 Ga (cevada e Pickard, 1999; Bickle et al., 1989; van Kranendonk et al., 
2007). Para cada região, quando esses granitóides são plotados no diagrama de classificação 
sintética ternário (ver Fig. 7 e Seção 2.5), os granitóides mais antigos correspondem ao “campo 
TTG”, enquanto o mais jovem mostra mais diversidade (Fig. 14). No caso de Pilbara Leste (Fig. 14a) e 
SW da Groenlândia (Fig. 14b), esses granitóides de "segundo estágio" se espalharam entre os 
campos de granitos de biotita e de duas micas, por um lado, e o dos TTGs, por outro lado. No 
entanto, ambos os terranos notavelmente carecem de um sanukitoid s.l. componente (Fig. 14a-b) e, 
portanto, não são equivalentes aos domínios arqueanos tardios. A situação é bastante diferente na 
área de Barberton, onde algumas amostras do conjunto de granito Monzogranito-Sienita (GMS) de ~ 
3.1 Ga de idade dentro do campo de sanukitoids s.l. (Fig. 14c). Embora essas amostras sejam 
subordinadas em volume, elas possivelmente representam o envolvimento de fontes de manto 
enriquecido, o que é consistente com a ocorrência proposta de um evento de subducção ≥3,23 Ga-
old nesta área (Moyen et al., 2006). Portanto, a evolução dos granitóides na região de Barberton 
possivelmente resulta de subducções e colisões sucessivas, representando assim um exemplo inicial 
da sequência magmática arqueana tardia descrita nesta revisão. No entanto, até onde sabemos, a 
diversidade de granitóides relatada em a área de Barberton não tem equivalente mais antigo. Isso 
significa que a evolução