G U-P S -N P F A O S I SW C A - ufmt.br · Trabalhos de Laboratório ..... 15 Análises...
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i MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Newton Diego Couto do Nascimento GEOLOGIA, GEOCRONOLOGIA U-PB E SM-ND E PETROLOGIA DO MIGMATITO FURNA AZUL: IMPLICAÇÕES SOBRE A EVOLUÇÃO CRUSTAL MESOPROTEROZOICA DA OROGENIA SAN IGNÁCIO – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO Orientador Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz Co-orientador Prof. Dr. Ronaldo Pierosan CUIABÁ 2015
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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Newton Diego Couto do Nascimento
GEOLOGIA, GEOCRONOLOGIA U-PB E SM-ND E PETROLOGIA
DO MIGMATITO FURNA AZUL: IMPLICAÇÕES SOBRE A EVOLUÇÃO
CRUSTAL MESOPROTEROZOICA DA OROGENIA SAN IGNÁCIO – SW
DO CRÁTON AMAZÔNICO
Orientador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Co-orientador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
CUIABÁ
2015
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Prof. Dr. Francisco José Dutra Souto
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Leny Caselli Anzai
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
Diretor
Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
Chefe
Prof. Dr. Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
Vice-Coordenadora
Profª. Drª. Ana Cláudia Dantas da Costa
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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N° 57
GEOLOGIA, GEOCRONOLOGIA U-PB E SM-ND E PETROLOGIA
DO MIGMATITO FURNA AZUL: IMPLICAÇÕES SOBRE A EVOLUÇÃO
CRUSTAL MESOPROTEROZOICA DA OROGENIA SAN IGNÁCIO - SW
DO CRÁTON AMAZÔNICO
Newton Diego Couto do Nascimento
Orientador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Co-orientador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
CUIABÁ
2015
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geociências do Instituto de
Ciências Exatas e da Terra da Universidade
Federal de Mato Grosso como requisito
parcial para a obtenção do Título de Mestre
em Geociências.
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GEOLOGIA, GEOCRONOLOGIA U-PB E SM-ND E PETROLOGIA DO
MIGMATITO FURNA AZUL: IMPLICAÇÕES SOBRE A EVOLUÇÃO
CRUSTAL MESOPROTEROZOICA DA OROGENIA SAN IGNÁCIO - SW
DO CRÁTON AMAZÔNICO
BANCA EXAMINADORA
_______________________________________
Profo. Dr. Ronaldo Pierosan
Co-orientador (UFMT)
_______________________________________
Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
Examinador Interno (UFMT)
_______________________________________
Prof. PhD. Ruy Paulo Philipp
Examinador Externo
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Dedicatória
Aos sonhos profissionais da mais dedicada professora e mãe: Nilta Andrelina do
Couto e ao meu filho amado Arthur Sebastian.
vii
Agradecimentos
Agradeço o Programa de Pós-Graduação em Geociências por todo suporte e estrutura
oferecidos para obtenção do titulo de mestre, especialmente a Daniele Cristina que não mede
esforços para ajudar os pós graduandos do programa. A CAPES (PROCAD nº 096/2007) pela
conceção da bolsa de mestrado e ao GEOCIAM (Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia
de Geociências da Amazônia), pelo suporte financeiro utilizado em aperfeiçoamento
intelectual em minicursos e eventos desde a graduação. Um agradecimento especial aos
orientadores Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz e Prof. Dr. Ronaldo Pierosan, bem como aos
professores Jayme Leite e Ruy Philipp que contribuíram de forma majestosa, com uma
arguição séria, otimista e produtiva.
Ao Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica (Guaporé), principalmente
aos professores Maria Zélia Aguiar de Sousa, Maria Elisa Batata, Gabrielle Lima e João
Batista Matos, sempre me apoiando e ajudando nas discussões e correções. Agradeço também
os demais membros do grupo e a todos os colegas que de alguma forma contribuíram para
realização deste, principalmente aqueles que me acompanharam nas etapas de campo Débora
Faria, Meice Mendes e Rafael Modesto. Aos parceiros de trabalho Jonas Rambo, Paulo
Moché, Guilherme Mene (Cascalho) e Daniel Ramos (Pira) pela confecção de seções
delgadas.
Agradeço também ao Departamento de Recursos Minerais pelo suporte laboratorial,
principalmente aos professores Paulo Cesar e Márcia Barros, sempre dispostos a ajudar.
Agradeço a ajuda e o suporte disponibilizado pela GENMAT (Laboratório de Microscopia
Eletronica de Varredura e Espectroscopia de Energia Dispersiva de Raio-X, MEV/EDX),
agradeço principalmente o Prof. Ailton José Terezo e o químico e amigo desde o ensino
médio Rafael Alonso pela realização das análises minerais, foi uma satisfação trabalhos com
os senhores.
Aos laboratórios de Microscópia Eletrônica de Varredura (LabMev) e Geologia
Isotópica (ParáIso) da Universidade do Pará, principalmente aos professores Claúdio
Lamarão, Candido Moura, Jean Michel Lafon, à química Elma Costa Oliveira e a geóloga
Gisele Tavares Marques pelo apoio e dedicação durante o período de preparação e análise.
Agradeço também aos técnicos do CPGeo (Centro de Pesquisa em Geociências da USP)
Vasco Loios e Kei Sato pelo suporte durante a preparação e análises geocronológicas U-Pb.
viii
Um agradecimento especial para minha prima Cláudia Tokashiki do Couto pelo
incentivo e disposicição a me ajudar durante toda essa trajetória, além do encaminhamento
para a geologia, me ajudou muito com hospedagem em São Paulo, além de receber outros
alunos do Grupo Guaporé. E um agradecimento mais que especial a minha mãe Nilta
Andrelina do Couto por me escolher para ser protagonista de um sonho, hoje realidade. Nada
disso seria possível se não fosse o infinito incentivo e dedicação empregados por ela.
Agradeço a todos os meus familiares que também sempre acreditaram em mim, à
minha esposa Luciana Marques de Godoy e toda Família Godoy agradeço a paciência e
perseverança.
ix
Sumário
Agradecimentos ..................................................................................................................................................... vii
Sumário .................................................................................................................................................................. ix
Lista de Anexos ...................................................................................................................................................... xi
Resumo ................................................................................................................................................................. xiii
Abstract ................................................................................................................................................................. xv
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO ........................................................................................................................... 12
I.1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 12 I.1.1. PROBLEMÁTICA E RELEVÂNCIA ...................................................................................................... 12 I.1.2. OBJETIVOS ......................................................................................................................................... 13
I.1.2.1. Objetivo Geral ............................................................................................................................. 13 I.1.2.2. Objetivos Específicos ................................................................................................................. 13
I.1.3. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ..................................................................................................... 13 I.1.4. MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA ............................................................................................... 14
I.1.4.1. Etapa Preliminar ............................................................................................................................ 14 I.1.4.2. Etapa de Aquisição de Dados ........................................................................................................ 14
I.1.4.2.1. Trabalhos de Campo ............................................................................................................... 14 I.1.4.2.2. Trabalhos de Laboratório ....................................................................................................... 15
Análises Petrográficas ....................................................................................................................... 15 Análises de EDX (Energia Dispersiva de Raio-X) ............................................................................ 15 Análises Geocronológicas - Método U-Pb SHRIMP (zircão) ........................................................... 16
I.1.4.3. Etapa de Tratamento e Sistematização de Dados ......................................................................... 17 I.1.4.4. Etapa de Conclusão e Divulgação dos Resultados ........................................................................ 17
I. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL.......................................................................... 18 I.2.1. O CRÁTON AMAZÔNICO ..................................................................................................................... 18
I.2.1.1. A Província Rondoniana – San Ignácio. ........................................................................................ 19 I.2.1.1.1 O Terreno Paraguá .................................................................................................................. 22
I.3.1. FUSÃO PARCIAL OU ANATEXIA .......................................................................................................... 27 I.3.1.1. Classificação dos migmatitos. ....................................................................................................... 27
CAPITULO II - ARTIGO CIENTÍFICO .............................................................................................................. 32
II.1. INTRODUÇÃO ....................................................................................................................... 33
II.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ........................................................................... 34
II.3. ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS ................................................................ 37
II.4. CARACTERIZAÇÃO GEOQUIMICA ................................................................................ 43
II.5. GEOCRONOLOGIA U-Pb (SHRIMP) ................................................................................. 51
II.5. GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Sm-Nd EM ROCHA TOTAL ............................................. 53
II.6. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES .......................................................................................... 54
REFERÊNCIAS............................................................................................................................... 56
CAPITULO III - DISCUSSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS ........................................................................ 59
Referências ............................................................................................................................................................ 62
Anexos ................................................................................................................................................................... 66
Anexo 1. ............................................................................................................................................ 66
Anexo 2. ............................................................................................................................................ 75
Anexo 3 ............................................................................................................................................. 80
x
xi
Lista de Anexos
Anexo 1. Análise Mineral Semi-quantitativa em Microscópio Eletrônico de Varredura e
Espectroscopia de Energia Dispersiva de Raio-X (MEV/EDX)......................................................67
Anexo 2. Caracterização morfológica e composicional dos zircões do Gnaisse Furna Azul – o uso de
MEV/EDS e implicações petrogenéticas........................................................................................76
Anexo 3. Geologia da parte Norte da Folha São João do - SD.21-Y-C-IV: Uma Contribuição ao
conhecimento do embasamento do Grupo Aguapeí no Sw de Mato Grosso..................................81
xii
xiii
Resumo
O Migmatito Furna Azul foi primeiramente descrito como um ortognaisse bandado de composição
tonalítica a granodiorítica pertencente a Suíte Intrusiva Serra do Baú e correlato ao Complexo Gnaisse
Chiquitania na Bolívia. Os aspectos petrograficos e estruturais permitem classificar o migmatito como
metatexitos transicionais, sendo possível distinguir fácies ricas em melanossoma de ricas em
leucossoma. Enclaves anfibolíticos e injeções dioríticas ocorrem com frequência. A paragênese
essencial dos metatexitos é constituída por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, biotita e granada,
que se orientam formando níveis hololeucocráticos e mesocráticos de melanossoma e leucossoma
intercalados. Os enclaves são constituídos por hornblenda marron, plagioclásio, quartzo e
clinopiroxênio, distribuídos em bandas concordantes com a estruturação dos metatexitos. Essa
assembleia mineral, apesar de não diagnóstica, indica um pico metamórfico de fácies anfibolito alto.
As injeções de dioritos são formadas por plagioclásio, feldspato alcalino e quartzo (< que 13%), tendo
comumente biotita, granada, epidoto e monazita como acessórios. Em termos de evolução da
deformação nota-se que os metatexitos e os enclaves foram intensamente deformados, enquanto que as
injeções são discretamente foliadas, provavelmente sin a tardi cinemáticas. O padrão geoquímico
sugere uma evolução crustal em dois estágios, primeiro houve a formação do protólito em 1,43 Ga,
precoce a Orogenia San Ignácio, a partir do retrabalhamento de uma crosta orosiriana (1,9 Ga). Em um
intervalo de 100 mil anos, ocorreu o metamorfismo de médio grau responsável pela fusão crustal e
formação dos metatexitos durante o estágio colisional da Orogenia San Ignácio evidenciado também
pela geração de estruturas típicas de migmatitos associados a cristalização das injeções dioríticas em
torno de 1,34 Ga a partir da fusão de uma crosta continental mais jovem extraída do manto em 1,47
Ga.
Palavras-chave: Migmatito Furna Azul; Terreno Paraguá; Província Rondoniana-San Ignácio
xiv
xv
Abstract
The Migmatite Furna Azul was first described as a banded orthogneiss of tonalitic to granodioritic
belonging to Intrusive Suite Serra do Bau correlate the Gneiss Complex Chiquitanía described in Bolivia.
Petrographic and structural features to classify the migmatite as transitional metatexites, being possible to
distinguish rich facies melanosome from another leucosome. Amphibolites enclaves and dioritics injections
occur frequently. The essential paragenesis of metatexites consists of quartz, plagioclase, alkali feldspar, biotite
and garnet, which are oriented forming hololeucocratics levels and mesocratic of melanosome and leucosome
interspersed. The enclaves are made up of brown hornblende, plagioclase, quartz and clinopyroxene distributed
in concordants bands with the structure of metatexites. This mineral assemblage, although not diagnostic,
indicates a high peak metamorphic in the amphibolite facies. The diorites injections are composed of
plagioclase, alkali feldspar and quartz (<13%) and commonly biotite, garnet, epidote and monazite as
accessories. In terms of evolution of deformation note that the metatexites and enclaves were intensely deformed,
while injections are slightly foliated, probably the sin and tardi cinematic. The geochemical pattern suggests a
crustal evolution in two stages, first there was the formation of the protolith in 1.43 Ga, early to Orogeny San
Ignacio, from the reworking of a orosirian crust (1.9 Ga). In an interval of 100,000 years, was the average
degree of metamorphism responsible for crustal melting and forming of metatexites during the collisional stage
of orogeny San Ignacio, also evidenced by the generation of migmatites of typical structures associated with
crystallization of dioritics injections around 1.34 Ga, from the melting of the continental crust younger extracted
from the mantle at 1.47 Ga.
Keywords: Furna Azul Migmatite; Paragua Terrane; Rondonian-San Ignacio Province
xvi
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
(12)
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO
I.1. INTRODUÇÃO
I.1.1. PROBLEMÁTICA E RELEVÂNCIA
A Província Rondoniana – San Ignácio (ca. 1.56 – 1.30 Ga) é considerada como um orógeno
composto por diversas acresções de material juvenil no extremo sudoeste do Cráton Amazônico
(Cordani et al., 1979; Litherland et al., 1986; Tassinari et al., 1996). Recentemente Bettencourt et al.
(2010) propôs que esta província seja formada por orógenos acrescionários compostos (1556-1430
Ma), marcada por uma fase colisional entre microcontinente e continente por volta de 1340-1320 Ma,
compartimentada nos seguintes terrenos: Jauru, Rio Alegre, Nova Brasilândia e Paraguá.
O Migmatito Furna Azul, alvo deste estudo, encontra-se inserido no Terreno Paraguá,
considerado um bloco alóctone constituído por um embasamento granulítico e gnáissico (ca. 1.9-1.7
Ga) hospedeiros de intenso magmatismo plutônico da Orogênia San – Ignácio, aglutinado ao proto
Cráton Amazônico durante o estágio colisional, culminando em fechamento de bacia oceânica
marcada pela Sutura Guaporé (Litherland et al., 1986; Saes & Fragoso Cesar, 1996; Matos et al.,
2004; Tohver et al., 2004; Ruiz et al., 2011; Bettencourt et al., 2010; Rizzotto et al., 2013).
A área de estudo apresenta uma série de problemas, além das poucas exposições rochosas,
devido à extensa área alagada e recoberta por sedimentos quaternários, ainda trata-se de uma região de
fronteira entre o Brasil e a Bolívia sendo mapeada em uma escala regional de 1:250.000 por Barros et
al. (1974).
Na ultima década, os trabalhos de reconhecimento geológico nesta região procuram associar
os litotipos encontrados com as unidades descritas por Litherland et al. (1986) na Bolívia, entretanto
essa correlação é limitada à dados de campo e petrográficos.
O Migmatito Furna Azul (MFA) foi correlacionado com base em análises petrográficas e
relações de campo por Campos & Nascimento (2013) à Suíte Intrusiva Serra do Baú (Ruiz, 2005;
Figueiredo et al., 2013; Faria et al., 2014). Uma suíte composta por gnaisses ortoderivados aflorantes a
nordeste do Terreno Paraguá e correlatos ao Complexo Gnaissico Chiquitania descrito por Litherland
et al. (1986) na Bolívia. Busca-se saber se o Migmatito Furna Azul pertence realmente a está unidade
e se o emprego do termo migmatito seria mais apropriado para descrever a ocorrência de rochas
bandadas, polideformadas e com fortes evidências de fusão parcial.
Esta dissertação está compartimentada em 3 (três) capítulos e 3 (três) anexos. O primeiro
capítulo apresenta o tema desenvolvido, destacando a importância da colaboração referente ao
mapeamento desta porção do Terreno Paraguá. Será apresentado também os objetivos, os materiais e
13
métodos utilizados para alcança-los, o Contexto Geológico Regional e uma breve introdução sobre
migmatitos que auxiliará no reconhecimento das estruturas apresentadas.
O Capitulo II é representado pelo artigo científico submetido ao Brasilian Journal of Geology
intitulado “PETROGÊNESE E GEOCRONOLOGIA U-Pb E Sm-Nd DO MIGMATITO FURNA AZUL:
EVIDÊNCIAS DE FUSÃO CRUSTAL DURANTE OROGENIA SAN IGNÁCIO - TERRENO
PARAGUÁ - SW DO CRATON AMAZÔNICO” e tem como finalidade a apresentação de novos dados
geológicos, tais como petrográficos, geoquímicos e geocronológicos que possibilitaram um melhor
esclarecimento sobre a área estudada.
O Capitulo III agrupa os resultados de todas as análises executadas e expõem uma discussão a
cerca do modelo evolutivo do Migmatito Furna Azul, bem como o desenvolvimento do Terreno
Paraguá. Neste capitulo encontra-se também as Referencias Bibliográficas e os Anexos
correspondentes a trabalhos preliminares relevantes.
I.1.2. OBJETIVOS
I.1.2.1. Objetivo Geral
O propósito desta dissertação é contribuir para a compreensão da evolução geológica da
Província Rondoniana – San Ignácio e do Terreno Paraguá, em particular caracterizar os processos
geológicos envolvidos durante a formação do Migmatito Furna Azul e associar este processo à alguma
orogenia pré estabelecida no sudoeste do Cráton Amazônico.
I.1.2.2. Objetivos Específicos
a. Caracterização petrográfica das rochas que compõem o Migmatito Furna
Azul;
b. Análise metamórfica e deformacional destas rochas, visando reconhecer
evidências de fusão parcial;
c. Determinar o padrão geoquímico dessas rochas, bem como compara-las com a
composição de rochas semelhantes e/ou produtos de fusão parcial;
d. Determinar através de geoquímica isotópica e da geocronologia a natureza
dessas rochas, bem como a idade de formação e metamorfismo;
I.1.3. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
A região estudada encontra-se aproximadamente 500 km da capital Cuiabá, no sudoeste do
estado de Mato Grosso, compreendendo parte da Folha São João do Guaporé (SD.21-Y-C-IV), nas
proximidades da Vila Matão distrito de Pontes e Lacerda-MT. O acesso é dado, saindo de Cuiabá, pela
14
rodovia BR-070 até o município de Cáceres, de onde se percorre cerca de 240 km pela BR-174
passando pelo município de Porto Esperidião até o município de Pontes e Lacerda, e a partir daí,
percorre-se mais 90 km até a região da Fazenda Furna Azul, através da rodovia não pavimentada MT-
473. A locomoção no interior da área é feita por estradas vicinais, que interligam as fazendas (Fig.
I.1).
Figura I.1. Mapa de Localização da área de estudo, partindo da capital Cuiabá – MT..
I.1.4. MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA
Para execução e desenvolvimento desse trabalho, adotaram-se procedimentos específicos para
tratamento de rochas migmatíticas em um cronograma dividido em quatro principais etapas: etapa
preliminar, etapa de aquisição de dados (em campo e em laboratório), etapa de tratamento e
sistematização de dados e etapa de conclusão e divulgação dos resultados.
I.1.4.1. Etapa Preliminar
Esta etapa constituiu-se primeiramente no levantamento bibliográfico disponível referente à
região do oriente boliviano e SW do Cráton Amazônico, bem como re-organização dos dados e
amostras coletadas durante o Trabalho de Conclusão de Curso (Campos & Nascimento, 2013).
I.1.4.2. Etapa de Aquisição de Dados
I.1.4.2.1. Trabalhos de Campo
Como a área de pesquisa havia sido mapeada pelo autor, esta etapa de aquisição de dados
consistiu basicamente em trabalhos laboratoriais. O trabalho de campo foi realizado como etapa
complementar durante os dias 20 e 27 de janeiro de 2013 para obtenção de novas descrições, coletas
de amostras, obtenção de dados estruturais e fotografias.
15
I.1.4.2.2. Trabalhos de Laboratório
Análises Petrográficas
As amostras foram descritas macroscopicamente e classificadas de acordo com os aspectos
texturais, estruturais e composicionais em migmatitos, anfibolitos e dioritos totalizando cerca de 30
seções delgadas. A confecção destas seções foi realizada nos laboratórios de Laminação da
Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), da Universidade Estadual Paulista (UNESP) e
Universidade Federal do Pará (UFPA).
O trabalho de descrição de lâminas foi realizado em microscópio óptico binocular da marca
Olympus, modelo BX50, no Laboratório de Microscopia, pertencente ao Departamento de Recursos
Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso, tendo como objetivos a caracterização
petrográficas dos litotipos, análise da deformação, bem como obtenção das fotomicrografias,
utilizando a câmera modelo Infinity1 acoplada ao microscópio petrográfico e o software Infinity
Capture da Luminera Corporation.
Análises de EDX (Energia Dispersiva de Raio-X)
Com o intuito de obter-se a composição química de alguns minerais, foram realizadas 2 (duas)
campanhas de análises semi-quatitativas, que associadas as características óticas permitem uma
classificação mais precisa e consequentemente melhores interpretações.
As seções foram confeccionadas no Laboratório de Laminação do Departamento de Recursos
Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso e analisadas no Microscópio Eletrônico de
Varredura (MEV) com Energia Dispersiva de Raios-X (EDX), marca Shimadzu Modelo SSX-550 do
GENMAT (Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura e Espectroscopia de Energia
Dispersiva de Raio-X, MEV/EDX) da Universidade Federal de Mato Grosso. Os espectros de EDX
foram coletado com 15 e 25 kV, WD=17mm e software EDX 2.04 da Shimadzu pelo método de
quantificação ZAF para obtenção dos espectogramas elementares cotendo os picos correspondentes à
composição química aproximada dos minerais (Anexo1).
O MEV/EDX também foi utilizado para determinar a composição química dos zircões do
Migmatito Furna Azul. As amostras foram processadas nos laboratórios de Preparação de Amostras e
Diluição Química do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso.
Inicialmente a rocha bruta foi triturada em Britador de Mandíbula modelo ABM 85x120, em seguida
moída em Pulverizador de Discos modelo AMD-200 ambos produzidos pela AMEF. Amostras com
granulometria menores que 0,125 mm foram peneirados para se obter dois lotes (0,090 e 0,063 mm).
A concentração dos minerais pesados deu-se por bateamento evitando assim, o uso de bromofórmio (d
= 2,85 g/cm3) altamente nocivo para a saúde e em seguida houve a retirada dos minerais magnéticos
ao ímã comum. A segregação dos minerais de diferentes susceptibilidades magnéticas foi realizada no
Separador Magnético Frantz modelo LB-1, com inclinação variando entre 15° e 20° a 0,5A. Do
16
concentrado de minerais não magnéticos nesta amperagem foram selecionados manualmente 60
(sessenta) zircões de cada amostra, para confecção das seções polidas e de grãos.
As seções de grãos foram metalizadas a Au (ouro) e imageadas por elétrons secundários (ES)
para análise morfológica. As seções polidas permitem que sejam analisadas as superfície interna dos
grãos através de imagens de elétrons retro-espalhados (ERE), posteriormente esses cristais foram
submetido a análises semi-quantitativasde EDX em Microscópio Eletrônico de Varredura, modelo
LEO-1430, no LABMEV do Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará. Os
procedimentos e resultados podem ser consultados em Nascimento et al. (2013a – Anexo 2).
Análises Litogeoquímicas
Para o estudo do comportamento geoquímico do MFA foram analisadas doze amostras
representativas, sendo nove amostras do migmatito e três do diorito. O processamento inicial das
amostras foi realizado no Laboratório de Preparação de Amostra do Departamento de Recursos
Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso, retirando as superficies alteradas das amostras
evitando assim, a contaminação por processos intempéricos. Em seguida houve a trituração conforme
citado no método anterior, homogeneização, quarteamento e pulverização em Moinho de Anéis da
série Wishper no Laboratório de Preparação para Análises Geoquímicas – LAMUTA do
Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso.
Os exemplares foram enviados para o Acme Analytical Laboratories (Acmelab) -
Vancouver/Canadá para obtenção de análises através dos métodos ICP (Inductively Couple Plasma) e
ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Espectrometry) para elementos maiores e menores (SiO2,
TiO2, Al2O3, FeOtotal, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e P2O5) e elementos traços (Rb, Sr, Cr, Ni, Zr, Y,
Ce, Ba, Be, Nb, Cu,Lu, Dy, Gd, Er, Yb, Y, La, Eu, Nd, Ce e Sm). A interpretação dos resultados das
análises buscou a caracterização geoquímica, a comparação com outros tipos litológicos similares e a
determinação da afinidade genética.
Análises Geocronológicas - Método U-Pb SHRIMP (zircão)
As análises geocronológicas foram realizadas com o intuito de estabelecer as idades de
cristalização dos zircões contidos nas rochas do MFA, para isto foi empregado o método U-Pb –
SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe), um espectrômetro de massa de alta resolução
acoplado a uma microssonda iônica, que permite efetuar análises isotópicas de Urânio e Chumbo de
zircão ―in situ‖, possibilitando a datação de zircão zonados, tendomultifases de crescimento. Os
zircões foram concentrados pelo mesmo método utilizado para realização das análises de EDS, porém
uma maior quantidade de zircões por amostras foram selecionados e enviados para o Centro de
Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo-
IGC/USP). Cerca de 90 zircões de cada amostra foram selecionados para confecção dos mounts e
posteriormente analisados no SHRIMP IIe/MCdo Laboratório de Geocronologia de Alta Resolução -
GEOLAB no Centro de Pesquisas Geocronologicasda Universidade de São Paulo. A temora utilizada
17
foi a amostra SL-13 de idade média de 415 ± 20 Ga. e os procedimentos analíticos, bem como os
detalhes sobre a calibração dos aparelhos podem ser consultados em Sato et al. (2014).
I.1.4.3. Etapa de Tratamento e Sistematização de Dados
Nesta etapa ocorreu o processamento e interpretações dos dados coletados em campo e
adquiridos em laboratórios, bem como integrá-los e compará-los com dados existentes na literatura
temática utilizando os seguintes softwares:
a. Corel Draw X6 - compilação e melhoramento de mapas, tratamento de
fotografias e fotomicrografias, confecção de gráficos litogeoquímicos e geocronológicos;
b. Software Geochemical Data Toolkit for Windows GCDkit versão 3.0 -
tratamento dos dados litogeoquímicos (Janousek et al., 2011);
c. Software Isoplot Ex - tratamento dos dados isotópicos (Ludwig, 1998);
d. Microsoft Excel 2007 - elaboração de planilhas;
e. Microsoft Word 2007 - confecção da redação e formatação da presente
dissertação.
f. Microsoft Power Point 2007- elaboração da defesa pública.
I.1.4.4. Etapa de Conclusão e Divulgação dos Resultados
A última etapa, reuni todos os dados obtidos nas etapas anteriores para elaboração desta
dissertação e em seguida apresentação e defesa pública para a banca avaliadora.
No decorrer dos anos dedicados a está pesquisa, alguns trabalhos preliminares, porém de
grande importância foram realizados e vinculados à periódicos regionais, em forma de capitulo de
livro ou resumo expandido, exemplo Nascimento et al. (no prelo; Anexo 3).
O artigo acadêmico principal foi submetido ao Brasilian Jounal of Geology no dia 11 de
fevereiro de 2015, intitulado ―PETROGÊNESE E GEOCRONOLOGIA U-Pb E Sm-Nd DO
MIGMATITO FURNA AZUL: EVIDÊNCIAS DE FUSÃO CRUSTAL DURANTE A OROGENIA SAN
IGNÁCIO - TERRENO PARAGUÁ - SW DO CRATON AMAZÔNICO‖ conforme pré-requisito
estabelecido pelo Programa de Pós Graduação em Geociências da Universidade Federal de Mato
Grosso (PPGEC/UFMT).
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I. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
I.2.1. O CRÁTON AMAZÔNICO
O Cráton Amazônico está entre as maiores áreas cratonicas do mundo, é localizado na região
norte/noroeste da América do Sul e atualmente, constitui a maior entidade geotectônica pré-cambriana
da plataforma Sulamericana (Fuck et al., 2008; Cordani et al., 2009; Brito Neves, 2011). Está dividido
pela Sinéclise do Amazonas, em dois escudos: o Escudo Brasil Central e o Escudo das Guianas
abrangendo uma área ~4,3 x 105 km
2 e sendo limitado por cinturões orogênicos neoproterozoicos e
permanecido estável desde o final do mesoproterozóico e início do neoproterozóico (Amaral, 1974;
Tassinari, 1996; Tassinari & Macambira 1999).
Para este trabalho adota-se a proposta de Cordani et al. (1979), seguida e aprimorada por
Cordani & Brito Neves (1982), Teixeira et al. (1989), Tassinari et al. (1996), Tassinari & Macambira
(1999; 2004) e mais recentemente Cordani & Teixeira (2007) e Cordani et al. (2009), fundamentada
na Teoria da Tectônica de Placas, defendendo a ocorrência de sucessões de arcos magmáticos
envolvendo a geração de material juvenil, além de processos subordinados de retrabalhamento crustal
do Arqueano ao Mesoproterozoico do Cráton Amazônico.
O conceito de Província Geocronológica proposto por Cordani et al. (1979) descreve grandes
zonas cratônicas, com idades e características petrogenéticas semelhantes entre si. Os limites das
províncias são traçados com base dados geofísicos, bem como evidências de campo e integração de
dados geocronológicos. Nesse sentido, Tassinari & Macambira (1999) sugerem a seguinte
compartimentação para o Cráton Amazônico: Província Amazônia Central (> 2.3 Ga), Província
Maroni-Itacaíunas (2.2 a 1.9 Ga), Província Ventuari-Tapajós (1.9 a 1.8 Ga), Província Rio Negro-
Juruena (1.8 a 1.55 Ga), Província Rondoniano-San Ignácio (1.55 a 1.3 Ga) e Província Sunsás-
Aguapeí (1.2 a 0.9 Ga). Ruiz (2005) reconsidera a proposta de Almeida (1967) e acrescenta a
Província Rio Apa (1.8 – 1.5 Ga) como extremo sul do Cráton Amazônico (Fig. I.2).
19
Figura I.2. Compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico considerando o Maciço Rio Apa
como seu extremo meridional (Ruiz 2005).
I.2.1.1. A Província Rondoniana – San Ignácio.
Primeiramente esta província foi reconhecida no SW do Cráton Amazônico por Cordani et al.
(1979) denominando-a apenas de Província Rondoniana, considerando um importante evento
metamórfico e deformacional, cujos dados geocronológicos (Rb-Sr e K-Ar) apontam um
desenvolvimento entre 1,45-1,25 Ga. Tassinari et al. (1996) amparados por dados geocronológicos (U-
20
Pb TIMS e SHRIMP) descrevem um cinturão móvel que se extende de Rondônia até a região de San
Ignácio na Bolívia.
Tassinari & Macambira (1999) consideram que a Província Rondoniana-San Ignácio situada à
sudoeste da Província Rio Negro-Juruena, seja limitada através da zona de falha NW-SE denominada
de Marechal Rondon. Incluindo núcleos antigos de rochas polimetamórficas (1.55 a 1.30 Ga), como é
o caso do Complexo Granulítico Lomas Manechi, na Bolívia caracterizando uma evolução ensialica
para parte desta província.
A primeira proposta de compartimentação desta província foi realizada por Tassinari et al.
(2000), que considerando novos dados geológicos e geocronológicos U-Pb, reconhecem o Terreno Rio
Alegre (1.5 Ga), o Orógeno Santa Helena (1.47-1.42 Ga) e o Orógeno Rondoniano San Ignácio (1.40-
1.29; Litherland et al. 1986) como constituintes da Província Rondoniana-San Ignácio.
Bettencourt et al.(2010) fazem uma revisão sobre o estado da arte da Província Rondoniana-
San Ignácio, estabelecendo novos limites territoriais e temporais, bem como propondo uma nova
compartimentação. Estes autores consideram que esta província seja composta por um amálgama de
arcos magmáticos e terrenos alóctones de idade paleo a mesoproterozoicos, parcialmente retrabalhada
durante a Orogenia Sunsás (~1.0 Ga), representando um estágio final de cratonização durante o Meso
– Neoproterozoico. Reconhecem os terrenos Jauru, Rio Alegre, Paraguá e Nova Brasilândia, bem
como os cinturões Alto Guaporé, Aguapeí e Sunsás (Figura I.3).
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Figura I.3.(A) Mapa de compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico (Cordani& Teixeira,
2007), províncias: MI – Maroni-Itacaiunas, VT – Ventuari-Tapajós, RNJ – Rio Negro-Juruena, RO –
Rondoniana-San Ignácio, SS – Sunsás-Aguapeí; (B) Mapa simplificado do Sw do Cráton Amazônico
mostrando os limites aproximados das principais províncias, maiores orógenos, terrenos, cinturões,
elementos tectônicos e unidades geológicos. Modificado de Bettencourt et al.(2010) por França et al. (2014)
22
Segundo a concepção de Bettencourt et al. (2010) o Terreno Nova Brasilândia é representado
pelas rochas anorogênicas das suítes Rio Crespo (ca. 1500 Ma; Payolla et al., 2002; Bettencourt et al.,
2010), Santo Antônio (1400–1360 Ma; Payolla 1994; Bettencourt et al., 1999; Quadros & Rizzotto,
2007) e Santo Teotônio (ca.1387 Ma; Payolla, 1994; Bettencourt et al., 1997; 1999); e pelas rochas
que compõem o Cinturão Alto Guaporé (Rizzotto & Hartman 2012; Rizzotto et al., 2013).
O Terreno Jauru (Bettencourt et al., 2010) apresenta um embasamento paleoproterozoico
formado por gnaisses, migmatitos e três sequências metavulcanossedimentares (Cabaçal, Araputanga e
Jauru) pertencentes ao Grupo Alto Jauru (1,76-1,72 Ga); sequência máfica-ultramáfica da Suíte
Intrusiva Figueira Branca de idade até então desconhecida, porém interpretado por Ruiz (2005) como
representante de uma crosta oceânica paleoproterozoica reliquiar; ortognaisses do Complexo
Metamórfico Alto Guaporé e Tonalito Cabaçal (ca. 1,8-1,7 Ga). Duas importantes orogenias são
reconhecidas e denominadas de Cachoeirinha (1,56-1,52 Ga) e Santa Helena (1,48-1,42 Ga). Idades
Ar/Ar apresentadas por Ruiz (2005) e Teixeira et al. (2011) demonstram que as rochas do
embasamento foram afetadas por essas orogêneses, bem como pela Orogênese Sunsás (1,25-1,00 Ga).
O Terreno Rio Alegre foi inicialmente definido como uma zona de sutura por Saes e Fragoso
César (1996) e Saes (1999). O embasamento deste terreno é representado pelo Grupo Rio Alegre,
sendo constituído por uma sequência de rochas vulcânicas e subvulcânicas de composição básica a
ultrabásica com textura cumulática e assinatura geoquímica sugestiva de fracionamento magmático
toleítico, associados a xistos derivados do metamorfismo regional de uma sequência silissiclástica
pelitica e formações ferríferas bandadas (BIF) contendo níveis silicosos (cherts) deformados,
provavelmente formados em ambiente de cadeia meso-oceânica (>1500 Ma; Matos et al. 2004).
Rochas metamórficas de protólito ígneo associadas ao fundo oceânico, apresentam assinaturas
geoquímicas (enriquecimento em elementos incompatíveis) coerentes com o fracionamento
magmático cuja cristalização ocorreu ca. de1,51-1,50 Ga, sendo que os valores positivos de ƐNd(t) e
um curto período de residência crustal (ca. 40 mil anos de residência crustal) são indicativos da
importante contribuição mantélica comumente herdada por rochas geradas em ambiente de arco de
ilha (Matos et al. 2004). Um plutonismo intermediário a ácido é relacionado por esses autores como a
evolução deste arco de ilha para um arco magmático por volta de 1,45 Ga (Matos et al. 2004),
incluindo alguns stocks de granitos evoluídos (ca. 1,34 Ga) formados em ambiente de arco magmático
(Granito Ellus e Granito Carrapato; Geraldes et al., 2001).
I.2.1.1.1 O Terreno Paraguá
Inicialmente descrito na Bolívia por Litherland et al. (1986) e denomidado de Cráton Paraguá
devido a ocorrência de núcleos preservados em relação à reativação durante a Orogenia Sunsás (1280-
950 Ma) compreendendo todo o escudo pré-cambriano do leste da Bolívia.
23
Saes & Fragoso Cesar (1996) subdividem este escudo em dois terrenos, o Terreno Paraguá e o
Terreno San Pablo. Estes autores consideram o Terreno Paraguá como um bloco continental
Paleoproterozoico, afetado pela intensa granitogênese cálcio-alcalina a alcalina do Complexo
Pensamiento, amalgamado durante o Mesoproterozoico. Posteriormente, instala-se a bacia Sunsás e o
Aulacógeno Aguapeí, reativados pela colisão Grenvilliana do Terreno San Pablo durante a formação
do Supercontinente Rodínia.
Ruiz et al. (2011) consideram este terreno como um fragmento crustal alóctone de idade
estateriana (1,8-1,65 Ga) retrabalhado por dois ciclos orogênicos distintos: San Ignácio (1,4 a 1,3 Ga)
e Sunsás (1,0 a 0,9 Ga).
A clássica estratigrafia proposta por Litherland et al. (1986) define um embasamento
constituído pelas rochas que se formaram antes da Orogenia San Ignácio (1,37–1,29 Ga), dados
geocronológicos obtidos através das análises pelo método Rb-Sr, bem como substanciais relações
litoestratigráficas apresentadas por estes autores distinguem o Complexo Granulítico Lomas Manechi,
Complexo Gnáissico Chiquitania e Grupo de Xistos San Ignácio. Este embasamento metamórfico
hospeda as rochas provenientes do magmatismo da Orogenia San Ignácio, representado pelo
Complexo de Granitóide Pensamiento na Bolivia (Litherland & Bloomfield, 1981; Litherland et al.,
1986; Matos Salinas, 2010) e seu correlato brasileira, a Suite Intrusiva Pensamento (Nalon et al.,2013;
Jesus et al., 2010; Ruiz et al., 2012; França et al., 2014). Esse conjunto de litologias serve de substrato
para o desenvolvimento da Província Sunsás-Aguapeí (1.20-0.95 Ga; Teixeira et al., 2010) que
parcialmente retrabalha o Terreno Paraguá formando os cinturões Sunsás e Aguapeí
contemporaneamente com o desenvolvimento do Cinturão Alto Guaporé justaposto ao Terreno Nova
Brasilândia.
Litherland et al. (1986) discutem o problema da estratigrafia do Terreno Paraguá, sugerindo
duas hipóteses para o empilhamento litoestratigráfico e propõem a primeira correlação entre o
embasamento do oriente boliviano e o Complexo Xingu no Brasil descrito por Del’Arco et al.(1982).
Na primeira hipótese as rochas seriam formadas em um único ciclo, provavelmente o Transamazônico
e no segundo modelo (Litherland & Bloomfield, 1981) uma inconformidade entre o embasamento
mais velho (Transamazônico) e as rochas supra crustais mais jovens denotaria dois ciclos orogênicos.
O Complexo Granulítico Lomas Manechi é a unidade mais antiga do Terreno Paraguá (~1900
Ma), que segundo a concepção de Litherland et al. (1986) é composta por uma sequência acamadada e
inclinada de gnaisses e leptitos feldspáticos, com bandas de granulitos charnockíticos e enderbíticos,
granulitos básicos contento hiperstênio, granulito básicos/cálcicos sem hiperstênio e silimanita-
cordierita granulitos. Enquanto que o Complexo Gnáissico Chiquitania é definido como uma
sequência composta por gnaisses bandados quartzo-feldspáticos micáceos, poupada do metamorfismo
regional da fácies granulito. Essas rochas podem ser divididas em dois tipos, A e B. O primeiro é
formado pelas rochas que fazem contato transicional com o Complexo Granulítico Lomas Manechis e
24
exibem um maior grau metamórfico, bem como estruturas migmatíticas, sendo consideradas
dominantemente paraderivadas. Já as rochas do tipo B fazem contato transicional com o Grupo de
Xistos San Ignácio e são exclusivamente derivadas de rochas metassedimentares.
Boger et al. (2005) apresentam os primeiros dados geocronológicos por métodos precisos e
robustos (U-Pb SHRIMP) de algumas das unidades deste embasamento. Idades obtidas nos núcleos
dos zircões, variam entre 1,7 e 1,6 Ga, interpretadas como idade de cristalização da Suíte Lomas
Manechis. Todavia idades em torno de 1,3 Ga foram obtidas em regiões de borda, interpretadas como
oriunda de um metamorfismo regional. Os autores sugerem 4 (quatro) estágios de evolução para o
Terreno Paraguá: (1) houve a formação das rochas que constituem o embasamento, com a deposição
dos protólitos do Complexo Chiquitania e dos Xistos San Ignácio, contemporâneos ao alojamento da
Suíte Lomas Manechis (<1690); (2) ocorreu o metamorfismo do embasamento durante a Orogenia San
Ignácio (1340-1320 Ma); (3) a deposição do Grupo Sunsas/Aguapeí discordantemente a este
embasamento(4) Orogenia Sunsas (1110–1070 Ma).
Vargas Mattos (2006) através da análise geoquímica das rochas do embasamento sugere que
as assinaturas de elementos traços e terras raras sejam compatíveis com o padrão de rochas formadas
em ambiente de arco magmático à intraplaca pós-orogênico devido o desenvolvimento da Orogênese
Lomas Manechi.
Utilizando o mesmo método analítico que Boger et al. (2005), tanto em zircão como em
monazita, associado à novas análises isotópicas aplicando-se o método Sm-Nd, Santos et al. (2008)
obtêm idades entre 1,8 a 1,7 Ga interpretadas como idade de formação dos zircões e algumas idades
entre 1,31 e 1,34 Ga, tanto em bordas de zircões com alto teor de Urânio, como em monazitas,
interpretadas como idades de metamorfismo regional. Os valores de ƐNd(t) de gnaisses e granulitos
variam de +4,06 para -3,97 decorrentes da contribuição de material juvenil com participação de
material siálico, principalmente durante o tempo de residência crustal (TDMde 2,07 a1,86 Ga) devido a
uma extração mantélica de idade paleoproterozoica. Na ocasião os autores sugerem que as rochas mais
velhas que 1,3 Ga seriam formadas contemporaneamente com a Orogênia Alto Candeias (~1,37 Ga),
reconhecendo apenas uma minoria como representante de um embasamento mais velho que as idades
obtidas Boger et al. (2005).
Os trabalhos de reconhecimento geológico regional realizados por Ruiz (2005) e Matos et al.
(2006) agrupam uma série de gnaisses félsicos, ortoderivados, do Domínio Tectônico Santa Bárbara à
Suíte Intrusiva Serra do Baú, bem como granulitos félsicos na região da Ponta do Aterro e
correlacionam tais rochas com os complexos Gnáissico Chiquitania e Granulítico Lomas Manechi
apresentado por Litherland et al. (1986) na Bolivia.
Na região de Vila Bela da Santíssima Trindade (MT) a Suíte Intrusiva Serra do Baú é
representada por ortognaisses quartzo feldspáticos denominados por Figueiredo et al. (2013) de
Shangri-lá e Turvo. Ambos são polideformados, tendo granada e hornblenda como fases índices de
25
metamorfismo, composições que variam de tonalítica a sienogranítica e xenólitos de anfibolitos.
Idades Pb-Pb do Gnaisse Turvo em torno de 1651 ± 4 Ma foram obtidos e interpretados como
cristalização do protólito ígneo de magmatismo cálcio-alcalino em ambiente de arco magmático, tendo
uma evolução através de processos de cristalização fracionada.
Recentemente Matos et al. (2013) distinguem os granulitos félsicos na região da Ponta do
Aterro em ortoderivados e paraderivados e assim como proposto por Boger et al. (2005), consideram o
intervalo de geração destas rochas e das rochas fontes dos exemplares paraderivados variandos entre
1,67-1,64 Ga e 1,71-1,75 Ga respectivamente (U-Pb SHRIMP).
Faria et al. (2014) descrevem quatro corpos gnáissicos distintos na porção sul/sudeste da Serra
de Santa Bárbara, denominados: Gnaisse Retiro, Gnaisse Córrego Vermelho, Gnaisse Retiro I e
Gnaisse Rio Fortuna. Os autores descrevem o Gnaisse Rio Fortuna como ortognaisse polideformado,
de magmatismo sub-alcalino, do tipo cálcio-alcalino de alto potássio, peraluminoso a metaluminoso,
gerado em um ambiente de arco magmático ou arco de ilhas, com idade de cristalização de 1711±13
Ma obtida através do método U-Pb (laser ablation).
O Migmatito Furna Azul foi primeiramente descrito como Gnaisse Furna Azul por Campos &
Nascimento (2013), na ocasião os autores relatam a possibilidade do bandamento gnaissico ser
oriundo de processos anatéticos desenvolvidos sob condições da fácies anfibolito. Nascimento et al.
(2013b) consideram o Gnaisse Furna Azul como uma rocha metamórfica ortoderivada de composição
tonalítica e granodiorítica, com grande variação textural, composta por plagioclásio, quartzo, feldspato
alcalino, biotita e granada, tendo como acessórios apatita, zircão e opacos, como minerais de alteração
hidrotermal e neoformação têm argilo minerais, epidoto, sericita/muscovita, calcita e clorita. Os
autores sugerem que a deficiência em Al2O3 pode justificar a ausência de minerais diagnósticos dessas
condições, como estaurolita ou polimorfos de alumínio.
O termo Migmatito Furna Azul tem sido introduzido por Nascimento et al. (no prelo) para
discriminar metatexitos transicionais com estrutura estromática, cujo fracionamento de elementos
incompatíveis, associada a um grau metamórfico condizente com a fácies anfibolito alto (zona da
silimanita), formação de leucossoma e presença de microestruturas de solidificação indicam que essas
rocham tenham sido formadas a partir de processos anatéticos.
O esboço geológico da Figura I.4 demonstra a região estudada, bem como a relação com as
rochas adjascentes associado a uma compilação de dados geocronológicos obtidos na ultima década
utilizados para interpretações petrogenéticas do Terreno Paraguá.
26
Figura I.4.Esboço geológico do sudoeste da Província Rondoniana San Ignácio atualizado de Ruiz et al.
(2011) copilando os dados de análises geocronológicas adquiridas pelo método U-Pb (SHRIMP)
considerada em muitos casos como idade de formação destas rochas; *m: idade de metamorfismo, *h
idade de zircões herdados e #as idades obtidas neste trabalho.
27
I. 3. REVISÃO TEMÁTICA
I.3.1. FUSÃO PARCIAL OU ANATEXIA
I.3.1.1. Classificação dos migmatitos.
Os conceitos de Mehnert (1968), evoluídos a partir dos ideais precursores de Sederholm
(1907) e Holmquist (1916), serviram de base para praticamente todos os trabalhos sucessores sobre
migmatitos. Considera-se uma classificação referente a relação entre a rocha que está sendo fundida e
o material anatético neoformado. O neossoma representa o principal resultado da fusão, sendo
dividido em uma porção félsica denominada de leucossoma, e o resíduo, geralmente máfico, o
melanossoma. A soma da composição química das partes do neossoma seria o protólito deste sistema
anatético e denominado de paleossoma.
Esta proposta de Mehnert (1968) apresenta algumas estruturas formadas pela interação entre
as partes dos migmatitos, mas que em muitos casos não podem ser mapeadas devido a complexidade e
a frequente ocorrência em meso escala, bem como a ocorrência de mais de um tipo estrutural. Com o
intuito de sanar esse problema, Brown (1973) sugere que os migmatitos que preservam as estruturas
pretéritas devido a baixa proporção de fundido gerado e exibem um padrão deformacional coerente
recebem o nome de metatexito, enquanto que aqueles migmatitos que são submetidos à altas taxas de
anatexia, a ponto da proporção de fundido obliterar as estruturas pretéritas formando um padrão
incoerente, denominou-se de diatexitos.
Uma classificação mais recente é sintetizada por Sawyer (2008) e ilustrada na Fig. I.5. Na
ocasião o autor distingue as partes dos migmatitos com algumas modificações referentes aos processos
metamórficos e deformacionais envolvidos e sugere três ordens básicas de classificação.
Assume-se que em um sistema anatético o neossoma pode ser distinguido entre a parte
formada a partir da cristalização do líquido neoformado (leucossoma) e a parte sólida residual ou
peritética (melanossoma), já a rocha composta por minerais reflatários que resistiu à fusão,
preservando totalmente ou parcialmente suas características é denominada de paleossoma. Ao mesmo
tempo o autor demonstra a importância da segregação nas partes do neossoma associado aos esforços
compressionais e ao fracionamento do fundido gerando as estruturas previamente discutidas por
Mehnert (1968) e que serão apresentadas a seguir.
28
Figura I.5. Sumário de terminologias aplicáveis a classificação dos migmatitos segundo a proposta por
Sawyer (2008).
Estrutura do tipo patch – quando fusão parcial ocorre em porções isoladas e o
neossoma cristaliza-se de forma disseminada formando domínios visíveis
macroscopicamente. De modo geral são reconhecidos por conta do rompimento das estruturas
pretéritas e formação das texturas de cristalização de um material félsico, em forma de
manchas (Fig. I.6A) que poderão estar deformadas em estágio sin-cinemático (Fig. I.6B).
Estrutura de dilatação ou dilatante: quando o fundido torna-se móvel por conta da
deformação e migra de onde foi formado preenchendo cavidade próximas. O termo
metatexito dilatacional é usado quando a distribuição e geometria do leucossoma é controlado
por estruturas dilatantes, tais como as partes que separam os boudins (Fig. I.6C), rupturas de
cisalhamento, sombras de pressão, fraturas de dilatação nas zonas de charneiras das dobras
(Fig. I.6D e 6E) e fraturas extencionais.
Estrutura em rede: ocorre quando o leucossoma é controlado por duas ou mais
estruturas interligadas, geralmente ortogonais ou obliquas, formando um padrão poligonal
como de uma rede (Fig. I.6F).
Estrutura estromática: é caracterizada por persistentes níveis delgados de neossoma
paralelos entre si devido principalmente ao incremento da deformação durante o estágio de
mais alto grau metamórfico (Fig. I.6G).
29
Estrutura nebulítica: nos processos de fusão parcial ausentes de deformação,
consequentemente, não ocorre uma eficiente separação entre as partes do neossoma que
cresce disseminado de forma xenoblástica, a medida que o grau de fusão vai aumentando, o
neossoma mesocrático difusso engloba o paleossoma; tal morfologia pode facilmente ser
submetida a um fluxo em massa caso inicia-se uma deformação penetrativa desenvolvendo
um bandamento composicional.
Estrutura do tipo schollen: a transição de um metatexito para um diatexitos em campo
é comumente caracterizado pelo aumento da proporção de neossoma e do rompimento
progressivo das porções mais competentes (paleossoma ou resíduo) formando fragmentos
angulosos denominados de scholle (singular) ou schollen (plural) (Fig. I.6H).
Estrutura do tipo schlieren: a formação de bandamento composicional desenvolve-se
comumente em diatexitos contemporâneamente ao consumo dos Schollen. Normalmente o
bandamento composicional, que contém cristais tabulares imbricados, é desviado em torno
dos Schollen, sugerindo que o bandamento se comportou como um fluído. Os níveis félsicos
do neosome são tipicamente delgados com composição modal e microestruturas distintas.
Níveis máficos também são comuns e o termo schliere (schlieren plural) é dado a
concentração de minerais sigmoidais orientados (<10 cm), mais comumente biotite (Fig.
I.6H), plagioclásio, sillimanite, ortopiroxênio ou anfibólio . Os diatexitos em que os schlieren
são componentes significantes pertencem a esta ordem de classificação.
30
Figura I.6. Macrofotografias de migmatitos encontrados na porção brasileira do Terreno
Paraguá, ilustrando: (A) estrutura do tipo patch com o neossoma truncando as estruturas pretéritas do
31
protólito granodiorítico em metatexito; (B) patches orientados e disseminados em protólito metatonalítico
devido o incremento da fusão; (C) e (D) estruturas dilatacionais com preenchimento de leucossoma nas
extremidades de boudins e em zona de charneiras de dobras, enclave anfibolítico e metatexito,
respectivamente; (E) outro exemplo de estrutura dilatacional em zona de cherneira de dobras; (F)
estrutura em rede formada pelo incremento da fusão associado a um padrão estrutural anastomosado;
(G) estrutura estromática dobrada formada por elevadas taxas de deformação associada àe segregação do
neossoma; (H) estruturas do tipo scholle e schliere em metatexito transicional. As figuras A, B, E e F são
da Fazenda Betel enquanto (C, D, G e H) são da Fazenda Furna Azul ambos situados no município de
Pontes e Lacerda – MT.
32
CAPITULO II - ARTIGO CIENTÍFICO
PETROGÊNESE E GEOCRONOLOGIA U-Pb E Sm-Nd DO MIGMATITO FURNA AZUL:
EVIDÊNCIAS DE FUSÃO CRUSTAL DURANTE OROGENIA SAN IGNÁCIO - TERRENO
PARAGUÁ - SW DO CRATON AMAZÔNICO
Newton Diego Couto do Nascimento1,5,7*
, Amarildo Salina Ruiz2,5,7
, Ronaldo Pierosan3,7
, Gabrielle
Aparecida de Lima4,5,7
, João Batista Matos3,5,7
, Jean-Michel Lafon6,7
1Programa de Pós-Graduação em Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso, – UFMT.
Cuiabá (MT), Brasil. E-mail: [email protected]. 2Departamento de Geologia Geral, Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT. Cuiabá (MT),
Brasil. 3Departamento de Recursos Minerais, Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT. Cuiabá (MT),
Brasil. 4Instituto de Engenharia, Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT. Cuiabá (MT), Brasil.
5Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica, Guaporé, Universidade Federal de Mato Grosso
– UFMT. Cuiabá (MT), Brasil. 6Laboratório de Geologia Isotópica, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Pará – UFPA,
Belém (PA), Brasil. 7Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia de Geociências da Amazônia, Universidade Federal do
Pará – UFPA. Belém (PA), Brasil.
ABSTRACT
The Furna Azul Migmatite is a complex with ~10 km2, located in the Pontes and Lacerda area – State
of Mato Grosso, Brazil. It belongs to the Paragua Terrane, near its limits with the Rio Alegre Terrane,
southeast of the San-Ignacio Province in the Amazonian Craton. The migmatite consists of transitional
metatexites with amphibolites enclaves and undeformed dioritic injections. The metatexites were
distinguished in residuum rich (tonalitic composition) and leucosome rich (granite composition),
shows three deformational phases marked by folded stromatic layers affected by spaced foliation. The
higher metamorphic degree is the amphibolite facies, represented by garnet, biotite and sillimanite,
including the growth of clinopyroxene in the enclaves. The retrogressive to the greenschist facies is
marked by the formation of chlorite, muscovite/sericite and prehnite. The residuum rich metatexite
shows higher CaO and Na2O contents, separating them from the transitional metatexite enriched in
K2O, Ba and Rb. Compared with anatetic product’s note up an affinity with tonalitic or amphibolite
protolith. The geochronological dates (U-Pb SHRIMP on zircon e Sm-Nd whole rocks) shows that the
residuum rich metatexite crystallized at 1436 ± 5.4 Ma, with a TDM age of 1.90 Ga and ԐNd(1.43) of -
0.54, whereas the dioritic injection crystallized at 1341 ± 17 Ma with a TDM age of 1.47 Ga and ԐNd(1.34)
of 3.39. These results indicate that the Furna Azul Migmatite protolith was formed during the San
Ignácio Orogenesis (1,34 Ga), later reworked by own orogeny and serving as a basement for
collisional tardi to pos magmatic bodies from Pensamiento Intrusive Suite.
KEYWORDS: Furna Azul Migmatite; Paragua Terrane; Rondonian – San Ignacio Province.
RESUMO
O Migmatito Furna Azul é um complexo de ~10 km2, localizado em Pontes e Lacerda, Mato Grosso.
Pertence ao Terreno Paraguá, próximo ao limite com o Terreno Rio Alegre, sudeste da Província
Rondoniana-San Ignácio - Cráton Amazônico. O migmatito consiste de metatexitos transicionais com
enclaves anfibolíticos e injeções dioríticas indeformadas. Os metatexitos são distinguidos em ricos em
resíduo (tonalítico) e ricos em leucossoma (granítico), exibem 3 fases deformacionais marcadas pelo
33
bandamento estromático dobrado afetado por uma xistosidade espaçada. A paragênese da fácies
anfibolito alto é representada por granada, biotita e sillimanita, bem como pela formação de
clinopiroxênio nos enclaves. O retrometamorfismo para a fácies xisto verde é marcado pela formação
de clorita, muscovita/sericita e prehnita. O metatexito rico em resíduo apresenta maiores teores de
CaO, Na2O, separando-os do metatexito transicional enriquecidos em K2O, Ba e Rb. Comparando
com produtos de anatexia nota-se uma afinidade com produtos de protólitos tonalíticos e/ou
anfibolíticos. Os dados geocronológicos (U-Pb SHRIMP em zircão e Sm-Nd em rocha total)
indicaram que o metatexito rico em resíduo teve sua cristalização em 1436 ± 5,4 Ma, com idade
modelo TDM de 1,90 Ga e ԐNd(1,43) de -0,54, enquanto que a injeção diorítica cristalizou em 1341 ± 17
Ma com idade modelo TDM de 1,47 Ga e ԐNd(1,34) de 3,39. Esses resultados indicam que o protólito do
Migmatito Furna Azul teria sido formado durante a Orogenia San Ignácio (1.43 Ga) posteriormente
retrabalhado durante seu desenvolvimento servindo de embasamento para o magmatismo tardi a pós
colisional representado pela Suíte Intrusiva Pensamiento.
PALAVRAS-CHAVE: Migmatito Furna Azul; Terreno Paraguá; Província Rondoniana-San Ignácio.
II.1. INTRODUÇÃO
As diversas reconstituições geotectônicas da Província Rondoniana-San Ignácio (PRSI) no
SW do Cráton Amazônico levam em conta uma amálgama de arcos vulcânicos intraoceânicos e
desenvolvimento de arcos continentais, com o fechamento de oceanos e colisão de micro-continente
com continente, incluindo as fases finais de colapso orogênico pós-colisional de uma margem
mesoproterozoica tectonicamente ativa (Cordani et al., 1979, 2009; Teixeira et al., 1989, 2010;
Tasssinari e Macambira, 1999; Geraldes et al., 2001; Ruiz, 2005; Bettencourt et al., 2010). Neste
contexto de sucessivas aglutinações de massas continentais, o Terreno Paraguá, um microcontinente
alóctone, teria colidido com o proto-Cráton Amazônico durante a Orogenia San Ignácio (1.56 – 1.30
Ga; Bettencourt et al., 2010; Ruiz et al., 2011).
As diversas propostas estratigráficas apresentadas para o terreno reconhecem um
embasamento formado por granulitos, gnaisses para e ortoderivados, gnaisses migmatíticos e xistos,
cujos dados geocronológicos apontam idades entre 1800 Ma e 1600 Ma (Litherland et al. 1986; Boger
et al., 2005; Santos et al., 2008; Figueiredo et al., 2013; Faria et al., 2014).
O empilhamento estratigráfico proposto por Litherland et al. (1986) consiste de uma unidade
mais antiga denominada Complexo Granulítico Lomas Manechi (ca. 1900 Ma) seguido por uma
associação de gnaisses migmatíticos do Complexo Gnáissico Chiquitania e no topo o Grupo de Xistos
San-Ignácio. Por outro lado Boger et al. (2005) definem um empilhamento em que o Complexo
Gnáissico Chiquitania, representaria um episódio orogênico de sedimentação iniciado após 1690 Ma,
enquanto que o Complexo Granulítico Lomas Manechi seria uma suíte granítica-gnáissica tendo
anfibólio e ortopiroxênio formada entre 1690 Ma e 1660 Ma. Ambas as propostas consideram que
essas rochas foram granulitizadas e migmatizadas durante a Orogenia San Ignácio, cujo magmatismo
desenvolveu-se em ambiente de arco magmático representado por uma gama de granitóides
orogênicos formados em torno de 1300 Ma (e.g. Matos et al., 2008, 2009; Jesus et al., 2010; Ruiz et
al., 2012; Nalon et al., 2013; França et al., 2014).
O Migmatito Furna Azul (MFA) definido por Nascimento et al. (2013), foi inicialmente
correlacionado aos gnaisses da Suíte Intrusiva Serra do Baú (Ruiz 2005), uma unidade composta por
34
gnaisses ortoderivados correlatos aos gnaisses do Complexo Gnáissico Chiquitania, que aflora
principalmente próximo as escarpas das serras de Santa Bárbara e Ricardo Franco em Mato Grosso.
Este artigo tem o propósito discutir a petrogênese do MFA e definir temporalmente, com base
nos dados geocronológicos, o período em que ocorreram os processos geológicos responsáveis pelo
metamorfismo e migmatização.
Quando se trabalha com migmatitos os conceitos de Mehnert (1968) evoluídos a partir dos
ideais precursores de Sederholm (1907) e Holmquist (1916) são fundamentais para o entendimento do
assunto. Recentemente a proposta de Sawyer (2008) sugere que quando um protólito é submetido à
fusão parcial, o principal produto é o neossoma. Este por sua vez é constituído por uma parte sólida
residual (resíduo) e o liquido silicático fundido, precursor do magma (leucossoma). O autor propõe
que em um sistema migmatítico a parte rochosa que não foi submetida à fusão parcial, por conter
essencialmente minerais refratários é denominada de paleossoma. Para o desenvolvimento deste artigo
usaremos as definições e classificações propostas por este autor.
II.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
O Cráton Amazônico está entre as maiores áreas cratônicas do mundo, encontra-se localizado
na região norte/noroeste da América do Sul e atualmente, constitui a maior entidade geotectônica pré-
cambriana da plataforma Sulamericana (Fuck et al., 2008; Cordani et al., 2009; Brito Neves, 2011).
Está dividido pela Sinéclise do Amazonas em dois escudos: Brasil Central e das Guianas sendo
limitado por cinturões orogênicos neoproterozoicos (Tassinari & Macambira 1999).
O conceito de Província Geocronológica proposto por Cordani et al. (1979) descrevem faixas
móveis proterozoicas, com características petrogenéticas semelhantes entre si, em torno de um núcleo
arqueano estável. Neste contexto, Tassinari & Macambira (1999) propõem uma compartimentação,
que posteriormente foi atualizada por Cordani & Teixeira (2007) exibida na Figura 1A
compartimentando o Cráton Amazônico nas seguintes províncias: Província Amazônia Central (> 2.60
Ga), Província Maroni-Itacaíunas (2.25 a 2.05 Ga), Província Ventuari-Tapajós (1.98 a 1.81 Ga),
Província Rio Negro-Juruena (1.78 a 1.55 Ga), Província Rondoniano-San Ignácio (1.55 a 1.30 Ga) e
Província Sunsás-Aguapeí (1.28 a 0.95 Ga).
A área de estudo localiza-se na região sul/sudeste da Província Rondoniana – San Ignácio
(1.55 – 1.30 Ga) considerada por Bettencourt et al. (2010) como um orógeno composto por terrenos
paleo a mesoproterozoicos cujas rochas marcam o estágio final da cratonização durante o meso–
neoproterozoico, principalmente nas regiões onde o retrabalhamento da Orogenia Sunsás-Aguapeí foi
menos intenso, possibilitando o reconhecimento das feições geradas durante a Orogenia San Ignácio.
Na região sul/sudeste desta província são reconhecidos os seguintes terrenos: Jauru (1,78 –
1,42 Ga), Rio Alegre (1,51 – 1,38 Ga), Alto Guaporé (<1,51 – 1,33 Ga) e Paraguá (1,74 – 1,32 Ga) ao
qual pertence o MFA (Fig. 1B).
35
Figura. 1. (A) Compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico (Cordani & Teixeira, 2007), províncias:
MI – Maroni-Itacaiunas, VT – Ventuari-Tapajós, RNJ – Rio Negro-Juruena, RO – Rondoniana-San Ignácio, SS
– Sunsás-Aguapeí; (B) Mapa simplificado do SW do Cráton Amazônico mostrando os limites aproximados das
principais províncias, maiores orógenos, terrenos, cinturões, elementos tectônicos e unidades geológicas.
Modificado de Bettencourt et al. (2010) por França et al. (2014).
O arcabouço estratigráfico e deformacional do Terreno Paraguá vem sendo discutido desde os
trabalhos pioneiros (Litherland & Bloomfield, 1981; Litherland et al. 1986) até os dias atuais (Boger
36
et al., 2005; Santos et al., 2008; Matos Salinas 2010; Bettencourt et al., 2010). Na região proxima ao
Terreno Rio Alegre (zona de sutura) o substrato do Grupo Aguapeí é composto por gnaisses
migmatitícos dominantemente ortoderivados com algumas ocorrências de granulitos cujas idades
variam entre 1711 e 1640 Ma (Figueiredo et al., 2013; Matos et al., 2013; Faria et al., 2014). Essas
rochas são encontradas como mega-xenólitos ou em janelas do embasamento em meio inúmeras
intrusões graníticas provenientes da Orogenia San Ignácio (Geraldes 2000; Matos et al., 2009; Jesus et
al., 2010; Ruiz et al., 2012; Nalon et al., 2013; França et al., 2014) (Fig. 2A e Tab.1).
Os gnaisses ortoderivados desta região foram agrupados na Suíte Intrusiva Serra do Baú por
Ruiz (2005), são consideradas como oriundas de protólito cálcio alcalino de alto potássio com caráter
metaluminoso a peraluminoso formado em ambiente de arco magmático pelo consumo de uma crosta
oceânica paleoproterozoica posteriormente retrabalhados durante a Orogenia San Ignácio (Figueiredo
et al., 2013; Faria et al., 2014).
Figura. 2. (A) Mapa geológico do Terreno Paraguá, região de fronteira entre Brasil e Bolivia – Sudoeste de
Mato Grosso, modificado de Ruiz et al. (2011) sendo que os índices (zr) e (mnz) correspondem respectivamente
à zircão e monazitas; (B) Mapa Geológico da área de estudo.
Tabela 1. Sumário de dados geocronológicos e isotópicos das rochas que compõem o embasamento do Terreno
Paraguá na região sudoeste de Mato Grosso.
MÉTODO U-Pb (Ma) Pb-Pb (Ma) Sm-Nd REFERENCIAS
BIBLIOGRÁFICAS TOPONÍMIA magmatismo metamorfismo magmatismo T(DM) (Ga) ƐNd(t)
37
Granito Passagem 1284 ± 20 1,60 -7 Jesus et al. (2010)
Granito Guaporeí 1314 ± 2,5 1,76 -14 Nalon et al. (2013)
Granito Lajes 1310 ± 34 1,69 Geraldes (2000)
Granito Fronteira 1333 ± 4 Ruiz et al. (2012)
Granito Morrinhos 1350 ±12 1,77 -2,57 França et al. (2014)
Granito Tarumã 1375 ± 5 1,90 -4,11 Matos et al. (prep..)
Granulito
LomasManechi
1640 ± 12
Matos et al. (2013) 1658 ± 15
1758 ± 4,9
Gnaisse Turvo 1651 ± 4 Figueiredo et al.
(2013)
Gnaisse Rio Fortuna 1711 ± 13 Faria et al.(2014)
Gnaisse Rio Fortuna 1772-1734 1336 ± 3 2,06 -3,86 Santos et al. (2008)
Granulito
LomasManechi 1818 ± 13
1339 ± 4
1334 ± 21 (zr)
1338 ± 21(mnz)
2,07 0,57 Santos et al. (2008)
II.3. ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS
O MFA ocorre principalmente sob a forma de lajedos ao longo do Córrego das Pedras e está
parcialmente encoberto pelas rochas metassedimentares do Grupo Aguapeí e por sedimentos
inconsolidados da Formação Pantanal, mantendo contato abrupto com o Granito Amparo (Fig. 2B),
inclusive marcado pela ocorrência de diques. Além dos diques de granitóides, ocorrem com frequência
enclaves anfibolíticos e injeções dioríticas.
Os migmatitos que compõem esta unidade correspondem a rochas heterogêneas em
composição e textura, estruturalmente exibem evidências de deformação em condições dúcteis e
dúcteis/rúpteis em três fases deformacionais. A primeira fase é representada por um bandamento
composicional milimétrico relíquiar (S1), observado nas rochas ricas em material residual.
Leucossoma granítico ocorre paralelamente a esta estrutura ou cortando-a, ambas estruturas
encontram-se deformados desenhando dobras fechadas a isoclinais, desenvolvidas durante a segunda
fase de deformação, a qual associa-se a transposição do bandamento reliquiar e o desenvolvimento de
uma foliação penetrativa plano-axial, do tipo xistosidade (S2), com direção preferencial para NW e
mergulhos íngremes que variam de 85° a 90° tanto para NE quanto para SW (Fig. 3A). A terceira fase
de deformação é marcada pelo desenvolvimento de suaves dobras das foliações préviamente formadas,
discreta foliação espaçada plano-axial (S3), similar a clivagem de crenulação e zonas de cisalhamento
com componente obliquo-transcorrente, com direção NE e mergulhos médios para o quadrante SE
(Fig. 3B).
Com base na caracterização de campo e petrográfica e utilizando-se a classificação de
migmatitos proposta por Sawyer (2008), foram identificados os seguintes tipos de migmatitos:
metatexitos transicionais ricos em leucossoma (Fig. 3B) e metatexitos ricos em resíduo (Fig. 3C). Os
enclaves anfibolíticos e as injeções dioríticas serão apresentadas à parte.
38
Figura 3. (A) Bandamento composicional estromático dobrado em metatexito rico em resíduo; (B) detalhe de
perfil da foliação espaçada da terceira fase de deformação; (C) metatexito rico em leucossoma com schlieren de
biotita formando dobra sem raiz; (D) metatexito rico em resíduo com estrutura estromática deformada e bolsão
de granitóide fino; (E) injeção de diorito entre enclave de anfibolito e metatexito transicional com schlieren; (F)
metatexito rico em melanossoma crenulado com leucossoma tardio ortogonal ao bandamento.
Metatexito rico em resíduo
Essas rochas são leucocráticas a mesocráticas de cor cinza com veios centimétricos de
leucossoma granítico concordante com a foliação da primeira fase posteriormente cortado por veios
leucossomáticos tardios que são controlados pelo eixo principal da crenulação gerada durante a fase 2.
A granulação é dominantemente fina com alguns minerais que chegam a 2 mm, a textura é
granolepidoblástica formada por quartzo (32%), plagioclásio (29%), biotita (28%) e granada (9%)
disseminada. Zircão, ortoclásio, apatita, titanita e opacos ocorrem como minerais acessórios enquanto
que clorita, muscovita/sericita, prehnita, argilominerais e epidoto constituem uma paragênese de
retrometamorfismo.
39
O quartzo apresenta-se xenoblástico com as bordas irregulares exibindo forte extinção
ondulante, ocorre em diversos tamanhos, sendo a principal fase mineral inclusa na granada. O
plagioclásio (andesina) é xenoblástico, apresenta bordas irregulares com geminações ortogonais ou
oblíquas ao eixo c do mineral, sugerindo um consumo das bordas. A biotita exibe aspecto sub-
idioblástico e evidências de reação para prehnita, muscovita e clorita. A granada é poiquiloblástica
granular e ocorre disseminada, engloba grãos anédricos de quartzo, exibe sombra de pressão formada
por biotita (Fig. 4A), bem como fraturas preenchidas por clorita concordante com a xistosidade. A
principal característica deste litotipo é a preservação da granada, enquanto que em outros ela ocorre
pseudomorfisada, sugerindo uma maior interação com o leucossoma.
Matatexito transicional rico em leucossoma
Este litotipo é constituído por rochas leucocráticas formadas pela intercalação de níveis
leucossomáticos e níveis constituídos de minerais máficos residuais. A granulação média exibe um
arranjo orientado de quartzo (35%), ortoclásio (28%) e plagioclásio (16%) tendo biotita (12%)
intersticial e granada peritética disseminada (4%). A paragênese acessória é composta por epidoto,
monazita, zircão, apatita e opacos, enquanto que muscovita/sericita, carbonato de cálcio, clorita,
prehnita e rutilo compõem a paragênese de minerais secundários.
O quartzo exibe-se estirado com bordas irregulares e lamelas de deformação com extinção
ondulante. Por vezes ocorrem como produto de reação mineral em forma de gota ou de cúspide
intersticial como produto de pseudomorfismo de fundido (Fig. 4B). O ortoclásio raramente exibe
geminação, de modo geral ocorre com as bordas anédricas a subédricas e comumente exibem textura
pertítica com intercrescimento de plagioclásio em forma de gotas e estrias. O plagioclásio pode ser
observado com dimensões menores que 1 mm e com as bordas que truncam as geminações do tipo
albita e periclina, sugerindo um consumo por reação de uma fase peritética. Em outras situações
ocorre como produto de reação da granada associado à formação de biotita, caracterizando um
pseudomorfismo (Fig. 4C), ou em ripas tabulares subédricas com evidências de sericitização,
argilização e carbonatação.
Leucossoma com schlieren
Este litotipo é frequentemente encontrado como níveis hololeucocráticos centimétricos com
ocorrências de schlieren, formada por níveis biotíticos e granada. A granulação varia de média a
grossa e a textura é inequigranular, formada por cristais maiores de ortoclásio (45%), quartzo (30%) e
plagioclásio (20%), tendo biotita e granada (<5%).
O ortoclásio ocorre como ripas subédricas maiores que 3mm, não exibem geminação porém é
comum observar intercrescimento pertítico do tipo estrias e inclusões de plagioclásio, quartzo e biotita
granulares (Fig. 4D). O quartzo é intersticial aos feldspatos ou como subproduto de reações minerais.
O plagioclásio exibe-se tabular com geminação albita e por vezes textura mirmequítica. A biotita
apresenta-se intersticialmente e exibe franjas de quartzo em forma de gotas e por vezes ocorrem
40
associada à formação de sillimanita (Fig. 4E e 4F). A granada é xenomórfica, relíquiar e substituída
por biotita e plagioclásio.
Figura 4. (A) Granada pré cinemática com inclusões de quartzo e sombra de pressão formada por biotita; (B)
pseudomorfo de fundido em cúspide envolvendo o consumo de muscovita e englobando grãos arredondados de
quartzo; (C) granada parcialmente pseudomorfizada por biotita e plagioclásio; (D) inclusões de plagioclásio
arredondados em ortoclásio subédrico; (E) biotita com intercrescimento de quartzo formando franjas; (F)
formação de sillimanita caracterizando o alto grau metamórfico. Nicóis Paralelos em (A) e cruzandos em (B, C,
D, E e F) e as siglas minerais seguem a nomenclatura proposta por Fettes & Desmons (2008).
Enclaves anfibolíticos
São rochas melanocráticas e podem ser distinguidos em dois tipos, exibem textura
nematoblástica fina a média. O anfibolito bandado é composto por níveis distintos de quartzo e
hornblenda; clinopiroxênio e plagioclásio; e plagioclásio e hornblenda (Fig. 5A). O quartzo apresenta
contatos angulosos caracterizando uma textura granoblástica (Fig. 5B). O diopsídio ocorre
xenomórfico, orientado formando textura nematoblástica ou em poiquiloblastos que englobam outros
41
minerais, tais como clinozoizita e plagioclásio (Fig. 5C). A hornblenda marrom e o plagioclásio
formam textura nematoblástica (Fig. 5D), similar aos níveis de clinopiroxênio e plagioclásio. Biotita,
tremolita-actinolita, cummingtonita, epidoto e clorita ocorrem esporadicamente como produto de
retrometamorfismo.
O anfibolito xistoso ocorre como fragmentos tabulares essencialmente constituídos por
hornblenda marron, plagioclásio (andesina), quartzo e biotita (Fig. 5E). Esses minerais encontram-se
orientados com evidências de retrometamorfismo associado à processos de saussuritização do
plagioclásio, cloritização da biotita e da hornblenda, bem como formação de tremolita e
cummingtonita (Fig. 5F).
Figura 5. Fotomicrografias dos xenólitos anfibolíticos bandados (A, B, C e D) e xistosos (E e F), ilustrando: (A)
variação composicional entre os níveis de hornblenda + plagioclásio, diopsídio + plagioclásio e quartzo +
hornblenda;(B) detalhe da quantidade moderada de quartzo presente no nível composto por quartzo e hornblenda
; (C) blasto de diopsídio crescendo por baixo da orientação principal; (D) textura nematoblástica formada por
hornblenda e plagioclásio pseudomorfizado; (E) textura nematoblástica formada por hornblenda, quartzo,
42
plagioclásio, biotita e clorita; (F) detalhe de tremolita/actnolita e cummingtonita. Nicóis Paralelos em (A e E) e
cruzandos em (B, C, D e F).
Injeções dioríticas
Esta rocha é leucocrática (Fig. 3E) e a textura equigranular grossa é formada por megacristais
de plagioclásio (60-70%), feldspato alcalino (7-15%) e quartzo (6-13%), tendo comumente biotita (10-
15%), granada (< 2%), epidoto e monazita (< 2%) como minerais acessórios, bem como clorita,
epidoto, calcita e prehnita como minerais secundários. O plagioclásio (1.5-5 mm) mostra-se euédrico a
subédrico tabular com geminação do tipo albita e aspecto turvo, devido à processos de saussuritização,
argilização, sericitização e carbonatação. Quando ocorre em ripas menores é comum apresentar textura
mirmequitica (Fig. 6A). O feldspato alcalino (3-5 mm) é representado pela microclina caracterizada
pela geminação em grade (Fig. 6A). Possui habito tabular e textura pertítica formada pelo
intercrescimento de plagioclásio em forma de gotas e estrias. A biotita (1-3 mm) ocorre disseminada
sendo o mineral máfico dominante, e nesses casos observa-se uma deformação entre as lamelas de
biotita associada a formação de clorita, muscovita e prehnita (Fig. 6B). O quartzo (1-2 mm) ocorre nos
interstícios dos megacristais de feldspatos, apresenta-se anédrico com golfos de corrosão e inclusões
diversas (Fig. 6C). A granada (0,1-5 mm) ocorre esporadicamente como pórfiros arredondados ou
como minúsculos fragmentos relíquiares englobados por agregado de plagioclásio e biotita.
Comumente observa-se a formação de clorita e minerais opacos associados ao intenso faturamento dos
pórfiros (Fig. 6D).
43
Figura 6. Fotomicrografias da injeção diorítica, ilustrando: (A) textura mimerquitica em plagioclásio; (B) os
principais minerais máficos são a biotita cloritizada e prehnitizada e o epidoto; (C) quartzo fraturado com
corrosão entre as fraturas; e em (D) granada fraturada com formação de cloritas entre as fraturas. Nicóis
Paralelos em (D) e cruzados em (A, B e C).
II.4. CARACTERIZAÇÃO GEOQUIMICA
Procedimentos analíticos
Análises de elementos maiores, menores e traços foram realizadas em 26 amostras do MFA
conforme os dados apresentados na Tabela 2. Devido a complexidade das estruturas e variação na
proporção do neossoma, os litotipos não representam as partes individuais de um migmatito,
entretanto assume-se que os metatexitos residuais tendem a possuir uma composição coerente com o
fracionamento decorrente da fusão parcial. Por outro lado o metatexito transicional rico em
leucossoma tende a exibir um padrão geoquímico indicativo da diferenciação.
Cerca de 2 kg de cada amostra foram britados, homogeneizados, quarteados e pulverizados
nos laboratórios de preparação do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de
Mato Grosso e enviados a Acme Analytical Laboratories (Acmelab) em Vancouver no Canadá para
realização das análises de ICP-ES (Inductively Coupled Plasma Emission Spectrometry) e ICP-MS
(Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry). O tratamento dos dados geoquímicos foi realizado
em software GeoChemical Data toolkit (GCDkit) versão 3.0 desenvolvido e disponibilizado por
Janoušek et al.(2011).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
(44)
Tabela 2. Composição química das amostras do MFA (óxidos em porcentagem (%) e outros elementos em ppm).
Sample transitional metatexite Residuum-rich metatexite diorite
ML2 ML3 ML1 NF191 NF42B5 MRL2 NF54 NF42B NF42B3 MRL1 MRL4 MRL3 NF54CH MRR3 NF54B MRR2 MRR4 NF54B2 NF54B1 MRR1 NF42C4 NF42C2 DIO1 DIO2 DIO3 NF42C3
SiO2 76,21 76,18 75,9 74,58 74,39 74,14 69,2 68,79 73,88 73,83 73,46 73,42 62,38 70,08 69,89 69,79 69,71 69,69 69,6 69,54 58,15 57,23 56,03 55,77 54,8 52,96
TiO2 0,19 0,21 0,19 0,26 0,53 0,4 0,57 0,64 0,38 0,42 0,38 0,39 0,74 0,75 0,72 0,74 0,76 0,74 0,77 0,75 0,66 0,94 1,05 0,97 1,12 1,62
Al2O3 12,6 12,63 12,66 12,96 12,06 12,96 14,68 14,56 13,14 12,91 13,45 13,22 17,75 13,72 13,95 13,93 13,76 13,78 14,02 13,78 21,57 20,99 21,36 21,56 21,42 20,49
Fe2O3 1,2 1,24 1,23 2,8 3,91 2,52 4,16 4,81 2,65 2,7 2,51 2,62 5,66 5,34 5,71 5,54 5,49 5,83 5,7 5,38 3,34 4,61 4,7 4,56 5,03 7,48
MnO 0,01 0,01 0,01 0,03 0,05 0,02 0,05 0,07 0,03 0,02 0,02 0,03 0,06 0,08 0,08 0,09 0,08 0,08 0,1 0,1 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,05
MgO 0,31 0,32 0,3 0,68 1,08 0,66 1,06 1,29 0,66 0,71 0,63 0,67 1,56 1,57 1,58 1,6 1,6 1,6 1,56 1,53 1,07 1,54 1,6 1,57 1,69 2,49
CaO 1,41 1,41 1,43 2,97 1,86 1,74 1,93 1,76 1,45 1,7 1,74 1,74 1,41 2,75 2,58 2,67 2,64 2,58 2,75 2,77 4,2 4,01 4,23 4,3 4,36 4,58
Na2O 3,3 3,27 3,35 3,29 2,84 3,69 3,61 3,08 3,2 3,64 3,73 3,67 3,28 3,03 3,21 3,03 3,09 3,18 3,1 3,03 6,54 6 6,13 6,35 6,07 5,04
K2O 3,7 3,73 3,62 0,87 2,35 2,6 3,26 3,89 3,76 2,61 2,92 2,73 6,05 1,43 1,57 1,53 1,5 1,65 1,43 1,41 2 2,37 2,41 2,23 2,35 2,3
P2O5 0,05 0,05 0,04 0,05 0,05 0,05 0,04 0,07 0,04 0,05 0,04 0,04 0,06 0,14 0,14 0,13 0,13 0,19 0,19 0,13 0,25 0,32 0,22 0,24 0,22 0,18
Cr2O3
0,007 0,003 0,004 0,008 0,004 0,003 0,003 0,003 0,011 0,008 0,01 0,008 0,008 0,007 0,007 0,007 0,002 0,003
0,002 0,004
Sum 99,81 99,82 99,81 99,88 99,83 99,79 99,84 99,78 99,87 99,81 99,79 99,78 99,76 99,76 99,86 99,77 99,77 99,86 99,83 99,77 99,44 99,26 99,43 99,43 99,43 99,49
LOI 0,8 0,8 1,1 1,4 0,7 1 1,3 0,8 0,7 1,2 0,9 1,3 0,8 0,9 0,4 0,7 1 0,5 0,6 1,3 1,6 1,2 1,7 1,8 2,3 2,3
Ba 531 530 474 141 625 318 495 839 464 336 344 337 880 306 278 297 289 294 326 288 229 255 289 250 267 339
Rb 102,1 103,6 99,1 53,7 89 101,2 119,6 119 121,5 106,9 106,3 105,9 207,2 81,6 85,2 88 85,7 91,8 83,6 81,6 102,6 125,3 110,4 104,8 114,9 100,8
Sr 174,2 165,3 169,2 337,2 240,8 162,1 220,9 242,8 164,4 158,7 168,2 168 229,9 227,9 242,7 219 219,3 238,5 245,7 226,3 379,3 358,7 311,8 326,7 330,1 312,5
Zr 174,7 184 124,2 235,8 204,5 266,4 252,1 322,4 209,4 297 252,3 294,1 253,3 235,9 223,2 249,9 277,9 245 288,6 261,3 22 18,9 22,8 24,7 20,6 15,7
Nb 6 6,4 6,9 20,6 14,2 12,8 15,1 20,3 10,5 13,3 11,8 11,9 17,8 12,4 11,5 13,5 13 12 11,9 13,2 17,2 23,7 27,6 25,2 28,8 40,3
Ni 5,4 5,4 6,4 5,1 15,2 8,8 13,2 21,3 9 9,2 8,6 10,1 31,9 21,2 25,8 23,4 19,9 26 23,6 20,6 12,2 14,7 13,9 14,5 15 22,6
Co 85,2 70,4 112,6 3,1 7,1 96,1 6 7,8 4,1 68 88,4 92,2 13,3 93,1 12,8 82,3 92,3 12,5 11,9 108,9 5,9 8,6 33,6 25,4 30,5 13,2
Zn 39 40 39 102 82 77 100 92 71 81 82 80 149 87 93 96 90 100 97 90 89 123 118 116 122 207
La 22 23,9 21,2 34,2 35,6 37 46,5 50,5 38,5 35,6 40 38,4 37,5 40,6 38 44,5 41,8 42,2 46,4 41,4 640,4 871 606,4 609,3 595,8 489,3
Ce 45,9 49,3 37,6 73,9 75,3 78,9 102,8 114,6 80,7 74,9 85,7 82,9 78,9 82,4 79,9 84,7 85,1 86,2 97,4 82,5 1547,4 2088,5 1361,8 1417,1 1395,2 1156,4
Pr 5,24 5,86 4,21 9,19 8,86 9,39 12,23 12,89 10,1 9,05 10,24 9,82 8,92 9,43 9,65 9,94 9,89 10,71 11,52 9,67 196,6 271,15 172,69 176,5 179,31 146,99
Nd 20,2 22,4 15,4 34,2 31,7 36,3 46,4 49,9 40,1 36,8 40,1 38,3 33,2 36,4 36,4 38,5 37,5 39,9 46,9 37,5 795 1085 701 710,5 714,2 578,1
Sm 4,08 4,71 4,01 7,99 6,46 8,08 9,13 8,99 8,28 7,66 8,86 8,29 6,75 7,24 6,76 7,81 7,58 7,8 8,61 7,28 163,41 223,24 145,2 148,36 150,02 119,27
45
Eu 0,87 0,86 0,86 0,73 1,21 0,91 1,16 1,44 0,97 0,81 0,86 0,85 1,29 1,11 1,25 1,15 1,18 1,34 1,31 1,17 3,18 3,74 2,91 2,91 2,88 2,51
Gd 3,94 4,24 3,84 9,18 5,5 7,59 7,49 7,85 8,26 7,36 8,23 7,78 7,05 6,82 6,58 7,29 6,97 7,45 7,87 6,78 137,35 183,48 116,43 119,76 121,82 97,45
Tb 0,58 0,59 0,58 1,83 0,87 1,24 0,86 1,24 1,38 1,29 1,32 1,27 1,21 1,13 1,08 1,27 1,24 1,27 1,3 1,15 15,16 20,05 13,53 14,03 14,4 10,77
Dy 2,88 2,61 3,3 11,87 5,95 6,94 3,34 7,32 7,67 7,43 7,63 7,52 7,68 6,73 5,55 7,57 7,62 6,94 7,61 7,19 55,75 76,24 49,91 51,48 53,22 40,39
Ho 0,45 0,41 0,62 2,72 1,48 1,24 0,41 1,92 1,61 1,38 1,41 1,41 1,41 1,28 1,25 1,43 1,41 1,55 1,42 1,4 6,05 8,83 5,17 5,67 5,64 4,6
Er 1,3 1,12 1,78 7,9 4,67 3,76 1,18 5,97 4,23 4,17 4,23 4,34 3,88 3,52 3,67 3,93 3,98 4,2 4,21 3,87 8,94 14,15 8,3 8,7 9,11 6,92
Tm 0,19 0,15 0,27 1,3 0,77 0,55 0,16 1,07 0,61 0,64 0,64 0,64 0,62 0,54 0,58 0,63 0,6 0,63 0,72 0,59 0,79 1,21 0,69 0,76 0,79 0,62
Yb 1,1 0,98 1,83 8,41 4,61 3,39 1,04 7,16 4,04 3,91 3,94 4,14 3,99 3,36 3,72 3,78 3,8 3,84 4,07 3,63 4,18 6,24 3,46 3,8 3,85 3,34
Lu 0,18 0,16 0,28 1,19 0,7 0,56 0,18 1,09 0,52 0,65 0,61 0,61 0,56 0,52 0,56 0,6 0,56 0,61 0,65 0,57 0,42 0,68 0,36 0,39 0,42 0,34
Y 13,1 11 17,3 73,6 38,7 36,5 14,2 51 44,1 40,6 37,7 40,1 40,5 36,2 34,8 40,8 38,4 40,8 42,7 38,6 161,2 236,5 140,8 153,4 153,7 121,7
Cs 0,6 0,7 0,7 1,9 1,3 1,2 1,5 1,7 1,2 1,5 1,2 1,2 2,7 1,7 1,3 1,7 1,6 1,9 1,9 1,4 1,9 2,3 1,6 1,6 1,7 2,1
Ta 0,4 0,4 0,5 1,8 0,8 0,7 0,5 1,1 0,5 0,6 0,7 0,6 0,9 1 0,7 1 1,2 0,7 0,8 1,1 0,8 0,9 0,9 0,8 1,2 1,5
Hf 6,1 6 4,5 8,8 6,5 8,8 9,1 8,7 7,5 9,9 8,3 9,7 7,5 7,2 7,1 7 7,5 6,8 7,2 7,1 0,5 1 0,7 0,7 0,6 0,8
U 1,7 1,6 1,5 4,7 1,9 2,2 2,2 3 2,2 2,7 2,6 2,8 2 3,2 2,8 3,3 3,3 3,2 3,8 3,2 12,3 17 12 12,4 12,8 9,2
V 17 24 16 21 52 36 60 58 28 40 36 34 78 84 62 78 75 68 70 76 59 84 93 89 98 142
W 501,5 394,1 618,7
0,5 537,8
0,6 0,6 367,9 490,4 479,3
480,9 0,7 429,8 469,1
561,6
124,2 88,2 105,1 0,5
Mo 0,3 0,2 0,4 0,6 0,7 0,2 1,5 0,7 0,3 0,3 0,2 0,2 2 0,2 0,9 0,3 0,2 0,4 0,6 0,2 0,8 0,7 0,6 0,3 1,1 2,9
Cu 2,7 2,8 2,7 3,9 6,4 4,6 2,5 9 3,1 4,5 5,4 5,1 21,4 6,7 11,4 7,3 5,8 11 9,4 6,9 3,1 2,9 1 1 0,9 2
Pb 9,2 8,8 10 8,6 7,1 8,7 10,7 8,3 8,5 7,5 8,8 8,9 8,3 5,8 5,8 5,8 5,6 5,2 5,9 6,1 35,5 28,4 29,7 30,2 32,9 25,1
Ga 15,1 16,2 15,8 23,3 16,7 18,4 21,9 19 16,4 19 19,5 18,7 27 18,3 16,3 20 18,1 17,6 17,6 20,7 33 35,3 33 33,1 34,5 35,4
Th 6,7 7,5 6,4 9,1 9,5 12,5 11,6 16,1 12,7 11,6 12,9 12,5 9,5 10,2 9,1 9,7 10,1 10,3 11,4 9,6 314,1 421,8 283,3 299,2 293,2 225,2
Rb/Ba 0,19 0,20 0,21 0,38 0,14 0,32 0,24 0,14 0,26 0,32 0,31 0,31 0,24 0,27 0,31 0,30 0,30 0,31 0,26 0,28 0,45 0,49 0,38 0,42 0,43 0,30
Rb/Sr 0,59 0,63 0,59 0,16 0,37 0,62 0,54 0,49 0,74 0,67 0,63 0,63 0,90 0,36 0,35 0,40 0,39 0,38 0,34 0,36 0,27 0,35 0,35 0,32 0,35 0,32
FeOt 1,08 1,12 1,11 2,52 3,52 2,27 3,74 4,33 2,38 2,43 2,26 2,36 5,09 4,80 5,14 4,98 4,94 5,25 5,13 4,84 3,01 4,15 4,23 4,10 4,53 6,73
mg* 33,85 33,83 32,58 32,48 35,37 34,16 33,55 34,70 33,04 34,25 33,21 33,63 35,32 36,81 35,41 36,39 36,60 35,22 35,16 36,04 38,83 39,82 40,28 40,55 39,96 39,74
A/NK 1,34 1,34 1,34 2,04 1,67 1,46 1,55 1,57 1,41 1,46 1,45 1,47 1,49 2,10 2,00 2,10 2,05 1,96 2,11 2,12 1,67 1,69 1,68 1,68 1,71 1,90
A/CNK 1,05 1,05 1,05 1,10 1,14 1,08 1,13 1,17 1,10 1,08 1,08 1,09 1,22 1,19 1,20 1,21 1,20 1,18 1,20 1,19 1,05 1,06 1,05 1,04 1,05 1,07
K2O/Na2O 1,12 1,14 1,08 0,26 0,83 0,70 0,90 1,26 1,18 0,72 0,78 0,74 1,84 0,47 0,49 0,50 0,49 0,52 0,46 0,47 0,31 0,40 0,39 0,35 0,39 0,46
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(46)
Elementos Maiores e Menores
Os metatexitos que compõem o MFA, por exibirem estruturas complexas e diferenças na
relação entre as partes do neossoma, são interpretados como rochas mistas. O padrão geoquímico
tende a demonstrar possíveis características de fracionamento progressivo de fundido. Entretanto os
diagramas classificatórios apresentados a seguir devem representar a composição química do protólito.
Figure 7. Diagramas classificatórios e discriminantes: (A) TAS - total de álcalis versus sílica com o limite entre
rochas alcalinas e subalcalinas; (B) diagrama ternário AFM para discriminar rochas toleíticas das não toleíticas;
(C) índice de saturação em alumina; (D e E) respectivamente SiO2 versus FeOt/FeOt+MgO e SiO2 versus
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Na2O+K2O-CaO proposto por Frost et al. (2001); (F) diagrama ternário com os limites para ambiente
tectônico segundo a relação de Hf, Rb/30 e Ta*3.
No diagrama TAS (Fig. 7A) as rochas residuais apresentam composição de granodiorito
enquanto as leucossomáticas tendem para granitos, porém ambos da série subalcalina. Os dioritos
ocupam o campo do sieno-dioritos da série alcalina. A alcalinidade é melhor discriminada no
diagrama AFM (Fig. 7B), onde todos os litotipos ocupam o campo das rochas não toleíticas de caráter
peraluminosos (Fig. 7C). Os diagramas de discriminação tectônica propostos por Frost et al. (2001;
Figs 7D e 7E) demonstram que os migmatitos possuem uma composição semelhante com granitóides
cordilheiranos, sendo que os leucossomáticos tendem a uma composição similiar a de leucogranitos
peraluminosos. Os dioritos apresentam-se ferrosos e se confirma uma a afinidade alcalina. Enquanto
que no diagrama da Figura 7F os metatexitos ocupam o campo reservado à granitos de arcos
vulcânicos e os dioritos sin-colisionais.
Nos diagramas de Harker (1909; Fig. 8) observa-se uma correlação negativa entre a sílica e
TiO2, Al2O3, MgO e FeOt, enquanto que CaO, K2O e P2O5 permite a individualização de dois grupos
distintos. Os mesmos diagramas exibem correlações negativas entre a sílica e TiO2, MgO, FeOt e CaO,
diferenciando as injeções dioríticas dos metatexitos não apenas em composição mas também por
exibir correção positiva entre sílica e Al2O3, P2O5 e Na2O demonstrando o fracionamento de minerais
máficos primários e plagioclásio cálcico, enquanto o incremento de alumínio, fósforo e sódio possa
estar relacionado com a evolução magmática a partir de basaltos alcalino
Figura 8. Diagramas de Harker mostrando a variação de SiO2 versus óxidos maiores (wt%) das rochas do MFA.
Os elementos de raio iônico grande (Ba, Rb, Sr e K) quando comparados com a evolução da
sílica, assim como mostrado na figura anterior permitem a individualização dos metatexitos. Os
termos mais enriquecidos em resíduo apresentam baixos valores de Ba, Rb e K sugerindo processos de
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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fracionamento desses elementos por solubilidade e enriquecimento nos termos ricos em leucossoma.
As amostras de composição diorítica exibem uma correlação positiva entre a sílica e os elementos Sr,
La, Eu, Y e Yb atestando o enriquecimento em terras raras leves e pesados conforme a evolução de
SiO2. A correlação negativa de Ba e K é sugestiva da evolução para magmas intermediários e ácidos
ou ausência desses elementos no protólito, o que não deve ser o caso de rochas derivadas de magmas
alcalinos (Fig. 9).
Figura 9. Diagramas de Harker mostrando a variação de elementos menores e traço (ppm) versus SiO2 (%) das
rochas do MFA.
Sawyer (2010) demonstrou que as rochas migmatíticas da Subprovincia Opatica - Canadá
podem ter sido formadas a partir da fusão parcial de um protólito leucogranodiorítico. No diagrama
K2O vs. CaO + Na2O (Fig. 10A), observa-se o efeito dos processos envolvidos durante a anatexia, com
proporcional enriquecimento em K2O nos metatexitos ricos em leucossoma, enquanto que as rochas
residuais são enriquecidas em CaO + Na2O. Entretanto os metatexitos do MFA não coincidem com os
produtos derivados de protólitos granodioríticos, mas sim com vidros experimentais obtidos por
Castro (2004) e Watkins et al. (2007) a partir da fusão de tonalitos.
Patiño Douce (1999), através de diagramas multivariáveis, demonstrou o comportamento
geoquímico de fundidos oriundos de diferentes protólitos. Nos diagramas das Figuras 10B e 10C é
possível observar que o diorito apresenta um comportamento semelhante com os produtos derivados
de anfibolitos, bem como os metatexitos enriquecidos em resíduo. O mesmo não ocorre com os
metatexitos transicionais ricos em leucossoma, que exibem um padrão correspondente com os
produtos de protólitos pelíticos máficos, grauvacas ou granitóides cálcio alcalinos.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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O diagrama da Figura 10D mostra como varia a razão álcalis sobre a soma de cálcio, sódio e
potássio versus SiO2. Neste diagrama é possível observar o caráter peraluminoso das rochas que
constituem o MFA incluindo os dioritos. Sylvester (1998) demostrou como é possível diferenciar
granitos peraluminosos colisionais formados em cinturões de alta pressão (Cinturão Himalaiano)
daqueles de alta temperatura (Cinturão de Lachlan). O autor relata que em ambos os cinturões é
possível determinar através da razão Rb/Ba versus Rb/Sr granitos derivados de protólitos ricos em
Al2O3 (pelitos) e pobres em Al2O3 (grauvacas e psamitos). Conforme demonstrado na Figura 10E, as
rochas que compõem o MFA derivam de protólitos pobres em argilas com composição equivalente a
de metagrauvas. Enquanto que a razão entre Al2O3 e TiO2 indica uma semelhança composicional com
os granitos peraluminosos do Cinturão de Lachlan na Australia (Fig.10F).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
50
Figura 10. (A) Diagrama K2O versus CaO + Na2O mostrando a semelhança composicional com produtos da
fusão de tonalitos; (B e C) diagramas multivariáveis com produtos anatéticos de diferentes protólitos conforme
Patiño Douce (1999); (D) diagrama A/CNK versus sílica ilustrando a afinidade peraluminosa das rochas
estudadas; (E) e (F) diagramas utilizados por Sylvester (1998) para diferenciar granitos peraluminosos
Himalaianos (alta pressão) dos Australianos (alta temperatura).
Elementos Traço e Terras Raras (ETRs)
Comparando o comportamento geoquímico de elementos terras raras dessas rochas com o
comportamento do manto primitivo de McDonough & Sun (1995), nota-se que os migmatitos exibem
um enriquecimento em ETRs leves com uma considerável anomalia negativa de Eu, indicando o
fracionamento de plagioclásio. Uma amostra de metatexito rico em leucossoma apresenta baixos
valores de terras raras pesados, provavelmente discriminando que esses elementos ficaram retidos na
fonte ou que as condições necessárias para a fusão dos minerais portadores desses elementos não
foram alcançadas. O diorito demonstra um padrão inclinado devido intenso enriquecimento em
elementos terras raras leves e pesados indicando uma gênese mantélica enriquecida ou intensos
processos de assimilação crustal. A acentuada anomalia negativa de Eu sugere o fracionamento de
plagioclásio (Fig. 11A).
Normalizando os litotipos com a média da crosta continental de Taylor & McLennan (1995;
Fig. 11B) observa-se que os metatexitos apresentam um padrão pouco enriquecido, com anomalias
negativas de Sr e Ti, referentes ao fracionamento de plagioclásio, titanita e/ou magnetita, ou ainda
baixas temperaturas de fusão. Os dioritos apresentam um comportamento peculiar, observa-se um
enriquecimento ETRs leves, Th e U provavelmente devido a monazita. Anomalias negativas de Zr e
Hf podem representar uma afinidade mantélica.
Normalizando o metatexito rico em melanossoma com o metatexito rico em leucossoma nota-
se anomalias positivas em Ba e K que podem estar relacionadas com a formação do k-feldspato no
leucossoma, e os teores de Rb e Nb podem ser atribuídos à presença da biotita dos schlieren (Fig.
11C). O comportamento com tendência paralela dos elementos menos móveis pode indicar que
algumas fases como zircão e granada não são restritas as rochas residuais, tendo em vista que em
alguns veios de leucossoma observa-se a granada como fase peritética.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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Figura 11. (A) Normalização dos litotipos com a composição do manto primitivo; (B) normalização dos
litotipos com a média da crosta continental; (C) Diagrama multielementar para normalização entre os
metatexitos.
II.5. GEOCRONOLOGIA U-Pb (SHRIMP)
Procedimentos analíticos
Para a técnica de análises U-Pb por microsonda iônica SHRIMP IIe (Sensitive High
Resolution Ion Microprobe) foram confeccionados mounts de zircões, em resina epóxi, tanto da
injeção diorítica como do metatexito estromático, junto com os zircões padrões da Temora SL-13
(415±20 Ma).
Os cristais foram polidos e metalizados em ouro (Au) para obtenção de imagens de Elétrons
Secundários (ES) e Catodoluminescência (CL) no Laboratório de Microscopia Eletronica de
Varredura do Centro de Pesquisas Geocronológicas da Universidade de São Paulo. As especificações e
procedimentos analíticos para as análises isotópicas U-Pb SHRIMP foram descritos em detalhe por
Sato et al. (2014). De modo geral os pontos analíticos foram obtidos em regiões claras nas imagens
CL, com zonação regular, evitando possíveis fraturas e irregularidades oriundos de processos
pertubadores do relógio geocronológico. Os cálculos de idades foram realizados com o programa
Isoplot/EX (Ludwing, 1999). Os resultados são apresentados com desvio padrão de 2σ.
Resultados
Metatexito rico em melanossoma (NF54B - 0224766/8267864-UTM).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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Os zircões apresentam prismas curtos (100 a 220 µm), com vértices suavisados, núcleos com
zonação regular preservada e bordas escuras comumente metamictisadas. A população de zircões
magmáticos zonados forneceu razões Th/U em torno de 0,35 e idades 207
Pb/206
Pb que variam de
1463±27 a 1393±26 Ma (Tab. 3). Uma idade concordante de 1436±5,4 Ma (MSWD=4,2) foi
determinada a partir de 8 cristais (Fig. 12A).
Injeção diorítica (NF42C – 0226563/8267864-UTM).
A população de zircões deste litotipo apresenta tamanho maior em relação a anterior, com
cristais variando de prismas curtos a moderadamente alongados (200 a 500 µm; Fig. 12B). Os núcleos
preservam uma zonação regular comumente gerada durante a formação do mineral. As razões Th/U
variam entre 0,05 e 0,45 e as razões 207
Pb/206
Pb variam entre 1304±24 e 1385±26 Ma (Tab. 3). No
diagrama Concórdia, os cristais analisados fornecem uma idade de 1341 ± 17 Ma (MSWD=3; n=7;
Fig.12B).
Figura 12. (A) Zircões do metatexito rico em resíduo NF-54B; (B) zircões da injeção dioritica NF-
42C; (C) e (D) diagramas Concórdia com as idades U-Pb (SHRIMP) das rochas do MFA (Ludwing,
1999).
Tabela 3. Composição U-Th-Pb dos zircões proveniente das rochas que compõem o MFA.
S p o t N a m e U ( p p m ) T h ( p p m ) 2 3 2 T h / 2 3 8 U
ƒ 2 0 6 ( % ) Radiogenic Ratios
Age (Ma) %
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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207P
b/2
06P
b
±
207P
b/2
35U
±
206P
b/2
38U
±
206P
b/2
38U
± 207P
b/2
06P
b
±
Disc
NF-54B2 - residuum-rich metatexite
1.1 145 49 0,35 0,18 0,0909 1,0 3,1259 2,3 0,2495 2,1
1436 27 1444 19 1
2.1 223 101 0,47 0,18 0,0897 1,1 2,9875 2,3 0,2415 2,1
1394 26 1420 20 2
3.1 393 44 0,12 0,06 0,0898 1,2 3,1593 2,6 0,2552 2,3
1465 30 1421 23 -3
5.1 133 43 0,34 0,10 0,0925 0,9 3,0787 2,3 0,2413 2,1
1393 27 1479 17 6
6.1 218 72 0,34 -0,01 0,0905 0,5 3,0783 2,2 0,2468 2,2
1422 28 1435 10 1
9.1 205 100 0,51 0,10 0,0914 0,7 3,0991 2,4 0,2460 2,3
1418 30 1454 13 3
10.1 244 73 0,31 0,13 0,0904 0,9 3,0480 2,3 0,2445 2,1
1410 26 1434 17 2
11.1 583 183 0,32 0,13 0,0949 0,5 3,3352 2,1 0,2548 2,1
1463 27 1527 9 4
NF-42C3 - diorite
1.1 214 92 0,45 0,25 0,0911 1,0 3,0107 2,3 0,2398 2,1
1386 26 1448 19 5
3.1 212 70 0,34 0,66 0,0892 1,4 2,8583 2,5 0,2323 2,1
1347 25 1409 28 5
6.1 437 45 0,11 0,06 0,0858 0,5 2,6523 2,1 0,2243 2,1
1304 25 1333 10 2
8.1 239 38 0,17 1,66 0,0875 2,8 2,7215 3,6 0,2256 2,1
1312 25 1371 57 5
10.1 249 46 0,19 0,09 0,0876 0,6 2,8006 2,2 0,2318 2,1
1344 25 1374 12 2
11.1 232 83 0,37 0,64 0,0901 1,2 2,9015 2,5 0,2336 2,1
1354 26 1427 24 5
12.1 1065 55 0,05 0,04 0,0860 0,3 2,6769 2,1 0,2258 2,1
1313 25 1337 6 2
II.5. GEOQUÍMICA ISOTÓPICA Sm-Nd EM ROCHA TOTAL
Procedimentos analíticos
As amostras de rocha total dos mesmos litotipos datados pelo método U-Pb foram
previamente pulverizadas no Laboratório de Preparação de Amostras Químicas (LAMUTA) do
Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso e enviadas ao
Laboratório Pará-Iso da Universidade Federal do Pará. A dissolução das amostras foi realizada com
ácidos HNO3, HCl e HF, após introdução de um traçador misto 149
Sm-150
Nd. A concentração dos
elementos terras raras (ETRs) foi feita em coluna de teflon preenchida com resina catiônica Biorad
Dowex 50W-X8. Após a eluição dos ETRs uma nova purificação em resina aniônica Dowex AG1-X4
foi realizada para obtenção dos concentrados de Sm e Nd conforme Oliveira et al. (2008). As análises
isotópicas foram realizadas em espectrômetro de massa de termo-ionização da marca FINNIGAN
modelo MAT262. A normalização das razões isotópicas de Nd é realizada a partir da razão
146Nd/
144Nd = 0,7219. As idades modelo TDM foram calculadas com base no modelo de Nd do manto
empobrecido de DePaolo (1981).
Resultados
Os resultados isotópicos Sm e Nd das amostras permitem determinar uma idade modelo TDM
de 1,90 Ga com valor de ԐNd(1,43Ga) de -0,54 para o metatexito, enquanto que para a injeção diorítica
uma idade modelo TDM de 1,47 Ga foi determinada com valor de ԐNd(1,34Ga) de 3,39 (Tabela 4).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
54
Tabela 4. Dados analíticos de Sm e Nd em rocha total para as rochas do MFA.
II.6. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Este trabalho apresenta as principais características petrográficas, geoquímicas e isotópicas do
Migmatito Furna Azul e das injeções dioríticas a ele associadas. A obtenção de novos dados
geológicos e geocronológicos (U-Pb SHRIMP e Sm-Nd) merece destaque, devido a carência de dados
em uma região considerada chave para a compreensão da evolução mesoproterozoica do Craton
Amazônico.
O reconhecimento de rochas migmatíticas na região também merece destaque, já que essas
rochas podem ser correlacionáveis com eventos orogênicos formadores de um magmático maior. Com
base em dados petrográficos e estruturais, os metatexitos transicionais foram distinguidos entre os que
apresentam maior proporção de leucossoma e consequentemente maiores conteúdos de elementos
móveis (ex: K, Rb e Ba), e os enriquecidos em resíduo. Este último, apresentando conteúdos
significativos de elementos menos movéis, incluindo o U.
Evidências de recristalização metamórfica como, por exemplo, granada poiquiloblástica,
sillimanita, textura simplectítica em biotita e formação de clinopiroxênio em enclave máfico sugerem
que essas rochas experimentaram as condições metamórficas de fácies anfibolito superior. A formação
de biotita com intercrescimento de prehnita tem sido considerada por Field & Rodwell (1968) como
produtos de metamorfismo sob condições de temperatura entre 350° C a 450° C e baixas pressões,
condições facilmente atingindas pela interação entre líquidos silicáticos e rochas residuais, como em
uma metamorfismo de contato. Entretanto a associação clorita, muscovita/sericita, carbonato,
argilominerais e biotita com intercrescimento de prehnita é interpretada como proveniente do
retrometamorfismo, representando a trajetória retrograda para a fácies xisto verdes.
A ausência da associação granada + ortopiroxênio + cordierita sugere que a fusão parcial não
ultrapassou a quebra da biotita, o que segundo Johnson et al. (2008), seriam as fases peritéticas da
reação de um sistema grauvaqueano, como é o caso do MFA.
Os metatexitos demostram semelhança composicional com os produtos anatéticos
experimentais de protólitos anfibolíticos, tonalíticos ou grauvaqueanos, conforme percebido nas
análises petrográficas e nas comparações com produtos de fusão. Podem ser comparados
geoquímicamente com metagrauvacas utilizadas por Grapes et al. (2001) para determinar o grau
metamórfico de rochas quartzo-feldspáticas. Sob baixas pressões tais rochas podem ser distinguidas
Sample U-Pb
(SHRIMP) Sm
(ppm) Nd
(ppm) 147
Sm/144
Nd 143
Nd/144
Nd f(Sm/Nd) ƐNd(0) T(DM) ƐNd(t)
NF54B (metatexite)
1436 Ma 9,65 46,96 0,124269 0,511927 -0,368
-13,8 1,90 -0,54
NF42C (diorite)
1341 Ma 49,69 252,26 0,11909 0,512128 -0,394
-9,9 1,47 3,39
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
55
entre as que contêm hornblenda + (Bt + Ms + Pl ± Gnt) e as desprovidas de hornblenda, enquanto que
o alto grau metamórfico seria representado pelo eventual desaparecimento da muscovita e a formação
do líquido granítico, geralmente peraluminoso. Dessa forma a reação apresentada por Patiño Douce &
Harris (1998) é a que melhor justificaria a formação de granada + sillimanita + fundido a partir da
quebra da biotita.
O comportamento dos elementos terras raras demonstra o enriquecimento em terras raras leves
e pesadas nas injeções dioríticas, sugerindo que este magma foi gerado a partir do manto enriquecido,
semelhante ao modelo de delaminação litosférica e ascensão do manto enriquecido, sugerido por
Sylvester (1998) como responsável pelo intenso magmatismo peraluminosos, colisional, de baixa
pressão do Cinturão de Lachlan.
A integração dos dados geológicos, geocronológicos e isotópicos apontam para um
magmatismo gerador do protólito dos metatexitos em torno de 1.43 Ga, portanto, um evento ígneo
precoce em relação a evolução da Orogenia San Ignácio (1.37 a 1.30 Ga), e que envolveu a fusão
parcial de uma crosta continental orosiriana, em torno de 1.90 Ga.
Subsequente evento magmático em torno de 1.34 Ga, foi responsável pela geração das
injeções dioríticas, por processos de fusão de crosta continental mais jovem, extraída do manto em
torno de 1.47 Ga. Tais dioritos aparentemente não demonstram nenhuma relação genética com o
protólito dos metatexitos.
Em relação aos eventos magmáticos e metamórficos descritos no Terreno Paraguá, os dados
apresentados apontam para as seguintes correlações regionais. Em termos de idades e características
geológicas, as injeções dioríticas são correlacionáveis a Suíte Intrusiva Pensamiento (Litherland et al.,
1986, Bettencourt et al., 2010, Nalon et al., 2013 e França et al., 2014), provavelmente aos granitóides
sin a tardi cinemáticos relacionados a evolução de um arco magmático continental durante a Orogenia
San Ignácio.
Com respeito ao Migmatito Furna Azul, cronologicamente não se agrupa às rochas similares
do Complexo Chiquitania e Serra do Baú, as quais apresentam idades que variam entre 1.78 Ga a 1.72
Ga (Santos et al., 2008, Faria et al., 2014, entre outros), nem tampouco aos granulitos do Complexo
Lomas Manechis, com idades no intervalo de 1.62 a 1.67 Ga (Boger et al., 2005, Matos et al., 2013).
Em termos de período de geração tais migmatitos apresentam idade de formação do protólito
semelhantes a apresentada por Matos Salinas (2010) para o Granito San Ramon (1.43 Ga).
Os dados apresentados neste trabalho além de discutir os processos petrogenéticos
relacionados a geração do Migmatito Furna Azul, indica a possibilidade da existência de um novo
episódio magmático em torno de 1.43 Ga no Terreno Paraguá, o qual deverá ser melhor investigado
em futuros estudos.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem o Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico – CNPq
(Proc. 479779/2011-2), Programa Nacional de Cooperação Acadêmica/Coordenação de
Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – PROCAD/CAPES (096/2007). Intituto Nacional e
Tecnologia da Amazônia – GEOCIAM e o Programa de Pós Graduação da Universidade Federal de
Mato Grosso (PPGEC). O primeiro autor agradece a CAPES pela concessão da bolsa de mestrado.
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CAPITULO III - DISCUSSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS
Este trabalho apresenta as principais características petrográficas, geoquímicas e
isotópicas do Migmatito Furna Azul e tem o propósito de contribuir para o entendimento dos
processos geológicos e petrogenéticos que atuaram na formação dos migmatitos e das
injeções dioríticas a eles associadas. A obtenção de novos dados geocronológicos, U-Pb
SHRIMP e Sm-Nd, merece destaque devido a carência de dados geológicos e
geocronológicos em uma região considerada chave para a compreensão da evolução
mesoproterozoica do Craton Amazônico.
O Migmatito Furna azul é classificado principalmente com base em dados
petrográficos e estruturais em metatexitos transicionais estromáticos. Foi possível distinguir
os que apresentam alta proporção de leucossoma, entre os enriquecidos em resíduo
melanossomático, principalmente devido variação composicional observada também no
padrão geoquímico.
Evidências de recristalização metamórfica como, por exemplo: granada, sillimanita,
textura simplectítica em biotita e formação de clinopiroxênio em enclave máfico sugerem que
essas rochas experimentaram as condições metamórficas de fácies anfibolito superior. A
formação de biotita com intercrescimento de prehnita tem sido considerada por Field &
Rodwell (1968) como produtos de metamorfismo sob condições de temperatura entre 350° C
a 450° C e baixas pressões. Portanto a associação clorita, muscovita/sericita, carbonato,
argilominerais e biotita com intercrescimento de prehnita caracterizam um retrometamorfismo
para a fácies xisto verde.
A ausência da associação granada e ortopiroxênio ou granada e cordierita sugere que
a fusão parcial não ultrapassou a quebra da biotita o que, segundo Johnson et al. (2008), seria
a fase peritética da reação de um sistema grauvaqueano, como é o caso dos migmatitos
estudados.
Os metatexitos demostram semelhança composicional com os produtos anatéticos
experimentais de protólitos anfibolíticos, tonalíticos e grauvaqueanos, conforme percebido
nas análises petrográficas. Podem ser comparados geoquímicamente com metagrauvacas
utilizadas por Bucher & Grapes (2011) para determinar o grau metamórfico de rochas
quartzo-feldspáticas. Sob baixas pressões tais rochas podem ser distinguidas entre as que
contêm hornblenda + (Bt + Ms + Pl ± Gnt) e as desprovidas de hornblenda, enquanto que o
alto grau metamórfico seria representado pelo eventual desaparecimento da muscovita e a
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
60
formação do líquido granítico, geralmente peraluminoso. Dessa forma a reação apresentada
por Patiño Douce & Harris (1998) é a que melhor justificaria a formação de granada +
sillimanita + fundido a partir da quebra da biotita.
O comportamento dos elementos terras raras demonstra o enriquecimento em terras
raras leves e pesadas nas injeções dioríticas, sugerindo que este magma foi gerado a partir do
manto enriquecido, semelhante ao modelo de delaminação litosférica e ascensão do manto
enriquecido, sugerido por Sylvester (1998) como responsável pelo intenso magmatismo
peraluminosos, colisional, de baixa pressão do Cinturão de Lachlan.
A integração dos dados geológicos, geocronológicos e isotópicos apontam para um
magmatismo gerador do protólito dos metatexitos em torno de 1.43 Ga, portanto, um evento
ígneo precoce em relação a evolução da Orogenia San Ignácio (1.37 a 1.30 Ga), e que
envolveu a fusão parcial de uma crosta continental orosiriana, em torno de 1.90 Ga.
Subsequente evento magmático em torno de 1.34 Ga, foi responsável pela geração das
injeções dioríticas, por processos de fusão de crosta continental mais jovem, extraída do
manto em torno de 1.47 Ga. Tais dioritos aparentemente não demonstram nenhuma relação
genética com o protólito dos metatexitos.
Em relação aos eventos magmáticos e metamórficos descritos no Terreno Paraguá, os
dados apresentados apontam para as seguintes correlações regionais. Em termos de idades e
características geológicas, as injeções dioríticas são correlacionáveis a Suíte Intrusiva
Pensamiento (Litherland et al., 1986, Bettencourt et al., 2010, Nalon et al., 2013 e França et
al., 2014), provavelmente aos granitóides sin a tardi cinemáticos relacionados a evolução de
um arco magmático continental durante a Orogenia San Ignácio.
Com respeito ao Migmatito Furna Azul, cronologicamente não se agrupa às rochas
similares do Complexo Chiquitania e Serra do Baú, as quais apresentam idades que variam
entre 1.78 Ga a 1.72 Ga (Santos et al., 2008, Faria et al., 2014, entre outros), nem tampouco
aos granulitos do Complexo Lomas Manechis, com idades no intervalo de 1.62 a 1.67 Ga
(Boger et al., 2005, Matos et al., 2013, entre outros). Em termos de período de geração tais
migmatitos apresentam idade de formação do protólito semelhantes a apresentada por Matos
(2010) para o Granito San Ramon (1.43 Ga), contemporâneos ao Batólito Santa Helena do
Terreno Jauru (1.45 - 1.42 Ga; Geraldes et al., 2001).
Com bases nessas informações podemos sugerir um modelo de evolução em que a
formação do protólito do Migmatito Furna Azul seja contemporânea à evolução do Orogeno
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
61
Santa Helena (Fig.III.1A), ambos formados pelo consumo de uma crosta oceânica paleo-
mesoproterozoica caracterizando um arco magmatico.
Durante o estágio colisional houve o retrabalhamento do embasamento
paleoproterozoico dos terrenos envolvidos incluindo as intrusões precoces. O ápice do
metamorfismo é responsável por intenso magmatismo tardi a pós colisional descrito no
Terreno Paraguá (Suíte Intrusiva Pensamiento). Nesta fase ocorreu o alojamento de
granitóides discretamente deformados, tanto no embasamento quanto nas intrusões precoces
(Fig. III.1B)
Figura III.1.(A) e (B) Modelo esquemático para formação do Migmatito Furna Azul.
Os dados apresentados neste trabalho além de discutir os processos petrogenéticos
relacionados a geração do Migmatito Furna Azul, indica a possibilidade da existência de um
novo episódio magmático em torno de 1.43 Ga no Terreno Paraguá, o qual deverá ser melhor
investigado em futuros estudos.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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(66)
Anexos
Anexo 1.
ANÁLISE MINERAL SEMI-QUANTITATIVA EM MICROSCÓPIO ELETRÔNICO DE
VARREDURA E ESPECTROSCOPIA DE ENERGIA DISPERSIVA DE RAIO-X (MEV/EDX)
INTRODUÇÃO
A técnica de análise química de minerais através de EDX acoplado em MEV tem sido utilizada com sucesso para determinação do padrão semi-
quantitativo dos elementos constituintes dos minerais (ex: Nascimento & Góes 2007; Silva Ferreira et al., 2007; entre outros). Na Universidade Federal
de Mato Grosso a aplicação desta técnica encontra-se em estado inicial, apenas alguns trabalhos utilizaram esta técnica para caracterização mineral (ex:
França 2008). Neste trabalho foram realizadas análises pontuais por EDX em imagens de eletrons retroespalhados (ERE) para caracterização de alguns
minerais, associados a análise petrografica, cujos graficos podem ser comparados com o banco de dados disponibilizado em (Reed, 2005).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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METATEXITO RICO EM LEUCOSSOMA
Figura 1. (A e B) Fotomicrografia a nícois
paralelos e imagem ERE de biotita identificada
na petrografia devido hábito lamelar pleocroismo
castanho a castanho escuro e típica extinção
―olhos de passaro‖ a 90°; (C) padrão de
elementos químicos com picos consideráveis de
Al, Mg, K e Fe; e em (D) o padrão de biotita
apresentado por (Reed, 2005).
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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Figura 2. (A e B) Granada reconhecida na petrografia
principalmente devido ao alto relevo e isotropia, detalhe para os
pontos 1 e 2 repectivamente correspondentes a análises de granada
e biotita; (C) gráfico obtido por EDX exibindo quantidades
significativas de Fe e Al, com algum conteúdo de Ca e Mg
demonstrando a afinidade com a série almandina-piropo, conforme
ilustrado em E e F; (D) padrão da biotita, similar ao apresentado
na figura anterior.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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METATEXITO RICO EM MELANOSSOMA
Figura 3. (A e B) Granada reconhecida na petrografia, bem como a
apresentada para o litotipo anterior, porém com três análises pontuais (C, D e
E) ambos correspondentes a série almandina-piropo; e em (F) os diagramas
apresentados por (Reed, 2005) para esses dois minerais.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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ANFIBOLITO
Figura 4. (A) Imagem de ERE de anfibólio com inclusão
de quartzo conforme ilustram os gráficos B e C; (B) gráfico
com picos de Si e O atestando o quartzo (SiO2); (C)
hornblenda determinada pela comparação com o gráfico de
(Reed, 2005) em D, com conteúdos similares de Mg, Al, Ca
e Fe.
Figura 5. (A) Imagem de ERE de anfibólio em seção
longitudinal com três análises pontuais; (B, C e D) gráficos
correspondentes ao gráfico da hornblenda de (Reed, 2005),
figura E; e em (F) gráfico da actinolite para demonstrar que
os teores mais elevados de Al corroboram com a
hornblenda.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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Figura 6. (A e B) Fotomicrografias a nicóis paralelos em A e
cruzados em B, ilustrando hornblenda e biotita analisada
(ponto 9); (C) imagem de ERE da mesma seção; em (D)
gráfico analítico demonstrando que neste litotipo o Ti é um
elemento importante incorporado na biotita, bem como
conteúdo de Mg maior que o de Al, indicando que o sistema
magmático do qual a biotita cristalizou-se tinha esses
elementos em quantidades significativas, talvés magmas
basálticos.
Figura 7. (A e B) Fotomicrografias a nicóis paralelos e
imagem de ERE ilustrando respectivamente fragmentos de
apatita, conforme determinado pelo conteúdo de O, P e Ca dos
gráficos C e D.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
72
DIORITO
Figura 8. (A e B) Fotomicrografias a nicóis paralelos e imagem de ERE
ilustrando respectivamente agregado lamelar de biotita com três análises
pontuais (pontos 4, 5 e 6); (C, D e E) gráficos obtidos para análise de biotita,
assim como visto na biotita do anfibolito, estes exibem teores de Ti
significativos, porém o Al é maior que o Mg similar a biotita encontrada nos
metatexitos; e em (F) o gráfico de (Reed, 2005) para comparação, nota-se
que neste caso o Mg destaca-se sobre o Al, bem como a biotita dos
anfibolitos.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
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Figura 9. (A e B) Fotomicrografias a nicóis cruzados e
imagem de ERE ilustrando duas análises pontuais (pontos 15
e 16) em plagioclásio com geminação polissintética; (C e D)
gráficos obtidos por EDX atestando os conteúdos de Ca e Na
principalmente utilizados para discriminar a anortita dos
outros minerais desta série. Comparando com os gráficos (E
e F) nota-se uma similaridade com a labradorita, devido
conteúdo consideravel de Na.
Nascimento, N. D. C. 2015. Geologia, Geocronologia U-Pb e Sm-Nd e Petrologia do Migmatito Furna Azul: implicações sobre a evolução crustal mesoproterozoica da Orogenia San Ignácio – SW do Cráton Amazônico
74
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(75)
Anexo 2.
CARACTERIZAÇÃO MORFOLÓGICA E COMPOSICIONAL DOS
ZIRCÕES DO GNAISSE FURNA AZUL – O USO DE MEV/EDS E
IMPLICAÇÕES PETROGENÉTICAS
Newton Diego Couto do Nascimento1, Meice Mendes
2, Amarildo Salina Ruiz
1,4, Gisele
Tavares Marques3, Claudio Nery Lamarão
3
1 – Programa de Pós Graduação em Geociências/UFMT; 2 – Graduação em Geologia/UFMT; 3 – Programa de
Pós Graduação em Geologia e Geoquimica/UFPA; 4 – Departamento de Geologia Geral/UFMT;
INTRODUÇÃO
O zircão (ZrSiO4) é um mineral extremamente
variável tanto em termos de morfologia quanto em
texturas internas. Estas características refletem a
história geológica dos minerais, especialmente
cristalização magmática e metamorfismo (Corfu et
al. 2003). Heaman et al. (1990) consideram que as
mudanças na composição do zircão, refletem a
relação das mudanças na composição no magma
e/ou grau de cristalização fraccionada. Tendo em
vista essas características, este trabalho tem como
principal objetivo a classificação de zircões
pertencente ao Gnaisse Furna Azul a fim de discutir
possíveis implicações petrogenéticas.
Figura 1: Mapa geológico do Gnaisse Furna Azul.
Geotectonicamente o Gnaisse Furna Azul
(GFA) encontra-se inserido no contexto do SW do
Cráton Amazônico, nas dependências da Província
Rondoniana – San Ignácio (1.5 – 1.3 Ga), a qual foi
retrabalhada durante a Orogenia Sunsás (1.25 –
0.90 Ga) e é parte integrante do Terreno Paraguá
(1.82 – 0.90 Ga), (Tassinari & Macambira 1999;
Bettencourt et al. 2010).
O Gnaisse Furna Azul (Campos & Nascimento,
2013; Nascimento et al. 2013) pertence a Suíte
Intrusiva Serra do Baú, correlata ao Complexo
Gnáissico Chiquitania, que foi descrito por
Litherland et al. (1986) em território boliviano. É
representado por ortognáisses tonalíticos a
granodioriticos, repletos de enclaves máficos e
injeções graníticas a tonalíticas (Fig. 2). Apresenta
3 fases de deformação e feições migmatíticas
associadas ao metamorfismo da fácies anfibolito
alto, evidenciado pela associação plagioclásio,
quartzo, feldspato alcalino, biotita, granada e
silimanita, entretanto nota-se evidências de
retrometamorfismo com o surgimento de
muscovita, epidoto e clorita.
Figura 2: Forma de ocorrência do GFA e a relação
de corte com intrusão tonalítica.
76
MATERIAIS E MÉTODOS
Foram processados dois litotipos, um gnaisse e uma
injeção tonalítica (Fig. 3).
Figura 3: Amostras do Gnaisse Furna Azul (A) e da
injeção tonalítica (B).
O processo de concentração do zircão foi realizado
nos Laboratórios do DRM/UFMT com os seguintes
procedimentos: moagem em britador de mandíbula
e moinho de disco, peneiramento para obtenção das
frações de 125, 90 e 63 mm, bateamento manual
(substituindo o uso de líquidos densos, caros e
prejudiciais à saúde), lavagem ultrasônica, secagem
em chapa aquecedora, retirada de minerais
magnéticos em imã comum, concentração de
minerais com diferentes susceptibilidades
magnéticas no separador magnético do tipo Frantz
(variando a inclinação e a intensidade do campo
eletromagnético) e finalizando com a separação
manual dos zircões.
Após a separação, foram confeccionadas seções
polidas e montagens de grãos. Em ambas, os
zircões foram selecionados e colados em lâminas de
vidro com fita dupla face em fileiras. No entanto,
para a confecção da seção polida, os zircões foram
encobertos por resina especifica (araldite +
endurecedor) e posteriormente polidos com alumina
e pasta diamantada.
As seções foram metalizadas com Au para obtenção
de imagens de elétrons secundários (ES), retro-
espalhados (ERE) e análises semi-quantitativas por
EDS (Energy Dispersive Spectrometry) em
Microscópio Eletrônico de Varredura, modelo
LEO-1430, no LABMEV do Instituto de
Geociências da UFPA. Foram analisados 4 zircões
do ganisse e 5 zircões da injeção tonalítica, com
uma média de 7 análises pontuais por zircão, dos
seguintes elementos: O, Si, Ca, Y, Zr, Nb, Hf, Th e
U. Vale ressaltar que, além dos zircões, foram
analisadas inclusões minerais encontradas em parte
desses grãos.
A caracterização tipológica foi amparada pela
proposta de Pupin (1980), que considera como
critérios para classificação o desenvolvimento de
prismas e pirâmides, relacionando os subtipos com
a temperatura de cristalização aproximada.
Entretanto, a quantidade de dados não é suficiente
para a determinação do Trend Tipológico
Evolucionário (TET), mas o reconhecimento
comparativo com os subtipos foi satisfatório.
Para a análise semiquantitativa adotamos as
propostas de Pupin (2000) e Barros et al (2005)
considerando respectivamente que, razões Zr/Hf <
45 indicam origem crustal e > 45 indicam
contribuição mantélica, e que razões Th/U < 0,1
indicam origem metamórfica enquanto que razões >
0,1 indicam origem magmática.
RESULTADOS E DISCUSSÕES
As análises realizadas não mostraram diferenças
significativas entre os zircões examinados. Estes
apresentam-se límpidos, com cor castanha pálida,
predominantemente euédricos a subédricos, por
vezes zonados, moderadamente fraturados e com
inclusões.
No gnaisse foram reconhecidos os subtipos S8,
S10, S12, S13 e S18 de Pupin (1980); Fig. 4,
enquanto que na injeção tonalítica, ocorrem
principalmente os subtipos S4, S9 e S14 (Fig 5).
77
Figura 4: Zircões do Gnaisse Furna Azul em
imagens de ES em MEV .
Figura 5: Zircões da injeção tonalítica em imagens
de ES em MEV.
Mesmo que de forma preliminar, é possível
delimitar uma separação entre os zircões das rochas
estudadas. Os grãos (subtipos) do GFA se
distribuem principalmente no campo dos tonalitos,
dos granitos da série cálcio-alcalina (orogênicos) e
raramente no campo dos migmatitos, segundo
Pupin (1980). Contudo, zircões da injeção tonalítica
ocupam principalmente o campo dos migmatitos.
O valor mínimo da razão Th/U de 0,07 sugere
uma possível ação do metamorfismo nesses zircões,
provavelmente relacionado ao metamorfismo da
fácies anfibolito durante a Orogenia San Ignacio. Já
a razão Zr/Hf variando de 19 – 26 nos zircões do
gnaisse, e de 28 – 34 nos zircões da injeção
tonalítica, corroboram para uma origem crustal
(Tab. 1).
Tabela1: Valores médios dos zircões analisados.
Gnaisse Furna Azul Injeção Tonalitica
O 23,29 23,36 23,78 23,42 26,96 24,81 26,40 26,21 25,80
Si 13,59 13,66 13,54 13,56 12,76 13,17 12,85 12,97 13,13
Ca 0,99 1,41 0,06 0,28 0,05 0,07 0,46 0,07 0,06
Y 0,05 0,00 0,00 0,00 0,03 0,01 0,00 0,00 0,00
Zr 53,78 52,36 54,71 54,58 53,04 54,28 53,09 53,48 53,73
Nb 5,93 6,12 5,55 5,82 5,36 5,44 5,30 5,19 5,22
Hf 2,01 2,70 2,05 2,07 1,58 1,93 1,56 1,78 1,73
Th 0,07 0,05 0,12 0,02 0,04 0,07 0,10 0,10 0,10
U 0,29 0,34 0,20 0,27 0,19 0,23 0,25 0,21 0,23
Zr/Hf 26,75 19,40 26,74 26,39 33,59 28,15 34,07 30,13 31,02
Th/U 0,23 0,15 0,58 0,07 0,19 0,28 0,42 0,48 0,43
Manchas não aparentes na porção externa dos grãos
foram observadas em zircões das seções polidas,
revelando-se dois arranjos, sendo um aleatório e
outro aproximadamente concêntrico, segundo o
zoneamento dos zircões. Uher et al. (1998) sugere
que presença de manchas internas (patchy internal
structures) em cristais de zircão, geralmente
enriquecidas em Hf, Y, U, Th, Ca e Fe, seja
indicativa de alteração hidrotermal.
Inclusões arredondadas ou tabulares, que ao MEV
apresentam cor escura, foram analisadas. Para os
espectros do GFA os pontos 1 e 2 correspondem,
muito provavelmente, a inclusões de álcali-
feldspato, enquanto o ponto 3 é fluor-apatita (Fig.
6). Análises realizadas em duas inclusões de um
zircão da injeção tonalítica revelaram um
espectrograma correspondente com ortoclásio para
o ponto 1 e labradorita para o ponto 2 (Fig. 7).
78
Figura 6: Imagens de ERE dos zircões do GFA com
os respectivos pontos analisados por EDS.
Figura 7: Imagens de ERE dos zircões da injeção
tonalítica com os respectivos pontos analisados por
EDS.
CONCLUSÕES
O estudo morfológico dos zircões do GFA e da
injeção tonalítica mostrou que os mesmos
preservaram as características de suas fontes,
tonalíticas a graníticas cálcio-alcalinas, e mais
raramente migmatíticas. As composições desses
grãos, sobretudo as razões Zr/Hf e Th/U,
confirmaram esta origem crustal para os zircões, e
consequentemente, para suas rochas hospedeiras,
através da assinatura preservada por estes.
AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem a CAPES (PROCAD
096/2007) e pela concessão de bolsa de mestrado ao
1° autor; ao CNPq (479779/2011-2); ao Instituto
Nacional de Ciência e Tecnologia de Geociências
da Amazônia (GEOCIAM); ao PPGEC/UFMT e
PPGG/UFPA.
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(80)
Anexo 3
GEOLOGIA DA PARTE NORTE DA FOLHA SÃO JOÃO DO GUAPORÉ - SD.21-Y-
C-IV: UMA CONTRIBUIÇÃO AO CONHECIMENTO DO EMBASAMENTO DO
GRUPO AGUAPEÍ NO SW DE MATO GROSSO
GEOLOGY OF THE NORTHERN PART OF SÃO JOÃO DO GUAPORÉ SHEET -
SD.21-YC-IV: A CONTRIBUTION TO THE KNOWLEDGE OF THE BASEMENT IN
AGUAPEÍ GROUP OF SW MATO GROSSO
Newton Diego Couto do Nascimento(1,4,5,6)
; Amarildo Salina Ruiz(1,2,4,5,7)
; Maria Zélia Aguiar
de Souza(1,3,4,5,8)
; Francisco Abel Pompeu de Campos(1,4,5,9)
e Ronaldo Pierosan(1,3,4,5,10)
1Programa de Pós-Graduação em Geociências/UFMT;
2Departamento de Geologia Geral,
ICET/UFMT; 3Departamento de Recursos Minerais, ICET/UFMT;
4Grupo de Pesquisa em
Evolução Crustal e Tectônica – Guaporé; 5Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia de
Geociências da Amazônia – GEOCIAM; 6Rua 11, Qd 24 N°22 Jardim Itororó – Várzea
Grande , Mato Grosso, 78.138-830 - [email protected]
(65) 9610-3952; [email protected]
RESUMO
O Terreno Paraguá, no estado do Mato Grosso, exibe registros do desenvolvimento de uma
margem continental ativa durante o Mesoproterozoico, na qual formou-se crosta juvenil
(granitogênese San-Ignácio) com retrabalhamento de crosta paleoproterozoica (gnaisses e
granulitos). No oeste da Serra de Santa Bárbara, essas rochas são representadas por enstatita
granulito máfico denominado de Luchesi, ortognaisses migmatíticos Furna Azul e Matão,
granito milonítico com pórfiros de feldspato alcalino denominado Nova Vida, granitos (sensu
lato) equigranulares e porfiríticos Três Reis e Amparo. Três fases deformacionais foram
observadas, a F1 é responsável pelo bandamento gnáissico (S1) identificado nos granulitos e
gnaisses, enquanto que a F2 dobrou a S1 desenvolvendo a foliação S2, cuja deformação afetou
os granitos Nova Vida, Três Reis e Amparo. A terceira fase de deformação é responsável pelo
dobramento suave de S2 identificado no Gnaisse Furna Azul formando uma foliação S3 do
tipo espaçada e finalmente um sistema de juntas e fraturas nos granitos. Os granulitos e
gnaisses podem ser correlacionados às rochas dos complexos Lomas Manechis e Chiquitania
descritos na Bolívia e que nas últimas décadas são encontradas correspondência em território
brasileiro. Os granitóides podem ser correspondentes ao Complexo de Granitóides
Pensamiento/Suíte Intrusiva Pensamiento.
PALAVRAS-CHAVE: Província Rondoniana – San Ignácio; Terreno Paraguá; Geologia
Regional.
ABSTRACT
The Paraguá Terrane in the Mato Grosso state’s (Brazil) shows the development of an active
continental margin during the Mesoproterozoic, forming a juvenile crust (granitogênese-San
Ignacio) and reworked paleoproterozoic crust (gneisses and granulites). In western of Santa
Bárbara Mountain, these rocks are represented by: mafic granulite bearing enstatite called
Lucchesi, migmatitic orthogneiss Furna Azul and Matão, milonitic granite bearing porphyries
of alkali feldspar called Nova Vida, granites (sensu lato) equigranular to porphyritic Três Reis
and Amparo. Three phases were observed deformation, F1 is responsible for gneiss banding
81
(S1) of granulite and gneiss, while F2 forming a fold S1 and S2 foliation, this phase affects
granites Nova Vida, Três Reis and Amparo. The third deformation phase is responsible for the
smooth flexing S2 gneiss Furna Azul forming a spaced foliation S3 and a system of fractures
and joints in granites. The granulites and gneisses may correspond to rocks of the complex
Lomas Manechi and Chiquitania described in Bolivia in recent decades and that
correspondence are found in Brazil. The granitoids can be related to Complex granitoids
Pensamiento / Intrusive Suite Pensamiento.
Keywords: Rondonian – San Ignácio Province; Paraguá Terrane; Regional Geology.
INTRODUÇÃO
A região sudoeste de Mato Grosso apresenta carência de conhecimentos geológicos,
em razão das poucas exposições do substrato rochoso, bem como por situações naturais que
dificultam o acesso, tais como vegetação densa, áreas inundadas/úmidas e/ou recobertas por
depósitos sedimentares recentes (Bacia do Guaporé). A área retratada neste trabalho até o
presente constava apenas com levantamentos geológicos de reconhecimento na escala de
1:1.000.000 executados pelo projeto Radambrasil. Este trabalho tem como finalidade
apresentar e discutir os dados obtidos a partir do mapeamento geológico na escala 1:100.000
da porção norte da Folha São João do Guaporé (SD.21-Y-C-IV), e assim contribuir com o
conhecimento geológico desta região do Mato Grosso.
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
O Cráton Amazônico é uma das principais entidades geotectônicas da Plataforma Sul-
americana, que distribui-se geograficamente no Brasil, Bolívia, Guiana, Guiana Francesa,
Suriname, Venezuela, Colômbia e Paraguai. Segundo a compartimentação geotectônica
proposta por Tassinari & Macambira (2004), adotada e modificada por Ruiz (2005), a área de
estudo localiza-se na Província Rondoniana – San Ignácio (1,55 – 1,3 Ga) e um setor afetado
pela Orogenia Sunsás – Aguapeí (1,25 - 1,0 Ga) (Fig. 1).
Bettencourt et al. (2010) consideram que a Província Rondoniana – San Ignácio é
composta por um amálgama de terrenos alóctones Paleo a Mesoproterozoicos. Na região
abrangida pelo oriente boliviano e SW de Mato Grosso, são reconhecidos os seguintes
terrenos: Jauru (1,78 – 1,42 Ga), Rio Alegre (1,51 – 1,38 Ga), Alto Guaporé (<1,51 – 1,33
Ga) e Paraguá (1,74 – 1,32 Ga), onde se situa a área estudada.
O conceito de Terreno Paraguá aqui adotado corresponde ao proposto por Bettencourt
et al. (2010) e Ruiz et al. (2011), limitando este segmento a norte e a leste pela Sutura
Guaporé (Rizzotto et al. 2013), a oeste o limite é encoberto pelas coberturas sedimentares
sub-andinas e a sul faz limite com o Aulacógeno Tucavaca.
O arcabouço estratigráfico e deformacional do Terreno Paraguá vem sendo discutido
desde os trabalhos iniciais como os de Litherland & Bloomfield (1981) e Litherland et al.
(1986). Segundo Litherland et al. (1986) o embasamento do Terreno Paraguá abriga as
unidades litoestratigráficas formadas antes da Orogenia San Ignácio (1.37 – 1.29 Ga), quais
sejam: Complexo Granulítico Lomas Manechis, Complexo Gnáissico Chiquitania, Grupo
Xistos San Ignácio.
O Complexo Granulítico Lomas Manechis foi definido por Litherland et al. (1986)
como uma suíte de granulitos e gnaisses com hiperstênio ou cordierita de metamorfismo
regional, seguindo a definição de fácies granulito proposta por Winkler (1976).
82
Figura 1. Compartimentação geocronológica e tectônica do Cráton Amazônico depois de
Tassinari & Macambira (2004), considerando a Província Rio Apa como seu extremo
meridional, extraído de Ruiz (2005).
Litherland et al. (1986) sugerem que o complexo granulítico seja uma sequência
acamadada e inclinada de gnaisses e leptitos feldspáticos, com bandas de granulitos
charnockíticos e enderbiticos, granulitos básicos contento ortopiroxênio, granulito
básicos/cálcicos sem hiperstênio e silimanita-cordierita granulitos.
Segundo Boger et al. (2005) o Complexo Granulítico Lomas Manechis é
predominantemente composto por granitóides com ortopiroxênio e granitóides rosados, com
idade de cristalização entre 1689 ± 5 e 1663 ± 4 Ma. obtidas em zircão pelo método U-Pb em
SHRIMP.
Santos et al. (2008) analisaram os núcleos e as bordas de cristais de zircão de um
granulito em Ascención (Bolivia), através do método U-Pb em SHRIMP, e obtiveram para os
núcleos dos zircões uma idade média de 1818 ± 13 Ma e para a borda 1338 ± 21 Ma,
83
interpretados, respectivamente, como idade de cristalização do protólito e do pico
metamórfico.
Matos et al. (2013) apresentam resultados U/Pb SHRIMP em zircões para granulitos
charnockíticos aflorantes próximo ao Destacamento Fortuna (Brasil), com valores de idade de
1677 ± 21, 1658 ± 15 e 1640 ± 12 Ma interpretados como idade de cristalização. O Complexo
Gnáissico Chiquitania foi definido na Bolívia como uma sequência composta por gnaisses
bandados quartzo-feldspáticos micáceos, que não atingiram a fácies granulito. Os mesmos
autores dividem essas rochas em dois tipos, A e B. O primeiro é formado pelas rochas que
fazem contato transicional com o Complexo Granulítico Lomas Manechis e exibem um maior
grau metamórfico, bem como estruturas migmatíticas, sendo consideradas dominantemente
paraderivadas. Já as rochas do tipo B fazem contato transicional com o Grupo Xistos San
Ignácio e são exclusivamente derivadas de rochas metassedimentares (Litherland et al. 1986).
Ruiz (2005) correlaciona rochas ortognáissicas aflorantes nas imediações da Serra de
Santa Bárbara (Brasil) ao Complexo Gnáissico Chiquitania, adotando para esta associação de
rochas ortognáissicas o termo Suíte Intrusiva Serra do Baú.
Santos et al. (2008) obtiveram dados geocronológicos de cristais de zircão herdados
dos gnaisses Rio Fortuna e Santa Rita (Complexo Gnáissico Chiquitania), formados entre
1772 e 1729 Ma. Para os gnaisses graníticos Refugio e La Cruz foram obtidas idades de
cristalização em torno de 1641 ± 4 e 1673 ± 21 Ma, respectivamente, sendo que para o
Granito Refugio a idade modelo TDM é de 1,7 com ƐND(t) em torno de 4, e o La Cruz com
idade modelo TDM de 1,83 com ℇND(t) de 2,1 ambos apresentam uma assinatura isotópica
primitiva.
Na região de Vila Bela da Santíssima Trindade a unidade gnáissica foi reconhecida
pelos gnaisses Shangri-lá e Turvo, ambos constituídos de granada-biotita gnaisses e anfibólio-
biotita gnaisses de composição tonalítica a sienogranítica, polideformados e de natureza
ortoderivada. O Gnaisse Turvo datado pelo método de evaporação de Pb em zircão exibe uma
idade de cristalização em torno de 1651 ± 4 Ma (Figueiredo et al. 2013).
França et al. (2013) apresentam um conjunto de corpos gnáissicos e granulíticos
aflorantes no entorno da Serra Santa Barbara, como pertencentes a Suíte Intrusiva Serra do
Baú e Complexo Granulítico Lomas Manechis, são eles: granulitos La Cruces e ortognaisses
Matão e Triunfo.
Faria et al. (2014) descrevem quatro corpos gnáissicos distintos denominados: Gnaisse
Retiro, Gnaisse Córrego Vermelho, Gnaisse Retiro I e Gnaisse Rio Fortuna, e agrupam estas
rochas a Suíte Intrusiva Serra do Baú, correlato aos gnaisses do tipo B do Complexo
Gnáissico Chiquitania. Para o Gnaisse Rio Fortuna classificaram como ortognaisse de
composição granodioritica, de magmatismo sub-alcalino, do tipo cálcio-alcalino de alto
potássio, peraluminoso a metaluminoso, gerado em um ambiente de arco magmático ou arco
de ilhas, com idade concórdia de cristalização de 1711±13 Ma pelo método U-Pb (laser
ablation).
O embasamento metamórfico Paleoproterozoico hospeda rochas provenientes de um
importante magmatismo da Orogenia San Ignácio (1,4 a 1,3 Ga), representado pelo Complexo
de Granitoide Pensamiento na Bolívia (Litherland & Bloomfield, 1981; Litherland et al. 1986;
Matos-Salinas, 2010) ou Suíte Intrusiva Pensamiento no Brasil (Jesus et al. 2010; Nalon et
al. 2013; Ruiz et al. 2012; França et al. 2014).
O termo Suíte Intrusiva Pensamiento foi proposto por Ruiz et al. (2012) para designar
intrusões que ocorrem no Terreno Paraguá relacionadas à Orogenia San Ignácio. Os mesmos
autores consideraram critérios geológicos, estruturais e geocronológicos para agrupar esses
granitoides em duas categorias: sin-cinemáticos e tardi- a pós-cinemáticos. As intrusões sin-
cinemáticas constituem batólitos alongados de composição granodiorítica a sienogranítica,
sendo representadas pelos granitoides Guaporeí (1314±2 Ma), Fronteira (1333±4 Ma),
Tarumã (1349±7 Ma), Morrinhos (1350±12Ma) e Santa Maria (1316±7 Ma). Os granitos
Lajes (1310±34 Ma) e Passagem (1291±16 Ma) correspondem a intrusões tardi- a pós-
84
cinemáticas, registradas como plutons e plugs arredondados de composição sienogranítica a
monzogranítica.
França et al. (2014) classificam o Granito Morrinhos como um batólito orientado
NNW, constituído de granodioritos e monzogranitos, metamorfizados na fácies xisto verde,
formado por um magmatismo do tipo álcali-cálcico, metaluminoso a levemente peraluminoso,
do tipo A2, gerados em arco magmático em ambiente pós-colisional em torno de 1350 ± 12
Ma com idade modelo TDM de 1,77 Ga e um valor de εNd(1,35) de -2,57 sugerindo uma fonte
crustal para essas rochas, envolvendo processos de fusão parcial de uma crosta continental.
A Figura 2 ilustra a relação entre os terrenos Paraguá e Rio Alegre e apresenta uma
atualização do conhecimento geológico na região de fronteira Brasil-Bolívia, no sudoeste do
estado de Mato Grosso.
Figura 2. Esboço geológico da região de fronteira entre o Brasil e a Bolivia, atualizado de
Ruiz et al. (2011), em destaque a localização da área estudada.
GEOLOGIA E PETROGRAFIA
O mapeamento geológico da porção nordeste da Folha São João do Guaporé (Fig. 3A)
possibilitou a individualização de 6 unidades litológicas distintas que compõem o
embasamento do Grupo Aguapeí nesta região: Granulito Luchese, Gnaisse Furna Azul,
Gnaisse Matão, Granito Nova Vida, Granito Três Reis e Granito Amparo (Fig. 3B).
85
Figura 3. Mapa geológico do nordeste da Folha São João do Guaporé (SD.21-Y-C-IV), que
compreende a região mapeada onde melhor se expõem as unidades do embasamento.
O Granulito Luchesi ocorre nos domínios da Fazenda Furna Azul, exibindo
bandamento gnáissico definido tanto pela variação composicional quanto textural (Fig. 4A).
Apresenta cor cinza-escuro a esverdeada, textura nematoblástica ou granoblástica de
86
granulação média (Fig. 4B), por vezes porfiroblástica. As bandas são formadas
essencialmente por plagioclásio, clinopiroxênio, ortopiroxênio e quartzo, tendo hornblenda,
biotita, calcita, clorita, tremolita/actinolita como minerais secundários. O plagioclásio é
tabular sub-idioblástico com geminações albita e periclina, por vezes mirmequítico. Apresenta
aspecto límpido com alteração para sericita e argilominerais restrita às bordas e fraturas. Os
piroxênios estão representados por diopsídio e enstatita (Fig. 4C) e ocorrem sub-idioblásticos,
com geminação setorial e poiquiloblásticos com inclusões de plagioclásio, quartzo e opacos
caracterizando textura simplectítica. Hornblenda, tremolita-actinolita, calcita e opacos (Fig.
4D) são produtos de retrometamorfismo. O quartzo ocorre em grãos anédricos intersticiais,
com extinção ondulante formando textura granoblástica, indicando recristalização. A biotita
apresenta-se como produto de reequilíbrio da hornblenda, em lamelas com pleocroísmo
castanho a marrom-avermelhado, parcialmente alterada para clorita e opacos. A clorita ocorre
com hábito fibroso a fibroradiado como produto de alteração da hornblenda e lamelar quando
associado à biotita. A tremolita-actinolita, assim como a calcita, ocorre como produto de
retrometamorfismo da hornblenda e dos piroxênios, com hábito fibroso ou em grãos
anédricos. Os minerais acessórios estão representados por cristais aciculares de apatita e
subédrico de zircão, bem como por titanita anédrica a romboédrica.
Figura 4. Aspectos petrográficos do Granulito Luchese ilustrando: A) bandamento
milimétrico; B) textura granoblástica em porção mais fina; C) ortopiroxênio – (enstatita); D)
formação de hornblenda e calcita a partir de clinopiroxênio e textura mirmequítica.
Polarizadores paralelos em B e cruzados em C e D. As nomenclaturas minerais estão de
acordo com a proposta de Fettes & Desmons (2008).
O Gnaisse Furna Azul ocorre nos domínios da fazenda homônima, em lajedos, blocos
e matacões, apresentando grande quantidade de enclaves máficos sendo, ocasionalmente,
cortado por diques graníticos e injeções de composição tonalítica (Fig. 5A). Consiste de
87
rochas ortoderivadas, inequigranulares finas a grossas, leucocráticas de cor cinza, com
bandamento gnáissico bem desenvolvido e de composição tonalítica a granodiorítica. É
constituído de plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino e biotita tendo granada, muscovita,
clorita e rara sillimanita como principais produtos de metamorfismo. Apresenta textura
granolepidoblástica (Fig. 5B), dispostas, respectivamente, em níveis félsicos e máficos. Esses
litotipos encontram-se metamorfizados na fácies anfibolito devido a associação granada,
sillimanita e plagioclásio (Figs. 5C e D), evidências de argilização, saussuritização,
sericitização e carbonatação dos feldspatos são comuns, bem como a cloritização da biotita. O
plagioclásio ocorre em cristais tabulares, exibindo geminações do tipo albita, periclina e
Carlsbad, que podem estar combinadas, e leve deformação, às vezes, com intercrescimento
mirmequítico e aspecto turvo devido à alteração para sericita, argilominerais, epidoto e
calcita, que se concentra nas bordas e fraturas. O quartzo apresenta-se anédrico em agregados
ou intersticial, frequentemente com extinção ondulante, bandas e lamelas de deformação ou
em subgrãos. O feldspato alcalino corresponde ao ortoclásio pertítico disposto em cristais
tabulares com geminação Carlsbad, intercrescimento gráfico e alteração incipiente para
argilominerais e sericita nas bordas e fraturas. A biotita apresenta-se com pleocroísmo forte,
castanho a marrom-avermelhado, em palhetas intercaladas com epidoto e alteradas para
clorita, muscovita e sillimanita. A granada ocorre preferencialmente nos níveis máficos, em
grãos arredondados, com dimensões de até 1,3 mm, intensamente fraturada e, às vezes,
contornada por palhetas de biotita que sugerem retrometamorfismo (Fig. 5C). A paragênese
de alteração hidrotermal é dominantemente constituída de sericita, argilominerais, epidoto,
calcita e clorita. A sillimanita é rara, ocorre como prismas na superfície de algumas lamelas
de biotita, proveniente do metamorfismo em uma reação que plagioclásio, biotita, granada e
feldspato alcalino estejam envolvidos (Fig. 5D). Esta situação marca o pico metamórfico de
alto grau da fácies anfibolito. Os acessórios estão representados por apatita acicular, zircão
bipiramidal e opacos anédricos.
88
Figura 5. Aspectos petrográficos do Gnaisse Furna Azul ilustrando: A) bandamento gnáissico
dobrado com neossomas graníticos e injeção granítica; B) textura granoblástica com
concentrado de biotita orientada definindo a foliação; C) Foliação realçada por biotita
contornando a granada; D) Intercrescimento de biotita e sillimanita demostrando equilíbrio
metamórfico. Polarizadores paralelos em B e C e cruzados em D.
O Gnaisse Matão ocorre em lajedos e blocos alinhados na direção norte/sul nas
imediações da Vila São José da Serra (Matão). Apresenta enclaves de anfibolitos estirados,
que definem um aspecto bandado e com frequência exibem boudins do tipo pinch and swell e
neossomas graníticos concordantes ao bandamento. Seu caráter estrutural é evidenciado por
dobras fechadas e isoclinais do bandamento gnáissico e frequente transposição do mesmo
(Fig. 6A). As rochas desta unidade são caracterizadas como ortognaisses de composição
tonalítica a sienogranítica, mesocráticas a leucocráticas, de cor cinza-clara a rosada e textura
granoblástica equi a inequigranular, de granulação média. As bandas félsicas são constituídas
por quartzo, feldspatos alcalinos e plagioclásio (Fig. 6B) enquanto as máficas são compostas
principalmente por agregados de anfibólio, biotita e opacos (Fig. 6C). Apatita, zircão, alanita,
titanita e minerais opacos são acessórios; enquanto que sericita, argilominerais, epidoto
(pistacita) e clinozoizita são produtos de alteração e tremolita-actinolita, clorita, calcita e
minerais opacos representam produtos do retrometamorfismo. O feldspato alcalino,
representado principalmente pela microclina geminada em grade, ocorre em grãos anédricos
estirados com bordas irregulares, intercrescimentos com quartzo vermicular e albita em
drops/stringer configurando, respectivamente, texturas gráfica e pertítica. Altera-se para
argilominerais e sericita, assim como, inclui biotita, titanita e anfibólio. O plagioclásio
(andesina), também com bordas irregulares, exibe geminações com lamelas dobradas
indicando deformação intracristalina. O quartzo ocorre anédrico, intersticial, com extinção
ondulante, lamelas e bandas de deformação e em ribbbons, bem como, vermicular
intercrescido com o feldspato alcalino, plagioclásio e anfibólio. Os anfibólios são os máficos
dominantes e estão representados pela hornblenda e actinolita-tremolita. O primeiro (Fig. 6D)
é encontrado em cristais subédricos prismáticos e grãos anédricos alterados parcialmente para
actinolita-tremolita fibrosa e para biotita, clorita, opacos e quartzo. A biotita ocorre em
palhetas subédricas a anédricas com lamelas deformadas evidenciando kink bands.
89
Figura 6. Aspectos petrográficos do Gnaisse Matão ilustrando: A) bandamento gnáissico
centimétrico com alternâncias de mobilizados graníticos; B) textura granoblástica em
gnaisses de composição sienogranítica; C) gnaisse de composição granodiorítica em nível rico
em hornblenda; D) Hornblenda poiquiloblástica com inclusões de plagioclásio. Polarizadores
cruzados.
O Granito Nova Vida ocorre próximo à Vila São José da Serra (Matão) e trata-se de
uma unidade composta por granitos porfiríticos, fortemente milonitizados, que aflora como
megaxenólitos e xenólitos nas bordas do Granito Amparo e como diques. Os xenólitos são
compostos por rochas leucocráticas, de cor rosa, tendo anfibólio e biotita como máficos
essenciais. Apresenta textura porfiroclástica (Fig. 7A) com matriz xenomórfica média a fina
onde a milonitização é evidenciada pela orientação e cominuição dos grãos de feldspatos e
quartzo e pela ocorrência de indicadores cinemáticos, como sombra de pressão. Observam-se
intrusões de diques micrograníticos (Fig. 7A) e a atuação de alterações hidrotermais
destacando-se sericitização, argilização, carbonatação e saussuritização dos feldspatos (Fig.
7B), cloritização do anfibólio e da biotita com formação, a partir desta última, de muscovita e
opacos. O feldspato alcalino (ortoclásio) apresenta-se em porfiroclastos subédricos tabulares a
anédricos com geminação Carlsbad e intercrescimentos pertítico e gráfico, bem como, em
grãos menores na matriz. Mostra-se sericitizado e argilizado e, por vezes, exibe conjunto de
fraturas preenchidas por calcita e sericita. O plagioclásio encontra-se como porfiroclastos
intensamente saussuritizados com aspecto turvo e apenas vestígios de geminação do tipo
albita e periclina e em cristais subédricos tabulares de dimensões menores. Inclui fases
máficas (biotita e anfibólio) e quartzo vermicular formando textura mirmequítica, bem como
está associado a epidoto, sericita e argilo minerais. O quartzo ocorre em grãos intersticiais,
com extinção ondulante, lamelas e bandas de deformação ou em agregados recristalizados
(Fig. 7C) e pode se apresentar em ribbons e compor intercrescimentos de hábitos
vermiculares e cuneiformes no ortoclásio e plagioclásio caracterizando intercrescimentos
90
gráficos e mimerquíticos, respectivamente. O anfibólio, representado pela hornblenda, é o
máfico dominante e ocorre como porfiroclástos que englobam plagioclásio saussuritizado
(Fig. 7D), e em cristais subédricos prismáticos ou grãos anédricos da matriz, por vezes com
geminação setorial. A biotita apresenta-se lamelar de cor castanho e verde, como cristais
primários relíquiares ou correspondendo a produto de alteração da hornblenda; comumente
mostram estrutura de deformação em kink band e alteração para clorita e muscovita. A
titanita, apatita e zircão são as principais fases acessórias ocorrendo, respectivamente, em
cristais romboédricos associados à hornblenda e opacos, com hábito acicular e em cristais
bipiramidais e minúsculos grãos associados a biotita, nela desenvolvendo halos pleocróicos.
Figura 7. Aspectos petrográficos do Granito Nova Vida ilustrando: A) textura porfirítica e
dique granítico de granulação muito fina; B) hornblenda como principal fase máfica e
feldspatos turvos; C) textura xenomórfica com agregado de quartzo recristalizado; D) detalhe
de hornblenda englobando plagioclásio alterado. Polarizadores paralelos em B e cruzados em
C e D.
O Granito Três Reis forma pequenas elevações que sustentam as rochas do Grupo
Aguapeí ou ocorrem em lajedos em meio à pastagem, no extremo noroeste da Serra de Santa
Bárbara, nas proximidades das fazendas Três Reis e Água Limpa. É composto por rochas
hololeucocráticas a leucocráticas de cor acinzentada, com tons que variam de claro ao
avermelhado. Possui xenólitos de gnaisses e é cortado por sistemas de diques de granito fino
(Fig. 8A). Varia, composicionalmente, de tonalitos, granodioritos a monzogranitos, em geral,
de textura porfirítica e matriz de granulação fina a média. Exibe forte orientação mineral
correspondente ao fluxo magmático e, a ele oblíquo, observa-se uma foliação penetrativa.
Mostra evidências de hidrotermalismo, tais como sericitização, carbonatação, argilização e
saussuritização dos feldspatos, cloritização da biotita com formação de micas. É constituído
por uma paragênese primária, formada por plagioclásio, feldspato alcalino, quartzo, biotita
91
(Fig. 8-B) e, por vezes, muscovita e granada tendo como acessórios apatita, zircão, alanita,
titanita e opacos. O plagioclásio ocorre, mais comumente, em cristais tabulares, numa trama
orientada, cujos interstícios são preenchidos por quartzo e máficos, com geminações do tipo
albita, periclina e Carlsbad comumente combinadas. Textura mirmequítica e zonação (Fig.
8C) são comuns, assim como inclusões de palhetas de biotita e formação de
sericita/muscovita, argilominerais, epidoto/zoisita, carbonatos e opacos. Os feldspatos
alcalinos são pertíticos (Fig. 8D), com textura gráfica e correspondem a microclina e
ortoclásio dispostos em cristais subédricos ou euédricos que exibem, respectivamente,
geminações em grade e Carlsbad. O quartzo é anédrico, intersticial com forte extinção
ondulante sugerindo deformação intracristalina com formação de subgrãos principalmente nas
bordas. A biotita é o máfico predominante, com hábito lamelar, por vezes exibindo kink
bands, com pleocroísmo castanho a marrom-avermelhado e inclusões de zircão que nela
desenvolvem halos pleocroicos. Altera-se para clorita, muscovita e opacos. A muscovita
ocorre como fase primária apenas em litotipos mais diferenciados em cristais intersticiais bem
formados, lamelares euédricos a subédricos. A granada é rara e encontrada como grãos
subédricos disseminados nos diques aplíticos. A paragênese de retrometamorfismo é
constituída por sericita/muscovita, argilominerais, carbonatos, epidoto/zoisita, muscovita,
clorita e minerais opacos.
Figura 8. Aspectos petrográficos do Granito Três Reis: A) Granito porfirítico cortado por
sistema de diques aplíticos; B) textura inequigranular, feldspatos turvos e pouca quantidade de
máficos; C) plagioclásio zonado e biotita; D) textura pertítica onde a fase hóspede ocorre em
drops mais alterados. Polarizadores paralelos em B e cruzados em C e D.
O Granito Amparo corresponde à unidade de maior abrangência areal desse estudo e
ocorre principalmente na Fazenda Nossa Senhora do Amparo como corpos subcirculares em
blocos e matacões, encontrados principalmente na Fazenda Nossa Senhora do Amparo.
92
Associado a esse granito é possível se observar fases aplíticas e pegmatíticas, enclaves do
Granito Nova Vida milonitizado (Fig. 9A), além de sistema de fraturamento ortogonal e
disjuntivo. Suas rochas são dominantemente isotrópicas, mas em alguns corpos pode ser
encontrada uma discreta orientação mineral. Apresentam-se leuco a mesocráticas, de cor rosa
a cinza e granulação fina a média, com ampla variação composicional sendo classificadas,
segundo IUGS, desde tonalitos até sienogranitos, dominando termos granodioríticos.
Microscopicamente, esses litotipos apresentam textura hipidiomórfica equi a inequigranular
(Fig. 9B) com associação mineral principal formada por plagioclásio, feldspatos alcalinos,
quartzo e biotita, tendo como acessórios apatita, zircão, alanita, titanita, além de opacos.
Encontram-se moderada a levemente alterados, sendo evidenciada discreta atuação de
processos de sericitização, argilização e saussuritização dos feldspatos, cloritização da biotita
e formação de muscovita a partir dos feldspatos. O plagioclásio, identificado como andesina
pelo método estatístico Michel Levy, apresenta-se em cristais subédricos intersticiais de
hábito tabular e, por vezes, ripiforme (Fig. 9B); ocorre também como albita incluso no
ortoclásio e na microclina constituindo textura pertítica, exibindo com frequência maclas
albita e periclina, às vezes combinadas, e subordinadamente Carlsbad; encontra-se com
substituição parcial por argilominerais, sericita, muscovita e epidoto; observa-se também
alteração preferencial no núcleo, sugerindo-o mais cálcico e evidenciando zonação normal
(Fig. 9D). Os feldspatos alcalinos são subédricos tabulares a anédricos e ocorrem pertíticos,
frequentemente com geminações Carlsbad e em grade, caracterizando ortoclásio e microclina,
respectivamente. Por vezes, mostra grande quantidade de inclusões vermiculares de quartzo,
configurando textura gráfica (Fig. 9C). O quartzo ocorre em duas gerações, uma primária
representada por cristais subédricos intersticiais, e outra secundária, em grãos anédricos com
forte extinção ondulante, sugerindo processo de deformação intracristalina e recristalização;
ocorre também com hábito vermicular ou em vênulas, intercrescido com feldspato alcalino e
plagioclásio, caracterizando, respectivamente, texturas gráfica e mirmequítica. A biotita é o
único máfico essencial e apresenta-se em lamelas intersticiais, com pleocroísmo castanho a
marrom-avermelhado, com estrutura de deformação em kink bands e alteração para clorita,
muscovita (Fig. 9D) e opacos associados; observam-se inclusões de zircão que nela formam
halos pleocroicos e, mais raramente, de rutilo acicular definindo textura sagenítica. Os
acessórios estão representados por cristais aciculares de apatita e prismáticos de alanita
zonada, titanita romboédrica, zircão bipiramidal, bem como por opacos granulares a tabulares.
Os minerais de alteração correspondem a sericita/muscovita, argilominerais,
epidoto/clinozoisita/zoisita, clorita e opacos. A sericita e os argilominerais ocorrem em
minúsculas palhetas a agregados criptocristalinos nos feldspatos. A clorita ocorre em palhetas
dispersas e, por vezes, constitui um agregado intersticial fibroso a fibroradiado associado a
biotita. Os minerais do grupo do epidoto (pistacita, clinozoisita e zoisita) representam
produtos da saussuritização do plagioclásio, nele ocorrendo como diminutos grãos associados
a sericita ou em cristais intersticiais mais desenvolvidos.
93
Figura 9. Fotografia e fotomicrografias do Granito Amparo ilustrando: A) matacões in situ de
rocha de granulação fina com enclaves do Granito Nova Vida; B) textura inequigranular
hipidiomórfica com ripas subédricas de plagioclásio saussuritizado; C) intercrescimento
gráfico e ripas de plagioclásio alterado; D) biotita cloritizada e muscovita lamelar.
Polarizadores paralelos em B e cruzados em C e D.
ASPECTOS DEFORMACIONAIS
O conjunto de estruturas observadas revela uma evolução tectônica com pelo menos
três fases deformacionais de caráter dúctil e dúctil-rúptil conforme o quadro sinóptico a seguir
(Tab. 1).
Primeira Fase de Deformação (F1)
A primeira fase de deformação, de caráter dúctil, desenvolveu-se sob condições
metamórficas de alto grau é restrita aos gnaisses e granulitos.
A foliação (S1) observada nos gnaisses e granulitos, trata-se de um bandamento
gnáissico (Fig. 12A e B), fortemente transposto durante a segunda fase de deformação (F2).
As dobras sem raiz e estruturas em cabo de guarda chuva atestam o processo de transposição.
Os estereogramas para a S1 do Gnaisse Matão mostram que a direção dominante N5W e
mergulhos entre 85 a 75, preferencialmente para NE, e mais raramente para SW (Fig. 10A). O
bandamento (S1) do Gnaisse Furna Azul mostra mergulhos entre 80 e 70, preferencialmente
para o quadrante NE, enquanto a direção varia entre N30 a 50W, principalmente (Fig. 10B).
Segunda Fase de Deformação (F2)
Esta fase de deformação é identificada em todas as unidades mapeadas, caracterizado
pelo dobramento de S1 e gerando uma forte xistosidade S2 nos granitos e gnaisses.
94
Essas dobras (D2) foram observadas nos Gnaisses Matão e Furna Azul, sendo
classificadas como apertadas a isoclinais e horizontais inclinadas a vertical com caimento
(Fig. 12A e B).
A foliação (S2) é bem marcada, caracterizada como uma xistosidade plano axial as
dobras D2, que se encontra paralela à subparalela com a S1 (nos flancos), e perpendicular na
zona de charneira (Fig. 12A e B). No Granulito Luchesi a S2 transpõem as estruturas F1, em
um bandamento gnáissico centimétrico, com lineação mineral e de estiramento (L2)
perpendiculares à direção da foliação.
As atitudes de S2 variam do Gnaisse Matão (N30°W a N25°E / 52° a 90° SW e SE)
para o Gnaisse Furna Azul (N10°–60°W com mergulho variando de 55° a 80° para NE),
conforme os estereogramas da Figura 10 A e B.
Nos granitos, esta fase de deformação é responsável por foliação continua de natureza
milonitica no Granito Nova Vida (Fig. 12C) e do tipo xistosidade nos granitos Três Reis (Fig.
12D) e Amparo, a foliação S2 exibe atitudes em torno de N10°-70°W / 35° a 80° NE (Fig.
10C).
Tabela 1. Relação cronológica das fases deformacionais, destacando as principais estruturas e
suas orientações. Fase
deformacional
Principais estruturas Atitudes das foliações
(F1)
Bandamento gnáissico S1 N05W/75-85 NE
N30-50W70-80NE
Norte-Sul/ subvertical
(F2)
Dobras D2 e xistosidade plano axial S2
N10-70W/ 35° - 90°NE
(F3)
Dobras D 3,foliação espaçada S3, zonas de
cisalhamento e sistema de juntas
N35°-75°W e N30°-8°E / 60°-90°
para NE e SW
Figura 10. Diagramas de isofrequência para medidas de S2. A) máximos nos quadrantes leste
e oeste, com mergulhos íngremes, entre 70° e 90°; B) máxima concentração em torno de 230°
Az, com mergulhos elevados, em torno de 70° a 80° para NE; C) concentrações máximas para
N e S, com elevados mergulhos e um discreto espalhamento de medidas para 200 Az, com
mergulhos entre 70° e 50° para NNE.
A foliação milonitica apresenta uma atitude média de N70°W / 60°SW associada a
lineação de estiramento e mineral do tipo down dip, porfiroclastos rotacionados, com
geometria sigmoidal indicam transporte de topo para NE.
95
Terceira fase de deformação (F3)
As dobras D3 foram reconhecidas principalmente no Gnaisse Furna Azul e são
fechadas a abertas, do tipo inclinada com caimento. A superfície S3 é uma foliação espaçada,
associadas a zonas de cisalhamento estreitas, que reorientam as foliações S1 e S2.
Os deslocamentos das zonas de cisalhamento relacionadas à S3 indicam um
movimento sinistral, em condições dúcteis a dúcteis-rúpteis (Fig. 12E). Há grande dispersão
das atitudes (N35°-75°W e N8°-30°E) e mergulhos elevados 60°-90° para NE e SE conforme
ilustrado na figura 11A.
Nos granitos Três Reis, Nova Vida e Amparo a fase F3 é representada por um conjunto
de fraturas ortogonais e disjuntivo (Fig. 12F) com ampla variação das orientações (Fig. 11B).
Figura 11. Diagramas de isofrequência para medidas de estruturas da F3 ilustrando: A)
medidas da foliação espaçada S3 mostrando variação da máxima concentração de NE/SW
para 340 Az com mergulhos moderados a íngremes; em B) medidas de juntas e fraturas
mostrando elevado espalhamento das máximas concentrações.
96
Figura 12. Aspectos de campo ilustrando: A) bandamento gnáissico (S1) dobrado e redobrado
no Gnaisse Furna Azul; B) dobra isoclinal do Gnaisse Matão em planta com foliação S2 plano
axial; C) porfiroclástos de feldspato alcalino orientados caracterizando foliação milonitica S2
do Granito Nova Vida; D) ripas de plagioclásio orientado marcando a xistosidade no Granito
Três Reis; E) foliação espaçada da S3 no Gnaisse Furna Azul e; F) sistema de fraturamento
em dique do Granito Amparo.
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
A partir da cartografia geológica em escala regional (1:100.000) da parte norte da
Folha São João do Guaporé, distinguiu-se um conjunto de rochas granulíticas, gnáissicas e
graníticas que constituem o embasamento das rochas do Grupo Aguapeí. Seis variedades de
rochas foram individualizados neste trabalho: Granulito Luchesi, gnaisses Furna Azul e
Matão e os granitos Nova Vida, Três Reis e Amparo.
O Granulito Luchesi é constituído por enstatita, plagioclásio e hornblenda
evidenciando uma associação mineralógica da fácies granulito. As fases calcita, clorita,
97
tremolita-actnolita sugerem que, essas rochas passaram por processos retrometamórficos.
Xenólitos de granulitos máficos foram observados no Gnaisse Matão, sugerindo que o
Granulito Luchese represente a unidade mais antiga da região.
O Gnaisse Furna Azul tem composição essencialmente tonalítica e apresenta diques
graníticos e xenólitos anfibolíticos caracterizando sua natureza ígnea. O bandamento
gnáissico, feições de anatexia e a associação de granada, sillimanita, biotita e plagioclásio
representam o pico metamórfico da fácies anfibolito, relacionado a F2, enquanto que
muscovita e clorita caracterizam retrometamorfismo da fácies xisto verde.
O Gnaisse Matão apresenta bandamento bem desenvolvido onde as bandas félsicas
têm composição sienogranítica e as máficas são constituídas principalmente por hornblenda,
biotita e andesina caracterizando a fácies anfibolito. Os minerais do grupo do epidoto
(pistacita e clinozoizita), tremolita-actinolita, clorita e calcita sugerem um retrometamorfismo
para fácies xisto verde. A presença de xenólitos anfibolíticos e granulíticos indica
ortoderivação, além de estabelecer uma relação estratigráfica com o Granulito Luchese.
O Granito Nova Vida, que ocorre como megaxenólitos no Granito Amparo, é um
sienogranito porfirítico de matriz fina onde a cominuição de feldspatos, anfibólio e a
recristalização de quartzo formando agregados estirados caracterizam a foliação milonitica;
enquanto a relação clastos/matriz o classifica como protomilonito. As fases muscovita e
clorita, produtos de alteração da hornblenda e da biotita, caracterizam um metamorfismo da
fácies xisto verde provavelmente relacionado com um estágio final da F2.
O Granito Três Reis é caracterizado por sua ampla variação composicional e
granulação média, com fases aplíticas, bem como textura porfirítica. Os termos mais
evoluídos apresentam muscovita e granada, sugerindo contaminação crustal ou uma fonte
aluminosa para a formação deste magmatismo.
O Granito Amparo é a unidade de maior abrangência areal ocorrendo também como
diques no Gnaisse Furna Azul e nos granitos Nova Vida e Três Reis o que permite classificá-
lo como o magmatismo mais jovem dentre eles. É caracterizado por ampla variação
composicional, textura equi a inequigranular fina e um típico sistema de juntas e fraturas.
Os dados estruturais apresentados neste trabalho possibilitaram identificar e
caracterizar uma evolução tectônica marcada por três fases deformacionais, denominados de
F1, F2 e F3. A primeira fase de deformação (F1) é classificada como dúctil, responsável pela
formação de um bandamento gnáissico (S1) presente nas rochas do Granulito Luchesi e dos
Gnaisses Matão e Furna Azul. A segunda fase de deformação (F2) também dúctil, associada à
obliteração parcial dos registros deformacionais da F1, dobramento da foliação (S1), gerando
uma segunda foliação caracterizada como uma xistosidade (S2) é observada em todo
embasamento, atribui-se a este estágio o metamorfismo da fácies granulito e na presença de
H2O a formação de rochas migmatíticas. A terceira fase de deformação (F3) apresenta caráter
dúctil-rúptil ocorre em quase todas as unidades apresentadas, é responsável pelo
redobramento da S1 e dobramento da S2, formando uma xistosidade espaçada micro-
milonítica (S3) no Gnaisse Furna Azul e pelo sistema de juntas e fratura dos granitoides
Amparo. Figueiredo et al. (2013) associam a primeira fase de deformação à Orogenia Lomas
Manechi também citada por Boger et al. (2005), entretanto esses últimos autores relacionam a
F2 com a Orogenia San Ignácio. Passhier & Trouw (2005) enfatizaram que em terrenos
gerados por processos de deformação progressiva não-coaxial é comum a obliteração das
primeiras estruturas. Sendo assim, é possível que a F1 e a F2 tenham sido geradas durante a
Orogenia San Ignácio (1340 – 1320 Ma). A F3 pode ser relacionada à deformação da Faixa
Móvel Aguapeí (Serra de Santa Bárbara) durante o desenvolvimento da Orogenia Sunsás.
O Terreno Paraguá, na região estudada é constituído por rochas da crosta média ou
inferior (Granulito Luchesi e gnaisses Furna Azul e Matão) que segundo Bettencourt et al.
(2010) e outros, tratava-se de uma margem continental ativa. O Granulito Luchesi pode ser
correlacionado ao Complexo Granulítico Lomas Manechi e os gnaisses Furna Azul e Matão
correspondem à Suíte Intrusiva Serra do Baú (Ruiz, 2005). Essas rochas hospedam diversas
98
intrusões graníticas (Nova Vida, Três Reis e Amparo) provavelmente da Suíte Intrusiva
Pensamiento, sendo as duas primeiras classificadas como sin-cinemáticas e o Granito Amparo
como tardi a pós-cinemáticos à Orogenia San – Ignácio. Sugere-se que todos os corpos foram
formados durante o desenvolvimento de arco magmático continental e/ou em colisão
continental, marcando o episódio de consolidação da Província Rondoniana – San Ignácio
(1.35 – 1.29 Ga) com a acresção do Terreno Paraguá ao proto-Cráton Amazônico (Bettencourt
et al. 2010).
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