“GEOLOGIA, DEFORMAÇÃO E IDADE (U-Pb) DO GRUPO

CAMPANÁRIO, SEQUÊNCIA METASSEDIMENTAR

MESOPROTEROZOICA NO TERRENO RIO APA, SUL DO CRÁTON

AMAZÔNICO”.

ii

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO - UFMT

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia

Pró-Reitora de Pós-Graduação

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA – ICET

Diretor

Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS – DRM

Coordenador do Programa de Pós-Graduação em Geociências

Prof. Dr. Paulo Corrêa da Costa

Vice Coordenador do Programa de Pós-Graduação em Geociências

Profª. Drª. Ana Cláudia Dantas da Costa

iii

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

“GEOLOGIA, DEFORMAÇÃO E IDADE (U-Pb) DO GRUPO

CAMPANÁRIO, SEQUÊNCIA METASSEDIMENTAR

MESOPROTEROZOICA NO TERRENO RIO APA, SUL DO CRÁTON

AMAZÔNICO”.

Rafael Ferreira Cabrera

Orientador

Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz

Co-Orientadora

Ma. Maria Elisa Fróes Batata

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 na Área de Concentração: Geologia

Regional e Recursos Minerais.

CUIABÁ

MARÇO DE 2015.

iv

Universidade Federal de Mato Grosso – www.ufmt.br

Instituto de Ciências Exatas e da Terra – www.ufmt.br

Curso de Graduação em Geologia – cursodegeologia@ufmt.br

Departamento de Recursos Minerais – www.ufmt.br

Programa de Pós-Graduação em Geociências – ppgec@ufmt.br

Campus Cuiabá – Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó.

78.060-900 – Cuiabá, Mato Grosso.

Fone: (65) 3615-8000

Os direitos de tradução e reprodução são reservados.

Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos,

fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos, ou utilizada sem a

observância das normas de direito autoral.

Depósito Legal na Biblioteca Nacional

Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Central do Sistema de Bibliotecas e Informação–

SISBIB – Universidade Federal de Mato Grosso

Cabrera, Rafael Ferreira.

Geologia, Deformação e Idade (U-Pb) do Grupo Campanário, Sequência

Metassedimentar Mesoproterozoica no Terreno Rio Apa,

Sul do Cráton Amazônico

[manuscrito]./ Rafael Ferreira Cabrera – 2015.

Orientador

Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz

Co-Orientadora

Ma. Maria Elisa Fróes Batata

Dissertação (Mestrado). Universidade Federal de Mato Grosso. Instituto de Ciências Exatas e da

Terra. Curso de Geologia. Programa de Pós-graduação em Geociências.

Área de Concentração: Geologia Regional e Recursos Minerais.

Linha de Pesquisa: Geologia do Pré-Cambriano.

CDU:

v

MEMBROS DA BANCA EXAMINADORA

____________________________________________

Orientador: Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz

_____________________________________________

1º Examinador: Prof. Dr. Moacir José Buenano Macambira

____________________________________________

2º Examinador: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite.

CUIABÁ - MT

MARÇO DE 2015

vi

“Hipótese é uma coisa que não é, mas a gente faz de

conta que é, pra ver como seria se ela fosse.”

- Senhor Miyagi -

...E assim a ciência se recria!

vii

AGRADECIMENTOS

Agradeço aos meus orientadores Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz, Ma. Maria Elisa

Fróes Batata e Profª Drª Maria Zélia Aguiar de Sousa por toda a dedicação, apoio, amizade e

paciência exercida ao longo de todos esses anos que dediquei à pesquisa. À querida Elisa um

agradecimento especial, por toda a força e puxão de orelha quando precisei, por todos os

conselhos e modelos de pessoa e de profissional, realmente um modelo de pessoa a seguir,

obrigado por tudo.

Aos meus colegas de turma, que de uma forma ou de outra sempre estiveram a postos

para ceder conhecimentos e experiências.

A todos os professores do Curso de Geologia da UFMT por todo o ensino e dedicação

que sempre se fez presente ao longo dos anos que ali convivi.

Aos graduandos Mateus M. Agostta, Halleph Mariano, Kamila Fernandes por todo o

auxílio prestado em etapas de campo, preparação de amostras e, principalmente, amizade.

Um agradecimento mais que especial aos meus amigos: Ohana França, Félix Huber,

Bárbara Alvarez, Vitor Campos, Cecília Marsaro, Carlos Alberto Dias, Isadora Fidelis, David

Correa, Jessica Sisti, Kéttilin Menoncello, Ricardo da Silveira e Graziela S. Mendes por todos

os sorrisos, momentos felizes e tristes, companheirismo, todos os conselhos e barras

suportadas. Lembro-me de alguém que disse que família não necessita de ligação de sangue...

e não importa a distância, o sentimento nunca irá mudar. Muito obrigado por toda a força.

Aos meus irmãos Rodrigo F. da Rocha e Renata F. Cabrera por sempre estarem ao

meu lado, sempre incentivando e apoiando as escolhas. Em especial a Srª Elisabeth A.

Ferreira, minha mãe, por ser a responsável por tudo isso. Nada disso teria acontecido sem o

incentivo e dedicação dessa mulher que sempre me mostra um caminho e uma luz, mesmo

onde não a vejo mais. Às memórias da minha mãe de criação Ana Paula dos Anjos Araújo,

que, mesmo não estando presente nesse momento me acompanha em cada passo dado.

Agradeço à minha noiva Gabriela dos Santos por me aturar, me dar forças, incentivar,

ver em mim algo que às vezes nem eu mesmo vejo. Muito do homem que sou hoje e do

profissional que me tornei tem influência sua. Você me mostrou a luz e me mostrou um

mundo que não imaginei poder existir, serei grato por isso por toda a minha vida.

viii

SUMÁRIO

AGRADECIMENTOS ........................................................................................................... vii

SUMÁRIO .............................................................................................................................. viii

ÍNDICE DE FIGURAS DA DISSERTAÇÃO ...................................................................... xi

ÍNDICE DE FIGURAS DO ARTIGO ................................................................................... xi

ÍNDICE DE TABELAS DO ARTIGO ................................................................................. xii

RESUMO ................................................................................................................................ xiii

ABSTRACT ........................................................................................................................... xiv

APRESENTAÇÃO ................................................................................................................. xv

ESTRUTURA E ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO ................................................. xv

CAPÍTULO 1 - APRESENTAÇÃO

1.1 – APRESENTAÇÃO DO TEMA ................................................................................ 17

1.2 – OBJETIVOS............................................................................................................... 17

1.3 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ................................................................. 18

1.4 – MÉTODOS ADOTADOS ......................................................................................... 19

1.4.1 – ETAPA PRELIMINAR......................................................................................... 19

1.4.2 – ETAPA DE AQUISIÇÃO DE DADOS................................................................ 19

1.4.2.1 – Etapas de Campo .......................................................................................... 19

1.4.2.2 – Análises Laboratoriais ................................................................................. 19

1.4.2.2.1 – Análises Petrográficas .............................................................................. 19

1.4.2.2.2 – Análises Geocronológicas ........................................................................ 20

1.4.2.2.2.1 – Geocronologia U-Pb ......................................................................... 20

1.4.2.2.2.2 – Geocronologia Ar-Ar ........................................................................ 21

1.4.3 – ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DE DADOS ................... 21

1.4.4 – ETAPA DE CONCLUSÃO E DIVULGAÇÃO ................................................... 21

CAPÍTULO 2 - CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

2.1 – CRÁTON AMAZÔNICO ......................................................................................... 24

2.2 – TERRENO RIO APA ................................................................................................ 25

2.2.1 – BLOCO ORIENTAL ............................................................................................ 26

2.2.1.1 – Complexo Paso Bravo .................................................................................. 26

2.2.1.2 – Gnaisse Caracol ............................................................................................ 27

2.2.1.3 – Grupo Alto Tererê ........................................................................................ 27

2.2.2 – BLOCO OCIDENTAL ......................................................................................... 27

2.2.2.1 – Complexo Rio Apa ........................................................................................ 28

ix

2.2.2.2 – Gabro-Anortosito Serra da Alegria ............................................................ 28

2.2.2.3 – Supersuíte Amoguijá .................................................................................... 28

2.2.2.4 – Grupo Amolar ............................................................................................... 30

2.2.2.5 – Grupo San Luis ............................................................................................. 30

2.2.2.6 – Suíte Intrusiva Morro do Triunfo ............................................................... 30

2.2.2.7 – Suíte Rio Perdido .......................................................................................... 31

2.3 – REVISÃO DO CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ................................... 31

2.4 – COBERTURAS SEDIMENTARES DO S/SW DO CRÁTON AMAZÔNICO ... 33

CAPÍTULO 3 - PUBLICAÇÃO CIENTÍFICA

Resumo ................................................................................................................................... 1

Abstract.................................................................................................................................. 1

INTRODUCTION ................................................................................................................ 2

GEOLOGICAL SETTING .................................................................................................. 2

RIO APA TERRANE IN THE AMAZON CRATON........................................................ 2

METASEDIMENTARY COVERS OF THE SOUTHERN AMAZON CRATON ........... 3

FIELD AND PETROGRAPHIC ASPECTS ...................................................................... 8

BASEMENT TO THE CAMPANARIO GROUP .............................................................. 8

CAMPANARIO GROUP ................................................................................................... 8

Metaparaconglomerate ................................................................................................. 9

Muscovite Metasandstone ........................................................................................... 10

Quartzite ....................................................................................................................... 11

Quartz-Muscovite Schist ............................................................................................. 12

Phyllite .......................................................................................................................... 13

STRUCTURAL FRAMEWORK ...................................................................................... 14

STRUCTURAL DOMAIN 1 ............................................................................................ 14

First Deformation Phase (F1) ...................................................................................... 14

Second Deformation Phase (F2) .................................................................................. 15

Third Deformation Phase (F3) .................................................................................... 16

STRUCTURAL DOMAIN 2 ............................................................................................ 16

U-Pb GEOCHRONOLOGY (DETRITAL ZIRCON) .................................................... 16

Ar-Ar GEOCHRONOLOGY ............................................................................................ 17

CONCLUSIONS AND DISCUSSION .............................................................................. 19

ACKNOWLEDGEMENT.................................................................................................. 21

REFERENCES.................................................................................................................... 22

x

CAPÍTULO 4 - CONCLUSÕES E SUGESTÕES

4.1 – CONSIDERAÇÕES FINAIS E SUGESTÕES ....................................................... 61

CAPÍTULO 5 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

5.1 – REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ..................................................................... 64

xi

ÍNDICE DE FIGURAS DA DISSERTAÇÃO

Figura 01: Mapa de localização da área de estudo, com as principais vias de acesso e

municípios visitados..................................................................................................................18

Figura 02: Compartimentação geocronológica e tectônica do Cráton Amazônico,

considerando o Terreno Rio Apa como parte integrante do mesmo (Extraído de Ruiz

2005).........................................................................................................................................25

Figura 03: Mapa geológico do S-SW do CA, com as principais unidades sedimentares

(modificado de Ruiz et al. 2010). Idades U-Pb (zircões detríticos) demonstradas em AG-01,

AG-02 e AG-03 extraídas de Geraldes et al. (2014); e Pb-Pb (zircões detríticos) em CL-01

extraída de Leite & Saes (2003), representando idade máxima de sedimentação....................29

Figura 04: Mapa geológico do TRA com a distinção dos blocos tectônicos (compilação a

partir de Lacerda Filho et al. 2006, Cordani et al. 2010, Ruiz et al. 2010, Brittes et al. 2012,

Plens et al. 2013, entre outros)..................................................................................................32

ÍNDICE DE FIGURAS DO ARTIGO

Figura 1: Mapa geológico do S-SW do CA, com as principais unidades sedimentares..........04

Figura 02: Mapa geológico do TRA com a distinção dos blocos tectônicos...........................05

Figura 03: Mapa geológico da Serra da Esperança e entorno.................................................07

Figura 04: Coluna estratigráfica esquemática do GC na região da Serra da Esperança – Porto

Murtinho (MS)..........................................................................................................................08

Figura 05: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS)................................09

Figura 06: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): fotografias de

afloramentos e fotomicrografias de seções delgadas................................................................10

Figura 07: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): fotografias de

afloramentos e fotomicrografias de seções delgadas................................................................11

Figura 08: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): fotografias de

afloramentos e fotomicrografias de seções delgadas................................................................12

Figura 09: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): fotografias de

afloramentos e fotomicrografias de seções delgadas................................................................13

Figura 10: Serra da Esperança e entorno - perfil esquemático A-B-C da figura 03................14

Figura 11: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): fotografia de

afloramento mostrando dobra isoclinal e charneira da dobra similar D1.................................15

xii

Figura 12: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): relação das

estruturas em afloramento com respectivos estereogramas estruturais.....................................16

Figura 13: Imagem de catodoluminescência dos zircões da amostra RC-32A do muscovita

metarenito (A) e da amostra RC-132 do quartzito (B)..............................................................17

Figura 14: GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS): resultados da análise

geocronológica U-Pb LA-ICP-MS para os grãos de zircão da amostra RC-32A do muscovita

metarenito, representados em concórdia (A) e em histograma (B); concórdia (C) e histograma

(D) referente às idades de zircões detríticos de quartzito da amostra RC-132; e (E) diagrama

Ar-Ar em muscovita de quartzo-muscovita xisto da amostra MP-117.....................................18

Figura 15: Esquema hierarquizando os eventos geocronológicos que afetaram as rochas do

GC na região da Serra da Esperança – Porto Murtinho (MS)...................................................21

ÍNDICE DE TABELAS DO ARTIGO

Tabela 1: Comparação das características litológicas e metamórficas, com os prováveis

ambientes de sedimentação e as respectivas idades de formação e metamorfismo..................06

Tabela 2: Dados analíticos obtidos em análise U-Pb LA-MP-ICP-MS em zircões detríticos de

quartzito do GC na região da Serra da Esperança.....................................................................19

Tabela 3: Dados analíticos obtidos em análise U-Pb LA-MP-ICP-MS em zircões detríticos de

muscovita metarenito do GC na região da Serra da Esperança................................................20

Tabela 4: Dados analíticos obtidos em análise Ar-Ar em muscovitas de quartzo-muscovita

xisto do GC na região da Serra da Esperança...........................................................................22

xiii

RESUMO

O Grupo Campanário situa-se no Terreno Rio Apa, Sul do Cráton Amazônico,

município de Porto Murtinho (MS). Representa uma unidade essencialmente siliciclástica

formada por camadas de metaparaconglomerado quartzoso oligomítico matriz suportado,

seguido por muscovita metarenito, quartzito com estratos plano-paralelos, quartzo-muscovita

xisto e filito laminado cinza-esverdeados. Estas rochas mantém contato por discordância

erosiva e tectônica com rochas do embasamento, sendo comum zonas de cisalhamentos de

baixo mergulho lançarem as supracrustais sobre os granitoides do embasamento. Três fases

deformacionais afetaram essas rochas, todos de caráter compressivo; A primeira (F1) causou o

dobramento (D1) e transposição parcial do acamamento sedimentar (S0), adotando a mesma

orientação da foliação S1. Estas dobras (D1) são apertadas, isoclinais a recumbentes, de eixo

preferencialmente N-S sub-horizontal. Gerou também foliação plano-axial (S1) de atitude

97/44. Observa-se paragênese marcada pela coexistência de muscovita, biotita, sericita e

clorita, indicando metamorfismo da fácies xisto verde, zona da biotita. As deformações

subsequentes originaram duas clivagens de crenulação, a última incipiente; todavia, estas

rochas ainda guardam registro de estruturas sedimentares, como estratificação e laminação

plano-paralela e cruzadas tabular e acanalada. Análises Ar-Ar em muscovitas indicam

fechamento do sistema Ar em 1.3 Ga, referente à primeira deformação (F1) imposta. Datações

U-Pb LA-MP-ICP-MS em zircões detríticos indicam forte contribuição dos granitoides

estaterianos-orosirianos e dos gnaisses do embasamento, além de idade máxima de

sedimentação em 1.7 Ga. Estas rochas já tiveram diversas denominações e posições

estratigráficas, todavia, feições de campo e estratigráficas, bem como análises estruturais e

deformacionais aqui relatadas indicam unidade distinta, ainda não descrita no Brasil.

Palavras-Chave: Terreno Rio Apa, Geocronologia U-Pb e Ar-Ar, Grupo Campanário.

xiv

ABSTRACT

The Campanario sequence is located in the Rio Apa Terrain, south of the Amazonian

Craton, municipality of Porto Murtinho (MS). Is an essentially siliciclastic unit formed by

layers of quartzitc metaparaconglomerate matrix supported, followed by muscovite

metarenite, quartzite with parallel beds, quartz-muscovite schist and gray-green laminate

phyllite. This rock maintains contact by erosive and tectonic disagreement with basement

rocks, with common areas of low shear diving launch the supracrustal above the granitic

basement. Three deformational phases affected these rocks, all of compressive character; the

first (F1) caused the folding (D1) and partial transposition of the sedimentary layering (S0),

adopting the same orientation of the foliation S1. These folds (D1) are tight, the isoclinal

recumbent, preferably N-S sub-horizontal axis. Also generated foliation axial-plane (S1)

attitude 97/44. It is observed paragenesis marked by the coexistence of muscovite, biotite,

sericite and chlorite, indicating greenschist facies metamorphism, on biotite zone. Subsequent

cleavage deformations originated two crenulation, the last incipient; however, these rocks still

keep record of sedimentary structures such as stratification and a parallel lamination and

cross-tabular and slotted. Ar-Ar analyzes indicate muscovites lock Air system at 1.3 Ga on the

first deformation (F1). U-Pb dating LA-MP-ICP-MS in detrital zircons indicate strong

contribution of estaterian-orosirian granitoids and gneisses of the basement, and maximum

sedimentation age of 1.7 Ga. These rocks had different names and stratigraphic positions,

however, field features, stratigraphic and structural/deformation analyzes reported here

indicate distinct unit, not yet described in Brazil.

Keywords: Rio Apa Terrane, Geochronology U-Pb and Ar-Ar, Campanário Group

xv

APRESENTAÇÃO

O Terreno Rio Apa é composto por rochas graníticas e gnáissicas paleoproterozoicas

polideformadas que, segundo Cordani et al. (2010), são oriundas de duas principais fontes

crustais justapostas em idade ainda desconhecida. Este embasamento é recoberto em

discordância por cobertura sedimentar desde o Paraguai até a região de Corumbá (MS).

Todavia, tais rochas metassedimentares ainda são alvo de diversos questionamentos a respeito

de sua posição estratigráfica e constituição litológica, assim como sua relação com a

deformação regional do embasamento deste terreno.

Esta pesquisa traz uma caracterização dos litotipos que constituem esta sequência, seu

empilhamento estratigráfico na região da Serra da Esperança e sua evolução tectônica, além

de também dados geocronológicos U-Pb LA-ICP-MS em zircões detríticos e Ar-Ar em

muscovita. Desta forma, almeja-se contribuir para o entendimento da evolução das bacias pré-

cambrianas do Terreno Rio Apa.

ESTRUTURA E ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO

O presente trabalho consiste da dissertação do curso de mestrado junto ao Programa de

Pós-graduação em Geociências da Universidade Federal de Mato Grosso. A apresentação da

dissertação segue o modelo de integração de artigo científico, e subdivide-se em cinco

capítulos:

O capítulo I é introdutório, onde se localiza a área de estudo, discorre-se sobre os

objetivos e justificativas para a escolha do tema e a descrição detalhada dos métodos

analíticos empregados no desenvolvimento da dissertação.

O capítulo II apresenta o Contexto Geológico-Geotectônico, com uma revisão das

unidades do Terreno Rio Apa.

O capítulo III é constituído pelo artigo submetido ao Brazilian Journal of Geology,

intitulado “CAMPANÁRIO GROUP, A MESOPROTEROZOIC DEFORMED SEQUENCE

IN THE RIO APA TERRANE, SOUTHERN AMAZON CRATON”.

O Capítulo IV apresenta as discussões e considerações finais e referências

bibliográficas utilizadas para a elaboração do trabalho como um todo. Anexos são colocados

ao final da dissertação.

CAPÍTULO 1

APRESENTAÇÃO

17

1.1 – APRESENTAÇÃO DO TEMA

A região sul do Cráton Amazônico passou por momentos de estabilidade tectônica

durante o Pré-Cambriano, que proporcionou a deposição de cobertura sedimentar

discordantemente aos granitos e gnaisses paleoproterozoico do embasamento. O estudo,

sistematização e análise destas unidades ainda não chegaram a um consenso no meio

científico, gerando grandes questionamentos, como por exemplo, o ambiente de sedimentação

e posicionamento estratigráfico.

O Grupo Campanário, proposto nesta pesquisa, já passou por diversas correlações, por

exemplo, Correia Filho et al. (1981) associam estas rochas a Formação Urucum (~0.6 Ga);

Wiens (1986), em território paraguaio posiciona os sedimentos no Grupo San Luis (~1.4 Ga);

e Lacerda Filho et al. (2006) abrigam estas rochas metassedimentares no Grupo/Unidade

Amolar (~1.0 Ga). Todavia, dados recentes trazem novos aspectos às discussões e serão

apresentados ao longo deste trabalho.

Aqui será apresentado o resultado de levantamento geológico na região da Serra da

Esperança, município de Porto Murtinho, na região SW do Estado de Mato Grosso do Sul e,

adicionalmente o levantamento das coberturas pré-cambrianas e fanerozoicas que ocorrem na

região sul-sudoeste do Cráton Amazônico, visando principalmente à correlação destas rochas

com as observadas na área mapeada.

1.2 – OBJETIVOS

Esta dissertação tem como objetivo principal a caracterização litológica e estrutural do

Grupo Campanário e sua correlação com outras unidades sedimentares cartografas na região

sul-sudoeste do Cráton Amazônico.

Pretende-se atingir tal finalidade a partir dos seguintes objetivos específicos:

Contextualização das rochas estudadas com outras unidades metassedimentares pré-

cambrianas e pré-ordovincianas da região sul-sudoeste do Cráton Amazônico;

Mapa geológico do entorno da Serra da Esperança, município de Porto Murtinho

(MS), com enfoque na cobertura metassedimentar;

Determinar empilhamento dos litotipos que compõem esta sequência;

Hierarquização e discriminação dos eventos deformacionais empregados a estas

rochas;

Indicar a provável idade máxima de sedimentação através de análises geocronológicas

U-Pb LA-ICP-MS em zircões detríticos;

18

Determinar a idade de eventos metamórficos que afetaram estas rochas, a partir de

análises geocronológicas Ar-Ar em muscovitas;

1.3 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO

A área de pesquisa localiza-se na região limítrofe entre as folhas Porto Murtinho

(SF.21-V-D-V), Colônia São Lourenço (SF.21-V-D-V), Foz do Rio Apa (SF.21-Y-B-II) e

Caracol (SF.21-Y-B-III), a aproximadamente 70 km da cidade de Porto Murtinho (Fig. 01),

na região sudoeste do estado de Mato Grosso do Sul, e aquela, a aproximadamente 375 km da

capital Campo Grande. Seu acesso, a partir de Cuiabá (MT), se dá seguindo aproximadamente

230 km pela BR-364 até a cidade de Rondonópolis, onde se toma a BR-163 por 380 km até

Campo Grande (MS). A partir daí percorre-se cerca de 440 km pela BR-060 até Porto

Murtinho, passando pelas cidades de Sidrolândia, Nioaque e Jardim, todas de Mato Grosso do

Sul. O acesso à área se faz pela MS-467 (não pavimentada), percorrendo cerca de 40 km até a

Serra da Esperança.

Figura 01: Mapa de localização da área de estudo, com as principais vias de acesso e

municípios visitados.

19

1.4 – MÉTODOS ADOTADOS

Foram adotadas quatro etapas para o desenvolvimento desta pesquisa, sendo elas:

etapa preliminar, de aquisição de dados, tratamento e sistematização de dados, e, por fim, de

conclusão e divulgação.

1.4.1 – ETAPA PRELIMINAR

Esta fase inicial da pesquisa é composta por levantamento no acervo bibliográfico com

a finalidade de obter trabalhos realizados na área, em âmbito local e regional, assim como em

outros terrenos adjacentes que tratem de coberturas sedimentares pré-cambrianas.

Realizou-se interpretação de imagens de satélite Landsat Geocover em duas escalas de

trabalho, uma local (entorno da Serra da Esperança) e outra regional (abordando o

embasamento do Terreno Rio Apa), com a finalidade de identificar as principais estruturas,

texturas de relevo, padrões de drenagem e zonas homólogas, que pudessem indicar diferenças

no arcabouço litoestrutural das rochas da região, assim como vias de acesso que pudessem

auxiliar na locomoção dentro da área de pesquisa.

1.4.2 – ETAPA DE AQUISIÇÃO DE DADOS

1.4.2.1 – Etapas de Campo

A área mapeada foi de 1550 km2 e foi visitada em duas expedições, a primeira delas

entre os dias 19 de Junho e 01 de Julho de 2013 tendo como finalidade o reconhecimento das

principais ocorrências desta sequência, o empilhamento estratigráfico preliminar, o

levantamento das estruturas presentes nestes litotipos, assim como a coleta de amostras para

confecção de lâminas delgadas para estudos petrográficos e microestrutural e separação de

minerais (zircão e micas) para análises geocronológicas. A segunda etapa foi realizada entre

os dias 30 de Abril e 09 de Maio de 2014 e teve como finalidade a visita em pontos-chave

para a confirmação de estruturas e as relações com as rochas do embasamento, assim como

perfis geológicos em áreas estratégicas.

1.4.2.2 – Análises Laboratoriais

1.4.2.2.1 – Análises Petrográficas

Foram selecionadas 27 amostras para a confecção de lâminas delgadas, distribuídas ao

longo de todos os litotipos, visando à caracterização de todas as variações litológicas e as

estruturas presentes nestas rochas. As lâminas delgadas foram preparadas no Laboratório de

20

Laminação do Departamento de Recursos Minerais (DRM) do Instituto de Ciências Exatas e

da Terra (ICET) da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT).

As descrições foram realizadas com o microscópio petrográfico BX 41 (Olympus)

com câmera acoplada, o que, juntamente com o software Pixel View Station v. 5.19 permitiu a

obtenção das fotomicrografias apresentadas ao longo desta dissertação.

1.4.2.2.2 – Análises Geocronológicas

1.4.2.2.2.1 – Geocronologia U-Pb

Foram selecionadas duas amostras para a separação de zircões detríticos com a

finalidade de identificar a idade das principais fontes destes sedimentos. As amostras foram

previamente tratadas no Laboratório de Preparação de Amostras (DRM/ICET), onde foram

britadas, moídas e peneiradas (mesh 115-175). A separação de minerais pesados foi realizada

em meio líquido denso (Bromofórmio – 2,89 g/cm3) e com o auxílio do separador

isodinâmico magnético Frantz pode-se concentrar a amostra até a etapa de catação manual em

lupa binocular.

Os grãos selecionados foram encaminhados ao Centro de Pesquisas Geocronológicas

(CPGeo) do Instituto de Geociências (IGc) da Universidade de São Paulo (USP) para análise

U-Pb por Laser Ablasion Multi Collector Inductively Coupled Plasma Mass Espectometry

(LA-MC-ICP-MS). Os cristais a serem analisados foram agregados em resina epóxi e levadas

à etapa de ablação por feixe de laser com 29 µm de diâmetro com frequência de pulso entre 5

e 100 Hz, com energia entre 0 e 20 mJ. No equipamento NEPTUNE (Thermo Scientific) foi

realizada a ionização, segundo tais parâmetros: energia da rádio frequência 1.200 W, gás de

resfriamento a 15 L/min, gás auxiliar a 0,70 L/min, fluxo de gás na amostra a 0,75 L/min e

detectores nas posições 202

Hg = IC3, 204

Hg + 204

Pb = IC4, 206

Pb = L4, 207

Pb = IC6, 208

Pb = L3,

232Th = H2,

238U = H4, tendo as idades calculadas a partir do padrão internacional GJ

(Elholou et al. 2006). Os procedimentos analíticos mais específicos do método U-Pb LA-MC-

ICP-MS podem ser encontrados em Chemale et al. (2009).

Embora o foco desta pesquisa seja as ocorrências do entorno da Serra da Esperança,

foram selecionadas duas amostras, a RC-132 (462199, 7576212 Az) e a RC-32A (457099,

7683840 Az), sendo a segunda do entorno da Serra da Alegria, no norte do Terreno Rio Apa,

almejando identificar variações na idade das fontes dos sedimentos ao longo de toda a

sequência. A primeira amostra trata-se de quartzito maciço cinza claro de granulação média, e

a segunda de muscovita metarenito foliado, cinza de granulação média a fina.

21

1.4.2.2.2.2 – Geocronologia Ar-Ar

Uma amostra foi selecionada para a separação de cristais de muscovita, previamente

tratada no Laboratório de Preparação de Amostras (DRM/ICET) da UFMT, passando pelos

procedimentos de serragem, britagem, moagem, peneiramento e catação manual em lupa.

Foram selecionados grãos em mesh entre 16-35, que posteriormente foram irradiados por

fluxo de nêutrons epitermais no reator de pesquisa TRIGA (CLICIT) do OSU/Oregon (USA).

Após o período de resfriamento a amostra foi analisada por aquecimento gradual (step

heating) via laser de estado sólido Nd:YVO4 no Laboratório de Ar do Centro de Pesquisas

Geocronológicas (CPGeo/IGc/USP).

O sistema de extração a laser está acoplado a um sistema de purificação funcionando

com getters SAES-GP50 e espectrômetro de massa multicoletor ARGUS VI

(ThermoScientific). As massas 40 a 36 foram medidas simultaneamente em 5 coletores

Faraday (1011 ohm - para a massa 40, e 1012 ohm para as demais massas). Foram aplicadas

as correções para discriminação de massa, interferências nucleogênicas e contaminação

atmosférica e, em seguida, calculadas as idades aparentes utilizando um fator J = 0.00418 ±

0.00002.

A amostra MP-117 (460234, 7573916 Az) refere-se a quartzo-muscovita xisto, tendo

sido coletada nos arredores da Serra da Esperança. Seus cristais marrom-claro de muscovita

apresentavam baixo grau de alteração, correspondendo à paragênese metamórfica da primeira

fase de deformação (F1).

1.4.3 – ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DE DADOS

Nesta etapa foi realizada a integração e interpretação dos dados obtidos nas etapas

anteriores:

• Os mapas temáticos (mapa base, de localização e vias de acesso e geológico) foram

confeccionados com o auxílio dos softwares ArcGis 9.3 e CorelDraw X5.

• Foi utilizado o software Stereonet e OpenStereo para o tratamento estatístico dos dados

estruturais.

• Os textos e planilhas desta dissertação foram feitos utilizando-se os softwares Microssoft

Word 2007 e Microssoft Excel 2007, respectivamente.

1.4.4 – ETAPA DE CONCLUSÃO E DIVULGAÇÃO

Tal etapa consiste da defesa pública desta dissertação perante banca avaliadora,

formada por examinadores interno e externo, além da submissão ao Brazilian Journal of

22

Geology do artigo intitulado “CAMPANÁRIO GROUP, A MESOPROTEROZOIC

DEFORMED SEQUENCE IN THE RIO APA TERRANE, SOUTHERN AMAZON

CRATON”.

CAPÍTULO 2

CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

24

2.1 – CRÁTON AMAZÔNICO

O Cráton Amazônico ocupa grande parte da América do Sul e corresponde a uma das

principais entidades geotectônicas pré-cambrianas. Limitado pelos cinturões neoproterozoicos

Paraguai e Araguaia, a sudeste e leste, respectivamente, estando os limites N, S e W,

recobertos pelos sedimentos das Bacias Subandinas. Sua área mede em totalidade

aproximadamente 430 mil km2, e está dividido em dois escudos, pela Sinéclise do Amazonas:

o Escudo Brasil Central e o Escudo das Guianas.

Quando se trata da evolução tectônica do Cráton, se tem duas grandes linhas de

pensamento como base. A primeira foi proposta por autores como Amaral (1974), Almeida

(1978), Hasui et al (1984) e Costa & Hasui (1997), e foi baseada nos conceitos da escola

geossinclinal, admitindo que a tectônica pré-cambriana do cráton seja caracterizada por

processos de reativação de plataforma e formação de blocos continentais ou paleoplacas, por

meio de retrabalhamento de crosta continental no Arqueano e Paleoproterozoico e que,

durante o Mesoproterozoico, teriam ocorrido apenas processos de reativação e/ou

retrabalhamento de rochas pré-existentes. A segunda linha de pensamento, proposta por

Cordani et. al. (1979), parcialmente seguida e modificada por Tassinari (1981), Cordani e

Brito Neves (1982), Teixeira et al. (1989), Tassinari (1996) e Tassinari et al. (1996), se

fundamenta na Teoria da Tectônica Global ou de Placas e defende a ocorrência, durante o

Arqueano, Paleo- e Mesoproterozoico, de uma sucessão de arcos magmáticos envolvendo a

formação de material juvenil, além de processos subordinados de retrabalhamento crustal.

O Cráton Amazônico foi subdividido por Tassinari & Macambira (1999),Tassinari et

al. (2000) e Tassinari & Macambira (2004) em províncias geocronológicas (a partir de

Cordani et al. 1979), que retrata sucessivas acresções de crostas juvenis em cinturões móveis

proterozoicos. No total são cinco províncias situadas ao redor de um núcleo proto-cratônico

arqueano (Província Amazônia Central), de idades que vão do Paleo- ao Neoproterozoico

denominadas: Maroni-Itacaíunas (2.2 a 1.9 Ga), Ventuari-Tapajós (1.9 a 1.8 Ga), Rio Negro-

Juruena (1.8 a 1.55 Ga), Rondoniana-San Ignácio (1.55 a 1.3 Ga) e Sunsás-Aguapeí (1.2 a 0.9

Ga). Ruiz 2005 apresentam uma compartimentação tectônico-geocronológica considerando o

Terreno Rio Apa, que aflora no oeste do Brasil prolongando-se até Paraguai, limitado a

leste pela cobertura neoproterozóica da Faixa Paraguai e pelos sedimentos da Bacia do

Pantanal a oeste, como um prolongamento do cráton. Desta forma o Cráton Amazônico

adquire uma nova configuração, apresentando em seu extremo Sul um comportamento de

margem passiva (Fig. 02).

25

Figura 02: Compartimentação geocronológica e tectônica do Cráton Amazônico,

considerando o Terreno Rio Apa como parte integrante do mesmo (Extraído de Ruiz 2005).

2.2 – TERRENO RIO APA

O Terreno Rio Apa foi inicialmente descrito por Almeida et al. (1976) como extremo

sul da “Plataforma do Guaporé”, posteriormente denominado Cráton Amazônico (Almeida

1976). Ruiz et al. (2005) apresenta parâmetros geológicos e tectônicos corroborando a

participação do Terreno Rio Apa no Cráton Amazônico (Fig. 03), opondo-se às propostas de

26

compartimentação apresentada por Cordani et al. 1979, Tassinari & Macambira (1999),

Tassinari et al. (2000), Santos et al. (2000, 2008) entre outros.

Lacerda Filho et al. (2006) adotaram a proposta de Ruiz et al. (2005) e subdiviram o

Terreno Rio Apa em três ambientes geotectônicos: a) Remanescente de Crosta Oceânica (2.2-

1.95 Ga), constituído pela sequência supracrustal do Grupo Alto Tererê; b) Arco Magmático

Rio Apa (1.95-1.87 Ga), formado por gnaisses e granitos deformados, de composição

variando de tonalitos a alcali granitos, prevalecendo monzogranitos e c) Arco Magmático

Amoguijá (1.87-1.75 Ga), formado por rochas vulcânicas da Serra da Bocaina, e plutônicas e

subvulcânicas do Granito Alumiador. Eles ressaltam a existência das intrusivas básicas sob a

forma de diques e corpos máficos toleíticos completando o arcabouço litotectônico da

Província Rio Apa. Estes autores agruparam as ocorrências de rochas metassedimentares

como parte do Domínio Amolar definido por Theodorovicz & Câmara (1991) na Serra do

Amolar.

Cordani et al. (2010), baseados em dados geológicos, geocronológicos e isotópicos,

dividem o Terreno Rio Apa em dois blocos crustais independentes, separados por uma zona

transpressiva, denominando-os Ocidental e Oriental. O primeiro é formado pelo Complexo

Rio Apa, Suíte Intrusiva Morro do Triunfo, Suíte Gabro-Anortosítica Serra da Alegria, Suíte

Intrusiva Alumiador, Formação Serra da Bocaina e Grupo Amolar. O Bloco Oriental é

constituído pelo Complexo Paso Bravo, Gnaisse Caracol e Grupo Alto Tererê. Com respeito

às rochas metassedimentares, mantêm a correlação com a Unidade Amolar e limitam a sua

ocorrência ao Bloco Ocidental.

2.2.1 – BLOCO ORIENTAL

Do ponto de vista estratigráfico, com base em Cordani et al. (2010), são reconhecidas

as seguintes unidades litoestratigráficas para o Bloco Oriental, da base ao topo: Complexo

Paso Bravo (Wiens 1986), Gnaisses Caracol (Cordani et al. 2010), Grupo Alto Tererê

(Lacerda Filho et al. 2006).

2.2.1.1 – Complexo Paso Bravo

Esta unidade foi primordialmente descrita por Wiens (1986, in: Cordani et al. 2010)

como o embasamento do terreno Rio Apa, representado por rochas graníticas e gnáissicas que

ocorrem no Paraguai. As rochas são rosa a cinza, de granulação média a grossa, forte a

fracamente foliadas, por vezes semelhantes às descritas por Cordani et al. (2010) na região de

Caracol (MS). Além de quartzo e feldspatos, apresentam uma grande quantidade de minerais

máficos, como hornblenda, biotita, granada e piroxênio. Também são descritos migmatitos,

27

formados por biotita granitos de granulação média a grossa, por vezes com muscovita,

localmente com textura porfirítica, apresentando variados níveis de deformação. Análises U-

Pb em zircão revelaram idade de cristalização de 1.84 ± 3 Ga (Cordani et al. 2010).

2.2.1.2 – Gnaisse Caracol

Cordani et al. (2010) destaca a ocorrência de ortognaisses homogêneos levemente

foliado entre as cidades de Bonito e Caracol. Anteriormente, essas rochas foram agrupadas

como parte do Complexo Rio Apa por Araújo et al. (1982) e, posteriormente por Lacerda

Filho et al. (2006), todavia, aqueles autores ressaltam notável diferença entre as rochas do

entorno da cidade de Caracol (MS) e os descritos próximos à Morraria (MS) e Porto Murtinho

(MS), em características isotópicas U-Pb e Rb-Sr, mas principalmente em sua paragênese

mineral, que inclui pequena quantidade de minerais máficos, descrevendo-os como

essencialmente ortognaisses cinza a rosa de granulação média a grossa, com textura

granoblástica, leve a moderadamente foliados. Análises isotópicas U-Pb realizadas em zircão

indicam idade de cristalização de 1721±25 Ma (Cordani et al. 2010).

2.2.1.3 – Grupo Alto Tererê

Lacerda Filho et al. (2006) subdividem as rochas metavulcanossedimentares

paleoproterozoicas pertencentes ao Grupo Alto Tererê em duas unidades distintas: (i) Unidade

Metavulcânica Básica, que compreende anfibolitos de natureza toleítica; e (ii) Unidade

Metassedimentar, representada por uma sequência de metapelitos aluminosos. Segundo esses

autores, essas rochas por vezes são alçadas sobre a Supersuíte Amoguijá por meio de falhas

de empurrão/inversas, com deformação progressiva, afetadas por metamorfismo na fácies

anfibolito, com retrometamorfismo para a fácies xisto-verde. Essas rochas são interpretadas

por esses mesmos autores como uma extensão do assoalho oceânico, representando a unidade

mais antiga do terreno, sustentado por sua ocorrência como xenólitos nos Gnaisses Porto

Murtinho e “Caracol” (unidades que até então eram consideradas como embasamento), assim

como idades modelo TDM de 2.26 e 2.28 Ga, que são consideradas pelos autores como

próximas às idades de cristalização das rochas básicas que correspondem ao protólito dos

anfibolitos.

2.2.2 – BLOCO OCIDENTAL

Do ponto de vista estratigráfico, com base em Cordani et al. (2010), são reconhecidas

as seguintes unidades litoestratigráficas para o Bloco Ocidental, da base ao topo: Complexo

Rio Apa; Gabro-Anortosito Serra da Alegria (Silva 1998); Supersuíte Amoguijá (Godoi &

Martins 1999), englobando a Suíte Intrusiva Alumiador (Araújo et al. 1982) e Formação

28

Serra da Bocaina (Brites 2012); Grupo Amolar (Lacerda Filho et al. 2006); Grupo San Luis

(Wiens, 1986); Suíte Intrusiva Morro do Triunfo (Araujo et al. 1982); além da Suíte Rio

Perdido (Medeiros & Sousa 2009).

2.2.2.1 – Complexo Rio Apa

Neste bloco tectônico a unidade mais antiga é representada por gnaisse cinza a rosa,

leucocráticos, inequigranulares média a fina. São essencialmente ortoderivados e encontram-

se polideformados (Zenardi 2011), ocorrendo em uma faixa preferencial norte-sul que se

prolonga desde o Rio Apa (porção sul do Terreno) até o entorno da Serra da Alegria (região

centro-norte). Cordani et al. 2010 individualizam as rochas gnáissicas do entorno da cidade de

Porto Murtinho denominando-as de Gnaisse Porto Murtinho com base na diferença entre as

paragêneses minerais, além de análises isotópicas de U-Pb e Rb-Sr.

2.2.2.2 – Gabro-Anortosito Serra da Alegria

Trata-se de um corpo cumulático composto por anortositos, leucogabros, gabros e

melagabros. O Anortosito, litotipo mais abundante é maciço, cinza escuro a preto, de

granulação média a grossa, ocorrendo em camadas, sendo cortado por pequenos veios de

quartzo, epidoto e clorita. São identificadas partições subhorizontais, interpretadas como

resultado de acamamento magmático (Lacerda Filho et al. 2006). Análise geoquímica de

padrão de ETR realizadas por esses autores sugerem que os dois litotipos são cogenéticos.

Datações U-Pb SHRIMP em zircão indicam uma idade de cristalização de 1790 Ma. A idade-

modelo de Sm-Nd indicam valores (TDM) de 2,51Ga, com valores negativos de εNd (-2,89 a

-4,32), portanto interpreta-se uma forte contaminação crustal na origem deste magma.

2.2.2.3 – Supersuíte Amoguijá

Schobbenhaus Filho & Oliva (1979; in: Godoi & Martins 1999) agrupam granitos e

rochas vulcânicas ácidas sob a denominação de Complexo Amoguijá, e sugerem a divisão em

duas associações: uma superior, constituída pelas vulcânicas ácidas e outra inferior,

compreendendo maciços graníticos. Em seguida o termo Suíte Intrusiva Alumiador foi

proposto por Araújo et al. (1982) para se referirem aos corpos plutônicos representados por

granitos, granodioritos e subvulcânicas. Godoi & Martins (1999) utilizam o termo Supersuíte

Intrusiva Amoguijá para se designar a essa assembleia de rochas, que seria composta pela

Suíte Vulcânica Serra da Bocaina e Suíte Intrusiva Alumiador. Posteriormente Lacerda Filho

et al. (2006), na compartimentação do Terreno Rio Apa proposta, inclui essas rochas como

pertencentes ao Arco Magmático Amoguijá (1.87 – 1.75Ga), composto pela Suíte Intrusiva

Amoguijá, compreendendo o Granito Alumiador e as Vulcânicas Serra da Bocaina. Cordani

29

et al. (2010) definiram como Suíte Intrusiva Alumiador as rochas graníticas e micrograníticas

de composição sieno a monzograníticas e Grupo Serra da Bocaina os riolitos, dacitos, rochas

piroclásticas e as brechas vulcânicas.

Figura 03: Mapa geológico do S-SW do CA, com as principais unidades sedimentares

(modificado de Ruiz et al. 2010). Idades U-Pb (zircões detríticos) demonstradas em AG-01,

AG-02 e AG-03 extraídas de Geraldes et al. (2014); e Pb-Pb (zircões detríticos) em CL-01

extraída de Leite & Saes (2003), representando idade máxima de sedimentação.

Assim como discutido em Cabrera et al. (2013), na presente dissertação será adotado

termo Supersuíte Intrusiva Amoguijá, inserido por Godoi & Martins (1999), compreendendo

30

a Suíte Intrusiva Alumiador (Araújo et al. 1982) que representa os corpos plutônicos

graníticos, granodioríticos e subvulcânicas associadas; e a Formação Serra da Bocaina, termo

inicialmente utilizado por Lacerda Filho et al. (2006) e reintegrado por Brittes & Plens

(2010), Brittes et al. (2010, 2011a, b e c), sendo representada pelos riolitos porfiríticos e

microporfiríticos, riodacitos e dacitos, com intercalações de rochas piroclásticas e brechas

vulcânicas, considerando as relações de cogeneticidade destas rochas.

2.2.2.4 – Grupo Amolar

O Grupo Amolar foi descrito inicialmente por Lacerda Filho et al. (2006) às margens

do Rio Paraguai a norte da cidade de Corumbá (MS). É representado por diferentes tipos de

rochas supracrustais, como quartzitos, filitos, metaconglomerados e xistos. Cordani et al.

(2010) destaca a ocorrência destas rochas na região de fronteira Brasil-Paraguai, ocupando

uma grande área, próximo ao Rio Apa e entrando para o Paraguai, formando uma estrutura de

ziguezague. Segundo esses autores estas rochas são intrudidas por pequenos plútons

graníticos.

2.2.2.5 – Grupo San Luis

Primeiramente denominado de Grupo Estrella e Grupo Centurión (OEA 1975 in:

Fúlfaro & Palmieri, 1986), posteriormente considerados como Grupo San Luis por Wiens

(1984), essa sequência é composta por metarenitos arcóseos, metarenitos,

metaconglomerados, xistos quartzo-sericíticos, filitos, “xistos filíticos”, quartzitos e quartzitos

com muscovita, apresentando em sua base camadas de conglomerado, depositados em

discordância com o complexo basal do Rio Apa.

Estes corpos constituem cristas alongadas segundo direção preferencial N-S, seguindo

do Paraguai e estabelecendo continuidade física no Terreno Rio Apa (SW do Mato Grosso do

Sul). Porém, não foram realizados trabalhos que reconhecessem essa unidade em território

brasileiro até o momento.

2.2.2.6 – Suíte Intrusiva Morro do Triunfo

A Suíte Intrusiva Morro do Triunfo foi relatada pela primeira vez na literatura por

Corrêa et al. (1976) como gabros coroníticos denominando como unidade geológica Morro

Jaraguá. No Projeto RADAM Brasil, Araújo et al. (1982), considerando o termo utilizado na

região para essa colina, substituem essa denominação por Gabro Morro do Triunfo. Apresenta

seu contato com as rochas do embasamento Pré-Cambriano encobertos pelos sedimentos da

Formação Pantanal, tendo na porção oeste um contato por falha com as vulcânicas ácidas do

Grupo Amoguijá (Araújo et al. 1982). As amostras foram descritas por Cabrera et al. (2011)

31

como rochas gabróicas, maciças, granulação média a fina, apresentando textura ofítica a sub-

ofítica, melanocráticas de cor cinza-escuro, holocristalinas, apresentando diversos estágios de

alteração. Ainda nesse trabalho, os autores realizaram uma análise química preliminar que

indicaram um magmatismo sub-alcalino, de caráter toleítico, em ambiente intraplaca.

2.2.2.7 – Suíte Rio Perdido

A Suíte Intrusiva Rio Perdido (Medeiros & Sousa 2009 e Ruiz et al. 2010)

corresponde a diques máficos que recortam os Blocos Oriental e Ocidental e, segundo Araujo

et al. (1982) apresenta idade K-Ar de 914±9 Ma interpretada como a época de resfriamento

dos diques.

2.3 – REVISÃO DO CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

O mapa geológico atualizado do Terreno Rio Apa (Fig. 04) apresentado neste trabalho

foi confeccionado a partir do mapeamento geológico executado pelos autores em áreas

específicas e pela compilação de informações contidas em Araújo et al. (1982), Godoi &

Martins (1999), Godoi et al. (1999), Lacerda Filho et al. (2006), Cordani et al. (2010), Brittes

et al. (2013), Plens et al. (2013), entre outros.

Aqui se adota, em parte, a compartimentação de Cordani et al. (2010), divergindo, no

entanto, nos seguintes aspectos:

a) Aqueles autores individualizaram corpos gnáissicos atribuídos ao Complexo Rio Apa,

como os gnaisses Morraria, Porto Murtinho e Passo Bravo e agrupam os demais como

Gnaisse Caracol. Todavia, por se tratar de rochas graníticas e gnáissicas, por vezes com

xenólitos máficos, polideformadas, afetadas por zonas de cisalhamento. Opta-se aqui por

utilizar o termo Complexo Rio Apa para se referir aos gnaisses da região da cidade de

Caracol, tendo em vista a necessidade de maiores estudos para individualizar estas unidades;

b) O termo Granito Alumiador adotado por Lacerda Filho et al. (2006), Silva et al.

(2007), Cordani et al. (2010) e Manzano et al. (2012) para agrupar intrusões graníticas no

Bloco Ocidental deve ser restringido ao batólito exposto nas serras do Alumiador e São Paulo.

Neste trabalho adota-se o termo Suíte Intrusiva Alumiador (Araújo et al. 1982) para agrupar o

conjunto de granitoides formados entre 1.75 e 1.85 Ga que compartilham aspectos

petrogenéticos importantes. Tratam-se dos granitos Alumiador (Lacerda Filho et al. 2006),

Cerro Porã (Plens et al. 2013), Carandá (Brittes et al. 2013), Aquidabã (Nogueira et al.

aceito), Taquaral (Redes et al. aceito), conforme revisão apresentada por Brittes (2014).

32

c) Considerando o caráter cogenéticos entre as vulcânicas da Formação Serra da

Bocaina e as plutônicas da Suíte Intrusiva Alumiador, adota-se o termo Supersuíte Amoguijá

(Godoi & Martins 1999) para se referir a esse conjunto plutono-vulcânico que ocorre no

Bloco Ocidental.

Figura 04: Mapa geológico do TRA com a distinção dos blocos tectônicos (compilação a

partir de Lacerda Filho et al. 2006, Cordani et al. 2010, Ruiz et al. 2010, Brittes et al. 2012,

Plens et al. 2013, entre outros).

33

2.4 – COBERTURAS SEDIMENTARES DO S/SW DO CRÁTON AMAZÔNICO

A região sul-sudoeste do Cráton Amazônico (Fig. 01) passou por momentos de

quiescência tectônica durante o Proterozoico, proporcionando a deposição de vasta cobertura

sedimentar. Leite & Saes (2003), baseados em compilação de dados litológicos,

geocronológicos, além de correlação estratigráfica e estrutural, distinguem dois ciclos

tafrogênicos que, segundo eles, foi proposto inicialmente por Montalvão et al. (1984),

representados pelas sequências Beneficente e Dardanelos, a primeira composta por uma

unidade terrígena basal e outra clasto-química. A segunda delas é formada pela associação de

diversas unidades, como os grupos Caiabis (Silva 1980), Guajará Mirim (Leal et al. 1978),

Aguapeí (Figueiredo & Olivatti 1974) e Sunsás (Litherland et al. 1986), sendo composta por

arenitos feldspáticos e arcóseos, conglomerados polimíticos e grauvacas vulcânicas,

representantes de sedimentação eminentemente continental (Bezerra 1984 in: Leite & Saes

2003). Aqueles autores ainda reconhecem a deformação das bacias precoces por um ou mais

eventos, entre 1.72–1.36 Ga; já as porções de rifts tardios teriam se instalado durante o Ciclo

Sunsás (Litherland et al. 1986), retrabalhando bacias mais antigas.

Leite & Saes (2003) apresentaram dados geocronológicos U-Pb (zircões detríticos) de

conglomerados da Formação Fortuna, base do Grupo Aguapeí, no Terreno Paraguá, onde os

grãos mais jovens cristalizaram em 1.34 Ga (amostra CL-01 da Fig. 01), marcando idade

máxima de sedimentação, corroborada por Santos et al. (2000 e 2001). Esses autores indicam

fontes híbridas para estes sedimentos, como os granitoides do Arco Magmático Cachoeirinha

(Geraldes et al. 2001), Suíte Intrusiva Alto Candeias (Bettencourt et al. 1999 in: Leite & Saes

2003) e da Suíte Intrusiva Pensamiento (Litherland et al. 1986).

Em Geraldes et al. (2014) os autores aplicaram o método U-Pb LA-ICP-MS (zircões

detríticos) e obtiveram para as amostras AG-0, AG-02 e AG-03, de três localidades distintas

(Fig. 01), grãos mais jovens com idade de 1.44, 1.26 e 1.30 Ga, respectivamente, ressaltando

que a idade máxima de sedimentação seria 1.26 Ga. De acordo com os dados obtidos, esses

autores sugerem as rochas oriundas dos orógenos Cachoeirinha, Lomas Maneches, Rio

Alegre, Santa Helena e San Ignacio como áreas-fonte importantes para os sedimentos do

Grupo Aguapeí.

No Terreno Rio Apa não há consenso sobre a posição estratigráfica e ambiente de

deposição das sequências siliciclásticas proterozoicas, sendo que sua porção centro-sul, no

entorno da Serra da Esperança (Fig. 02), inicialmente foi discriminada por Correia Filho et al.

(1981), seguido por Araújo et al. (1982), como uma sequência de metarenitos e muscovita

quartzitos, com muscovita-quartzo xisto e filitos subordinados, apresentando leitos

34

conglomeráticos eventualmente. Segundo esses autores, este pacote encontra-se deformado e

metamorfizado na fácies xisto verde, pouco acima da zona de diagênese, por eventos

brasilianos que teriam dobrado e gerado falhas inversas, alçando os metassedimentos sobre o

granitoide da Serra da Esperança e vulcânicas ácidas da Formação Serra da Bocaina; e que

esta bacia teria o Grupo Alto Tererê como principal fonte de sedimentos. Devido à falta de

determinações radiométricas e à escassez de informação a respeito do arcabouço

litoestratigráfico desta sequência, os autores citados extrapolam e utilizam o termo Formação

Urucum, termo este originalmente proposto por Almeida (1945) como a porção clástica de

uma bacia químico-siliciclástica formada em ambiente rift nos estágios iniciais da deposição

da Faixa Paraguai. Todavia Correia Filho et al. (1981) ressaltaram a possibilidade de tratar-se

de fácies de plataforma marginal do Grupo Cuiabá.

Nesta mesma região, Lacerda Filho et al. (2006), seguido por Cordani et al. (2010),

atribuem essas rochas metassedimentares ao Grupo Amolar. Este grupo fora originalmente

descrito na região de Corumbá (extremo norte do Terreno Rio Apa) como bacia de

sedimentação fluvial tipo plataforma, representada por conglomerados, arcóseos

conglomeráticos e filitos intercalados, posicionada no Neoproterozoico, e correlacionado ao

Grupo Aguapeí que ocorre no SW do CA (Theodorovicz & Câmara 1991).

Na região norte do Terreno Rio Apa, no entorno da Serra da Alegria, Godoi et al.

(1999) ressaltam a existência de morros isolados compostos por arcóseos, grauvacas, arenitos

com siltitos e calcários intercalados e atribuem estas rochas sedimentares à Formação Urucum

(Almeida 1945). Estes mesmos autores concluem que esta bacia é composta por porções

químicas e formações ferríferas e representam a porção superior de uma bacia químico-

siliciclástica, extrapolando as ocorrências indicadas por Correia Filho et al. (1981) e Araújo et

al. (1982).

As rochas metassedimentares localizadas próximas ao Rio Perdido são descritas por

Corrêa et al. (1976), Godoi et al. (1999) e Lacerda Filho et al. (2006), como bacia

vulcanossedimentar formada em crosta juvenil que, associadas a faixas e xenólitos

anfibolíticos, constituem o Grupo Alto Tererê. Esta sequência representa um remanescente de

crosta oceânica agindo como embasamento do Complexo Rio Apa (Lacerda Filho et al.

2006), intrudida pelos granitoides da Suíte Intrusiva Alumiador.

Em território paraguaio as rochas metassedimentares são atribuídas ao Grupo San Luis

por Wiens (1984), que descreve uma sequência composta por metarenitos arcóseos,

metarenitos, metaconglomerados, “xistos quartzo-sericíticos”, filitos, “xistos filíticos” e

quartzitos; essa sequência é depositada em discordância com o “complexo basal” do Terreno

Rio Apa.

CAPÍTULO 3:

PUBLICAÇÃO CIENTÍFICA

1

CAMPANÁRIO GROUP, A MESOPROTEROZOIC DEFORMED SEQUENCE IN

THE RIO APA TERRANE, SOUTHERN AMAZON CRATON

*Rafael Ferreira Cabrera1,4,5

,

Amarildo Salina Ruiz1,2,4,5

,

Maria Elisa Fróes Batata4,6

,

Maria Zélia Aguiar de Sousa1,3,4,5

,

Gabriela dos Santos1,4,5

,

Manoel Souza D'Agrella-Filho5,7

Maria Helena Bezerra Maia de Hollanda8

1 Geoscience Postgraduate Program /UFMT, Brazil

2Department of General Geology/UFMT, Brazil

3Departmento of Mineral Resources/UFMT, Brazil

4Research Group of Crustal Evolution and Tectonics Guaporé/UFMT, Brazil

5 National Institute of Science and Geosciences Technology of the Amazon (GEOCIAM), Brazil

6Postgraduate Program in Mineralogy and Petrology/IGC/USP, Brazil

7Institute of Astronomy, Geophysics and Atmospheric Sciences/USP, Brazil

8Geochronological Research Center/IGC/USP, Brazil

Resumo

A sequência Campanário situa-se no Terreno Rio Apa, Sul do Cráton Amazônico, município de Porto

Murtinho (MS). Representa uma unidade essencialmente siliciclástica formada por camadas de

metaparaconglomerados oligomíticos matriz suportados, muscovita metarenitos, quartzitos, quartzo-

muscovita xistos e filitos. Esta sequência passou por três fases de deformação de caráter compressivo;

a primeira delas (F1) responsável por metamorfismo na fácies xisto verde, xistosidade S1 e dobramento

(D1) do acamamento sedimentar (S0) em dobras isoclinais a recumbentes com eixo sub-horizontal N-S.

As deformações subsequentes originaram duas clivagens de crenulação, a última incipiente; todavia,

estas rochas ainda guardam registro de estruturas sedimentares, como estratificação e laminação

plano-paralela e cruzadas tabular e acanalada. Análises Ar-Ar em muscovitas indicam fechamento do

sistema Ar em 1.3 Ga, referente à primeira deformação (F1) imposta. Datações U-Pb LA-MP-ICP-MS

em zircões detríticos indicam forte contribuição dos granitóides estaterianos-orosirianos e dos gnaisses

do embasamento, além de idade máxima de sedimentação em 1.7 Ga. Estas rochas já tiveram diversas

denominações e posições estratigráficas, todavia, feições de campo e estratigráficas, bem como

análises estruturais e deformacionais aqui relatadas indicam unidade distinta, ainda não descrita no

Brasil.

Palavras-chave: Terreno Rio Apa, Sul do Cráton Amazônico, Grupo Campanário.

Abstract

The Campanario Sequence in the Rio Apa Terrane, southern Amazon Craton, municipality of Porto

Murtinho (MS) represents a siliciclastic unit primarily consisting of matrix-supported oligomictic

metaconglomerates, muscovite metasandstones, quartzites, quartz-muscovite schists and phyllites.

This sequence underwent three compressive deformation phases, where the first phase (F1) reached

the greenschist facies metamorphism, developed S1 schistosity and folding (D1) in sedimentary beds

(S0) to generate isoclinal to recumbent folds with trending N-S subhorizontal axes. Following

deformation episodes developed two crenulation cleavages being the second of them incipient. Despite

deformation, primary sedimentary structures are still recorded by these rocks, such as planar

stratification, planar lamination and trough cross-bedding. Muscovite Ar-Ar analyses indicate the first

deformation phase (F1) occurred at 1.3 Ga, the time of closure of the argon system. U-Pb (LA-ICP-

MS) analysis of detrital zircons strongly suggested contribution from the Statherian-Orosirian

granitoids and gneissic basement as well as a maximum sedimentation age of 1.7 Ga. Several

denominations and stratigraphic stacking patterns were already attributed to these rocks, however field

and stratigraphic features as well as structural and deformational analysis reported here indicate a

distinct stratigraphic unit non-described in Brazil previously.

Keywords: Rio Apa Terrane, Southern Amazon Craton, Campanario Group.

*Contato: rcabreragel@gmail.com, Programa de Pós-Graduação em Geociências/ICET/UFMT. Av.

Fernando Corrêa da Costa, 2367 – Boa Esperança – CEP78060-900 – Cuiabá/MT.

2

INTRODUCTION

The intracontinental sedimentary covers are an important geological framework that reveals

tectonic history and continental crust evolution. These covers contribute as global tectonic indicators,

once periods of cratonization and tectonic quiescence can be characterized from them, both in the

Precambrian and in the Phanerozoic.

Considering the Rio Apa Terrane (RAT, Almeida et al. 1976) as an extension of the Amazon

Craton (AC) to the south of the Tucavaca aulacogen (Ruiz et al. 2005, Lacerda Filho et al. 2006 and

Cordani et al. 2010), several sedimentary sequences unconformably overlying the basement of the

southern AC were mapped and posteriorly grouped by Leite & Saes (2003) into two depositional

sequences: Dardanelos e Beneficiente.

The RAT is an AC structural high exposed in Paraguay and Brazil (MS) bordered on the east,

south and southwest by Neoproterozoic carbonate rocks of the Paraguay Belt, Itapucumi and Corumbá

Groups; and on the north and west by Quaternary sediments of the Pantanal Formation (Fig. 01). As

the AC exposure areas in Rondônia, Mato Grosso and eastern Bolivia, the RAT also displays

metasedimentary cover unconformably overlying the Paleoproterozoic basement. There is no

consensus about its stratigraphic correlation and much less on its depositional environment. Correia

Filho et al. (1981) correlated the metasedimentary cover to the Urucum Formation (~0.6 Ga) while

Wiens (1986) assigned the sediments to the San Luis group in Paraguay (~1.4 Ga), and Lacerda Filho

et al. (2006) attributed these metasedimentary rocks to the Amolar Group (~1.0 Ga).

The purpose of this work is to define the lithostratigraphic components of the Campanario

Group, and then correlate it to the covers described for the southern portion of the CA, based on

lithostratigraphic, structural and metamorphic analysis of this siliciclastic metasedimentary sequence

exposed in Serra da Esperança region and surroundings, supported by geochronological data from Ar-

Ar muscovite analyses and U-Pb (LA-ICP-MS) detrital zircon analyses. Additionally, this work

attempt to discriminate the metamorphic-deformation conditions, and the age of the tectonic event

which affected both the sedimentary cover and the granite-volcanic-gneiss basement.

GEOLOGICAL SETTING

RIO APA TERRANE IN THE AMAZON CRATON

The Rio Apa Terrane (RAT) was first described by Almeida et al. (1976) as the southern end

of "Guaporé Platform", posteriorly called Amazon Craton (AC, Almeida 1976). Ruiz et al. (2005)

presented geological and tectonic parameters suggesting the RAT as part of the AC, opposing the

subdivision proposed by Cordani et al. (1979), Tassinari & Macambira (1999), Tassinari et al. (2000),

Santos et al. (2000, 2008) among others.

Lacerda Filho et al. (2006) adopted the proposal of Ruiz et al. (2005) and subdivided the RAT

into three tectonic environments: a) Remnant of Oceanic crust (2.2-1.95 Ga) consisting of

supracrustal sequence of the Alto Tererê Group; b) Rio Apa Magmatic Arc (1.95-1.87 Ga) composed

of deformed gneisses and granites, composition ranging from tonalites to alkali-granites, prevailing

monzogranites; c) Amoguijá Magmatic Arc (1.87-1.75 Ga) consisting of volcanic rocks of the Serra da

Bocaina, and plutonic and subvolcanic rocks of the Alumiador Granite. The Intrusive Basic rocks

occur as dykes and mafic tholeiitic bodies, completing the lithotectonic framework of the Rio Apa

Province. These authors related the metasediments occurrence to the Amolar Domain in Serra do

Amolar, according to Theodorovicz & House (1991)

Cordani et al. (2010), based on geological, geochronological and isotopic data, divided the

RAT into two independent crustal blocks separated by a transpressive zone, calling them Western and

Eastern blocks. The Western Block is composed of the Rio Apa Complex, Morro do Triunfo Intrusive

Suite, gabbro-anorthositic Serra da Alegria Intrusive Suite, Alumiador Intrusive Suite, Serra da

Bocaina Formation and Amolar Group. The Eastern Block consists of the Paso Bravo Complex,

Caracol Gneiss and Alto Tererê Group. The correlation of metasediments to the Amolar Unit is

maintained which limits their occurrence to the Western Block. The available geochronological data

from U-Pb, Rb-Sr and Ar-Ar analyses enabled those authors to suggest the following geological

events: crust formation in three separate events with Sm-Nd (TDM) model ages of 2.5, 2.2 and 2.0 Ga;

crystallization of granitoids and gneisses from 1.9 to 1.7 Ga indicated by U-Pb zircon geochronometer;

3

homogenization of Rb-Sr (whole rock) at about 1.67 Ga, without evident meaning; and regional

cooling at 1.3 Ga evidenced by K-Ar and Ar-Ar data.

The updated geological map of the RAT (Fig. 02) presented in this paper was made from

geological mapping performed in specific areas, and compilation of information provided by Araújo et

al. (1982), Godoi & Martins (1999), Godoi et al. (1999) Lacerda Filho et al. (2006), Cordani et al.

(2010), Brittes et al. (2013), Plens et al. (2013), among others.

The partitioning proposed by Cordani et al. (2010) is here partially adopted, thus diverging the

following:

d) Those authors individualized gneiss bodies assigned to the Rio Apa Complex as Morraria,

Porto Murtinho and Passo Bravo gneisses, and grouped the other bodies into Caracol Gneiss.

However, because these are granitic and gneissic rocks, poly-deformed and sheared, sometimes with

mafic xenoliths, the term Rio Apa Complex is here used to designate the gneisses in the municipality

of Caracol, considerating that further studies are required to individualize these units;

e) The term Alumiador Granite, used by Lacerda Filho et al. (2006), Silva et al. (2007), Cordani

et al. (2010) and Manzano et al. (2012) to group granitic intrusions into the Western Block, is

restricted to the batholith exposed on the Serra do Alumiador and Serra de São Paulo. Here, the term

Alumiador Intrusive Suite (Araújo et al. 1982) is adopted to group the granitic assembly formed

between 1.75-1.85 Ga, sharing significant petrogenetic aspects. To exemplify, such bodies are the

Alumiador (Lacerda Filho et al. 2006), Cerro Porã (Plens et al. 2013), Carandá (Brittes et al. 2013),

Aquidabã (Nogueira et al. in press), and Taquaral (Redes et al. in press) granites, as reviewed by

Brittes (2014).

f) Considering a co-genetic relationship between the volcanic rocks of Serra da Bocaina

Formation and the plutonic rocks of Alumiador Intrusive Suite, the term Amoguijá Supersuite (Godoi

& Martins 1999) is adopted to describe this pluto-volcanic assembly occurring in the Western Block.

METASEDIMENTARY COVERS OF THE SOUTHERN AMAZON CRATON

The south-southwest region of the AC (Fig. 01) went through periods of tectonic quiescence in

the Proterozoic, leading to the deposition of extensive sedimentary cover. Leite & Saes (2003), based

on compilation of lithological and geochronological data, and stratigraphic and structural correlation,

distinguished two taphrogenic cycles represented by the Beneficente and Dardanelos sequences, as

firstly proposed by Montalvão et al. (1984). The first consisting of a basal terrigenous unit and another

clastic-chemical unit; the second is the association of several units, such as the Caiabis (Silva 1980),

Guajará Mirim (Leal et al. 1978), Aguapeí (Figueiredo & Olivatti 1974) and Sunsás groups

(Litherland et al. 1986), composed of feldspathic sandstones and arkoses, polymictic conglomerates

and volcanic greywackes, representing imminent continental sedimentation (Bezerra 1984 in: Leite &

Saes 2003). These same authors also acknowledge the early deformation of basins to one or more

events between 1.72-1.36 Ga; on the other hand, postrifts were likely nucleated during the Sunsás

Cycle (Litherland et al. 1986), reworking older basins.

Leite & Saes (2003) presented U-Pb detrital zircon data from conglomerates of the Fortuna

Formation, the basal unit of the Aguapeí Group in Paraguá Terrane, with younger grains showing a

crystallization age of 1.34 Ga (sample CL-01, Fig. 01), pointing out a maximum sedimentation age

supported by Santos et al. (2000 and 2001). These authors attributed hybrid sources to these

sediments, such as granitoids of the Cachoeirinha Magmatic Arc, Alto Candeias Intrusive Suite and

Pensamiento Intrusive Suite.

Geraldes et al. (2014) obtained U-Pb (ICP-MS) detrital zircon ages for the samples AG-0,

AG-02 and AG-03 from three different locations (Fig. 01), younger grains aged 1.44, 1.26 and 1.30

Ga, respectively, emphasizing a maximum sedimentation age of 1.26 Ga. According to the data

obtained, these authors suggest that rocks from the Cachoeirinha, Lomas Maneches, Rio Alegre, Santa

Helena and San Ignacio orogens are important source areas of sediments to the Aguapeí Group.

4

Figure 01: Tectonic map of the S-SW of AC showing the main metasedimentary units (modified from

Ruiz et al. 2010.). U-Pb detrital zircon ages provided by AG-01, AG-02 and AG-03 extracted from

Geraldes et al. (2014); and Pb-Pb detrital zircon analysis of CL-01 extracted from Leite & Saes

(2003), representing the younger detrital zircon.

There is no consensus on the stratigraphic order and depositional environment of Proterozoic

siliciclastic sequences in the RAT, being its south-central portion surrounding of the Serra da

Esperança, (Fig. 02), initially discriminated by Correia Filho et al. (1981) followed by Araujo et al.

(1982), as a sequence of metasandstones and muscovite quartzites, with muscovite-quartz schist and

subordinate phyllite, with alternating conglomerate levels. According to these authors, this package

was deformed and metamorphosed to greenschist facies, just above the diagenesis zone, by Brasiliano

events that would have folded and nucleated reverse faults which uplifted the metasediments above the

granitoids of Serra da Esperança and the acid volcanic rocks of the Serra da Bocaina Formation; the

Alto Tererê Group would be the main sediment source to this basin. Owing to the lack of radiometric

5

measurements and the scarcity of information regarding the lithostratigraphic framework of this

sequence, the authors cited above extrapolated and used the term Urucum Formation, originally

proposed by Almeida (1945), to describe the clastic portion of a chemical-siliciclastic basin formed in

rift settings in the early stages of deposition of the Paraguay Belt. However, Correia Filho et al. (1981)

pointed out the possibility that it was a marginal platform facies of the Cuiaba Group.

Figure 02: Geological Map of the RAT with discrimination of tectonic blocks (compilation from

Lacerda Filho et al. 2006, Cordani et al. 2010, Ruiz et al. 2010, Brittes et al. 2012, Plens et al. 2013,

among others).

6

Lacerda Filho et al. (2006), followed by Cordani et al. (2010), attributed the metasediments to

the Amolar Group in the same region. This group was originally described in Corumbá region

(northern end of RAT) as a platform-type fluvial sedimentation basin, represented by Neoproterozoic

conglomerates, conglomeratic arkoses and intercalated phyllites, and correlated to the Aguapeí Group

described for the SW AC (Theodorovicz & Hall 1991).

In the northern RAT, Serra da Alegria surroundings, Godoi et al. (1999) highlighted the

existence of isolated hills composed of arkoses, greywackes, and sandstones with intercalated

siltstones and limestones, and attributed these sediments to the Urucum Formation (Almeida 1945),

concluding that this basin is composed of a chemical portion and iron formations, representing the

upper portion of a chemical-siliciclastic basin, thus extending the occurrences suggested by Correia

Filho et al. (1981) and Araújo et al. (1982).

The metasediments located near the Rio Perdido are described by Corrêa et al. (1976), Godoi

et al. (1999) and Lacerda Filho et al. (2006) as a volcano-sedimentary basin formed in juvenile crust

which, associated with amphibolite lenses and xenoliths, characterizes the Alto Tererê Group. This

sequence is a remnant of oceanic crust intruded by granitoids of the Alumiador Intrusive Suite, and is

the basement to the Rio Apa Complex (Lacerda Filho et al. 2006).

The metasediments are assigned to San Luis Group in Paraguay by Wiens (1984), who

describes a sequence composed of arkose metasandstones, metasandstones, metaconglomerates,

“quartz-sericite schists”, phyllites, “phyllitic schists” and quartzites; this sequence is unconformably

overlying the “basal complex” of the RAT.

Table 1 shows a comparison between the main lithostratigraphic units described for RAT,

listing lithological, depositional and deformational features.

Table 1: Comparison between lithological and metamorphic characteristics, indicating the likely

depositional environments, and their formation and metamorphism ages.

Ages Lithology Sedimentation (Ma)* Deformation/

Metamorphism (Ma)*

Urucum

Formation Almeida

(1945)

Paraconglomerates,

petromitic

conglomerates,

arkoses ferruginous

sandstones,

greywacke and

phyllites;

Early rift phase,

rapid sedimentation,

with transition to

chemical

sedimentation with

banded iron

formation;

600 Absent. Affected only by

fault systems without

metamorphism; --

Amolar/

Aguapeí

Group Theodorovicz

& Câmara

(1991)

Metagreywackes,

metarkoses, schists

(with magnetite),

quartzite, quartz

metarenitos;

Fluvial with

interwined channels,

with one-way flow; 1100

(Heterogeneous) Green

schist facies. With

schistosity and

protomylonitic to mylonitic,

with quartz ribbons;

950

San Luis

Group Wiens (1984)

Metarenites, arkoses,

metaconglomerates,

schists, phyllites,

pelitic schists,

quartzites;

- not characterized -

1000

~

1500

Green schist facies.

Metamorphic paragenesis:

muscovite, biotite and

chlorite; + Crenulation (S2);

1300

Alto

Tererê

Group Corrêa et al.

(1976)

Anphibolites,

metabolites, mafic

and felsic schists,

quartzites and

metarenitos (±

garnet, ± biotite);

Vulcan-sedimentary

basin. Formed in

extensional

envoiroment;

>1900

Polideformed. Green schist

to amphibolite facies. With

retrometamorphism.

Metamorphic paragenesis:

kyanite, sillimanite and

staurolite;

1300

* Estimated Ages

7

Figure 03: Geological Map of Serra da Esperança and surroundings.

8

Figure 04: Serra da Esperança and surroundings - Schematic cross-section A-B-C from figure 03, with

demonstration of the interaction between rocks from the CG and the basement rocks.

FIELD AND PETROGRAPHIC ASPECTS

This work suggests the adoption of the term Campanario Group (CG) as a formal

lithostratigraphic unit that comprises the metasedimentary rocks exposed on the Rio Apa Terrane

(RAT, Fig. 02). The geological and geochronological data, criteria and justification for the adoption

and adaptation of a new stratigraphic unit are presented below. Although information was obtained

throughout the exposure area of CG, focus is given to Serra da Esperança region and surroundings by

presentation and discussion of data, resulting the geological map shown in Figure 3.

BASEMENT TO THE CAMPANARIO GROUP

The Amoguijá Supersuite, which comprises volcanic rocks of the Serra da Bocaina, and Cerro

Porã and Carandá granites of the Alumiador Intrusive Suite, is basement to the CG in Serra da

Esperança region (Fig. 03 and 04).

The Cerro Porã Granite (Plens et al. 2013) is an elongated batholith ranging from

monzogranite to syenogranite, composed of plagioclase/alkali feldspar and quartz, sometimes

presenting mafic aggregates (amphibole, biotite) and equigranular to xenomorphic textures, with

graphic and granophyric intergrowth. It occurs massive to weakly foliated, mainly at the edges where

thrusting of the CG metasedimentary rocks developed the Esperança Shear Zone (Fig. 03 and 04) and

the metamorphic paragenesis quartz+biotite+chlorite+epidote, marking the metamorphism under

greenschist facies conditions. U-Pb (SHRIMP) data indicate a crystallization age of 1749 ± 45 Ma,

and resetting of the U-Pb geochronometer between 1440 and 1230 Ma caused by tectonic events

(Plens et al. 2013).

The Serra da Bocaina Formation (Brittes et al. 2013) is an acid magmatism, medium-K to

high-K calc-alkaline type, explosive character, composed of ignimbrite breccias, crystal-rich

ignimbrites, co-ignimbrite tuffs, reoignimbrites and effusive rocks. Deformation under greenschist

facies is evidenced by metamorphic paragenesis of albite+epidote+chlorite showing signs of

retrometamorphism and the development of schistosity and shear zones (Santa Rosa SZ). This

formation also displays a second deformation stage, less intense, resulting in crenulation/disjunctive

cleavage. According to these authors, the Pb-Pb zircon age of 1878 ± 4 Ma is the crystallization age.

The Carandá Granite was briefly characterized by Brittes et al. (2013) as an inequigranular

syenogranite foliated to massive, composed of microcline, plagioclase and quartz, sometimes

displaying biotite aggregates.

CAMPANARIO GROUP

This stratigraphic unit is distinguished in order to comprise the siliciclastic rocks, showing

ridge alignment, exposed from the region of Estância Centurion in Concepción Department (Paraguay)

until the Morro do Lombo surroundings in Kadiwéu Indigenous Reserve, Mato Grosso do Sul (Fig.

02). The term Campanario was borrowed from the eponymous hill, located near the farmhouse of

9

same name. The term Ypacaraí Group, proposed by Cabrera et al. (2013), was discarded since the

same denomination is already attributed to another lithostratigraphic unit in Paraguay.

The contact between the CG and the basement rocks is an erosive and tectonic unconformity,

being usual uplift of supracrustal rocks above basement granitoids caused by low-dipping shear zones

(Fig. 2 and 3). In the case of lavas and pyroclastics of Serra da Bocaina Formation, deformation

generated folding of both the basement and CG supracrustal rocks, as illustrated by the geological

cross-section presented here.

Field relationships allowed us to define a preliminary stratigraphic column (Fig. 05) for the

metasedimentary unit. From bottom to top, it is observed a fining-upward clastic sequence consisting

of matrix-supported oligomictic quartzose metaparaconglomerate, followed by muscovite

metasandstone, plane-parallel quartzite, quartz-muscovite schist, and green-reddish laminated

phyllites.

Relict structures are observed in this sequence although the records are mostly obliterated by

deformation. In the sandy portion of the basin, the majority of rock types record plane-parallel

stratification (Fig. 06A) which varies from a few centimeters up to 4 m, also characterized by

intercalated layers of quartzite, muscovite metasandstone and phyllite (Fig. 06B), and also tabular and

trough cross-bedding (Fig. 06C), more evident in layers of muscovite sandstone and quartzite. In the

pelitic portion, represented by phyllite, it is possible to observe a plane-parallel lamination and tabular

cross-bedding; the latter sometimes even observed in thin sections. Besides the strata, fining-upward

trend is observed mainly in metasandstones. As a result of deformation events overprinting each other,

the primary structures are seen in tight, isoclinal to recumbent folds, sometimes refolded, and even

completely transposed.

Figure 05: Schematic stratigraphical column of the CG in Serra da Esperança region – Porto Murtinho

(MS).

Metaparaconglomerate

The light-brown metaparaconglomerate has a sandy clay matrix, with grains ranging from <1

to 2 mm, consisting of subrounded to subangular quartzite clasts up to 30 cm, sometimes elongated,

making up about 35% of the rock. It occurs in slightly thick layers, rarely displaying primary

structures preserved (Fig. 06D).

10

Muscovite Metasandstone

The muscovite metasandstone is light-brown, medium to fine-grained, with clasts of sandstone

up to 3 mm (Fig. 07A and B). It displays a fining-upward trend, sometimes intercalated with thin

quartzite layers and lenses of quartz-muscovite schist. It makes up the major part of the sequence

along with quartzite.

Under the microscope, this unit is essentially composed of a quartz-rich matrix,

inequigranular, fine- to medium-grained granoblastic texture, sometimes oriented, and lepidoblastic

texture respectively associated with quartz and muscovite/sericite crystals. The fining-upward trend

shows the layering and occurs parallel to schistosity, highlighted by the preferred orientation of mica.

Quartz and muscovite makes up the essential paragenesis, also showing apatite, zircon, epidote, clay

minerals and chlorite as accessory minerals; sometimes sandstone fragments occur.

Figure 06: CG in Serra da Esperança region - Porto Murtinho (MS): plane-parallel stratified muscovite

metasandstone bed (A); metric beds of intercalated quartzite, phyllites and muscovite metasandstone

(B); tabular cross-bedded muscovite metasandstone (C); contact between metaparaconglomerate and

muscovite metasandstone (D).

Quartz makes up from 70 to 75% of the rock as anhedral to subhedral grains, ranging from 0.2

to 2.0 mm in size. It commonly displays strong wavy extinction and subgrain formation, and the larger

crystals occur usually embayed (Fig. 07C). Sometimes, narrow zones are observed where

recrystallization was more intense and the comminuted crystals have a 120º grain boundary

intersection, characterizing granoblastic texture; more rarely, some crystals are stretched.

About 10% of the metasandstone is made up of clasts from 0.2 to 0.3 mm, usually rounded.

The sandstone clasts (Fig. 07D) prevail, ranging from very fine to fine, showing granoblastic texture

with some grain boundaries intersecting at 120º. It is rarely observed fragments composed of quartz

11

and aggregates of sericite, clay minerals, chlorite and epidote sometimes displaying sigmoidal shape

which indicates the sense of shear.

The muscovite makes up about 15% of the rock occurring as needles and blades, and

sometimes forming fibro-radiated aggregates associated with opaques, and also occurring between

quartz interstices or as quartz inclusions. It commonly occurs aligned forming lepidoblastic texture

bands which results in schistosity.

The opaque minerals, which make up about 5% of the total, are anhedral ranging from 0.1 to

0.3 mm and are commonly associated with muscovite and sericite.

As accessory mineral paragenesis, crystals of apatite, zircon, epidote, clay minerals and

chlorite are observed.

Figure 07: CG in Serra da Esperança region - Porto Murtinho (MS): field photograph of outcrops

illustrating macroscopic aspects of metasandstone with sandstone clasts (A) and silky aspect (B); Thin

section photomicrographs illustrating quartz crystals with serrated edges (C) and characteristic

sandstone fragment of this lithotype (D). Crossed polarizers in C and D.

Quartzite

Quartzite is the most abundant lithotype throughout the sequence, sometimes occurring as hills

and ridges, and as thick beds intercalated with beds of muscovite metasandstone and phyllite.

This rock type is generally light-yellow to gray, inequigranular (Fig. 08A), ranging from 0.1 to

2.5 mm, with levels of different sizes determining the sedimentary strata (Fig. 08B). It displays

granoblastic texture, sometimes oriented, and lepidoblastic texture locally. Although it is mostly

composed of quartz, other minerals such as muscovite, epidote, opaque, sericite, apatite and zircon are

part of the accessory/alteration mineral paragenesis.

Quartz occurs as anhedral grains from 0.1 to 2.5 mm and makes up 90 to 95% of the rock.

Strong wavy extinction and subgrain formation is common in quartz (Fig. 08C) as well as serrated

12

edges (Fig. 08D). Subordinately, grain aggregates are observed with a 120º grain boundary

intersection, characterizing then a granoblastic texture; these crystals are sometimes stretched.

The muscovite, making up 4% of the rock, occurs as needles and blades up to 0.1 mm, often

oriented in aggregates and bands forming a lepidoblastic texture.

The epidote, although very unusual, makes up 3% in some rocks, and is grains up to 0.3 mm in

lenght. Sometimes, epidote occurs aligned in bands concordant with the orientation of mica.

Figure 08: CG in Serra da Esperança - Porto Murtinho (MS): photograph illustrating quartzite outcrop,

medium-to-fine grained (A); Thin section photomicrographs illustrating levels of distinct grain size

featuring relict layering (B); undulatory extinction in quartz (C); serrated and irregular quartz grain

boundaries (D). Crossed polarizers in B, C and D.

Quartz-Muscovite Schist

The quartz-muscovite schist (Fig. 09A) occurs as layers/lenses intercalated with layers of

muscovite metasandstone, quartzite and phyllite. Sometimes, it occurs as aligned and elongated ridges

trending N-S. These are inequigranular rocks, medium to fine grained, gray to yellow, and

subordinately reddish. It presents unusual concentration of muscovite, resulting in silky aspect.

This lithotype is composed essentially of quartz and muscovite, and apatite, zircon and

sometimes rutile are accessory minerals. Granoblastic texture is evident, sometimes oriented, and

lepidoblastic.

Quartz makes up 60 to 80% of the rock occurring as anhedral to subhedral grains, ranging

from 0.1 to 2.0 mm, and commonly are subgrains and elongated crystals concordant with the

orientation of mica. Some grains show straight boundaries and 120º grain boundary intersections as

well as irregular, embayed or zigzag boundaries.

Muscovite blades and needles (0.1 to 0.5 mm) makes up 15 to 30% of the total volume. It

commonly occurs aligned, characterising a lepidoblastic texture (Fig. 09B). Sometimes, forming

13

narrow bands of muscovite associated with opaque minerals. Its occurrence as fibro-radiated

aggregates is common and, more rarely, as mica-fish and kink-band (Fig. 09C and D).

Figure 09: CG Serra da Esperança region – Porto Murtinho (MS): outcrop photograph illustrating

quartz-muscovite schist medium- to fine-grained, gray (A); Thin section photomicrographs illustrating

oriented muscovite characterizing lepidoblastic texture (B); muscovite fish (C) and kink band in

muscovite (D). Parallel polarizers in B and crossed polarizers in C and D.

Phyllite

The phyllite is the upper part of this sequence. It occurs on areas of flat terrane, but can also be

found in thinner-beds intercalated with muscovite metasandstone and quartzite on ridges and

mountains. This bed is composed of inequigranular rocks, very fine to fine, sometimes presenting

locally aphanitic matrix, reddish to greenish (Fig. 10A).

It is composed of very fine-grained quartz-feldspathic matrix (Fig. 10B), containing also

muscovite, chlorite, biotite and clay minerals; where quartz clasts and apatite stand out, zircon and

monazite make up the accessory mineral paragenesis. The identification and description of the matrix

is difficult due to the crystal size. The clasts are anhedral quartz and sometimes stretched (Fig. 09B),

ranging from 0.1 to 0.4 mm, making up 10 to 20% of the rock. Commonly, it displays polygonal

aggregates of quartz, marking a granoblastic texture within some lenses/thin layers, but the

lepidoblastic texture dominates throughout the rock. This level variation of quartz-feldspathic and

phyllosilicates, as a consequence of the varying amount of quartz/feldspar, clay minerals, biotite,

muscovite and chlorite, runs parallel to the orientation of mica and probably results in the formation of

thin layers showing imbrication sometimes. The crenulation cleavage, 2 mm-spaced, (Fig. 10C and D)

is a result of the first two deformation phases imposed on this lithotype.

14

Figure 10: CG in Serra da Esperança region – Porto Murtinho (MS): photograph illustrating

macroscopic aspects of phyllites (A); thin section photomicrographs illustrating stretched quartz grains

embedded in a quartz-feldspar matrix (B); crenulation cleavage (C and D). Parallel polarizers in B and

C; and crossed polarizers in D.

STRUCTURAL FRAMEWORK

The tectonic, mineral paragenesis and lineament analysis from satellite images allowed to

distinguish two structural domains (Fig. 03), both with three phases of deformation, called F1, F2 and

F3, described below in chronological order. The structures generated in each event are found in all

lithologies throughout the sequence and, sometimes due to rheological differences, may behave as

fracture patterns or foliation.

For the structural analysis, the concept of deformation phases is adopted according to the

concepts by Sá & Hackspacher (1982), and foliation and lineation concepts according to Passchier &

Trouw (2005).

The structures observed in the CG supracrustal rocks are also observed in the basement,

sometimes as foliation in the effusive rocks of Serra da Bocaina, sometimes with disjunctive pattern as

in the Cerro Porã Granite (due to its rigid character), as shown in figure 04.

STRUCTURAL DOMAIN 1

First Deformation Phase (F1)

The first and main deformation phase (F1), an E-W compressive event, folded (D1) the

sedimentary layering developing tight isoclinal to recumbent folds (Richard 1971 and Ragan 1985), as

shown in Figure 11A, with sub-horizontal axes trending N-S. These folds are similar, according to the

15

classification by Van Hise (1894), due to layer thinning as distance increases from the hinge zone (Fig.

11B), best observed in quartzite beds.

In the fold axial plane (D1), a penetrative foliation (schistosity) (S1) is generated, marked by

the orientation of mica and sometimes elongated quartz crystals. Owing to the folding type and partial

transposition of primary structures (S0), micas are preferably parallel to the foliation (S1) with an

attitude of 97/44, as shown in Figure 12.

Figure 11: CG in Serra da Esperança region – Porto Murtinho (MS): tight isoclinal fold from layering

(S0) after deformation by F1 (A); and similar fold hinge D1 characterized by thickening in the hinge

zone (B).

On the western edge of the Aquidabã and Cerro Porã granitoids, as in the granitoid

surrounding Serra Verde, the rocks from this metasedimentary sequence are a tectonic contact caused

by thrusting with development of shear zones, sometimes mylonitized and verging towards W (Fig. 03

and 04).

It is possible to distinguish features from quartz crystals that indicate static recrystallization,

such as straight boundaries and polygonal shape (FIG. 08D) as well as dynamic recrystallization due

to subgrain formation (Fig. 08C), deformation lamellae, mineral stretching, sometimes indicating grain

boundary migration through embayment (Fig. 06C), irregular and zigzag boundaries. Micas, which

sometimes displays kink band and mica-fish (Fig. 09C and D), indicate generation during dynamic

deformation process.

The coexistence of muscovite, biotite, chlorite and sericite in the foliation S1 indicates that the

rocks of the Campanario Group (CG) underwent low-grade metamorphic conditions (M1), in the

biotite zone of the greenschist facies.

Second Deformation Phase (F2)

Both the volcanic basement rocks and CG metasediments display secondary structures

developed in the second deformation phase (F2), refolding pre-existing structures (S0 and S1)

belonging to open folds (D2) with axes slightly dipping towards the NW or SE, and non-penetrative

foliation type (slaty cleavage) (S2). No tectonic structures clearly related to this deformation phase are

observed in granites of the Alumiador Intrusive Suite.

D2 folds occur locally and are characterized by foliation S1 and layering S0; these are open to

gentle folds, usually cylindrical, with subvertical axial plane, and dipping around 85° NW. The hinge

line and axis of these structures are slightly dipping, varying from 5° to 15° NE. The fold axial plane

(D2) shows a foliation (S2) (crenulation cleavage type), marked by the orientation of mica, having an

attitude of 257/82 (Fig. 12). The pre-existing mineral paragenesis is not modified by this deformation

phase; however it is recorded by all rock types, mainly phyllites, where the planar arrangement of

grains favours the observation of this structure type (Fig. 10C and D).

16

Figure 12: CG in Serra da Esperança region – Porto Murtinho (MS): relations between outcrop

structures and their stereograms showing a maximum concentration of S1 at 97/44; second generation

(S2) at 257/82; and S3 foliation at 158/82.

Third Deformation Phase (F3)

The last and most subtle deformation phase (F3) generated spaced crenulation throughout the

rock package, oriented around 158, steeply to moderately dipping about 82° (Fig. 12). This structure is

difficult to visualize, mainly due to the brittle behaviour of quartzite, resulting in fracture patterns. As

for the previous deformation phase, no metamorphic paragenesis is generated by F3.

STRUCTURAL DOMAIN 2

The central portion of the package from the mapping area, between the Cerro Porã e Carandá

granites, is reversed behaving as a distinct structural domain (Fig. 03). However, there is the same

number of deformation events of equal intensity and metamorphic grade for it, only changing the

attitude of the structures so that: the sedimentary structures preferably remain parallel to foliation

(schistosity) (S1) assuming orientation of 185/70, presenting recumbent folds (D1) with E-W trending

subvertical axis; crenulation cleavage (S2) shows attitude of 180/20 with NE-SW trending axis; the

last deformation phase (F3), which developed an incipient foliation (S3), is represented by crenulation

cleavage with preferred attitude of 80/85.

U-Pb GEOCHRONOLOGY (DETRITAL ZIRCON)

Zircons were initially treated in the Sample Preparation Laboratory in the Department of

Mineral Resources (DRM) at Federal University of Mato Grosso (UFMT) and gravimetric separation

using high-density liquid (Bromoform - 2.89 g/cm3) was held in the Intermediate Sample Preparation

Laboratory of the Geochronos Network (DRM/UFMT). The detrital grains were sent to the

Geochronological Research Center (CPGeo/IGc/USP) for U-Pb analysis by Laser Ablasion Multi

17

Collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (LA-MC-ICP-MS). The crystals to be

analysed were added to epoxy resin and taken to laser ablation using a 29 µm beam diameter, a pulse

frequency between 5 Hz and 100, and a power between 0 and 20 mJ. At NEPTUNE machine (Thermo

Scientific), ionization was performed according to these parameters: Radio frequency power 1200 W,

cooling gas at 15 L/min, auxiliary gas at 0.70 L/min, gas flow into the sample at 0, 75 L/min, and

position detectors at 202

Hg = IC3, 204

Hg + 204

Pb = IC4, 206

Pb = L4, 207

Pb = IC6, 208

Pb = L3, 232

Th = H2, 238

U = H4, with ages calculated using the international standard GJ (Elholou et al. 2006). Most of the

specific analytical procedures for the U-Pb LA-MC-ICP-MS method can be found in Chemale et al.

(2009).

Two samples were selected to extract zircon grains from RC-32A (457099, 7683840 AZM)

and RC-132 (462199, 7576212 AZM), located on the west of Serra da Alegria, along the MS-382

highway, and on the west of Serra da Esperança (Fig. 03), respectively. The former consists of gray

muscovite metasandstone, medium- to fine-grained, foliated; the latter is composed of light-gray,

medium-grained massive quartzite.

The collected zircons were photographed using cathodoluminescence (Fig. 13) where sub-

rounded grains are seen, sometimes elongated, commonly fractured, zoned in the RC-32A sample; and

rounded to subangular crystals, usually elongated, fractured and zoned in the RC-132 sample.

The analysis of the muscovite metasandstone, RC-32A sample (Fig. 14A and B) shows four

age populations of zircon at 1.85, 2.0, 2.1 and 2.55 Ga, the first age belonging to the main population

group analysed in this sample. The Concordia diagram and histogram of the RC-132 sample (Fig. 14C

and D) shows three age populations at 1.74, 1.82 and 1.87 Ga, the second age group being the most

representative.

Figure 13: Cathodoluminescence images of zircon crystals from the RC-32A sample (muscovite

metasandstones) (A) and from the RC-132 samples (quartzite) (B). For both images, a 60 μm-diameter

spot was used and numbers represent the amount of analysed grains according to Tables 2 and 3.

Ar-Ar GEOCHRONOLOGY

The muscovite crystals used for analysis were previously worked in the Sample Preparation

Laboratory (DRM/ICET) at UFMT through the following procedures: sawing, crushing, grinding,

sieving and handpicking under a magnifying glass. From 16-35 grains were selected using mesh scale,

then subsequently irradiated by epithermal neutron flux using TRIGA research reactor (CLICIT) in the

OSU/Oregon (USA). After the cooling period, the sample was analysed by the step-heating method

using a solid-state laser Nd:YVO4 in the 40

Ar/39

Ar Laboratory at Geochronological Research Center

(CPGeo/IGc/USP).

The automated gas extraction system is coupled to a gas purification system with SAES-GP50

getters and ARGUS VI Multi-collector Mass Spectrometer (ThermoScientific). The isotopes with

18

mass 40 and 36 were determined simultaneously on 5 Faraday collectors to which corrections of mass

discrimination, nucleogenic interference and atmospheric contamination were applied and then

apparent ages were calculated using a factor J = 0.00418 ± 0.00002.

The MP-117 sample (460234, 7573916 AZM) collected from Serra da Esperança refers to the

quartz-muscovite schist. The analysed crystals of light-brown muscovite with a low degree of

alteration; it corresponds to the metamorphic paragenesis of the first deformation phase (F1), as shown

in Figures 08C and D. The diagram (Fig. 14E) shows an opening of the Ar-Ar system yielding a well-

defined plateau at 1287 ± 9.5 Ma calculated on three heating steps, indicating that about 70% of 39

Ar is

released. When considering analytical errors, the plateau age strictly equals the integrated age of 1284

± 8.2 Ma, calculated on all heating steps. All data are given at the 1 level. This result demonstrates

the high thermal input (about 300-350 °C) in Ectasian, which probably corresponds to the

neoformation of muscovite, or even the total recrystallization of detrital grains since the age spectra

shows negligible amounts of excess Ar (later incorporated or inherited). The analytical data are shown

in Table 4.

Figure 14: CG in Serra da Esperança region – Porto Murtinho (MS): results of U-Pb (LA-ICP-MS)

zircon geochronological analysis from the RC-32A (muscovite metasandstones) shown in the

Concordia diagram (A) and histogram (B); Concordia diagram (C) and histogram (D) related to

detrital zircon ages from the RC-132 sample (quartzite); and (E) Ar-Ar diagram of muscovite analysis

from the MP-117 sample (quartz-muscovite schist).

19

CONCLUSIONS AND DISCUSSION

This sequence consists of basal oligomictic metaparaconglomerates, followed by sublithic

metasandstone, displaying a gradational contact with the overlying muscovite metasandstone bed

which occurs intercalated with quartzite; sometimes with lens/thin layers of quartz-muscovite schist,

and phyllites on the top. This assembly of rock types indicates an essentially siliciclastic basin,

probably intracontinental.

Table 2: Analytical data obtained from U-Pb (LA-MP-ICP-MS) detrital zircon analysis from the CG

quartzite in the region of Serra da Esperança.

Sample U

(ppm)

Th

(ppm)

Th/

U

Isotopic Radios Aparent Ages (Ma)

207Pb

235U

±

(%)

206Pb

238U

±

(%) Coef

Corr

207Pb

206Pb

±

(%)

206Pb 238U

±

(%)

206Pb 207Pb

±

(%)

RC

32

A

34.1 117,10 161,40 0,72 4,8516 2,91 0,3155 1,58 0,88 0,1115 2,33 1,768 1,41 1,824 2,30

18.1 111,00 126,80 1,14 4,8242 2,94 0,3177 1,29 0,97 0,1101 2,72 1,778 1,25 1,802 2,72

15.1 268,90 508,70 1,89 4,8853 2,30 0,3192 1,10 0,91 0,1110 1,98 1,786 0,95 1,816 1,93

31.1 83,70 109,40 1,31 4,9542 3,33 0,3219 1,74 0,87 0,1116 2,78 1,799 1,50 1,826 2,79

14.1 106,80 112,00 1,05 4,9295 2,79 0,3228 1,24 0,01 0,1107 2,53 1,804 1,11 1,812 2,59

25.1 103,30 151,50 1,47 5,0200 2,64 0,3233 1,14 0,73 0,1126 2,22 1,806 1,00 1,842 2,17

39.1 132,00 98,10 0,74 5,0116 2,86 0,3258 1,56 0,65 0,1115 2,24 1,818 1,37 1,825 2,19

16.1 45,90 45,50 0,99 4,9863 3,96 0,3269 1,62 0,71 0,1106 3,89 1,823 1,43 1,810 3,87

30.1 535,10 570,20 1,07 5,0699 2,20 0,3276 1,40 0,64 0,1123 1,51 1,827 1,20 1,836 1,47

12.1 151,20 130,80 0,87 5,1201 2,33 0,3292 1,55 0,33 0,1128 1,77 1,834 1,36 1,845 1,73

22.1 93,70 80,80 0,86 5,0849 2,92 0,3297 1,30 0,55 0,1118 2,68 1,837 1,14 1,830 2,68

35.1 92,80 81,60 0,88 5,2352 3,35 0,3309 1,72 0,52 0,1148 2,87 1,843 1,52 1,876 2,72

4.1 67,60 67,70 1,00 5,1759 3,15 0,3315 1,87 0,42 0,1133 2,74 1,845 1,63 1,852 2,70

13.1 52,30 47,30 0,90 5,2709 3,14 0,3317 1,87 0,15 0,1152 2,78 1,847 1,62 1,884 2,71

19.1 44,10 49,20 1,11 5,0241 4,13 0,3322 1,65 0,26 0,1097 4,01 1,849 1,46 1,794 4,07

37.1 61,30 60,40 0,98 5,2057 3,96 0,3322 1,90 0,76 0,1137 3,78 1,849 1,68 1,859 3,60

23.1 413,60 463,20 1,12 5,1809 1,99 0,3332 0,99 0,94 0,1128 1,59 1,854 0,86 1,845 1,57

3.1 467,20 175,50 0,38 5,2505 1,96 0,3341 1,41 0,98 0,1140 1,31 1,858 1,24 1,864 1,29

29.1 307,20 145,30 0,47 5,2437 2,54 0,3360 1,49 0,93 0,1132 1,94 1,867 1,28 1,851 1,89

5.1 193,50 172,60 0,89 5,2472 2,26 0,3363 1,55 0,89 0,1132 1,68 1,869 1,34 1,851 1,67

36.1 118,80 111,40 0,94 5,331 2,86 0,3372 1,60 0,39 0,1147 2,27 1,873 1,39 1,875 2,19

8.1 86,20 87,50 1,01 5,2417 2,75 0,3383 1,71 0,68 0,1124 2,31 1,878 1,49 1,838 2,23

38.1 194,30 152,20 0,78 5,3185 2,59 0,3382 1,51 0,74 0,1141 1,93 1,878 1,33 1,865 1,88

Currently, this package is poly-deformed and metamorphosed by three compressive

deformation phases. The first (F1) caused folding (D1) and partial transposition of sedimentary

layering (S0), concordant with the same orientation of foliation S1. These folds (D1) are tight, isoclinal

to recumbent, with a sub-horizontal axis trending N-S. F1 also developed a foliation (S1) in the axial-

plane with an attitude of 97/44. It is observed paragenesis marked by the co-existence of muscovite,

biotite, sericite and chlorite, indicating metamorphism to the biotite zone, greenschist facies. The

second phase (F2) caused refolding of layering and folds from the first deformation phase, resulting in

crenulation cleavage (S2) with a preferred attitude of 257/82, marked by the orientation of mica,

particularly in phyllites, and the third deformation phase (F3) resulted in subtle crenulation (S3) with

attitude of 158/82. Probably, the reversed attitudes of the structures found in the rocks between the

Cerro Porã and Carandá granites (Fig. 02) are the result of thrusting which uplifted the metasediments

above the batholiths.

The structures observed in the rocks of the Campanario Group (CG) are corresponding to

those described by Brittes et al. (2013) and Plens et al. (2013) for the rocks of Serra da Bocaina and

Cerro Porã Granite, respectively, as well as those discussed by Ruiz et al. (2014) on the gneisses of the

Rio Apa Complex, indicating that both the basement and cover behaved similarly to the superimposed

deformation events, featuring a thick-skinned deformation.

The geochronological data U-Pb LA-ICP-MS indicate that zircons crystallized around 1.8 Ga

were the main contribution to the basin, corresponding to the crystallization of granitoids of the

Alumiador Intrusive Suite and volcanic rocks of the Serra da Bocaina, as pointed out by Araújo et al.

(1982), Godoi & Martins (1999), Cordani et al. (2010), Plens et al. (2013) and Brittes et al. (2013).

20

Some grains aged around 1.95-2.0 Ga indicate contribution from gneisses of the Rio Apa Complex.

The younger grains analysed are aged around 1.7 Ga, interpreted as a maximum sedimentation age for

the basin. Unexpectedly, a Neoarchean age of 2.55 Ga was found, which may represent zircon

inherited from granitoids or another unit not yet mapped in the southern portion of the Amazon Craton

(AC).

Table 3: Analytical data obtained from analysis U-Pb LA-MP-ICP-MS of detrital zircons from

muscovite metasandstones of the CG in Serra da Esperança region.

Muscovite crystals shown above yielded a regular plateau with an age of 1.28 Ga attributed to

closure of the Ar system. This age is related to the first deformation phase (F1), which is about a

metamorphic event correlated with the San Ignacio Orogeny, initially described by Litherland et al.

(1986) in the SW AC; age which was also analysed from basement rocks of the Rio Apa Terrane by

Cordani et al. (2010) and Ruiz et al. (2014), among others.

Sample U

(ppm) Th

(ppm)

Th/

U

Isotopic Radios Aparent Ages (Ma)

207Pb

235U

±

(%)

206Pb

238U

±

(%) Coef

Corr

207Pb

206Pb

±

(%)

206Pb 238U

±

(%)

206Pb 207Pb

±

(%)

RC

132

49.1 481,60 230,80 0,48 4,9163 2,26 0,3178 1,73 0,95 0,1122 1,34 1,779 1,52 1,835 1,31

54.1 269,10 458,10 1,70 4,8035 2,12 0,3184 1,51 0,80 0,1094 1,74 1,782 1,29 1,790 1,79

1.1 94,60 39,30 0,42 4,8363 2,83 0,3191 1,50 0,76 0,1099 2,64 1,785 1,29 1,798 2,67

47.1 169,50 199,90 1,18 4,8262 2,53 0,3194 1,82 0,26 0,1096 1,64 1,787 1,57 1,793 1,67

48.1 535,20 472,10 0,88 4,8400 2,11 0,3161 1,65 0,99 0,1111 1,26 1,771 1,46 1,817 1,27

38.1 687,70 340,30 0,50 4,9031 3,00 0,3177 2,52 0,99 0,1119 1,43 1,779 2,19 1,831 1,37

3.1 205,40 183,80 0,90 4,8774 2,21 0,3196 1,22 0,93 0,1107 1,90 1,788 1,06 1,811 1,93

43.1 65,00 49,90 0,77 4,8485 3,20 0,3195 2,07 0,65 0,1100 2,36 1,788 1,79 1,800 2,5

56.1 295,00 573,20 1,94 4,8567 2,05 0,3211 1,46 0,58 0,1097 1,73 1,795 1,28 1,794 1,78

51.1 346,30 819,70 2,37 4,8813 2,26 0,3213 1,71 0,99 0,1102 1,36 1,796 1,50 1,803 1,39

8.1 346,50 251,10 0,72 4,8488 1,98 0,3218 1,12 0,51 0,1093 1,65 1,798 1,00 1,788 1,68

10.1 287,70 137,70 0,48 4,8627 2,05 0,3219 1,15 0,94 0,1096 1,73 1,799 1,00 1,792 1,79

57.1 220,90 181,70 0,82 4,9016 2,17 0,3235 1,55 0,81 0,1099 1,90 1,807 1,33 1,798 1,89

11.1 95,00 67,90 0,71 4,8732 2,83 0,3239 1,48 0,26 0,1091 2,66 1,809 1,27 1,785 2,75

29.1 467,10 1141,50 2,44 4,9762 3,23 0,3246 2,68 0,99 0,1112 1,53 1,812 2,32 1,819 1,54

2.1 505,60 361,10 0,71 4,9029 1,84 0,3248 1,08 0,96 0,1095 1,55 1,813 0,94 1,791 1,56

23.1 177,00 165,10 0,93 4,9551 3,24 0,3258 2,42 0,86 0,1103 2,09 1,818 2,09 1,805 2,11

41.1 387,70 254,20 0,66 4,9814 2,24 0,3264 1,69 0,94 0,1107 1,36 1,821 1,48 1,811 1,38

39.1 57,70 189,40 3,28 5,0127 3,96 0,3268 2,36 0,34 0,1112 3,15 1,823 2,03 1,820 3,30

60.1 139,80 221,50 1,59 4,9755 2,35 0,3270 1,65 0,90 0,1103 2,09 1,824 1,43 1,805 2,11

35.1 102,80 114,60 1,12 4,9749 3,82 0,3274 2,93 0,83 0,1102 2,27 1,826 2,57 1,803 2,38

63.1 179,70 163,80 0,91 4,9857 2,20 0,3278 1,56 0,86 0,1103 1,90 1,828 1,37 1,804 1,94

17.1 280,90 223,90 0,80 4,9776 2,91 0,3288 2,25 0,26 0,1098 1,73 1,833 1,96 1,796 1,73

21.1 65,10 77,40 1,19 5,0035 3,87 0,3288 2,74 0,70 0,1104 2,99 1,833 2,35 1,806 2,99

52.1 399,40 224,90 0,56 5,0081 2,00 0,3292 1,43 0,01 0,1103 1,63 1,834 1,25 1,805 1,66

26.1 253,20 234,90 0,93 5,0420 3,28 0,3294 2,67 0,65 0,1110 1,62 1,835 2,34 1,816 1,60

46.1 46,20 36,40 0,79 5,0449 3,06 0,3300 1,97 0,88 0,1109 2,34 1,838 1,74 1,814 2,32

33.1 408,30 310,70 0,76 5,0700 3,17 0,3306 2,63 0,95 0,1112 1,44 1,841 2,28 1,820 1,48

36.1 576,60 474,30 0,82 5,1054 3,09 0,3305 2,60 0,93 0,1120 1,34 1,841 2,28 1,833 1,36

4.1 318,90 319,00 1,00 5,0545 1,94 0,3307 1,12 0,99 0,1109 1,62 1,842 0,98 1,814 1,65

16.1 301,80 282,00 0,93 5,0525 2,93 0,3308 2,27 0,93 0,1108 1,71 1,842 1,95 1,812 1,71

21.2 67,30 71,90 1,07 5,0145 4,18 0,3306 2,90 0,64 0,1100 3,36 1,842 2,50 1,799 3,50

20.1 195,20 147,00 0,75 5,0102 3,03 0,3320 2,32 0,92 0,1094 1,83 1,848 2,00 1,790 1,84

25.1 345,70 238,80 0,69 5,0947 2,85 0,3320 2,23 0,97 0,1113 1,62 1,848 1,95 1,821 1,65

14.1 232,40 334,00 1,44 5,0782 3,03 0,3348 2,33 0,89 0,1100 1,82 1,861 1,99 1,800 1,83

45.1 199,30 730,30 3,67 5,1791 2,65 0,3369 1,84 0,98 0,1115 1,79 1,872 160 1,824 1,81

53.1 138,00 118,30 0,86 5,1568 2,29 0,3369 1,60 0,90 0,1110 2,07 1,872 1,39 1,816 2,04

12.1 151,00 90,00 0,60 5,3460 2,28 0,3378 1,27 0,67 0,1148 2,00 1,876 1,12 1,876 1,92

19.1 328,20 240,80 0,73 5,1486 2,85 0,3389 2,24 0,90 0,1102 1,63 1,881 1,91 1,803 1,61

34.1 204,50 167,70 0,82 5,2984 3,41 0,3395 2,77 0,72 0,1132 1,77 1,884 2,39 1,851 1,73

15.1 192,90 133,30 0,69 5,2826 3,09 0,3407 2,35 0,92 0,1125 1,96 1,890 2,06 1,840 1,96

21

Figure 15: Hierarchical scheme of the geochronological events affecting the CG rocks in Serra da

Esperança region - Porto Murtinho (MS).

Here, the denomination CG is suggested to the Mesoproterozoic metasedimentary rocks,

formed between 1.7-1.3 Ga (Fig. 15), never yet mapped in Brazil, following this paper description,

neither belonging to the Urucum Formation (Correia Filho et al. 1981 and Araújo et al. 1982) nor to

the same package described by Lacerda Filho et al. (2006) in the region of Serra do Amolar near the

municipality of Corumbá (MS). As shown in the comparative table (Table 1), probably there is a

chronocorrelation to the San Luis Group described by Wiens et al. (1984) in Paraguay.

Although there is no sufficient isotopic data, it is noteworthy that the probable deposition ages

found here for this basin are consistent with the ages found by Geraldes et al. (2014) as shown in

Figure 01, indicating the deposition of a basin older than 1.3 Ga on the east from where

Sunsás/Amolar/Aguapeí Groups occurs, and there may be a temporal relationship between the

deposition of these rocks.

ACKNOWLEDGEMENT

Thanks to financial support from FAPESP (project 2011/50887-6) and CNPq (project

479779/2011-2).

22

Table 4: Ar-Ar analytical data of muscovites from quartz-muscovite schist of the CG in Serra da Esperança.

REFERENCES

Almeida, F., F., M. 1945. Geologia do sudoeste matogrossense. Departamento

Nacional de Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineração, Boletim

116. 118p. Rio de Janeiro.

Almeida, F., F., M.; Hasui, Y.; Brito Neves, B., B. 1976. The Upper

Precambrian of South America. Boletim. Instituto de Geociências US. São

Paulo, v. 7, p. 45-80.

Araújo, H., J., T.; Santos Neto, A.; Trindade, C. A. H.; Pinto, J. C. de A.;

Montalvão, R., M., G.; Dourado, T., D., C.; Palmeira, R., C., B.; Tassinari, C.,

C., G. 1982. Folha SF. 21 – Campo Grande. Projeto RADAMBRASIL;

Geologia. Rio de Janeiro, Min. das Minas e Energia; Secretaria Geral. v. 28,

p.23-109.

Brittes, A., F., N.; Sousa, M., Z., A.; Ruiz, A., S.; Batata, M., E., F.; Lafon, J.,

M.; Plens, D., P. 2013. Geology, petrology and geochronology (Pb-Pb) of the

Serra da Bocaina Formation: evidence of an Orosirian Amoguijá Magmatic

Arc in the Rio Apa Terrane, south of the Amazonian Craton. Revista

Brasileira de Geociências, v.43, p.48-69.

Brittes, A., F., N. 2014. Petrografia, Geoquímica e Geocronologia (U-Pb e

Sm-Nd) do Arco Magmático Amoguijá: Implicações para a Evolução

Geodinâmica do Terreno Rio Apa, Sul do Cráton Amazônico. Exame de

qualificação de doutorado. Programa de Pós-Graduação em Geologia e

Geoquímica/PPGG/UFPA.

Sample Laser

(W)

36Ar

[fA] %1σ

37Ar

[fA] %1σ

38Ar

[fA] %1σ

39Ar

[fA] %1σ

40Ar

[fA] %1σ

40Ar(r)

(%)

39Ar(k)

(%) 40(r)

39(k) ±1σ

Age

(Ma)

±1σ

(Ma)

MP

-11

7

1A 0.1 0.2285 49.79 0.8744 651.45 0.1155 57.33 4.5869 1,27 997.0690 0.02 93.17 6.27 202.5445 7,8194 1109.16 32.01

1B 0.2 0.1408 80.45 -1.5803 276.15 0.4384 19.02 15.7762 0,47 4036.181 0.02 98.96 21.58 253.1504 2.4486 1305.27 8.99

1C 0.3 0.3379 38.09 -11.6532 36.25 0.4600 18.74 27.1481 0.44 6785.968 0.02 98.53 37.12 246.3521 1.7812 1280.13 6.63

1D 0.4 0.2643 38.45 -11.4277 39.06 0.1570 37.02 8.5162 1.25 2173.831 0.02 96.33 11.66 245.6587 4.6933 1277.55 17.50

1E 0.5 0.1516 84.35 1.0737 396.21 0.0602 127.99 2.6114 4.61 605.7520 0.04 92.54 3.57 214.7258 17.656 1158.34 70.33

1F 0.6 0.4804 20.64 18.8733 24.84 0.3435 36.66 2.2083 4.21 604.0181 0.03 76.51 3.00 210.5267 16.164 1141.54 64.99

1G 0.7 0.3083 19.31 1.5656 304.89 -0.0019 5940.56 5.3052 1.34 1436.216 0.02 93.60 7.25 253.4496 4.7686 1306.37 17.50

1H 0.8 0.0670 138.57 -0.9516 560.71 0.3645 17.62 2.799 2.69 749.4080 0.03 97.32 3.83 260.5178 12.130 1332.13 43.89

1I 0.9 0.2561 44.18 2.4672 99.68 0.2233 25.86 1.7185 3.92 557.7764 0.04 86.33 2.35 280.4904 22.545 1402.99 78.44

1J 1.0 0.2611 42.33 35.3766 11.84 0.2567 29.08 0.5868 10.75 175.9462 0.12 57.30 0.77 179.3407 62.051 1011.59 268.07

1K 1.1 -0.0407 273.18 11.8558 34.80 -0.0621 139.04 0.3628 26.31 159.6796 0.11 108.19 0.48 487.2961 161.2 2008.74 401.24

1L 1.2 0.1725 41.88 -5.098 91.32 0.0762 156.10 2.0434 3.37 648.6880 0.03 91.99 2.80 291.4990 14.399 1440.89 49.06

23

Cabrera, R., F.; Ruiz, A. S.; Alkimin, F. F. de; Santos, G. dos; Lacerda-Filho, J. V. de. 2013. Grupo

Ypacaraí: uma nova unidade metassedimentar siliciclástica no sul do Cráton Amazônico – Terreno

Rio Apa?. XIII Simpósio de Geologia da Amazônia. Anais, Belém – PA, 2013.

Chemale, F., Jr.; Kawashita, K.; Dussin, I., A.; Avila, J., N.; Justino, D.; Bertotti, A. 2012. U-Pb

zircon in situ dating with LA-MC-ICP-MS using a mixed detector configuration. Anais da Academia

Brasileira de Ciências, vol. 84, nº 2, Rio de Janeiro.

Cordani, U., G.; Tassinari, C., C., G.; Teixeira, W.; Basei, M., A., S.; Kawasita, K. 1979. Evolução

Tectônica da Amazônia com base nos dados geocronológicos. In: Congresso Geológico Chileno, 2,

Chile. Atas, p.137-48.

Cordani, U., G.; Teixeira, W.; Tassinari, C., C., G.; And Ruiz, A., S. 2010. The Rio Apa Craton in

Mato Grosso do Sul (Brazil) and Northern Paraguay: Geochronological Evolution, Correlations and

Tectonic Implications for Rodinia and Gondwana. American Journal of Science, 310:1-43 Côrrea, J.,

A.; Neto, C.; Correia Filho, F., C., L.; Scislewski, G.; Cavallon, L.; Cerqueira, N., L., S.; Nogueira, V.,

L. 1976. Projeto Bodoquena. Relatório Final. MME-DNPM-CONVÊNIO DNPM/CPRM,

Superintendência Regional de Goiânia.

Correia Filho, F., C., L.; Martins, E., G.; Araùjo, E., S. 1981. Projeto Rio Apa: relatório da área I.

Goiânia: CPRM, 2v. Convênio CODESUL/CPRM.

Elholou, S.; Belousova, E.; Griffin, W., L.; Peasom, N., J.; O'Reilly, S., Y. 2006. Trace element and

isotopic composition of GJ red zircon standard by laser ablation. Geochimica and Cosmochimica Acta,

70(18), 158.

Figueiredo, A., J., A.; Olivatti, O. 1974. Projeto Alto Guaporé. Goiânia, DNPM/CPRM, 173p.

(Relatório Final Integrado).

Geraldes, M., C.; Nogueira, C.; Vargas-Mattos, G.; Matos, R.; Teixeira, W.; Valencia, V.; Ruiz, J.

2014. U-Pb detrital zircon ages from the Aguapei Group (Brazil): Implications for the geological

evolution of the SW border of the Amazonian Craton. Precambrian Research.

Godoi, H., O.; Martins, E., G. Folha SF.21, Campo Grande: Escala 1:500.000. Brasília: CPRM, 1999.

Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil–PLGB.

Godoi, H., O.; Martins, E., G.; Mello, J., C., R. Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do

Brasil/PLGB: folha SE.21-Y-D – Corumbá; Folha SF.21-V-B – Aldeia Tomázia; Folha SF.21-V-D –

Porto Murtinho: escala 1:250 000. Brasília: CPRM, 1999. 88p.

Lacerda Filho, J., W.; Brito, R., S., C.; Silva, M., G.; Oliveira, C., C.; Moreton, L., C.; Martins, E., G.;

Lopes, R., C.; Lima, T., M.; Larizzatti, J., H.; Valente, C., R. 2006. Geologia e Recursos Minerais do

Estado de Mato Grosso do Sul. Programa Integração, Atualização e Difusão de Dados de Geologia do

Brasil. Convênio CPRM/SICME-MS, MME, 10-28p.

Leal, J., W., L.; Silva, G., F.; Santos, D., B.; Teixeira, W.; Lima, M., I., C; Fernandes, C., A., C.;

Pinto, A., C. Geologia. In: Brasil. DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SC.20-Porto Velho. Rio

de Janeiro, 1978. 663 p. il. Levantamento de Recursos Naturais, 16p. 20-184.

Leite, J., A., D., & Saes, G., S. 2003. Geocronologia Pb/Pb de zircões detríticos e análise estratigráfica

das coberturas sedimentares proterozóicas do sudoeste do Cráton Amazônico. Revista do Instituto de

Geociências da USP, Série Científica, 3:113-127.

Litherland, M.; Annells, R., N.; Aplleton, J., D.; Berrangé, J., P.; Bloomfield, K.; Barton, C., C., J.;

Darbyshire, D., P., F.; Fletcher, C., J., N.; HamkinS, M., P.; Klink, B., A.; Llanos, A.; Mitchell, W., I.;

24

O’Connor, F., A.; Pitfield, P., E., J.; Power, G.; Weeb, B., C. 1986 The geology and mineral resources

of the bolivian precambrian shield. Overseas Memoir, v.9, p.1-153.

Manzano, J., C.; Godoy, A., M.; Araújo, L., M., B.; Godoy, L., P. Suíte Plutônica Alumiador, Grupo

Amogujá, Maciço Rio Apa-MS. São Paulo, UNESP, Geociências, v.31, n.3, p. 351-370. 2012.

Montalvão, R., M.; Bezerra, P., E., L.; Drago, V., A.; Cunha, B., C., C. 1984 Cobertura de plataforma

da Amazônia, sua sedimentação e evolução tectônica. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 33., Rio

de Janeiro. Anais. Rio de Janeiro, SBG, p.2101-2114.

Passchier, C., W., & Trouw, R. (eds.). 2005. Micro-tectonics. 2. ed. Berlin, Springer, 289p.

Plens, D., P.; Ruiz, A., S.; Sousa, M., Z., A.; Batata, M., E., F.; Lafon, J., M.; Brittes, A., F., N. 2013.

Cerro Porã Batholith: post-orogenic A-type granite from the Amoguijá Magmatic Arc – Rio Apa

Terrane – South of the Amazonian Craton. Revista Brasileira de Geociências, v.43, 515-534.

Ragan, D., M. 1985. Structural geology: an introduction to geometrical techniques. 3. ed. New York,

John Wiley & Sons. 393p.

Richard, M., J. 1971. A Classification diagram for fold orientations. Geological Magazine, 108:23-26.

Ruiz, A., S.; Simões, L., S., A.; Brito Neves, B., B. 2005. Maciço Rio Apa: extremo meridional do

Cráton Amazônico. In: SBG: Simp. Estudos Tectônicos, 10, Curitiba, Anais, p.301–304.

Ruiz, A., S.; Sousa, M., Z., A.; Lima, G., A.; D’Agrella Filho, M., S. 2014. Ar-Ar step heating ages

from milonitic low angle shear zones rocks in the Rio Apa Terrane, south of Amazonian Craton. In: 9th

South American Symposium on Isotope Geology. Abstracts. São Paulo, 2014.

Sá, E., F., J. & Hackspacher, P., C. 1982. Revisão sobre análise estrutural,parte l - conceituação básica

e métodos. Ciências da Terra, v.5:24-36.

Santos, J., O., S.; Hartmann, L., A.; Gaudette, H., E.; Groves, D., I.; Mcnaughton, N., J.; Fletcher, I.,

R. 2000. A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field

mapping and U-Pb and Sm-Nd geochonology. Gondwana Research, v.3, n4, p.453-488.

Santos, J., O., S.; Rizzotto, G.; Hartmann, L., A.; Mcnaughton, N., J.; Fletcher, I., R. 2001. Ages of

Sedimentary Basins Related to the Sunsas and Juruena Orogenies, Southwestern Amazon Craton

Established by Zircon U-Pb Geochronology. In: Workshop on Geology of the SW Amazon Craton:

State of the Art, São Paulo, 2001. Extended Abstracts. São Paulo, IGc. p.114-119.

Silva, G., H. 1980. Geologia. In: Projeto RADAMBRASIL. Folha SC 21. Juruena. Rio de Janeiro,

MME. p.21-116 (Levantamento de Recursos Naturais, 20).

Silva, M., G.; Brito, R., S., C.; Lacerda Filho, J., V. Rochas graníticas do complexo Rio Apa e da Suíte

Amonguijá, Mato Grosso do Sul: evidências de terrenos acrescionários paleoproterozoicos, na porção

sudoeste do Cráton Amazônico. In: Simpósio de Geologia do Centro Oeste, 10,2007, Pirenópolis.

Anais. Pirenópolis: Sociedade Brasileirade Geologia, 2007. CD-ROM.

Theodorovicz, A. & Câmara, M., M. 1991. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do

Brasil/PLGB–Geologia da Região da Serra do Amolar. Folhas: Morraria do Insua, Lagoa de Mandioré

e Amolar Escala 1:100.000. Brasília, DNPM/CPRM, 1991.

Van Hise, C., R. 1894. Character of folds in the Marquette Iron Disctrit. Am. Assoc. Advanc. Sci.

Proc., 42:171pp.

Wiens, F. 1984. El Precámbrico Paraguayo. In: Simpósio Nacional de Geologia Resumen. Asunción.

CAPÍTULO 4

CONCLUSÕES E SUGESTÕES

61

4.1 – CONSIDERAÇÕES FINAIS E SUGESTÕES

O Grupo Campanário na região sul do Rio Apa é formado por camadas de

metaparaconglomerados oligomíticos na base, metarenito com clastos, em contato gradacional

com camada de muscovita metarenito, intercalado a camadas de quartzito, por vezes com

lentes/finas camadas de quartzo-muscovita xisto, e filito no topo. Esta assembleia de litotipos

indica tratar-se de bacia essencialmente siliciclástica, provavelmente intracontinental.

Foram identificados três episódios deformacionais de caráter compressivo. O primeiro

(F1) gerou o dobramento (D1) e transposição parcial a total do acamamento sedimentar (S0),

que passou a adotar a mesma orientação da foliação S1. Estas dobras (D1) são apertadas,

isoclinais a recumbentes, de eixo preferencialmente N-S sub-horizontal. Neste evento gerou-

se xistosidade (S1) de atitude 97/44 e ainda paragênese marcada pela coexistência de

muscovita, biotita, sericita e clorita, indicando metamorfismo da fácies xisto verde, não

ultrapassando a zona da biotita. A segunda fase (F2) causou redobramento do acamamento e

dobramento das estruturas da primeira fase, marcado por clivagem de crenulação (S2) de

atitude preferencial 257/82, definida pela orientação das micas, principalmente nos filitos, e

uma terceira fase (F3) que resulta em crenulação tênue (S3) de atitude 158/82. A inversão das

atitudes das estruturas encontradas nas rochas entre os granitos Cerro Porã e Carandá (Fig. 02)

provavelmente sejam resultado do anteparo exercido pelos granitoides durante o

cavalgamento (F1) que alçou as rochas metassedimentares sobre os batólitos.

O arcabouço tectônico descrito neste trabalho para as rochas do Grupo Campanário

são semelhantes às descritas por Brittes et al. (2013) e Plens et al. (2013) nas rochas da

Formação Serra da Bocaina e no Granito Cerro Porã, respectivamente, assim como as

discutidas por Ruiz et al. (2014) nos gnaisses do Complexo Rio Apa, indicando que a

deformação afetou tanto o embasamento como a cobertura, comportando-se como uma

deformação tipo thick skin.

Os dados geocronológicos U-Pb LA-ICP-MS indicam que a principal contribuição da

bacia foi de zircões formados em torno de 1.8 Ga, que conforme elencado por Araújo et al.

(1982), Godoi & Martins (1999), Cordani et al. (2010), Plens et al. (2013) e Brittes et al.

(2013) corresponde à cristalização dos granitoides da Suíte Intrusiva Alumiador e vulcânicas

da Formação Serra da Bocaina. Alguns grãos com idade em torno de 1.95–2.0 Ga indicam

contribuições dos gnaisses do Complexo Rio Apa. Os grãos mais jovens analisados apresenta

idade em torno de 1.7 Ga, interpretada como idade máxima de sedimentação da bacia. Foi

encontrado um grão de zircão de idade neoarqueana, em torno de 2.55 Ga, que pode

62

representar herança dos granitoides ou alguma outra unidade ainda não cartografada na região

sul do Cráton Amazônico.

Apesar de ainda preliminares, dados U-Pb LA-ICP-MS de Geraldes et al. (2014)

indicados na figura 04 indicam a deposição de uma bacia mais antiga que 1.3 Ga em regiões

mais a oeste do Grupo Sunsás/Amolar/Aguapeí, o que aparentemente indica possível

correlação temporal entre estas rochas e o Grupo Campanário.

Os cristais de muscovita analisados demonstram platô estável em 1.28 Ga para o

fechamento do sistema Ar-Ar. Esta idade refere-se à primeira fase de deformação (F1),

tratando-se de evento metamórfico correlato à orogenia San Ignácio, descrita inicialmente por

Litherland et al. (1986) no SW do CA, idade que também foi observada por Cordani et al.

(2010) e Ruiz et al. (2014), entre outros, em rochas do embasamento do Terreno Rio Apa.

Sugere-se a denominação de Grupo Campanário para o conjunto de rochas

metassedimentares mesoproterozoicas, formada entre 1.7–1.3 Ga (Fig. 15), ainda não

cartografada no Brasil. Como descrito neste trabalho, não se trata da Formação Urucum

(Correia Filho et al. 1981 e Araújo et al. 1982), nem tão pouco do mesmo pacote de rochas

descrito na região da Serra do Amolar, próximo ao município de Corumbá (MS), por Lacerda

Filho et al. (2006), conforme quadro comparativo (Tabela 1), sugerindo-se provavel

cronocorrelação com o Grupo San Luis, descrita por Wiens et al. (1984) no Paraguai.

O autor da presente dissertação ainda sugere que as pesquisas científicas sejam

intensificadas, principalmente na região do Paraguai, onde estas rochas foram originalmente

cartografadas e sua exposição é mais abundante do que em território brasileiro. Sugere-se

também mais análises U-Pb em zircões detríticos, com a finalidade de se determinar as

unidades/formações que serviram de fonte para estes sedimentos.

CAPÍTULO 5

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

64

5.1 – REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Almeida, F., F., M. 1945. Geologia do sudoeste matogrossense. Departamento

Nacional de Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineração, Boletim 116. 118p. Rio de

Janeiro.

Almeida, F., F., M.; Hasui, Y.; Brito Neves, B., B. 1976. The Upper Precambrian of

South America. Boletim. Instituto de Geociências US. São Paulo, v. 7, p. 45-80.

Amaral, G. 1974. Geologia Pré Cambriana da Região Amazônica. Tese de Doutorado,

IGC, Universidade de São Paulo, 212 p.

Araújo, H., J., T.; Santos Neto, A.; Trindade, C. A. H.; Pinto, J. C. de A.; Montalvão,

R., M., G.; Dourado, T., D., C.; Palmeira, R., C., B.; Tassinari, C., C., G. 1982. Folha SF. 21 –

Campo Grande. Projeto RADAMBRASIL; Geologia. Rio de Janeiro, Min. das Minas e

Energia; Secretaria Geral. v. 28, p.23-109.

Brittes A. F. N., Plens D. P., Ruiz A. S., Sousa M. Z. A., Batata M. E. F. 2011.

Caracterização Estrutural e Metamórfica da Formação Serra da Bocaina e do Granito Carandá

– Terreno Rio Apa – Sul do Cráton Amazônico – Porto Murtinho (MS). In: XIII Simp. Nac.

de Estudos Tectônicos, 1, p. 33-36.

Brittes A. F. N., Sousa M. Z. A., Ruiz A. S., Batata M. E. F., Plens D. P. 2011.

Petrografia e Geoquímica da Formação Serra da Bocaina – Terreno Rio Apa – Sul do Cráton

Amazônico – Porto Murtinho – MS. In: V Simp. Vulcanismo e Ambientes Associados.

Brittes A. F. N., Sousa M. Z. A., Ruiz A. S., Batata M. E. F., Plens D. P. 2011.

Petrografia, Estrutural e Geoquímica da Formação Serra da Bocaina do Arco Magmático

Amonguijá – Terreno Rio Apa (MS). In: 12° Simpósio de Geologia da Amazônia.

Cordani, U, G.; Teixeira, W.; Tassinari, C. C. G.; and Ruiz, A. S.; 2010, The Rio Apa Craton

in Mato Grosso do Sul (Brazil) and Northern Paraguay: Geochronological Evolution,

Correlations and Tectonic Implications for Rodinia and Gondwana. American Journal of

Science, 310:1-43.

Brittes, A., F., N.; Sousa, M., Z., A.; Ruiz, A., S.; Batata, M., E., F.; Lafon, J., M.;

Plens, D., P. 2013. Geology, petrology and geochronology (Pb-Pb) of the Serra da Bocaina

Formation: evidence of an Orosirian Amoguijá Magmatic Arc in the Rio Apa Terrane, south

of the Amazonian Craton. Revista Brasileira de Geociências, v.43, p.48-69.

Brittes, A., F., N. 2014. Petrografia, Geoquímica e Geocronologia (U-Pb e Sm-Nd) do

Arco Magmático Amoguijá: Implicações para a Evolução Geodinâmica do Terreno Rio Apa,

Sul do Cráton Amazônico. Exame de qualificação de doutorado. Programa de Pós-Graduação

em Geologia e Geoquímica/PPGG/UFPA.

65

Chemale, F., Jr.; Kawashita, K.; Dussin, I., A.; Avila, J., N.; Justino, D.; Bertotti, A.

2012. U-Pb zircon in situ dating with LA-MC-ICP-MS using a mixed detector configuration.

Anais da Academia Brasileira de Ciências, vol. 84, nº 2, Rio de Janeiro.

Cordani, U., G.; Tassinari, C., C., G.; Teixeira, W.; Basei, M., A., S.; Kawasita, K.

1979. Evolução Tectônica da Amazônia com base nos dados geocronológicos. In: Congresso

Geológico Chileno, 2, Chile. Atas, p.137-48.

Cordani, U., G.; Teixeira, W.; Tassinari, C., C., G.; And Ruiz, A., S. 2010. The Rio

Apa Craton in Mato Grosso do Sul (Brazil) and Northern Paraguay: Geochronological

Evolution, Correlations and Tectonic Implications for Rodinia and Gondwana. American

Journal of Science, 310:1-43.

Cordani, U. G. & Brito Neves, B. B. 1982.The Geologic Evolution of South America

during the Archean and Early Proterozoic.Revista Brasileira de Geociências, 12 (1-3): 78-88.

Côrrea, J., A.; Neto, C.; Correia Filho, F., C., L.; Scislewski, G.; Cavallon, L.;

Cerqueira, N., L., S.; Nogueira, V., L. 1976. Projeto Bodoquena. Relatório Final. MME-

DNPM-CONVÊNIO DNPM/CPRM, Superintendência Regional de Goiânia.

Correia Filho, F., C., L.; Martins, E., G.; Araùjo, E., S. 1981. Projeto Rio Apa:

relatório da área I. Goiânia: CPRM, 2v. Convênio CODESUL/CPRM.

Costa, J. B. S.; Hasui, Y. (1997) Evolução geológica da Amazônia. In: Costa, M. L.;

Angélica, R. S. (coords.) Contribuições à geologia da Amazônia. Belém, SBG-NO. v.1, p. 15-

90.

Elholou, S.; Belousova, E.; Griffin, W., L.; Peasom, N., J.; O'Reilly, S., Y. 2006.

Trace element and isotopic composition of GJ red zircon standard by laser ablation.

Geochimica and Cosmochimica Acta, 70(18), 158.

Figueiredo, A., J., A.; Olivatti, O. 1974. Projeto Alto Guaporé. Goiânia,

DNPM/CPRM, 173p. (Relatório Final Integrado).

Geraldes, M., C.; Van Schmus, W., R.; Kondie, K., C.; Bell, S.; Teixeira, W.;

Babinski, M. 2001. Proterozoic geologic evolution of the SW part of the Amazonian Craton

in Mato Grosso state, Brazil. Precambrian Research, v. 111, p. 91-128.

Geraldes, M., C.; Nogueira, C.; Vargas-Mattos, G.; Matos, R.; Teixeira, W.; Valencia,

V.; Ruiz, J. 2014. U-Pb detrital zircon ages from the Aguapei Group (Brazil): Implications for

the geological evolution of the SW border of the Amazonian Craton. Precambrian Research.

Godoi, H., O.; Martins, E., G. Folha SF.21, Campo Grande: Escala 1:500.000.

Brasília: CPRM, 1999. Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil–PLGB.

Godoi, H., O.; Martins, E., G.; Mello, J., C., R. Programa de Levantamentos

Geológicos Básicos do Brasil/PLGB: folha SE.21-Y-D – Corumbá; Folha SF.21-V-B –

66

Aldeia Tomázia; Folha SF.21-V-D – Porto Murtinho: escala 1:250 000. Brasília: CPRM,

1999. 88p.

Hasui, Y.; Haralay, N. L. E.; Schobbenhaus, C. 1984. Elementos geofísicos e

geológicos da Região Amazônica: subsídios para o modelo geotectônico. Anais I Simpósio de

Geologia da Amazônia,2; 129-141, Manaus.

Lacerda Filho, J., W.; Brito, R., S., C.; Silva, M., G.; Oliveira, C., C.; Moreton, L., C.;

Martins, E., G.; Lopes, R., C.; Lima, T., M.; Larizzatti, J., H.; Valente, C., R. 2006. Geologia

e Recursos Minerais do Estado de Mato Grosso do Sul. Programa Integração, Atualização e

Difusão de Dados de Geologia do Brasil. Convênio CPRM/SICME-MS, MME, 10-28p.

Leal, J., W., L.; Silva, G., F.; Santos, D., B.; Teixeira, W.; Lima, M., I., C; Fernandes,

C., A., C.; Pinto, A., C. Geologia. In: Brasil. DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SC.20-

Porto Velho. Rio de Janeiro, 1978. 663 p. il. Levantamento de Recursos Naturais, 16p. 20-

184.

Leite, J., A., D., & Saes, G., S. 2003. Geocronologia Pb/Pb de zircões detríticos e

análise estratigráfica das coberturas sedimentares proterozóicas do sudoeste do Cráton

Amazônico. Revista do Instituto de Geociências da USP, Série Científica, 3:113-127.

Litherland, M.; Annells, R., N.; Aplleton, J., D.; Berrangé, J., P.; Bloomfield, K.;

Barton, C., C., J.; Darbyshire, D., P., F.; Fletcher, C., J., N.; HamkinS, M., P.; Klink, B., A.;

Llanos, A.; Mitchell, W., I.; O’Connor, F., A.; Pitfield, P., E., J.; Power, G.; Weeb, B., C.

1986 The geology and mineral resources of the bolivian precambrian shield. Overseas

Memoir, v.9, p.1-153.

Manzano, J., C.; Godoy, A., M.; Araújo, L., M., B.; Godoy, L., P. Suíte Plutônica

Alumiador, Grupo Amogujá, Maciço Rio Apa-MS. São Paulo, UNESP, Geociências, v.31,

n.3, p. 351-370. 2012.

Medeiros, E., L., M.; & Sousa, S., Q. 2009. Contribuição à Geologia do Estremo Sul

do Cráton Amazônico, Província Rio Apa, Mato Grosso do Sul. Trabalho de Conclusão de

Curso. Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso.

Montalvão, R., M.; Bezerra, P., E., L.; Drago, V., A.; Cunha, B., C., C. 1984

Cobertura de plataforma da Amazônia, sua sedimentação e evolução tectônica. In: Congresso

Brasileiro de Geologia, 33., Rio de Janeiro. Anais. Rio de Janeiro, SBG, p.2101-2114.

Passchier, C., W., & Trouw, R. (eds.). 2005. Micro-tectonics. 2. ed. Berlin, Springer,

289p.

Plens, D., P.; Ruiz, A., S.; Sousa, M., Z., A.; Batata, M., E., F.; Lafon, J., M.; Brittes,

A., F., N. 2013. Cerro Porã Batholith: post-orogenic A-type granite from the Amoguijá

67

Magmatic Arc – Rio Apa Terrane – South of the Amazonian Craton. Revista Brasileira de

Geociências, v.43, 515-534.

Ragan, D., M. 1985. Structural geology: an introduction to geometrical techniques. 3.

ed. New York, John Wiley & Sons. 393p.

Richard, M., J. 1971. A Classification diagram for fold orientations. Geological

Magazine, 108:23-26.

Ruiz, A., S.; Simões, L., S., A.; Brito Neves, B., B. 2005. Maciço Rio Apa: extremo

meridional do Cráton Amazônico. In: SBG: Simp. Estudos Tectônicos, 10, Curitiba, Anais,

p.301–304.

Ruiz, A., S.; Sousa, M., Z., A.; Lima, G., A.; D’Agrella Filho, M., S. 2014. Ar-Ar step

heating ages from milonitic low angle shear zones rocks in the Rio Apa Terrane, south of

Amazonian Craton. In: 9th

South American Symposium on Isotope Geology. Abstracts. São

Paulo, 2014.

Sá, E., F., J. & Hackspacher, P., C. 1982. Revisão sobre análise estrutural,parte l -

conceituação básica e métodos. Ciências da Terra, v.5:24-36.

Santos, J., O., S.; Hartmann, L., A.; Gaudette, H., E.; Groves, D., I.; Mcnaughton, N.,

J.; Fletcher, I., R. 2000. A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based

on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geochonology. Gondwana Research,

v.3, n4, p.453-488.

Santos, J., O., S.; Rizzotto, G.; Hartmann, L., A.; Mcnaughton, N., J.; Fletcher, I., R.

2001. Ages of Sedimentary Basins Related to the Sunsas and Juruena Orogenies,

Southwestern Amazon Craton Established by Zircon U-Pb Geochronology. In: Workshop on

Geology of the SW Amazon Craton: State of the Art, São Paulo, 2001. Extended Abstracts.

São Paulo, IGc. p.114-119.

Santos J. O. S.; Rizzotto G. J.; Potter P. E.; Mcnaughton N. J.; Matos R. S.; Hartmann

L. A.; Chemale Jr. F.; e Quadros M. E. S. 2008. Age and Autochthonous Evolution of The

Sunsás Orogen in the West Amazon Craton based on mapping and U-Pb Greochronology.

Precambrian Research, 165:120-152.

Silva, G., H. 1980. Geologia. In: Projeto RADAMBRASIL. Folha SC 21. Juruena.

Rio de Janeiro, MME. p.21-116 (Levantamento de Recursos Naturais, 20).

Silva, M., G.; Brito, R., S., C.; Lacerda Filho, J., V. Rochas graníticas do complexo

Rio Apa e da Suíte Amonguijá, Mato Grosso do Sul: evidências de terrenos acrescionários

paleoproterozoicos, na porção sudoeste do Cráton Amazônico. In: Simpósio de Geologia do

Centro Oeste, 10,2007, Pirenópolis. Anais. Pirenópolis: Sociedade Brasileirade Geologia,

2007. CD-ROM.

68

Tassinari, C. C. G. Estudo geocronológico pelos métodos Rb/Sr e K/Ar em rochas da

folha SE.21 Corumbá. Goiânia: RadamBrasil, 1981. 20 p. (Relatório Interno

RADAMBRASIL, 408-G).

Tassinari, C. C. G. O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil: revisão

dos dados isotópicos. 1996. 139p. Tese. (Livre-Docência)-Instituto de Geociências,

Universidade de São Paulo, São Paulo, 1996.

Tassinari, C.G.C., Macambira, M. J. B. Geochronological provinces of the Amazonian

Craton. Episodes, Beijing, v. 22, n. 3, p. 174-182, Sep. 1999.

Tassinari, C.C. G.; Bettencourt, J. S.; Geraldes, M. C.; Macambira, M. J. B.; Lafon, J.

M. The Amazonian Craton. in: Cordani U. G., Thomaz Filho A., Campos D. A. (eds.)

Tectonic evolution of South America, Rio de Janeiro-RJ, p. 41-95, 2000.

Tassinari, C.G.C., Macambira, M.J.B. 2004. A evolução tectônica do Cráton

Amazônico.

Tassinari, C.C.G.; COrdani, U.G.; Nutman, A.P.; Van Sommus, W.R.; Bettencourt,

J.S. Geochronological systematics on Basement Rocks from the Rio NegroJuruena Province

(Amazonian craton) and tectonic implications. Inter. Geol. Rev.,v.38, n.2, 1996. p.161-175.

Teixeira, W.; Akimoto, H.; Siga JR., O.; Sato, K. 1989. A evolução geocronológica

dos terrenos granítico-gnáissico migmatíticos ao sul da Faixa Canastra, sudoeste de Minas

Gerais. In: 50 Simpósio de Geologia de Minas Gerais , Belo Horizonte, SBG- MG, 10:243-

246.

Theodorovicz, A. & Câmara, M., M. 1991. Programa Levantamentos Geológicos

Básicos do Brasil/PLGB–Geologia da Região da Serra do Amolar. Folhas: Morraria do Insua,

Lagoa de Mandioré e Amolar Escala 1:100.000. Brasília, DNPM/CPRM, 1991.

Van Hise, C., R. 1894. Character of folds in the Marquette Iron Disctrit. Am. Assoc.

Advanc. Sci. Proc., 42:171pp.

Wiens, F. 1984. El Precámbrico Paraguayo. In: Simpósio Nacional de Geologia

Resumen. Asunción.