UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e...

UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA

Instituto de Geociências e Ciências Exatas

Campus de Rio Claro

EVOLUÇÃO DO MAGMATISMO DO DOMÍNIO CACHOEIRINHA:

SUÍTES INTRUSIVAS SANTA CRUZ, ALVORADA, RIO BRANCO E SALTO DO CÉU–

SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – MT.

Larissa Marques Barbosa de Araújo

Orientador: Prof. Dr. Antonio Misson Godoy (UNESP)

Co-orientadora: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa (UFMT)

Tese de Doutorado elaborado junto ao

Programa de Pós-Graduação em Geociências

-Área de Concentração em Geologia Regional,

para obtenção do Titulo de Doutor em Geologia

Rio Claro (SP)

2008

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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA

Instituto de Geociências e Ciências Exatas

Campus de Rio Claro

EVOLUÇÃO DO MAGMATISMO DO DOMÍNIO CACHOEIRINHA:

SUÍTES INTRUSIVAS SANTA CRUZ, ALVORADA, RIO BRANCO E SALTO DO CÉU–

SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – MT.

Larissa Marques Barbosa de Araújo

Orientador: Prof. Dr. Antonio Misson Godoy (UNESP)

Co-orientadora: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa (UFMT)

Tese de Doutorado elaborado junto ao

Programa de Pós-Graduação em Geociências

-Área de Concentração em Geologia Regional,

para obtenção do Titulo de Doutor em Geologia

Rio Claro (SP)

2008

558.1 Araujo, Larissa Marques Barbosa de A663e Evolução magmatismo do Domínio Cachoeirinha: suítes

intrusivas Santa Cruz, Alvorada e Rio Branco – SW do Cráton Amazônico - MT / Larissa Marques Barbosa de Araujo. – Rio Claro : [s.n.], 2008

166 f. : il., figs., gráfs., tabs., quadros, fots., mapas

Tese (doutorado) – Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas

Orientador: Antonio Misson Godoy Co-orientador: Maria Zélia Aguiar de Souza

1. Geologia - Brasil. 2. Porção sudoeste – Evolução magmática. 3. Geologia regional. 4. Geocronologia. 5. Cráton Amazônico. 6. Textura rapakivi. I. Título.

Ficha Catalográfica elaborada pela STATI – Biblioteca da UNESP

Campus de Rio Claro/SP

COMISSÃO EXAMINADORA

Prof. Dr. Antonio Misson Godoy (Orientador) IGCE/UNESP/Rio Claro

Prof. Dr. Antenor Zanardo IGCE/UNESP/Rio Claro

Prof. Dr. Marcos Aurélio Faria de Oliveira IGCE/UNESP/Rio Claro

Prof. Dr. Mauro César Geraldes UERJ – Rio de Janeiro

Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos UNICAMP – Campinas

__________________________________________________________________________ Larissa Marques Barbosa de Araujo

Rio Claro, fevereiro de 2008

Resultado: _____________________________________________________

“...Cada porta, uma escolha. Muitas vão se abrir para um nada, outras para um jardim

de promessas. Hora de tirar os difarces, aposentar as máscaras e reavaliar, reavaliar-se.

Pensar pede audácia, pois refletir é transgredir a ordem do superficial que nos esmaga.”

Lya Luft

AGRADECIMENTOS

Gostaria de agradecer primeiro a Deus por permitir ao longo de minha jornada atingisse

mais este patamar, me dando forças, fé e esperança em um futuro melhor, de modo a permitir o

término desta tese e fechamento de mais um capítulo de minha história particular.

À Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho” pela oportunidade, pela

ótima acolhida ao longo destes anos de doutoramento, que me deu toda a base necessária para a

evolução de meus trabalhos, tanto na forma de ajuda acadêmica como nos raros amigos que aqui

fiz e para sempre preservarei em meu coração. Ao CNPq pela concessão da bolsa de estudo e a

FAPESP (Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo) pela concessão do projeto de

pesquisa.

Os meus mais sinceros agradecimentos ao meu orientador Prof. Dr. Antonio Misson

Godoy, amigo verdadeiro, uma mente brilhante às vezes ofuscada pela própria simplicidade e

humildade que vem demonstrando ao longo destes anos de convivência. Obrigada pelos

kilómetros de paciência que teve que possuir para comigo, pelo estímulo constante, pela atenção

e dedicação, pelo imenso carinho, que vem me dispensando, enfim, por tudo que tem me

ensinado, por me permitir buscar superar todas as adversidades e dificuldades profissionais e

particulares, orientando de forma magistral minha vida acadêmica. Obrigado por tudo, nunca

poderei pagar o tanto que você fez e faz por mim, querido professor.

A todos os professores pela força principalmente aos amigos Antenor Zanardo, Jairo

Rueda, Norberto Morales, Maria Margarita Moreno e Marcos Aurélio Faria de Oliveira pelos

empréstimos de seus conhecimentos, amizade sincera, atenção e carinho dispensados ao longo

destes anos a mim. Aos técnicos dos laboratórios e funcionários do Departamento de Petrologia e

Metalogenia da UNESP – Campus Rio Claro, em especial aos meus amigos Isabel Isler e

Jeferson Cassu Manzano, obrigado por todo apoio logístico, profissional e pessoal.

A minha família que apesar da minha rebeldia, sempre me apoiou, incondicionalmente,

obrigada pela força, carinho e pelo amor.

Aos amigos da graduação e pós-graduação, sem distinção, pois todos de uma maneira

ou de outra me incentivaram a chegar até aqui. Agradeço a todas as pessoas que, direta ou

indiretamente, estiveram sempre ao meu lado, me apoiando, me estimulando, alegrando minha

vida, me fortalecendo nos momentos de dor e saboreando comigo minhas vitórias, quero que

todas saibam que sem elas seria impossível a finalização de mais esta etapa de minha vida.

Muito Obrigada.

RESUMO

Esta pesquisa enfoca duas áreas distintas pertencentes ao Domínio Tectônico Cachoeirinha que corresponde ao setor oriental dos terrenos pré-cambrianos do sudoeste do Cráton Amazônico em Mato Grosso, constituído pelas seguintes unidades litoestratigráficas: Complexos Metavulcano- sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas, Suíte Intrusiva Máfica- ultramáfica, Unidades Ortognáissicas, Tonalito Cabaçal, pelas suítes intrusivas Santa Cruz, Alvorada, Batólito Rio Branco, Grupo Aguapeí e Suíte Intrusiva Salto do Céu. A Área 1, representada pelas rochas granitóides da Suíte Intrusiva Santa Cruz, um batólito com direção NNW, foliado, com três fácies petrográficas principais compostas por biotita monzo a sienogranito e pela Suíte Intrusiva Alvorada, unidade intrusiva individualizada, fracamente anisotrópica composta por vários corpos de pequeno porte plugs, stocks e plutons, subcirculares a subelípiticos e composição monzo a granodiorítica. Os resultados geoquímicos para as suítes Santa Cruz e Alvorada relacionam estas, a Série Monzogranítica, cálcio- alcalina de alto a médio potássio, peraluminosas a metaluminosas sugerindo quanto ao ambiente tectônico, características sin a tardi- colisionais gerados em arco magmático. O padrão de distribuição REE, sugere a intensificação do processo de fracionamento do magma a partir da fase inicial e, possível geração de magmas contemporâneos e cogenéticos de mesmas fontes diferenciadas. A idade U-Pb para a S.I. Santa Cruz apresenta valor de 1561 ± 260 Ma. e a idade TDM sugere um sofreu fracionamento mantélico por volta de 2,0 Ga., enquanto o valor negativo de εNd(t) -0,89 a -2,75 assinalam a participação de material crustal, mais diferenciadas na formação do magma. O valor positivo de εNd(t) +3,50 indica a presença de rochas magmáticas com participação de material mantélico. A S.I. Alvorada apresenta idade de U-Pb de 1530 + 63 Ma., indicando idade modelo TDM de 1.78 a 1,93 Ga. O valor negativo de εNd(t), -1,20, indica que o material magmático sofreu contaminação crustal por volta de 1900 Ma., enquanto o valor positivo de.εNd(t), +2,25, assinala para os litotipos, a presença magma parental. Este conjunto apresenta natureza híbrida representando a fase granítica tardia, associada à evolução do Arco Magmático Cachoeirinha. A Área 2 é constituída pelo Batólito Rapakivi Rio Branco com exposição na ordem de 1.500 km2, constituído por duas suítes plutônicas principais; uma básica com litotipos meso- a melanocráticos, cor cinza a negra, equigranulares finos, exibindo variedades porfiríticas com matriz fina, estrutura maciça, de distribuição descontínua e localizada nas bordas da intrusão. Esta suíte foi redefinida e representa dois eventos básicos independentes: 1) as rochas básicas a intermediárias plutônicas caliminianas da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco (gabros a quartzo-grabros e dioritos a quartzo-dioritos) restritas principalmente à borda da Suíte Intrusiva Rio Branco e 2) os litotipos hipoabissais, diabásio e microgabro de idade toniana, encaixada nos estratos horizontais a levemente inclinados do Grupo Aguapeí e agrupados sob a designação de Suíte Intrusiva Salto do Céu na forma de grandes sills e diques que afloram às vezes abaixo da Formação Morro Cristalino, ou em patamares superiores da Formação Vale da Promissão. A segunda é representada pela suíte ácida/intermediária, constituída por granitos porfiríticos, granofíricos (com textura rapakivi), isotrópicos, de cor vermelha, com a presença de fenocristais de feldspato potássico, de até 4 cm, envoltos em matriz fina a média. A suíte ácida é composta por três fácies petrográficas: 1) monzogranitos equi-inequigranulares a

pegmatóides, 2) leuco-monzogranito vermelho rapakivi e 3) monzogranitos a quartzo-monzonitos

vermelhos escuros rapakivi. Os valores de SiO2 estão entre 67% a 73%, são peraluminosas a metaluminosas e definem um magmatismo da série cálcio-alcalina alto potássio a shoshonítica, em ambiente dos tipos I e A de caráter pós-orogênico a anorogênico. Estes processos magmáticos encontram-se relacionados ao final do evento colisional, alcançando ambientes mais estáveis de consolidação e estabilização tectônica do SW do Cráton Amazônico. A idade U-Pb para a Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco apresenta valores para a fácies iniciais do quartzo-monzonitos vermelhos escuros rapakivi 1403± 6 Ma. e a fase principal dos leuco-monzogranito vermelho rapakivi 1382±49 Ma., interpretada como sendo a idade de cristalização do magma félsico que deu origem ao granito rapakivi. A evolução magmática do Batólito Rapakivi Rio Branco sugere a geração de um magmatismo de transição entre os tipos I e A, pós-orogênico a anorogênico e sua formação a partir de dois magmas, um de natureza básico gerado por derivação mantélica e o outro, de composição ácido/intermediário, que através de processos de diferenciação magmática, geram as fácies de composições distintas e cogenéticas, não sendo reconhecidos extensos processos de hibridismo das unidades básicas e ácidas a não ser em áreas localizadas e restritas. Este evento representa intrusões tardias no ciclo magmático, relacionados ao final do evento colisional, alcançando níveis mais estáveis de consolidação e estabilização tectônica do SW do Cráton Amazônico. A Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu apresenta as rochas distribuídas no campo dos basaltos alcalinos de quimismo toleítico formados em ambiente intraplaca, caracteriza um evento extensional, provavelmente relacionados aos mecanismos de colapso orogênico associado à evolução do cinturão Orogênico Sunsás-Aguapeí.

ABSTRACT

This research deals with two distinct areas both within the Tectonic Domain of Cachoeirinha that correspond to the eastern portion of the Pre Cambrian terrains in the southwestern region of the Amazonian Craton in the State of Mato Gosso, Brazil. The lithostratigraphic units are: the metavolcano-sedimentary Complex of Cabaçal and Quatro Meninas; intrusive mafic-ultramafic suits; orthogneisses Units; Cabaçal Tonalite; intrusive suits of Santa Cruz and Alvorada; Rio Branco Batholith, Aguapeí Group and intrusive Suit of Salto do Céu. The area 1 is represented by the granitic botholith of the Santa Cruz Suit, foliated with NNW direction, showing three petrographic facies dominated by biotite monzo to sienogranite and the Alvorada Intrusive Suit, weakly anisotropic and made up by many small bodies as plugs, stocks and plutons with circular to elliptic shapes and monzo to granitic compositions. Geochemical data for Santa Cruz and Alvorada Suits indicate that they belong to a Monzogranitic series of high to medium K calc alkaline, peraluminous to metaluminous suit suggesting a tardi-collisional magmatic arc environment. The REE distribution suggests an intense process of fractionation of the magma and possible generation of magmas of the same age and co genetic, derived of the same source. U/Pb age determinations shows values of 1551 ± 260 Ma. for the Santa Cruz Intrusive Suit with TDM ages suggesting the fractionate from the mantle at 2.0 Ga. The positive value of +3.50 for εND(t) indicates the presence of magmatic material with mantle signature, while an εND(t) negative of -0,89 to -1,20 characterize the participation of crustal material derived from more differentiated magma source. The Alvorada Intrusive Suit has an U/Pb age of 1530 ± 63, with a TDM model age of 1,78 t0 1,93. A negative value of -1,20 for εNd(t) is the result of crustal material participation at the age of 1900 Ma., while a positive value of +2,25 is an evidence of the presence of parental magma. The two suits now described represent a late granitic phase in the evolution of the Cachoeirinha Magmatic Arc. In the area 2 the Rapakivi Rio Branco Batholith is the chief unit divided into two plutonic suits: the first is basic equigranular to porphiritic located in the borders of the intrusion and is represented by two events indicated by the intrusive suits of Rio Branco (gabbros to quartz gabbros and diorites to quartz diorites) with Calliminian ages and the Intrusive Suit of Salto do Céu represented by dolerites and micro gabbos of Tonian ages intrusives in the Aguapeí Group. The second are acid to intermediate suits represented by porphiritic granites, ganophyrs with Rapakivi textures, isotropic and with red colors and phenochysts of K feldspar 4cm long in a fine grained matrix. The acid suit is composed by three petrographic facies: equi to inequigranular monzogranites; leuco to monzogranite red Rapakivi and monzogranite to quartz monzonites dark red Rapakivi. Geochemically these rocks are peraluminous to metaluminous and define a high K to shoshonitic calc alkaline magmatic suit of I and A type, post to anorogenic environment. This magmatism is related to the end of the collisional event that culminate with the stabilization and consolidation of the SW of the Amazonian craton. The U/Pb ages of the Intrusive Suit of Rio Branco is of 1403 ± 6 Ma. for the earlier facies of the dark red quartz monzonites Rapakivi and of 1382 ± 49 Ma. for the crystallization of the felsic magma that originate the Rapakivi suit. The magmatic evolution of the Rio Branco Rapakivi Batholith suggest the generation of a transitional magmatism between I and A, post orogenic to anorogenic formed after two magmas, one of basic nature genetated by mantelic derivation and the other with intermediate to acid composition through a magmatic differentiation process generating distinct cogenetic facies. This event represents late intrusions in the magmatic cycle related to the end of a collision and indicating the tectonic stabilization and consolidation of the SW of the Amazonian Craton. The basic Intrusive Suit of Salto do Céu represents an alkali basalt suit with tholeiitic signatures consolidated in an intra plate environment and characterizes an extensional event probably related to the mechanisms of orogenic collapse associated to the evolution of the Sunsás-Aguapeí Orogenic Belt.

ÍNDICE

CAPÍTULO I....................................................................................................................................... 000 I.1. INTRODUÇÃO............................................................................................................................................ 001 I.2. PROPOSTA DA TESE.....................................................................................................................................001 I.3. OBJETIVOS.....................................................................................................................................................002 I.4. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSOS......................................................................................................003 CAPÍTULO II........................................................................................................................................005 II.1. MATERIAIS E MÉTODO DE TRABALHO..............................................................................................005 II.1.1. ETAPA PREPARATÓRIA................................................................................................................................005 II.1.2. ETAPA DE AQUISIÇÃO DE DADOS................................................................................................................006 II.1.3. Trabalho de Laboratório..........................................................................................................................007 II.1.3.1.Análises petrográficas.............................................................................................................................007 II.1.3.2.Análises químicas de rocha.....................................................................................................................010 II.1.3.3.Análise isotópica.......................................................................................................................................010 II.4. ETAPA FINAL...................................................................................................................................................013 CAPÍTULO III.......................................................................................................................................014 III.1.INTRODUÇÃO............................................................................................................................................014 III.2. DISTRIBUIÇÃO DAS SUÍTES RAPAKIVI ..........................................................................................015 III.3. DEFINIÇÕES E RELAÇÕES TEMPORAIS .........................................................................................016 III.3. 1. Modelos teóricos para a geração do magmatismo rapakivi.................................................................019 III.4. ORIGEM DA TEXTURA RAPAKIVI................................................................................................... 020 CAPÍTULO IV..................................................................................................................................... 022 IV. SÍNTESE DO CONHECIMENTO GEOLÓGICO.....................................................................................022 IV.1. CONHECIMENTO GEOLÓGICO PRÉVIO........................................................................................................025 IV.2. COMPARTIMENTAÇÃO TECTÔNICA.............................................................................................................025 IV.3. COMPORTAMENTAÇÃO TECTONO-ESTRATIGRÁFICA ............................................................................... 026 IV.3.1. Compartimentação em Domínios Tectônicos....................................................................................... 027 IV.3.1.1.Domínio Tectônico Paragua................................................................................................................. 027 IV.3.1.2.Domínio Tectônico Santa Bárbara...................................................................................................... 029

IV.3.1.3.Domínio Tectônico Rio Alegre................................................................................................................030 IV.3.1.4. Domínio Tectônico Jauru.......................................................................................................................032 IV.3.1.5.Domínio Tectônico Cachoeirinha .........................................................................................................038 CAPÍTULO V..................................................................................................................................... 043 V.1. GEOLÓGIA LOCAL.....................................................................................................................................043 V .1. 1. Complexos Metavulcano-Sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas................................................. 044 V.1.2. Suíte Intrusiva Máfica-Ultramáfica ..........................................................................................................047 V.1.3. Unidades Ortognáissicas (Suítes Intrusivas Aliança e Cachoeirinha) ...................................................048 V.1.4. Tonalito Cabaçal..........................................................................................................................................049 V.1.5. Suíte Intrusiva Santa Cruz e Alvorada....................................................................................................049 V.1.6. DEFORMAÇÃO...............................................................................................................................................054 V.1.7. BATÓLITO RAPAKIVI RIO BRANCO.......................................................................................................... 058 V.1.7.1. Suíte Básica Intrusiva Rio Branco..........................................................................................................062 V.1.7.2.Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.............................................................................................................063 V.1.8. Grupo aguapeí............................................................................................................................................068 V.1.9. Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu...........................................................................................................069 V.1.10. Sedimentos da Bacia do Pantanal............................................................................................................070 CAPÍTULO VI................................................................................................................................... 073 VI. ASPECTOS PETROGRÁFICOS .................................................................................................................073 VI.1. SUÍTE SANTA CRUZ ........................................................................................................................................073 VI.2. SUÍTE ALVORADA .........................................................................................................................................078 VI.3. BATÓLITO RAPAKIVI RIO BRANCO................................................................................................................081 VI.3.1. Suíte Intrusiva Básica Rio Branco...........................................................................................................081 VI.3.2. Suíte Intrusiva Intermediária/Ácida Rio Branco................................................................................ 088 VI.4. SUÍTE INTRUSIVA SALTO DO CÉU................................................................................................................097 CAPÍTULO VII......................................................................................................................................102 VII. ASPECTOS GEOQUÍMICOS......................................................................................................................102 VII.1. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA DA SUÍTE SANTA CRUZ E ALVORADA...................................................103 VII.2. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA DA SUÍTE BÁSICA INTRUSIVA RIO BRANCO E SUÍTE BÁSICA SALTO

DO CEÚ.................................................................................................................................................................. 112

VII.3. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA DA SUÍTE ÁCIDA INTRUSIVA RIO BRANCO....................................... 118

CAPÍTULO VIII.................................................................................................................................. 128 VIII.1. GEOCRONOLOGIA............................................................................................................................. 128 VIII.1. 1. Resultados geocronológicos prévios das rochas do embasamento do Domínio Cachoeirinha...........................................................................................................................................................

128

VIII.1. 2. Resultados geocronológicos prévios das rochas do embasamento do Domínio Cachoeirinha (Santa Cruz e Alvorada).....................................................................................................................................

129

VIII.1. 2. 1. Suites Intrusiva Santa Cruz..............................................................................................................130 VIII.1. 2. 2. Suites Intrusiva Alvorada.................................................................................................................130 VIII.1. 3. Resultados geocronológicos de Sm-Nd e U-Pb das Suítes Santa Cruz e Alvorada).........................131 VIII.1. 4. Aspectos Isotópicos da Suíte Intrusiva Básica e Ácida Rio Branco Suíte Intrusiva Salto do Céu.........................................................................................................................................................................

133

VIII.1. 4. 1. Resultados geocronológicos prévios.................................................................................................133 VIII.1. 4. 2. Resultados geocronológicos de Sm-Nd e U-Pb da Suíte Ácida Rio Branco............................... 134 VIII.1. 4. 3. Resultados geocronológicos de U-Pb da Suíte Intrusiva Salto do Céu........................................135 VIII.1. 4. 4. Discussão dos resultados geocronológicos das rochas do Domínio Cachoeirinha.................... 136 CAPÍTULO X........................................................................................................................................139 X. EVOLUÇÃO DO DOMÍNIO CACHOEIRINHA.........................................................................................139 CAPÍTULO XI........................................................................................................................................148 XI. CONSIDERAÇÕES FINAIS..........................................................................................................................148 CAPÍTULO XII......................................................................................................................................152 XII. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS..........................................................................................................152 ANEXOS ANEXO 1- MAPA GEOLÓGICO ÁREA 1 ANEXO 2- MAPA GEOLÓGICO ÁREA 2

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1. Mapa de localização da área de pesquisa e das vias de acesso......................................................... 004 Figura 2. Imagens de satélites (Landsat TM) do Batolótito Rio Branco.......................................................... 006 Figura 3. Classificação quanto ao tamanho absoluto e relativo dos grãos minerais........................................ 009 Figura 4. Mapa das Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico (Tassinari e Macambira, 1999)...... 023 Figura 5. Primeira tentativa de compartimentação lito-tectônica do Cráton Amazônico em Mato Grosso (Monteiro et al.1986).........................................................................................................................................

026

Figura 6. Compartimentação em terrenos litoestratigráficos. A) Saes e Fragoso César, 1996 e B) Saes (1999)................................................................................................................................................................

026

Figura 7. Mapa geológico do Cráton Amazônico no SW de Mato Grosso na escala 1:1.000.000.................. 027 Figura 8. Compartimentação em Domínios Tectônicos (RUIZ et al. 2005).................................................... 028 Figura 9. Compartimentação em Domínios Tectônicos para o SW do Cráton Amazônico, abrangendo o SW de Mato Grosso e o leste da Bolívia (RUIZ 2005).....................................................................................

029

Figura 10. Mapa Geológico do Domínio Cachoeirinha .................................................................................. 048 Figura 11. Estereogramas para os pólos das foliações S1C (A) e S2C (B) do Domínio Tectônico Cachoeirinha. A) Medidas de flancos D2C, atitude média de S1C 240/70 (Máxima Densidade 36,4 %) eixo construído de D2C, 230/10. B) Atitude média 230/70 (Máxima Densidade 37,2 %)........................................

057

Figura 12. Estereograma com as lineações l2C paralelas aos eixos das dobras D2C do Domínio Tectônico Cachoeirinha. Atitude média de l2C 330/15 (Máxima densidade 26,9%)..........................................................

058

Figura 13. Mapa geológico regional de (mod. RUIZ (2005) apresentando o Domínio Cachoeirinha com destaque para o Batólito Rapakivi Rio Branco, localizado no SW do Cráton Amazônico, mapa de Tassinari e Macambira (1999)..........................................................................................................................................

059

Figura 14. Mapa geológico do Batólito Rio Branco e suas encaixantes.......................................................... 060 Figura 15. Perfil esquemático (SW-NE) do Batólito Rapakivi Rio Branco e suas encaixantes...................... 061 Figura 16. Diagramas de variação de Harker, 1909. (A) TiO2, (B) Al2O3, (C) Fe2O3, (D) FeO, (E) MgO, (F) CaO, (G) Na2O e (H) K2O x SiO2...............................................................................................................

108

Figura 17. Diagramas de classificação geoquímica. A) Le Maitre, 1989; B) Lameyer e Bowden, 1986, C) Peacock, 1931, D) Middlemost, 1974, (E) Shand, 1927, D) Debon e Le Fort, 1983……………………….

109

Figura 18. Diagramas de classificação tectônica (A) Batchelor e Bowden, 1985. (R1xR2), (B e C) Pearce et al. 1984: (Syn-COLG)- sin-colisional, (VAG)- Arco Vulcânico, (WPG)- intraplaca e (ORG)-Cadeia oceânica.............................................................................................................................................................

110

Figura 19. Aranhogramas crosta inferior total (A) e (D, G, J, M) e por fácies (Weaver e Tarney, 1984), crosta superior total (B) e (E, H, K, N) e por fácies (TAYLOR e MCLENNAN, 1985) e diagramas de variação de elementos de terras raras normalizados pelo condrito total (C) e por fácies ()F, I, L, O) (BOYNTON, 1984)...........................................................................................................................................

111

Figura 20. Diagramas de variação de Harker, 1909. (A) TiO2, (B) Al2O3, (C) Fe2O3, (D) FeO, (E) MgO, (F) CaO, (G) Na2O e (H) K2O x SiO2...............................................................................................................

114

Figura 21. Diagramas de classificação. A) Middlesmost, 1985; B, C) Winchester & Floyd, 1977; E) Lameyer & Bowden,1986; F) Irvane & Baragar, 1971; G) Peacock, 1931…………………………………

115

Figura 22. Diagramas de classificação tectônica de basaltos. Mullen, 1983 (A), Meschede, 1986 (B); Pearce e Can (1973) (C e D); Pearce e Norry (1979) (E) e Pearce, 1975 (F)………………………….…..…

116

Figura 23. Aranhogramas (TAYLOR e MCLENNAN, 1985) (Figuras A, C, E) e diagramas de variação de elementos de terras raras normalizados pelo condrito de (BOYNTON, 1984) (Figuras B, C, F)....................

117

Figura 24. Diagramas de variação de elementos maiores (HARKER, 1909). Legenda: (fácies Tardia-Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Facies Principal) Leuco-monzogranito vermelho rapakivi e (Facies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro....................................................

124

Figura 25. Diagramas de classificação geoquímica: A) Debon et al. 1988, 1 – Sienogranito, 2 – Monzogranito, 6 – Quartzo- monzonito, 7 – Quartzo- monzodiorito; B) Le Maitre, 1989, 3b – Monzogranito, 8* - Quartzo- monzonito; C) Peacock, 1931; D) Taylor, 1976; E) Maniar e Picolli, 1989; F) Debon e Le Fort, 1983, II e III – Granito Peraluminoso, IV – Granito Metaluminoso. Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro....................................

125

Figura 26. Diagramas de classificação tectônica: A) Batchelor e Bowden, 1985; B e C) Pearce et al. 1984. Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.................................................................................................................................................................

126

Figura 27. Nos aranhogramas de elementos traço normalizados pela Crosta Superior WEAVER e TARNEY (1984) (Figuras A – total e D, G, J por fácies) e pela Crosta Inferior Taylor e McLennan (1985)

(Figuras B – total e E, H, K) e os diagramas de elementos terras raras normalizados segundo o condrito de (BOYNTON, 1984) (Figuras C – total e F, I, L por fácies). Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.................................................................

127

Figura 28. Diagrama concórdia da amostra da fácies biotita- monzogranito porfirítico Santa Cruz............. 132 Figura 29. Diagrama concórdia da amostra da fácies Monzogranito Equigranular Alvorada........................ 132 Figura 30. Diagrama concórdia da amostra LR 121P da fácies monzogranitos a quartzo- monzonitos vermelhos escuros rapakivi da Suíte Intrusiva Rio Branco.........................................................................

135

Figura 31. Diagrama concórdia da amostra LR-53 da fácies leuco-monzogranito vermelhorapakivi da Suíte Intrusiva Rio Branco................................................................................................................................

135

Figura 32. Diagrama concórdia da amostra no Ssc-28 da fácies Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu.......... 136 Figura 33. Compartimentação do SW do Cráton Amazônico em Domínios Tectônicos. 1) Cachoeirinha, 2) Jauru, 3) Rio Alegre, 4) Santa Bárbara e 5) Paragua, (RUIZ, 2005)............................................................

140

Figura 34. Bloco diagrama esquemático ilustrando as relações de campo entre as unidades litoestratigráficas que compõem o Domínio Tectônico Cachoeirinha. mod. (RUIZ, 2005).............................

140

Figura 35. Sumário ilustrando a provável seqüência de eventos geológicos e unidades litoestratigráficas que compõem o Domínio Cachoeirinha............................................................................................................

141

Figura 36. Episódios de subducção e formação de arcos vulcânicos intra-oceânicos no Domínio Cachoeirinha – Orogenia Santa Fé. ..................................................................................................................

144

Figura 37. Episódios de subducção e formação de arcos magmáticos no Domínio Cachoeirinha – Estágio inicial da Orogenia Cachoeirinha e formação de arcos magmáticos tipo Andino – segundo estágio da Orogenia Cachoeirinha. ....................................................................................................................................

145

Figura 38. Plutonismo anorogênico do Batólito Rapakivi Rio Branco............................................................ 146

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 1. Sumário das propostas de divisão litoestratigráfica para o pré-cambriano do SW de Mato Grosso (RUIZ et al. 2005).............................................................................................................................................

024

Tabela 2. Sumário destacando as principais unidades geológicas e os eventos termo- tectônicos que afetaram o Domínio Cachoeirinha....................................................................................................................

042

Tabela 3. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada.............................................. 104 Tabela 4. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada.............................................. 105 Tabela 5. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada.............................................. 106 Tabela 6. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada.............................................. 107 Tabela 7. Tabela geoquímica das amostras da Suíte Intrusiva Básica Rio Branco.......................................... 112 Tabela 8. Tabela geoquímica das amostras da Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu........................................ 113 Tabela 9. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco...................................... 119 Tabela 10. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco ................................... 120 Tabela 11. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.................................... 121 Tabela 12. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.................................... 122 Tabela 13. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.................................... 123 Tabela 14. Síntese do acervo dos dados isotópicos para os ortognaisses São Domingos e Quatro Marcos. Material analisado: (M) muscovita, (B) biotita, (Z) zircão, (A) anfibólio e (RT) rocha total...........................

129

Tabela 15. Síntese do acervo de dados isotópicos para as Suítes Intrusivas Santa Cruz e Alvorada. Material analisado: (M) muscovita, (B) biotita, (Z) zircão, (A) anfibólio e (RT) rocha total...........................

130

Tabela 16. Dados analíticos Sm-Nd e U-Pb para a fácies Biotita- Monzogranito Porfirítico Santa Cruz e para Monzogranito Equigranular Alvorada obtidos nos laboratórios do(IG-USP e UNB)..............................

131

Tabela 17. Síntese do acervo de dados isotópicos para as rochas das Suítes Intrusivas Rio Branco e Salto do Céu. Material datado: (Z) zircão, (P) plagioclásio e (RT) rocha total..........................................................

133

Tabela 18. Resultados Sm-Nd e U/Pb para rochas da suítes Intrusiva Rio Branco e Salto do Ceu................. 124

ÍNDICE DE QUADROS

Quadro 1. Principais ocorrências representantes do magmatismo rapakivi no Brasil e sua distribuição temporal, quadro modificado de Dall’Agnol et al. (1999c)..............................................................................

016

Quadro 2. Principais ocorrências representantes do magmatismo rapakivi mundial e sua distribuição temporal, quadro modificado de Dall’Agnol et al. (1999c)..............................................................................

017

Quadro 3. Quadro sinóptico dos principais elementos estruturais caracterizados no Domínio Cachoeirinha

e a tentativa de correlação estrutural entre as fases de deformação. Abreviações: CMVSQM/C (Complexo Metavulcano- sedimentar Quatro Meninas e Cabaçal), SIQM, SF, SD, A (Suíte Intrusiva Quatro Marcos, Santa Fé, São Domingos e Aliança), SISC (Suíte Intrusiva Santa Cruz), TC (Tonalito Cabaçal) e SIA (Suíte Intrusiva Alvorada).................................................................................................................................

058

ÍNDICE DE PRANCHAS

Prancha 1. Blocos de anfibolitos com bandamento composiocional dobrado e boudinado do Complexo Metavulcano-sedimentar Quatro Meninas, a norte do Distrito de Farinópolis. A) Nota-se o dobramento e boudinagem da foliação S1C e B) Dobras fechadas D2C desenhadas pelo bandamento S1C e intrusões de diques graníticos róseos. Vista para SSE. ........................................................................................................

046

Prancha 2. Aspectos de campo da unidade plutônicas máfico-ultramáficas. Ocorrências de metagabros. A) Fazenda Canaã e B) Imediações de Araputanga. Na foto A, a posição da caneta vermelha indica S1C e da azul S2C..............................................................................................................................................................

047

Prancha 3. Aspectos de campo dos ortognaisses do Domínio Cachoeirinha. A) Gnaisses cinzas com enclaves máficos estirados e dobrados (D2C) e B) Gnaisse rosa, São Domingos, com dobramentos e foliação (S2C). Vista para NNW em A e B........................................................................................................

048

Prancha 4. Tonalito Cabaçal na região de Santa Fé. Neste afloramento a foliação S2C mostra suave mergulho para o quadrante SW. Vista para SSE...............................................................................................

049

Prancha 5. Aspectos de campo da Suíte Santa Cruz. A) Xenólitos de anfibolitos do Complexo Cabaçal, B) Granitóides foliados, cinza claro, de composição tonalítica, região da Reserva do Cabaçal, C) Diques irregulares do Granito Alvorada recortando os granitos porfiríticos Santa Cruz e D) Granitos porfiríticos foliados, de composição monzogranítica..........................................................................................................

051

Prancha 6. Aspectos de ocorrências de campo e das rochas do Batólito Santa Cruz, A - padrão marcante de afloramentos, B – Fácies Biotita-Monzogranito porfirítico Santa Cruz sendo cortada por veio aplítico, C e D - Fácies Quartzo Monzodiorito, E e F - Fácies Biotita Monzogranito Porfirítico Santa Cruz, G e H - Fácies Biotita Monzo a Sienogranito Santa Cruz..............................................................................................

052

Prancha 7. Aspectos das rochas da Suíte Intrusiva Alvorada. A – Forma de afloramento, B - Morrotes arredondados e isolados; C e D - Monzogranito a Granodiorito Equigranular, E e F Leuco Monzogranito Equigranular......................................................................................................................................................

053

Prancha 8. Relação de superposição entre as foliações S1 e S2 em anfibolitos e ortognaisses e aspecto geral das dobras D2, do Domínio Tectônico Cachoeirinha...............................................................................

055

Prancha 9. Batólito Santa Cruz exibindo foliação penetrativa S2C, em A) destaca-se xenólito com foliação S1C discordante da foliação externa, em B) a fácies porfirítica da suíte Santa Cruz destacando a orientação dos fenocristais de feldspato potássico..............................................................................................................

055

Prancha 10. Aspectos geomorfológicos de ocorrência das micrograbros (A, B e C) e aspectos macroscópicos (C, D e E) da Suíte Básica Intrusiva Rio Branco......................................................................

063

Prancha 11. Aspectos geomorfológicos (A, B e C) e de formas de ocorrência (D, E e F) da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.........................................................................................................................................

064

Prancha 12. Aspectos macroscópicos das fácies de quartzo monzonitos vermelhos escuros rapakivi (A e B), leuco-monzogranito vermelho rapakivi (C, D, E e F) e monzogranitos equi-inequigranulares a pegmatóides (G e H)...................................................................................................................................

066

Prancha 13. Fotografias de afloramento da fácies leuco-monzogranito vermelho rapakivi apresentando diques máficos sinutrusivos (A, B, C e D), xenólitos do Grupo Aguapei (E –, F), enclaves eqüigranulares de quartzo-dioritos porfirítico (G e H)..............................................................................................................

067

Prancha 14. Formas de ocorrência e aspectos de campo do Grupo Aguapeí no Domínio Cachoeirinha. A) Chapadões de arenitos conglomeráticos e conglomerados da Formação Fortuna nas imediações do rio Cabaçal, B) Argilitos e siltitos laminados, subhorizontalizados, da Formação Vale da Promissão, C) Arenitos e conglomerados ortoquartzíticos da Formação Morro Cristalino, D) Contato entre as soleiras máficas/ argilitos e Granito Rio Branco, E) Contato entre os argilitos e siltitos laminados, subhorizontalizados da Formação Vale da Promissão com os arenitos e conglomerados da Formação Morro Cristalino, F) Detalhe do afloramento anterior, G) e H) Detalhe de afloramento dos arenitos ortoquartzíticos da Formação Morro cristalino, I) e J) Detalhes dos argilitos e siltitos laminados da Formação Vale da Promissão............................................................................................................................

068

Prancha 15. Aspectos geomorfológicos e topográficos de ocorrência das soleiras máficas fotos (A, B, C e E) e aspectos macroscópicos dos basaltos e diabásios da Suíte Salto do Céu fotos (C e D)............................

071

Prancha 16. Aspectos macroscópicos dos diabásios equigranulares (A) e das variedades porfiríticas (B, C, D, E, F, G e H) nas ocorrências das soleiras máficas da Suíte Salto do Céu....................................................

072

Prancha 17. As Fotomicrografias A e B apresentam os aspectos gerais desta fácies destacando a fenocristais com dimensões centimétricas Aspectos deformacionais podem ser observados na foto C , pela orientação dos critais de biotita e plagioclásio, já a fotomicrografia D exibe os contatos serrilhados entre os cristais de quartzo com extinção ondulante. A fotomicrografia E destaca a textura porfirítica, onde o fenocristal de plagioclásio possui seu núcleo sericitizado. A foto F exibe detalhe dos máficos representado por biotita intersticial associado aos opacos e inclusão de epidoto...................................................................

074

Prancha 18. As Fotomicrografias A,B,C,D, E e F apresentam as características gerais desta fácies destacando a leve orientação dos máficos. As fotos E e F exibem cristais de agregados máficos representado por agregados de biotita na forma de ripas, associado aos opacos, hornblenda, titanita e muscovita...........................................................................................................................................................

075

Prancha 19. As Fotomicrografias A,B,C,D,E e F mostram os aspectos gerais da rocha, com destaque para a textura relativamente equi-a inequigranular, podendo no entanto apresentar localmente a um ou outro fenocristal. Os máficos apresentam-se levemente orientados na forma de agregados de biotita verde, hornblenda, titanita e opacos.............................................................................................................................

077

Prancha 20. As fotomicrografias da fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular Alvorada, A, B, C, D, E e F mostram os aspectos gerais da rocha, com destaque para a textura relativamente equi- a inequigranular, podendo, no entanto apresentar localmente a um ou outro fenocristal. Os máficos apresentam-se levemente orientados na forma de agregados de biotita verde, hornblenda, titanita e opacos................................................................................................................................................................

079

Prancha 21. As fotomicrografias da fácies Leuco Monzogranito Equigranular, A, B, C, D e F mostram características gerais do leucogranito, com destaque para as ripas de biotita, com plano de clivagem preenchido por opacos e a presença de raros cristais de granada......................................................................

080

Prancha 22. As fotomicrografias da fácies Quartzo- Monzonito Porfirítico A e B trazem aspectos gerais deste litotipo mostrando textura porfirítica e composição mineralógica desta fácies. As fotomicrografias C, D, E e F apresentam destaque para o conteúdo de máfico desta rocha. A fotomicrografia E mostra minerais de biotita com bordas em franja, associada aos agregados de filossilicatos verdes na forma de manchas esverdeadas. A Fotomicrografia F destaca a forma esqueletal do opaco..........................................................

082

Prancha 23. As fotomicrografias da fácies Diorito Porfirítico com quartzo A, B,C, D e F foram obtidas com os nicóis cruzados e E com nicóis descruzados. Mostram aspectos mineralógicos e texturais, onde podem ser observados os cristais de plagioclásio (cinza claro ou branco), piroxênio com bordas de anfibólio, constituindo cristais coloridos com nicóis cruzados e minerais opacos (preto). A fotomicrografia E destaca um cristal de piroxênio com alteração fibrosa para anfibólio...........................................................

084

Prancha 24. As Fotomicrografias A, B, C e D foram obtidas com os nicóis cruzados e a E e F com os nicóis descruzados e mostram aspectos mineralógicos e texturais dos Quartzo- Diorito Cinza escuro Fino, onde pode ser observado os cristais de plagioclásio (cinza claro ou incolores), anfibólio colorido ou verde, mineral opaco (preto) e raros cristais de biotita na borda de opacos nas fotomicrografias E e F. ...................

086

Prancha 25. Aspectos gerais da fácies Gabro a Monzogabro destacando a textura microporfirítica granofírica com domínios granulares. Destaque para fenocristais de k. feldspato com borda de plagioclásio e máficos como o anfibólio (hornblenda), clorita e subordinadamente biotita associados aos opacos. Foto A e B objetiva de 2,5x. Fotos C, D, E e F objetiva de 10x. .............................................................................

087

Prancha 26. A Fotomicrografia A e B contêm as características gerais do Quartzo- Sienito em nicóis cruzados e paralelos na objetiva de 2,5x. A fotomicrografia C mostra detalhe de cristal de clinopiroxênio e a D os opacos, ambos preenchendo os interstícios dos cristais de feldspato, sugerindo cristalização tardia. A fotomicrografia E destaca os máficos e a F fenocristal de feldspato com geminação Carlsbad e fibras radiadas de clinopiroxênio (egirina). As fotomicrografias A, B e D foram obtidas com a objetiva de 2,5x e as C, E e F na objetiva de 10x...........................................................................................................................

089

Prancha 27. Aspectos gerais da fácies Monzogranito Porfirítico com textura rapakivi com destaque para a textura porfirítica, onde os fenocristais são envolvidos por matriz mais fina. Objetiva de 2,5 x. Nicóis cruzados.............................................................................................................................................................

090

Prancha 28. A fotomicrografia da fácies Monzogranitos Porfiríticos com textura Rapakvivi, C mostra detalhe dos fenocristais de feldspatos potássicos de aspecto sujo em nicóis paralelos destacando a textura rapakivi. Nicóis paralelos. A fotomicrografia D apresenta a relação entre os fenocristais subarredondados e a matriz granular quartzo-feldspática, com destaque para o tipo de contato que varia de lobulado, irregular a reto. Fotomicrografias E e F apresentam cristal de feldspato potássico com zonação interna, apresentam inclusões de quartzo microgranular arredondado, plagioclásio anedral e alterações de sericita. Nicóis cruzados. Ambas na objetiva de 2,5 x...............................................................................................................

091

Prancha 29. As fotomicrografia da fácies Monzogranitos Porfiríticos com textura Rapakvivi, G H, I e J apresentam detalhes dos agregados máficos, constituídos por biotita marrom apresentando algumas vezes, núcleo alterado para piroxênio e ainda porções de agregados máficos composta por anfibólio, biotita verde, clorita e opacos, além de material de alteração. Todas as fotomicrografias foram tiradas em nicóis cruzados com objetiva de 10x, com exceção da fotomicrografia G tirada em nicóis paralelos......................

093

Prancha 30. As fotomicrografias da fácies Microgranitos Porfiríticos com textura Granófirica A e B

apresentam os aspectos gerais desta fácies, que possibilitaram caracterizar como um microgranito com textura geral porfirítica e domínios de textura granofírica. A fotomicrografia B mostra em detalhe a textura granofíricas. Nicóis cruzados e objetiva de 10x................................................................................................

094

Prancha 31. As fotomicrografias da fácies Microgranito Vermelho Porfirítico A e B apresentam características gerais destacando a textura porfirítica com domínios na matriz da textura esferulítica e porções localizadas e mais raras microgranulares compondo textura granofírica. A fotomicrografia C mostra detalhe da matriz, com finos cristais de quartzo, máficos fibro-radiados. A fotomicrografia D exibe porção localizada microgranular desta fácies. A E além da textura geral, destaca os fenocristais de quartzo apresentando embaiamento. A fotomicrografia F mostra arranjo glomeroporfirítico de plagioclásio e feldspato alcalino. Nicóis cruzados. Objetiva de 2,5 para as fotomicrografias A, B, C, E e F. Para a fotomicrografia D foi utilizada a objetiva de 10x.............................................................................................

095

Prancha 32. Características gerais da fácies Microgranito Cinza Porfirítico apresentando na fotomicrografia A e B a textura porfirítica constituída por fenocristais representados principalmente por quartzo, alguns de plagioclásios e de feldspato alcalino dispostos em uma matriz essencialmente quartzo-feldspática com micrólitos. A fotomicrografia C mostra forma anedral, ovalada do fenocristal de quartzo com características de golfos de corrosão. A foto D apresenta fenocristal de feldspato alcalino mostrando vários anéis indicando variações composicionais. Nicóis cruzados. As fotomicrografias A e B tiradas na objetiva de 2,5x e as C e D na objetiva de 10x. ...............................................................................................

097

Prancha 33. As fotomicrografias da fácies Diabásio Porfirítico com quartzo A, B, C, D, E e F foram obtidas com os nicóis cruzados e mostram aspectos mineralógicos e texturais Diabásio Porfirítico com quartzo, onde podem ser observados os cristais de plagioclásio (apresentando-se parcial a totalmente alterado com pontuações de sericita e/ou clinozoizita), anfibólio como produto mineral da transformação dos piroxênios, minerais opacos e titanita, todos associados muitas vezes superficialmente a outros cristais. Obj. 2,5x............................................................................................................................................................

099

Prancha 34. Fotomicrografias A, B, C, D, E e F tiradas em nícois cruzados, apresentam os aspectos gerais da fácies Gabro/Diabásio com olivina, com destaque para a textura subofítica, cristais de plagioclásio tabular, anfibólio (actinolita), augita, raras biotitas vermelhas, filossilicatos esverdeados, pseudomorfos de olivina e opacos. Obj. 2,5x. Fotomicrografia E e F objetiva de 10x.................................................................

101

CAPÍTULO I

I.1. INTRODUÇÃO

Os resultados a serem apresentados constituem a evolução dos conhecimentos obtidos a

partir do desenvolvimento do projeto de pesquisa “Evolução do Magmatismo Pós-Cinemático no

Terreno Jauru: Suítes Intrusivas Rio Branco e Alvorada – SW do Cráton Amazônico – MT”

(FAPESP, proc. 2004/00653-5) e Evolução Geológica dos Terrenos Policíclicos no SW do

Cráton Amazônico, Região da Fronteira Brasil–Bolívia (FAPESP, proc. 2002/13079-0),

possibilitando a atualização dos conhecimentos geológicos, além da compreensão tanto dos

processos petrogenéticos do magmatismo rapakivi como também elaborar um quadro da sua

evolução geotectônica no contexto do SW do Cráton Amazônico.

O Cráton Amazônico exposto no SW de Mato Grosso é constituído por um conjunto de

segmentos crustais Paleo-Mesoproterozóicos, parcialmente reativados durante a Orogenia

Sunsás, no Neoproterozóico. A evolução Proterozóica, segundo Tassinari e Macambira (1999), é

caracterizada pela acresção de cinturões móveis que se anexaram ao núcleo arqueano do

protocráton Amazônico, possibilitando a identificação do Cinturão Maroni-Itacaiúnas (2,2 a 2,0

Ga.), Cinturão Venturi-Tapajós (2,1 e 1,9 Ga.), Província Rio Negro-Juruena (1,7 e 1,55 Ga.),

Província Rondoniana (1,5 e 1,3 Ga.) e o Cinturão Sunsás/Aguapeí (1,0 e 0,9 Ga.).

1

A área envolve tratos rochosos pertencentes, de acordo com a compartimentacão em

Províncias Geocronológicas de Cordani (1979, 2000), Teixeira e Tassinari (1984), Teixeira et al.

1989, Tassinari (1981,1996) e Tassinari et al. (2000), à Província Rio Negro-Juruena (1.8– 1.55

Ga.), afetado pela Orogenia Sunsás (1.0- 0.85 Ga.) ou, subdivisão em Terrenos segundo Saes

(1999) e Geraldes (2000), ao Terreno Jauru, ou na subdivisão em Domínios de Ruiz et al. (2005),

ao Domínio Cachoeirinha.

Ruiz (2005) discrimina com base na caracterização litoestratigráfica, tectônica e

geocronológica, cinco Domínios Tectônicos (Cachoeirinha, Jauru, Rio Alegre, Santa Bárbara e

Paragua). O Domínio Tectônico Cachoeirinha, que agora será adotado neste trabalho,

corresponde ao setor oriental dos terrenos pré-cambrianos do sudoeste do Cráton Amazônico em

Mato Grosso, constituído pelas seguintes unidades litoestratigráficas em ordem cronológica

decrescente: Complexos Metavulcano-sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas, Suíte Intrusiva

Máfica-ultramáfica, Unidades Ortognáissicas, Tonalito Cabaçal, Suíte Intrusiva Santa Cruz,

Suíte Intrusiva Alvorada, Grupo Aguapeí, Batólito Rio Branco e Suíte Intrusiva Salto do Céu.

O presente trabalho está embasado nos resultados da cartografia geológica na escala

1:100.000 das suítes intrusivas Santa Cruz e Alvorada e do Batólito Rio Branco e nos dados

petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, com objetivo de avaliar os processos

petrogenéticos responsáveis pela geração destas manifestações ígneas pós-cinemáticas e

anorogênicas, importantes na evolução geológica do SW do Cráton Amazônico.

I.2. PROPOSTA DA TESE

A presente tese apresenta o estudo sistemático dos diversos processos geológicos-

reológicos-tectônicos responsáveis pela geração e evolução crustal do magmatismo das Suítes

Intrusivas Santa Cruz, Alvorada e Rio Branco e Salto do Céu–MT, que constitui parte do Domínio

Cachoeirinha na região sudoeste do Cráton Amazônico.

Ainda que os modelos propostos para área viessem contribuir para a reconstrução da

história geológica, estes geraram amplas discussões, deixando alguns pontos pendentes devido à

própria falta de informações e, às vezes, correlações com algumas porções específicas. Estas

áreas encontram-se localizadas dentro do cráton, em vista de um grande contingente de

implicações: como a própria dificuldade de acesso e exploração, pelo fato de se tratarem de áreas

isoladas, comumente sem estradas, com vegetação intensa e áreas de preservação indígenas, às

vezes topograficamente desfavoráveis, ou ainda pela própria falta de interesse em investimentos,

vêm deixando interrogações e precedentes abertos para contradições relacionadas aos modelos

2

propostos.

A vasta complexidade quanto ao arranjo geológico dos domínios desta região, se devem

ao expressivo magmatismo relacionado à ação de três marcantes eventos orogênicos atuantes–

Rio Negro-Juruena, San Ignácio e Sunsás-Aguapeí acompanhados por processos trafogênicos.

A proposta deste trabalho é justamente vir a contribuir para o entendimento e

conhecimento do tipo de magmatismo atuante no domínio tectônico denominado de Domínio

Cachoeirinha (RUIZ, 2005), descrito como um domínio constituído por conjunto de Complexos

Vulcano- sedimentares e Gnáissico- migmatíticos, recortados por Intrusões básico-ultrabásicas e

graníticas, com idades entre 1.8 a 1.45 Ga., representadas por duas expressivas suítes: 1. A Suíte

Alvorada intrudida nas rochas que constituem o Batólito Santa Cruz e 2. A Suíte Intrusiva Rio

Branco constituída pelo Batólito Rapakivi Rio Branco e rochas associadas que marcam

importante magmatismo anorogênico datadas em 1.42 Ga.

Ao final desta tese pretende-se alcançar um nível de informações e dados que

possibilitem, no âmbito da área estudada, a compreensão dos processos petrogenéticos e do

ambiente geotectônico em que estão inseridas as manifestações ígneas pós-cinemáticas

vinculadas ao Domínio Cachoeirinha.

I. 3. OBJETIVOS

A presente tese teve como objetivo geral contribuir com a elucidação da gênese e da

evolução das suítes intrusivas Santa Cruz, Alvorada, Rio Branco e Salto do Céu, através dos

dados obtidos a partir do mapeamento geológico e faciológico na escala de 1: 100.000, além da

caracterização petrográfica, estrutural, geoquímica e geocronológica dos registros magmáticos

que ao final do Caliminiano recortaram o Domínio Cachoeirinha. Ao longo de toda pesquisa,

foram traçados objetivos bem claros de acordo com as diferentes etapas propostas nesta tese

(distribuídas no capítulo de Materiais e Métodos), e que se encontram resumidos a seguir:

•Realizar o mapeamento geológico- faciológico, na escala 1: 100.000, da Suíte Intrusiva

Rio Branco e de seis ocorrências maiores da Suíte Intrusiva Alvorada (Plutons Jaboti; Reserva

do Cabaçal, Cachoeirinha, Alvorada, Santa Fé e Pitomba) seguido pelo mapeamento

geológico/faciológico, na escala 1: 100.000, da região de ocorrência da interface entre os

membros máficos e félsicos da Suíte Intrusiva Rio Branco;

•Documentar as feições de campo e microscópicas na zona de contato entre os membros

ácidos e básicos que compõem a Suíte Rio Branco, aplicando a geoquímica de rochas para

3

compreender os processos geológicos- magmáticos atuantes na formação do batólito.

•Como produto deste mapeamento, as amostras em laboratório foram analisadas

petrograficamente e quimicamente de modo a identificar os produtos magmáticos quanto a sua

constituição petrográfica- mineralógica e geoquímica de elementos maiores e ETR (elementos

terras-raras);

•Definir a cronologia dos eventos com a utilização do método U-Pb convencional em

cristais de zircão de forma a caracterizar a natureza primitiva ou retrabalhada dos protólitos

geradores do magmatismo, assim como, definir temporalmente a cristalização magmática das

suítes, e a idade provável de residencial crustal dessas rochas, utilizando-se da análise Sm-Nd em

rocha total.

•Integração dos dados, de modo a compor um cenário/modelo evolutivo do magmatismo

do Domínio Cachoeirinha na porção SW do Cráton Amazônico, descrevendo em ordem

cronológica, os eventos geodinâmicos atuantes ‘durante a geração das Suítes Intrusiva Rio

Branco, Santa Cruz e Alvorada bem como os processos responsáveis pela geração deste

magmatismo.

1.4. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSOS

A área de estudo, devido à localização das suítes magmáticas pesquisadas, foi dividida

em dois polígonos (Figura 1) que abrangem parcialmente quatro Folhas Topográficas na escala

de 1: 100.000.

A área 1 situa-se entre as localidades de Rio Branco (SSW) e São Jorge, no alto curso

do Rio Seputuba, enquanto a Área 2 compreende o trecho entre São José dos Quatro Marcos,

limite sul, e Reserva do Cabaçal, limite norte.

O principal acesso à Suíte Rio Branco, área 1, ocorre pela BR- 070 partindo de Cuiabá

até Cáceres, onde se toma a BR- 174 até o Trevo do Caramujo perfazendo 240 km, a partir daí

desloca-se mais 90 km até a localidade de Rio Branco (cidade situada no extremo sul da Suíte

Rio Branco), totalizando 330 km percorridos.

Na área 2, Suíte Intrusiva Alvorada, o principal acesso é realizado pela BR-070, de

Cuiabá ao Trevo do Caucho, percorrendo até então 265 km, e, a partir daí, desloca-se cerca de 30

km até São José de Quatro Marcos, que constitui limite sul do polígono. O deslocamento em

ambas as áreas é facilitado pelas inúmeras estradas de terra batida que leva ao acesso às fazendas

e povoados menores, além das rodovias estaduais asfaltadas, que recortam parcialmente as áreas.

4

Figura 1. Mapa de localização da área de pesquisa e das vias de acesso.

5

CAPÍTULO II

II.1. MATERIAIS E MÉTODO DE TRABALHO

Para alcançar os objetivos propostos nesta tese, foi necessário dividir a pesquisa em

diferentes etapas, que e estão subdivididas em: Etapa Preparatória; Etapa de Aquisição de Dados

(envolvendo o mapeamento em escala de semi-detalhe, escala 1: 100.000); Etapa de Trabalho de

Laboratório (pelas análises petrográficas, químicas de rocha, químicas mineral, isotópica através

dos métodos U-Pb e Método Sm/Nd e Etapa final (análise, sistematização e integração dos

dados, resultando em artigos, trabalhos em eventos e na presente tese).

II.1.1. Etapa Preparatória

Foram realizadas pesquisas da revisão bibliográfica centrada na evolução do

conhecimento geológico da área, através de pesquisa dos trabalhos geológicos específicos da

área, subdivididos em aspectos geológicos, geotectônicos, e geocronológicos e de outros temas

relacionados e abordagens da tese. A fase de interpretação e análise de imagens de satélites

(LandSat TM Banda 4), sendo constituído o mosaico na escala 1: 100.000 envolvendo quatro

imagens LandSat, em escala compatível à do mapeamento geológico (Figura 2).

6

Figura 2. Imagens de satélites (LandSat TM) do Batólito Rio Branco.

Elaboração de mapas bases a partir da digitalização de folhas topográficas plani-

altimétricas na escala de 1: 100.000, denominadas de: Rio Branco (SD. 21-Y-D-I), Camarcan

(SD. 21-Y-B-IV), Nova Fernandópolis (SD. 21-Y-B-V) e Rio Seputuba (SD. 21-Y-D-II), com

auxílio dos softwares AutoCad e ArcView, além da Folha Cuiabá do RadamBrasil (1: 1.000.000).

II.1.2. Etapa de Aquisição de Dados

Foram parcialmente mapeadas, na escala de semi-detalhe citada, as folhas Rio Branco,

Camarcan, Nova Fernandópolis e Rio Seputuba, sendo que estas até então se encontravam

inseridas como parte da cartografia geológica na escala 1: 1.000.000, executada pelo Projeto

7

Radambrasil (BARROS et al. 1982) a folha Rio branco apresenta diferentes escalas de

levantamentos geológicos, geralmente a nível regional (1:1.000.000) como nos trabalhos de Saes

(1999), Geraldes (2000) e mais recentemente (RUIZ, 2005). Inicialmente foi analisada a folha

topográfica Barra dos Bugres na escala 1: 250.000, que serviu de objeto de levantamento

geológico preliminar, com o objetivo de compreender melhor o arcabouço regional e os limites

das unidades estudadas.

O mapeamento sistemático da suíte intrusiva Rio Branco na escala de 1: 100 000 foi

importante por permitir alcançar os seguintes objetivos:

1 - Reconhecimento em detalhe dos limites e contatos entre o Batólito Rio Branco e as

demais unidades encaixantes. Na porção nordeste-leste-sul bordejando o batólito aparece os

metassedimentos (metassiltitos, metargilitos e metarenitos) das formações Fortuna, Vale da

Promissão e Morro Cristalino que constituem o Grupo Aguapeí. Afloram em camadas

horizontalizadas em discordância angular e erosiva sobre o embasamento regional não exibindo

registros de deformação dúcteis e intercalados com os sills da Suíte Salto do Céu, enquanto que,

a oeste o batólito encontra-se recoberto pelos sedimentos da bacia do Pantanal.

2 - As relações entre o Rio Branco e o Grupo Aguapeí vem abrindo caminhos para

vastas discussões. Entre as idéias dominantes duas hipóteses foram levantadas em trabalhos

publicados anteriormente: primeiro Barros et al. (1982), apresenta a Suíte Rio Branco como

sendo mais jovem e intrudida nas rochas sedimentares que constituem o Grupo Aguapeí. Já Leite

et al. (1985), discordam e colocam o Grupo Aguapeí como sendo mais recente, argumentam que

suas rochas estariam em desconformidade e discordância com o Rio Branco, acompanhando esta

idéia Geraldes (2000) com base nas datações geocronológicas através do método U/Pb a idade de

1.4 Ga. foi obtida para as rochas do Rio Branco.

Foi possível discriminar as rochas máficas da região de Salto do Céu e Rio Branco

através dos aspectos observados em campo com isso pode-se constatar a predominância de duas

unidades distintas:

1) A primeira constituída por rochas básicas plutônicas (gabros e quartzo-dioritos)

pertencentes a Suíte Intrusiva Básica Rio Branco, associado ao Batólito Rapakivi Rio Branco.

2) os litotipos hipoabissais, diabásios e microgabros, alojados concordantementes aos

estratos do Grupo Aguapeí.

II.1.3. Trabalho de Laboratório

8

II.1.3.1. Análises petrográficas

O estudo qualitativo tem como base as descrições meso e microscópicas (composição

mineralógica, feições texturais e estruturais) em seções delgadas e amostras de rochas,

permitindo a caracterização petrográfica do litotipo estudado.

O estudo quantitativo da composição mineralógica de amostras representativas por meio

de análises modais com contagens em escala macro e microscópica, utilizando-se de um

contador de pontos automático. Para elucidar os critérios adotados, a seguir serão apresentados

os conceitos básicos já conhecidos na literatura, relacionados à caracterização petrográfica das

rochas magmáticas:

A. Composição mineralógica:

Reconhecimento dos tipos de minerais essenciais, caracterizados quanto à cor, forma

(eudral, subedral), dimensões, tipos de contatos, texturas etc., que resultam na determinação da

moda (composição mineralógica real da rocha em porcentagem de volume).

B. Coloração:

Os litotipos estudados foram classificados de acordo com a sua tonalidade

predominante, onde se destacaram quatro tonalidades principais– rósea e avermelhada (resultante

do efeito intempérico) e as cinzas claras e escuras (resultante do tipo mineralógico e quantidade

de máficos).

C. Índice de coloração:

A classificação quanto ao índice de coloração segundo recomendação da IUGS

(STRECKEISEN, 1973) realizada através da estimativa visual em amostra de mão e em lâminas,

levando em consideração a porcentagem de volume de minerais máficos e opacos:

Índice de Cor (% em volume) Rocha

<5 5-30 30-60 60-90 >90

Hololeucocrática Leucocrática Mesocrática

Melanocrática Ultramelanocrática

D. Granulação e aspectos texturais:

As rochas foram classificadas de acordo com o tamanho absoluto e relativo dos grãos

minerais constituintes, assim como pela presença e dimensões dos fenocristais presentes. A

classificação para rochas ígneas, baseada no tamanho absoluto e relativo dos grãos de

Streckeisen (1976), adaptada para as rochas porfiríticas pesquisadas nesta tese (Figura 3):

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Tamanho Absoluto Granulação 1. Fina: <1 mm 2. Média: 1 a 5 mm 3. Grossa: > 5 mm. Tamanho Relativo 1. Equigranular

Rochas com grãos de tamanhos iguais ou apresentando variações mínimas;

2. Inequigranular Variação de tamanho entre os grãos minerais sem destaque dos maiores em relação aos menores;

3. Porfirítica Rochas com fenocristais que sobressaem de tamanho em relação a matriz mais fina.

Fina e Equigranular

Equigranular

Média e Inequigranular

Matriz e equigranular/ fenocristais médios

Figura 3. Classificação quanto ao tamanho absoluto e relativo dos grãos minerais

F.Classificação dos fenocristais:

1. Cor;

2. Forma: euédrico, subéudrico e anédrico;

3. Dimensões;

4. Abundância;

5. Tipos de contatos entre os cristais;

6. Variabilidade do tamanho: Serial ou Hiatal

7. Estruturas internas: Inclusões/zoneamentos, zoneamento composicional dado por textura

rapakivi segundo Vorma (1976): textura rapakivi: feldspato potássico manteado por auréola de

plagioclásio.

A quantificação dos fenocristais foi realizada tanto durante os trabalhos de campo,

quanto em laboratório, através de rede de contagem com 1000 pontos em malha de 0,5 cm.

G. Estrutura:

Foram utilizados para as descrições mesoscópicas das amostras de mão e principalmente em

afloramento, os termos:

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•Anisotrópico - para classificar as rochas com orientação condicionadas pela deformação

regional ou estrutura de fluxo magmático.

•Isotrópica - para rochas maciças, homogêneas cujos minerais dispõem-se aleatoriamente

distribuídos sem qualquer orientação.

H. Enclaves:

A presença de enxame de enclaves em uma porção localizada dentro do granitóide merece

atenção especial. Foram identificados usando a classificação de (DIDIER, 1973), os seguintes

tipos: xenólitos – derivados das encaixantes; autólitos – derivados do próprio magma podendo

ser microgranulares claros e escuros.

I. Nomenclatura:

A nomenclatura adotada para a classificação das rochas graníticas, intermediárias e

básicas foi a de Streckeisen, 1973.

II.1.3.2. Análises químicas de rocha

Foram preparadas conforme os procedimentos rotineiros estabelecidos no Laboratório

de Preparação de Amostras do DPM-UNESP (lavagem, cominuição com marreta, britagem em

britadores de mandíbula e pulverização em moinho oscilante ou de anéis).

As análises químicas das rochas do Batólito Rio Branco e da Suíte Alvorada foram

realizadas no LABOGEO-IGCE/UNESP- Rio Claro, utilizando-se fluorescência de Raios X

através da fusão em meio borato para a determinação elementos maiores (SiO2, TiO2, Al2O3,

Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5) e através da pastilha prensada para os elementos

traços (Cu, Rb, Sr, Y, Zr, Nb e Ba). Para obtenção dos Elementos Terras Raras (La, Ce, Nd, Sm,

Eu, Gd, Dy, Er, Yb e Lu) foi usado a separação cromatográfica e leitura em espectrômetro de

emissão em plasma (ICP-AES), procedimento de Malagutti et al. (1988).

II.1.3.3. Análise isotópica

Foram encaminhadas ao Laboratório de Geocronologia da UNESP-UnB e IG-USP as

amostras de rocha pulverizada para análise isotópica pelo método Sm-Nd e, destas mesmas

amostras, foram separados zircões para determinação da idade pelo método U-Pb, por diluição

isotópica. Foram empregados os métodos isotópicos (U/Pb e Sm/Nd) que permitiram estabelecer

a cronologia dos eventos magmático, de colocação e de resfriamento destas rochas.

Método U/Pb (diluição isotópica)

Foi empregado o método convencional, utilizando-se cristais de zircões e titanita para

datar os eventos magmáticos e metamórficos superimpostos.

11

A preparação das amostras coletadas foi realizada na UNESP/Rio Claro, onde foram

cominuídas em britador, moídas em moinho de disco e posteriormente, peneiradas em diferentes

intervalos de granulometria, reservando-se o concentrado das frações menores que 80 mesh. Este

concentrado foi submetido ao bateamento para a separação dos minerais pesados como zircão,

apatita, monazita, magnetita etc.

Este novo concentrado é então levado a um separador magnético do tipo Frantz, cujo

objetivo é separar a fração não magnética (zircão) para posterior processamento em líquidos

densos (Bromofórmio d=2,6 e Iodeto de Metileno d=3,2). O concentrado de zircão é então

lavado com HNO3 e em seguida, submetido ao separador magnético (Frantz), onde várias frações

de zircão são obtidas em função da susceptibilidade magnética.

A fração não magnética foi então processada em líquidos densos (bromofórmio e iodeto de

metileno) de onde resultou o concentrado com zircões. Os zircões foram separados em função da

susceptibilidade magnética, gerando frações que variaram entre M(6) (fração mais magnética) a M(-

2) (fração menos magnética). Os grãos foram dissolvidos individualmente com HF e adicionado o

traçador misto 205Pb-235U. Os zircões pesavam entre 0,001 e 0,025 mg. Após a dissolução completa

(3 a 5 dias a 200oC) Pb e U foram separados em colunas de troca catiônica, segundo os

procedimentos descritos por Krough (1973) e Parrish (1987). As razões isotópicas foram medidas

em um espectrômetro de massa VG sector com multicoletor usando-se o detector Daly.

No Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília foram realizadas análises

U/Pb em monocristal de zircão por diluição isotópica, o que permite resultados precisos (com

menores erros) e identificação de populações de zircões de diferentes idades, proporcionando

uma melhor interpretação da evolução das rochas e das associações de rochas estudadas.

As composições isotópicas do Pb foram analisadas em filamento simples de Re utilizando-

se sílica gel e ácido fosfórico, sendo estas análises corrigidas pela discriminação de massa média de

0,12 ± 0,05 % de massa por unidade, o qual foi determinado pela análise do padrão NBS SEM-982

e valores de Pb radiogênico foram monitorado, periodicamente, pelo padrão NBS SEM-983.

Para o U, as amostras foram depositadas no mesmo filamento (Re) e analisadas como

UO2+. O fracionamento de U foi monitorado pela análise do padrão NBS SEM U-500. Incertezas na

razão U/Pb resultantes do fracionamento e da espectrometria de massa para as análises são ao

redor de ± 0,5 %. As composições isotópicas de 208Pb, 207Pb e 206Pb radiogênicos foram

calculadas levando em conta correções para o branco de Pb atual e para as composições não

radiogênicas destes isótopos foram corrigidas utilizando-se o modelo de (STACER e

KRAMMERS, 1975 in GIOIA e PIMENTEL, 2000). Incertezas no Pb radiogênico são da ordem

de ± 0,1 % com exceção das amostras com baixa razão 206Pb/204Pb, nas quais incertezas na

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composição de Pb comum original podem provocar erros maiores.

Os brancos laboratoriais situaram-se entre 5 e 24 pg de Pb total durante as análises. Os

cálculos das idades foram efetuados utilizando-se o programa ISOPLOT de Ludwig (1998). Os

erros gerados pela incerteza na regressão das discórdias foram calculados para 2 σ, ou 1 σ

quando indicado. Os resultados são apresentados em diagrama 206Pb/ 238U versus 207Pb/235U com

elipses cujas dimensões são representativas dos erros analíticos obtidos. As constantes de

decaimento utilizadas foram as recomendadas por Steiger e Jäger (1977).

Para os cálculos das idades e dos índices isotópicos (indicadores petrogenéticos)

utilizou-se o programa ISOPLOT/Ex de Ludwig (2001).

Método Sm-Nd

A digestão química das amostras de rocha total para análises isotópicas Sm-Nd foram

realizadas em bombas de teflon em forno microondas na potência média. Após pesar

aproximadamente 0.100 g de amostras e adicionam-se o traçador (spike), partiu-se para as fases

de digestão química das amostras em 2 etapas: com uma mistura de HF + HNO3, por 1 minuto e

30 segundos em forno microondas e secagem em placa aquecedora e 1 etapa com HCl, em forno

microondas por 1 minuto e 30 segundos. Depois de dissolvidas as amostras, fez-se a extração dos

elementos terras raras (ETRs) em colunas de troca iônica com resina BIO-RAD AG50W-X8 e a

extração do Sm e do Nd dos demais ETRs foi realizada em colunas de teflon com resina LN

SPEC (resina líquida HDEHP- ácido di-(etilhexil) fosfórico impregnada em pó de teflon). As

análises das amostras para Sm-Nd foram realizadas no espectrômetro de massa Finningan MAT-

262 multi-coletor do Laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília.

Os dados analíticos Sm-Nd foram obtidos nos Laboratórios de Geoquímica Isotópica da

UNESP/Rio Claro e de Geocronologia do Instituto de Geociências da UNB, seguindo os

procedimentos descritos em Gioia e Pimentel (2000). As razões isotópicas foram tomadas em

espectrômetro de massa Finnigan MAT 262 com multicoletores no modo estático. As razões 143Nd/144Nd foram normalizadas para 146Nd/144Nd de 0,7219 (O’NIONS et al. 1978). Os valores

atuais do CHUR empregados para o cálculo de εNd foram 147Sm/144Nd de 0,1967 e 143Nd/144Nd

de 0,512638 (WASSERBURG et al. 1981). Os valores do MORB empregados no cálculo das

idades-modelo foram 147Sm/144Nd de 0,513114 e 143Nd/144Nd de 0,222 (MICHARD et al. 1985).

O cálculo das idades foi realizado segundo o modelo do Manto Empobrecido de De

Paolo (1981) e a constante de decaimento do 147Sm, recomendada por Lugmair e Marti (1978).

Foi utilizado para datar a residência crustal (TDM) das rochas pós-cinemáticas e os

valores de ε Nd serão utilizados como traçadores dos processos petrogenéticos e discriminante

de ambientes geodinâmicos.

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II.1.4. Etapa final

Nesta etapa do trabalho, os dados obtidos foram devidamente relacionados,

interpretados, discutidos, resultando em artigos, trabalhos para eventos, no relatório final da

FAPESP e na confecção da presente tese de doutorado. A tese foi realizada conforme as normas

utilizadas pela UNESP-Campus de Rio Claro para elaboração de artigos científicos, tese,

formatação do texto, citações e referências.

14

CAPÍTULO III

A proposta deste capítulo “O Magmatismo Rapakivi: Uma breve revisão sobre A

origem, evolução, ambiente e tipo de rochas associadas” é apresentar uma sucinta revisão

bibliográfica da história dos granitos rapakivi na literatura mundial, apresentando as definições,

características, distribuição temporal e ambiente relacionados, assim como sua origem, evolução

e associações.

A literatura geológica mundial vem documentando um amplo acervo de artigos,

projetos e/ou pesquisas relacionados às características do magmatismo rapakivi. Discutindo as

diversas teorias a respeito de sua origem da textura rapakivi seu caráter bimodal, condições

físicas de cristalização, sua evolução crustal (quimismo, petrogênese, metalogênese, processos

magmáticos e mecanismos de alojamento), além do ambiente geodinâmico a qual este

magmatismo foi submetido.

Nas diversas partes do mundo (das regiões bálticas, ao sul da Groelândia, na Finlândia,

Rússia, na Suécia aos EUA, na Botsuana, e no Brasil entre outras), vem sendo registrada e

documentada a presença do magmatismo rapakivi (constituído por granitos tipo rapakivi e rochas

associadas). A seguir, algumas características, distribuição, definições, e apresentação dos

complexos rapakivi no mundo.

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III.2. DISTRIBUIÇÃO DAS SUÍTES RAPAKIVI

Os artigos que tratam da distribuição das suítes rapakivi, relacionam este magmatismo

principalmente às áreas continentais com idades Proterozóicas (geralmente entre 1.0 a 1.8 Ga.),

mais isto não significa que estes complexos rapakivi estejam restritos apenas a este período. Há

registro em vários locais por todo mundo mostrando a presença deles em épocas mais antigas,

como aqueles de idades Arqueanas e outras mais recentes como os de idades Fanerozóicas,

(HAAPALA e RÄMÖ, 1999).

Os granitos do tipo rapakivi encontram-se distribuídos por várias porções do globo,

entre todos da literatura internacional um dos exemplos mais clássicos e reconhecidos, são os

rapakivi da Finlândia (Batólitos Rapakivi Salmi, Wiborg, Suomenniemi, Obbnãs e Bodom entre

outros) com idades que variam de 1.67-1.47Ga. e rochas associadas como os enxames de diques

diabásios e quartzo- porfiríticos cristalizados em 1.95 Ga., que representam parte da história

evolutiva da litosfera fenoscandiana.

No Brasil, o magmatismo rapakivi abrange praticamente todas as províncias do Cráton

Amazônico, distribuindo-se temporalmente em vários intervalos de idade dentro do

Proterozóico. Em geral, na América do sul os complexos rapakivi do pré-cambriano

caracterizam-se pela assinatura geoquímica tipo A, proveniente de ambiente intraplaca, porém

alguns complexos graníticos rapakivi e da série mangerita-charnoquítica de idade

neoproterozóica foram relacionados ao evento brasiliano assim como os complexos rapakivi

pertencentes ao sudeste brasileiro, caracterizado como sendo pós-colisionais (JANASI e

ULBRICH, 1992; GODOY, 1989 e WERNICK, 2002).

Os complexos da província estanífera de Goiás são considerados anorogênicos e

correlacionados às séries do cráton Amazônico (DALL’AGNOL et al. 1999c e BETTENCOURT

et al. 1999).

Dall’Agnol et al. (1999c), fizeram uma criteriosa revisão sobre o magmatismo rapakivi

no Brasil e áreas vizinhas, traçando desta forma um perfil das principais características

petrogenéticas temporais das ocorrências que representam o magmatismo rapakivi no Brasil.

Seguindo a idéia dos autores, os quadros a seguir, mostram as principais ocorrências do

magmatismo rapakivi e sua ocorrência no Brasil (Quadro 1) e a distribuição das ocorrências

mundiais (Quadro 2), de modo sumarizado, apresentando as idades e os autores relacionados a

cada corpo estudado.

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Quadro 1. Principais ocorrências representantes do magmatismo rapakivi no Brasil e sua distribuição temporal, quadro modificado de Dall’Agnol et al. (1999c).

Localização Unidades pesquisadas Idades Referências

Bloco leste do Cráton Amazônico

Granitos: Cigano, Serra do Carajás, Pojuca, Musa, Jamon, Seringa, Velho Guilherme, Redenção e Antonio Vicente.

1.870 ± 68 Ma. a 1.896 ± 9 Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Dados fornecidos a partir da revisão geral dos granitos rapakivi no Brasil e adjacências realizadas por Dall’Agnol et al. (1999c); do estudo dos granitos rapakivi rondoniano de Bettencourt et al. (1999); Payolla et al. (2002), Rizzotto, 2001; da porção sudoeste em MT de Geraldes et al. (2004). Região sudeste do Brasil, realizadas por Godoy (1989), Galembeck, 1997, Wernick et al. (1997); Wernick (2002); Wernick e Ferreira (1993); Janasi e Ulbrich (1992), Janasi, 1995.

Bloco central do Cráton Amazônico

Granitos: Madeira, Madeira e Água Boa, Serra do Acari. Unidades Vulcânicas: Iricoumé, Surumu (Uatumã)

1.834 ± 6 Ma a 1.966 ± 9 Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Bloco noroeste do Cráton Amazônico, Guiana Francesa e Venezuela

Granitos: Parguaza na Venezuela, no Brasil o Surucucu e os Charnokitos Serra da Prata e na Guiana o Batólito Mucajaí e associações com os charnokitos do Complexo Kanuku

1.545 ± 20 Ma. a 1.564 ± 21 Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Bloco Sudoeste do Cráton Amazônico e Província Titanífera Rondoniana

Região dos vulcanitos félsicos do Juruena e granitos: Teles Pires, Canamã, Vulcânicas de Roosevelt e as vulcânicas félsicas de Caripunas, Granito Serra da Providência, Charnokitos Ouro Preto, Jauru, União e Granitos: Santo Antonio, São Lourenço, Caripunas, Oriente Novo, Santa Clara, Pedra Branca, Suíte Rio Branco

1.048 ± 8 Ma. a 1.645 ± 38 Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Província titanífera no centro do Brasil

Riolito Araí e Granitos: Soledade, Sucuri e Serra da Mesa

1.560 ± 20 Ma. a 1.771 ± 2 Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Província Mantiqueira e Borborema

Suíte Rapakivi Itu, S. José do Rio Pardo Mangerito e Charnoquito Umarizal

545 ± 7 Ma. a 640 ± 2Ma. (U-Pb e Pb-Pb)

Sudeste brasileiro Granitos Rapakivi da Província Itu na Faixa Ribeira, Complexo Itu, Complexo Socorro (Socorro, Piracaia e Nazaré Paulista)

Fanerozóico inferior a Proterozóico superior ~580 Ma. a 660 Ma.

III.3. DEFINIÇÕES E RELAÇÕES TEMPORAIS

O interesse mundial pelo estudo sobre os complexos rapakivi vem sendo difundido

principalmente devido a sua importância metalogenética, que envolve a presença de granitos

álcalis feldspatos enriquecidos em topázio, apresentando características geoquímicas e

mineralógicas dos granitos fanerozóicos estaníferos (HAAPALA e RAMO, 1997, 1999; NURMI

e HAAPALA, 1986) no Brasil (BETTENCOURT et al. 1999; DALL’AGNOL et al. 2005).

Haapala e Rämö (1992), não restringem a definição de um granito rapakivi com base

apenas na idade conforme vem sendo utilizado na literatura, mas classifica-os como: “Granitos

tipo-A, caracterizados pela presença em menor escala, de largos batólitos, apresentando

variedades de granitos com textura rapakivi.”

Um ponto consensual entre os diversos pesquisadores envolve as características

peculiares da textura rapakivi que devem seguir algumas premissas:

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1. forma ovóide dos fenocristais ou megacristais de feldspato alcalino;

2. manteamento dos ovóides de feldspato alcalino por plagioclásio de composição

predominantemente oligoclásio-andesina;

3. ocorrência de duas gerações de feldspato alcalino e quartzo.

Quadro 2. Principais ocorrências representantes do magmatismo rapakivi mundial e sua distribuição temporal, quadro modificado de Dall’Agnol et al. (1999c).

Localização Unidades pesquisadas Idades Referências

Labrador Província Makkovik e norte da Província Nain

Na Província Makkovik foram estudados pequenos maciços rapakivi localizados entre zonas de cisalhamento. Na parte norte da Província Nain no Labrador duas suítes constituídas por granitos rapakivi e anortositos foram datados, a Suíte Intrusiva Arnanunat e Suíte Intrusiva Nain

1.75-1.71 Ga. A suíte Arnanunat (2.1 a 2.0 Ga.). Suíte Intrusiva Nain (1.350– 1290 Ma.).

Ryan et al. (1998); Conelly e Ryan (1999); Ketchum et al. (2002).

EUA centro-sul-oeste

Suítes, complexos e os batólitos graníticos rapakivi da Província Range and Basin como: Sherman batholith no SE Wyoming; os Granitos rapakivi do sul da Newberry Montains no Colorado, Granitos da Província Grenville sul de Nevada, Suítes como o Michikamau Lake, o Mistastin e o Harp Lake. Inclusões antigas como do Complexo Anortosito Horse Creek, maciços do Wolf River em Wisconsin.

1.020 a 1.500 Ma. Howard et al. (1987), Van Schmus et al. (1998), Haapala et al. (1995, 1996), Scoates e Chamberlain (1997) Rivers e Corrigan (2000); Frost et al. (2000).

Fenoscandia Suíça, Finlândia, Rússia.

Suítes graníticas rapakivi e rorchas maficas associadas (diques diabásicos, gabros e anortositos) estudadas da Suíça a Finlândia: Granito Rapakivi Ahvenisto Complexo charnoquítico no SW da Filandia, Complexos rapakivi do centro da Suíça; na Finlândia, Salmi, Suomenniemi, Obbnãs, Wiborg e as intrusões satélites, o Bodom e na Rússia os granitos da Província Nain.

1.67 – 1.47 Ga. Neymark et al. (1994) Ekllund et al. (1998) Alviola et al. (1999) Nironen et al. (2000) Anderson et al. (2002) Haapala et al. (1999) Kosunen et al. (2004) Haapala et al. (2005).

Groelândia – Região sul

Granitos Rapakivi relacionados à orogenia Ketilidiana e rochas relacionadas

1.755 – 1.732 Ma. Dempster et al. (1991); Windley (1993, 1995).

Austrália/Antártica Granitos Rapakivi e anortositos. 1.700 Ma. Vigneresse (2005).

China Área de Beijing - nordeste

Complexo Shachang e outros complexos rapakivi

Ramo et al. (1995), Yu et al. (1997).

A natureza do magmatismo alcalino a subalcalino e das suítes rapakivi bimodais é em

geral, caracterizada pelos diversos estudiosos como resultante das atividades plutônicas de

plumas mantélicas, condicionada pelo riftamento incipiente ou abortado e em menor extensão da

quebra e abertura de oceanos, que afetaram a crosta continental nas diversas porções do mundo

durante períodos distintos.

18

As suítes intrusivas rapakivi, exibem modo de ocorrência e associação litológicas

combinadas, fato que as difere dos demais tipos de suítes graníticas. Caracterizam-se por seu

caráter bimodal (félsico - máfico), com termos félsicos a intermediários (granitos,

monzogranitos, tonalitos, granodioritos, sienitos, riolitos), caracterizado pela textura rapakivi,

associado a termos máficos (diabásio, gabro e anortosito). A integração entre magmas félsicos e

máficos tem produzido localmente em alguns complexos, membros híbridos intermediários

(monzodiorito), enquanto as rochas plutônicas máficas têm sido abundantes nas porções baixas

dos complexos (HAAPALA e RAMO, 1999, DALL’AGNOL et al. 1999a, 1999c).

A formação dos granitos rapakivi de idade proterozóica e sua associação com rochas

anortosíticas, vem sendo amplamente consideradas como importantes marcadores ou indicadores

tectono- magmático da evolução do período de construção da crosta continental (HAAPALA e

RÄMÖ, 1999 e HAAPALA et al., 2005).

Na literatura clássica, Bridgwater e Windley (1973), foram os primeiros a relacionarem

os granitos rapakivi com o tipo de ambiente, segundo os autores várias suítes graníticas

anorogênicas estariam ligadas diretamente a um rifting abortado ou incipiente. Em seguida

Loiselle e Wones, (1979), definiram os granitos rapakivi como granitos típicos de ambientes

anorogênicos, caracterizados pelo baixo teor em água e pela fugacidade do oxigênio, entretanto,

com a ampliação dos estudos referentes nas diversas regiões do mundo, estas rochas foram

encontradas também em outros ambientes como pós-colisional e alguns apresentaram ainda

evidencias de oxidação (WHALEN et al. 1987; KING et al. 1997, ANDERSON e SMITH, 1995;

DALL’AGNOL et al. 1997a, 1999b).

Atualmente, o ambiente geotectônico extensional vem sendo relacionado aos vários

complexos rapakivi da Finlândia devido ao reconhecimento de diversas características

estruturais, temporais e texturais relacionadas ao ambiente extensional, como a idade dos

rapakivi, a presença de diabásio subordinados e diques porfiríticos que cortam a crosta

Paleoproterozóica (HAAPALA e RÄMÖ, 1990), as estruturas em grábens (HAAPALA e

RÄMÖ, 1990), o estiramento de crosta em áreas rapakivi (LUOSTO et. al. 1990; HAAPALA e

RÄMÖ, 1992) e falhamentos lístricos (KORJA e HEIKKINEN, 1995). Outros complexos

rapakivi como o Shachang localizado na região de Beijing na China de idades 1.70 Ga.,

apresentam registros de ocorrências de estruturas em grábens e de estiramento crustal (YU et al.

1997).

O complexo granito rapakivi-anortosítico Ahvenisto intrudido nos terrenos do clássico

granito rapakivi Wiborg com idades de alojamento entre 1.61 a 1.64 Ga., (WAASJOKI et al.

1991 in DALL’AGNOL et al. 1999) e distribuído na porção sudoeste da Finlândia e adjacências

19

na Karelia Rússia, foi pesquisado geocronologicamente por Alviola et al. (1999), que definiram

idades variando entre 1.63 a 1.64 Ga.

O complexo rapakivi Salmi constituído por granitos rapakivi-anortositos e seus plútons

satélites (Uljalegi no sudoeste Báltico na Fennoscandia) revelaram na pesquisa realizada por

Yuri et al. (1997) com base nos dados geocronológicos obtidos pelo método U/Pb em zircões,

que ocorreram seis episódios de atividades ígneas distintas na região e que o intervalo foi de 17

milhões de anos. Estes episódios de atividade magmática, ocorridas neste restrito espaço de

tempo foram atribuídos pelos autores ao período em que ocorreu a extensão litosférica

(concordando com a hipótese do riftiamento incipiente da crosta continental).

III.3. 1. Modelos teóricos para a geração do magmatismo rapakivi

As relações do magmatismo rapakivi e os processos orogênicos foram discutidos por

Haapala e Rämö (1999), no qual relacionaram três linhas de pensamentos diferentes que

poderiam ser responsáveis pela geração das suítes rapakivi. Os principais modelos propostos

estão apresentados a seguir:

1. Hipótese da Pluma

Este modelo inclui a fusão da crosta inferior, a partir de magmas máficos derivados

direto do manto – Neste caso, seus defensores acreditam ser o riftamento ativo-passivo, o

colapso extensional de um orógeno, as plumas profundas do manto ou instabilidade no manto,

responsáveis pelos movimentos das placas que produziram a geração deste magmatismo,

defendendo esta idéia estão, Bridgwater et al. (1974); Eslie (1978); Anderson (1983, 1989);

Haapala e Rämö (1990, (1996) e Frost e Frost (1997).

2. Fusão Crustal

Outro modelo tenta explicar a origem deste magmatismo por fusão de uma crosta

orogênica expessada, onde a base do pacote rochoso sofreria fusão, gerando o magmatismo

rapakivi.

3. Extensão crustal ou afinamento da crosta

O terceiro modelo diz que o magmatismo intracratônico está relacionado à orogenia nas

margens do cráton.

O ambiente tectônico, a associação bimodal, a geoquímica e geocronologia dos granitos

rapakivi poderiam ser explicados pelo modelo de fusão de magmas máficos, porém o

20

magmatismo rapakivi de áreas como os pertencentes à Província Basin and Range (EUA)

poderia ser explicado através da doutrina do uniformitarismo interpretando o ambiente geológico

e origem dos complexos pré-cambrianos os quais seriam rampeados ou arqueados, pelos

distúrbios tectônicos e/ou pela erosão profunda da crosta.

Vigneresse (2005), estudando as relações entre os granitos rapakivi do meso-

proterozóico e as suítes associadas faz um apanhado, que reuniu uma ampla pesquisa

bibliográfica onde o autor, além de citar os vários modelos anteriormente descritos, discute os

prós e contradições de cada idéia e propõe um novo modelo relacionado ao contexto do

supercontinente Colúmbia. Sua proposta é denominada de Modelo Antipluma para o Colúmbia,

onde o autor trata da evolução do supercontinente Colúmbia ao longo do meso- proterozóico,

reconstruindo a posição de cada província, bloco e continentes separando os picos de

metamorfismo e de magmatismo gerados pelo processo global de condução de calor.

III.4. ORIGEM DA TEXTURA RAPAKIVI

As texturas rapakivi vêm sendo bastante estudadas de acordo com diversos parâmetros

usados pelos pesquisadores gerando várias tentativas de explicar a sua origem e evolução.

As teorias a respeito da origem desta textura envolvem desde a anatexia crustal

promovida pelo reaquecimento magmático (HAAPALA e RAMO, 1992; 1995; DALL’AGNOL

et al. 1999a); até a mistura de dois magmas de diferentes composições (HIBBARD, 1991;

WARK e STIMAC, 1992); e ainda, a teoria que vem sendo ampliada por outros cientistas,

mostrando que a cristalização de um líquido granítico pode sofrer modificações quando

submetido a condições que envolvam um determinado acréscimo de pressão combinado com

pequena mudança na temperatura, causando a reabsorção das bordas dos megacristais de K-

feldspato e precipitação de plagioclásio ao redor destes megacristais. (NEKVASIL, 1991).

Para Haapala e Rämö (1999), a última proposta defendida por Nekvasil (1991), seria a

mais aceita, nos estudos realizados baseados nos parâmetros físico-químicos estudados nos

rapakivi do sudeste da Fennoscandia, concluíram que o caráter anorogênico dos granitos rapakivi

como tipo A, refletem tanto a origem dos magmas quanto sugerem o tipo de ambiente a que está

relacionado, enquanto que as texturas rapakivi seriam resultados de vários processos que

ocorreriam comitantemente e que refletiriam na verdade, as condições de cristalização do

magma.

Eklund e Shebanov (1999), no mesmo ano publicam um artigo discutindo a origem da

21

textura rapakivi por mudanças das condições físico-química e variações composicionais

(descompressão sub- isotermal do magma saturado em cristais) utilizando a termobarometria em

assembléias minerais dos megacristais e da matriz de 5 corpos rapakivi proterozóicos (1.64 –

1.55 Ga.) pertencente ao escudo fenoscandiano. As análises foram realizadas em diferentes

posições de um mesmo cristal com textura rapakivi, do núcleo à zona periférica, no qual os

resultados foram comparados com os campos de estabilidade do Qtz-Or-Ab sob diferentes

pressões.

Concluíram que durante a ascensão do magma, a quantidade total de cristais decrescem

por dissolução parcial, a textura rapakivi formada durante esta ascensão se acomodaria em níveis

crustais médios à câmaras superficiais. Esta ascensão sub-termal produziria a dissolução de

megacristais de quartzo e k. feldspato e precipitaria o plagioclásio, este processo explicaria a

forma arredondada e embaiamento profundo dos megacristais de quartzo, as formas ovóides de

outros cristais e a presença de intercrescimento micrográfico nas zonas intermediárias de um

cristal.

22

CAPÍTULO IV

IV.1. REVISÃO DO CONHECIMENTO GEOLÓGICO

O Proterozóico nesta parte da Plataforma Sulamericana é caracterizado, segundo vários

autores, pela acresção de cinturões móveis que se anexaram ao núcleo arqueano do protocráton

Amazônico. Estes cinturões móveis foram denominados de acordo com a idade de acresção, o

mais antigo o Cinturão Maroni-Itacaiúnas (2,2 a 2,0 Ga.), Cinturão Venturi-Tapajós (2,1 e 1,9

Ga.), Província Rio Negro-Juruena (1,7 e 1,6 Ga.), Província Rondoniana (de idade entre 1,5 e

1,3 Ga.) e o Cinturão Sunsás/Aguapeí (1,1 e 1,0 Ga.) (Figura 4). A região estudada está inserida

de acordo com os dados geocronológicos dentro da Província Rio Negro-Juruena, a sudoeste do

cráton amazônico na região de Mato Grosso.

Esta porção do Cráton Amazônico tem sido estudada de forma sistemática a partir

década de 70. O crescente emprego de geocronologia e geologia isotópica (U-Pb, Sm-Nd e Ar-

Ar) nos últimos anos (PINHO et al. 1997, TOLEDO, 1998; GERALDES et al. 2001, 2004;

MATOS et al. 2004 e RUIZ et al. 2004), possibilitou a definição dos grandes períodos

orogênicos que afetaram a região, todavia há uma carência de informações litoestratigráficas,

estruturais e metamórficas, que permitam a definição do arcabouço e da cronologia dos eventos

tectônicos desta área.

Este capítulo apresenta uma revisão do conhecimento geológico do SW do Cráton

23

Amazônico em Mato Grosso com base nos dados obtidos pela literatura e a nova proposta de

divisão em domínios definida por Ruiz et al. (2005).

Figura 4. Mapa das Províncias Geocronológicas do Cráton Amazônico (TASSINARI e MACAMBIRA, 1999).

A região enfocada foi alvo de poucos levantamentos geológicos sistemáticos sendo que

o processo de evolução do conhecimento pode ser organizado em fases distintas. No que se

referem à subdivisão tectônica, as interpretações ou modelos refletem a documentação geológica

disponível e os conceitos tectônicos em voga. Na tabela 1 estão relacionadas contribuições

relevantes para a definição da litoestratigrafia do SW do Cráton Amazônico.

As primeiras contribuições ao conhecimento geológico da região, (CASTELNAU,

1851, OLIVEIRA, 1915, CUNHA, 1943 in RUIZ, 2005), caracterizam-se pelas citações de

24

caráter geral. Entre os anos 60 e 80, ocorreram os principais projetos de mapeamento regional

desenvolvidos pela CPRM/DNPM e o Projeto RadamBrasil.

Tabela 1. Sumário das propostas de divisão litoestratigráfica para o pré-cambriano do SW de Mato Grosso (RUIZ et al. 2005).

Figueiredo et al. (1974)

Barros et al. (1982)

Saes et al. (1984)

Leite et al. (1985)

Monteiro et al. (1986)

Matos e Ruiz (1991)

Carneiro et al. (1992)

S. I. Guapé

Granitos Alvorada

S. I. Guapé

S. I. Figueira Branca

Tonalito Cabaçal

Grupo Rio Branco

Grupo Rio Branco

S. V. S. Quatro Meninas

S.I. Rio Alegre

Grupo Aguapeí

S. I. Jaboti

Rochas Graníticas

Grupo Aguapeí Gr. Água Clara Grupo Aguapeí

Batólito Água Clara

Granito Lajes

Grupo Quatro Meninas

Intr. Básico- ultrabásica.

S. I. Rio Alegre Granito Santa Helena

S. I. Rio Branco

Greenstone Belt Alto Jauru

Form. São Fabiano

Gn. Santa Fé

Complexo Basal

Complexo Xingu

A. Gn. Mig. Brigadeirinho

Complexo Xingu

Complexo Xingu

Emb. Metamórfico

Gn. S. J. Quatro Marcos

Ruiz (1992)

Menezes et al. (1993)

Matos (1995) Matos et al. 2004

Saes (1999) Geraldes (2000)

Araújo-Ruiz (2003)

Matos et al. 2003

Granito São Domingos

Granito Sararé

S. I. Guapé Granito Sapé

Grupo Aguapeí

Grupo Aguapeí

Granito Guapé

S. I. Rio Branco

Suite Intrusiva Rio Branco

Suíte Santa Helena

S. I. Guapé

Granito Alvorada

Intr. SMVS Rio Alegre

Grupo Aguapeí

Granodiorito Água Clara

S. MVS Rio Alegre

C. I. Rio do Cágado

Granito-gnaisse Santa Helena

A. Anf. Gran. S. Bárbara

Granito Alvorada

Granito S. Domingos

Grupo Aguapeí Metamáficas e serpentinitos

S. I. Cachoeirinha

Granito Lucialva

S.I.Santa Cruz

Gr.-Gn.Santa Helena

Suíte Santa Helena

Gnaisses Tonalíticos

Granit. (Fazenda Reunidas)

Granito Santa Helena

Tonalito Cabaçal

C M V S Pontes e Lacerda

C. Pensamiento

Complexo Gnáissicos Migmatíticos e Tonalito Cabaçal

C. Figueira Branca

Gnaisse Anhanguera

S.I. Figueira Branca

Gn. Aliança /S. Domingos

C. Gran-Anf. Santa Bárbara

Intr. Félsicas e Máficas

Suíte Intrusiva Figueira Branca

Greenstone Belt Alto Jauru

C. M. Alto Guaporé

C. M. Taquarussu

Grupo Alto Jauru

C. M. Alto Guaporé

S. V. S Rio Alegre

Complexo Metavulcano- sedimentares

Emb. Indiferenciado

C. M. V.S. Pontes e Lacerda

C. V.S. Quatro Meninas

25

Destacam-se os trabalhos de caracterização preliminar de Almeida (1964, 1967, 1972),

Vieira (1965), LASA (1968), seguidos pela cartografia geológica sistemática na escala

1:1.000.000 (FIGUEIREDO et al. 1974, PADILHA et al. 1974, SANTOS et al. 1979, BARROS

et al. 1982, DEL`ARCO et al. 1982). Contribuições pioneiras nas determinações radiométricas

K-Ar e Rb-Sr são atribuídos a Hasui e Almeida (1970) e Hama (1976).

Lacerda Filho et al. (2004) apresentam no texto explicativo dos mapas geológico e de

recursos minerais do Estado de Mato Grosso (1: 1.000.000) a área de abrangência dos principais

trabalhos de cartografia geológica e levantamentos geofísicos realizados.

IV.2. COMPARTIMENTAÇÃO TECTÔNICA

A partir da segunda metade dos anos 80 foram publicadas algumas tentativas de

compartimentação tectônica para o SW do Cráton Amazônico, que refletem a documentação

geológica disponível e os conceitos tectônicos em voga. Monteiro et al. (1986), definiram três

calhas sinformais (Faixa Cabaçal, Araputanga e Jauru) constituídas por seqüências supracrustais

do Greenstone Belt do Alto Jauru, separadas pelos terrenos gnáissico-migmatíticos com

intrusões graníticas denominadas, de leste para oeste, de Bloco Cachoeirinha, Domo Água Clara

e Bloco Córrego Fortuna (Figura 5).

Figura 5. Primeira tentativa de compartimentação lito-tectônica do Cráton Amazônico em Mato Grosso (extr. MONTEIRO et al. 1986).

26

Na década de 90 o emprego do conceito de terrenos e dos processos envolvidos na

interação desses fragmentos crustais, foi amplamente utilizado na região. Saes e Fragoso César

(1996) apresentam o arranjo tectônico (Figura 6A), onde se destacam três terrenos (Jauru,

Paraguá e San Pablo) e uma zona de sutura.

Saes (1999) modifica parcialmente a proposta de Saes e Fragoso César (1996),

discriminando, de oeste para leste, os seguintes terrenos: Paraguá (TP), Rio Alegre (TRA), Santa

Helena (TSH) e Jauru (TJ) (Figura 6B).

Matos et al. (2004) apresentam o SW do Cráton Amazônico como um amálgama de

orógenos justapostos: Orógeno Alto Jauru (1,79 a 1,74 Ga.), Cachoeirinha (1,58 a 1,52 Ga.),

Santa Helena, Rio Alegre e San Ignácio.

Figura 6. Compartimentação em terrenos litoestratigráficos. A) Saes e Fragoso César (1996) e B) Saes (1999).

IV.3. COMPARTIMENTAÇÃO TECTÔNO- ESTRATIGRÁFICA

O termo Domínio Tectônico será utilizado para designar um trato geológico particular,

delimitado por zonas de cisalhamento de expressão regional, que apresenta um acervo de

registros litológicos, estruturais e geocronológicos. O mapa geológico 1: 1.000.000 (Figura 7)

expressa a compartimentação em domínios (RUIZ, 2005).

A B

27

Figura 7. Mapa geológico do SW de Mato Grosso na escala 1: 1.000.000 (RUIZ, 2005).

IV.3.1. Compartimentação em Domínios Tectônicos

Com base nos novos dados de campo, geocronológicos (U-Pb, Ar-Ar e Sm-Nd) e

geoquímicos e informações pré-existentes, sugere-se, para o SW do Cráton Amazônico, a divisão

em cinco Domínios Tectônicos (Figura 8, 9): Cachoeirinha, Jauru, Rio Alegre, Santa Bárbara e

Paragua (RUIZ et al. 2005). A seguir serão apresentadas as principais informações geológicas

para cada domínio proposto, particularmente no que concerne aos aspectos litoestratigráficos,

tectôno- metamórficos e geocronológicos, apresentando uma maior discussão para o Domínio

Cachoeirinha.

IV.3.1.1. Domínio Tectônico Paragua

Por definição o Cráton Paragua (KLINCK e LITHERLAND, 1982) agrupa os tratos

geológicos pré-cambrianos do oriente boliviano que foram poupados pela Orogenia Sunsás.

Neste sentido, a região de Vila Bela da Santíssima Trindade/Serra de Ricardo Franco

corresponde à continuidade, em território brasileiro, deste segmento crustal.

28

Figura 8. Compartimentação em Domínios Tectônicos para o SW do Cráton Amazônico, abrangendo o SW de Mato Grosso e o leste da Bolívia (Ruiz, 2005).

Figura 9. Compartimentação em Domínios Tectônicos (RUIZ et al. 2005)

O Domínio Paragua cuja proposição assenta-se na ausência de registros deformacionais

e metamórficos relacionados ao Evento Sunsás, é o menos estudado em território brasileiro e têm

seus limites recobertos pelos sedimentos quaternários do Pantanal do Guaporé.

29

A documentação geológica à disposição resume-se aos resultados publicados pelos

Projetos RADAMBRASIL. Assim, os escassos dados existentes apontam para a seguinte

constituição litoestratigráfica: Complexo Pensamiento, Suíte Intrusiva Guará, Granito Vila Bela,

Grupo Aguapeí e Suíte Intrusiva Huanchaca.

Aplica-se o termo Complexo Pensamiento (LITHERLAND et al. 1986) para as rochas

gnáissicas e graníticas que compõem o embasamento regional, correlatas às descritas em

território boliviano. A unidade é composta por biotita gnaisses, biotita anfibólio gnaisses,

granitos foliados, róseos a cinza, de granulação grossa e composição monzogranítica (granitóides

sin- tardi cinemáticos) e granitos maciços, de granulação média a grossa, composição

sienogranítica a granodiorítica (granitóides tardi- pós cinemáticos) Litherland et al. (1986). O

Granito Vila Bela, aqui considerado parte do Complexo Pensamiento, exibe rochas leucocráticas,

cinza rosadas, de granulação grossa, maciças, composição monzogranítica e bolsões e diques

pegmatóides.

A Suíte Intrusiva Guará corresponde a um batólito, composto por rochas

melanocráticas, maciças, cinza escuras a negras, equigranulares, granulação fina a média e

composição dominante gabróica.

O Grupo Aguapeí (Formação Fortuna), que na região define um relevo de chapadões,

assenta-se em discordância erosiva e litológica sobre o embasamento gnáissico-granítico e

constitui-se, na base, por bancos de conglomerados oligomíticos com seixos centimétricos de

quartzo leitoso, com intercalações de arenitos quartzosos finos e siltitos; em direção ao topo da

seqüência predominam os termos arenosos e siltosos, com discretas ocorrências de argilitos. Os

estratos horizontais a inclinados, por efeito de falhas subverticais, não apresentam registros de

deformação penetrativa.

A Suíte Intrusiva Huanchaca refere-se a um conjunto de diques e sills de diabásio e

gabros alojados nos estratos do Grupo Aguapeí e embasamento, que apresentam idades K-Ar

entre 845 a 918 Ma. (LITHERLAND et al. 1986).

IV.3.1.2. Domínio Tectônico Santa Bárbara

O Domínio Santa Bárbara situa-se na região da Serra de Santa Bárbara/Destacamento

Fortuna, a sul e oeste estende-se para o território boliviano, a leste justapõe-se ao Domínio Rio

Alegre pela Zona de Cisalhamento Santa Rita e a norte, com o Domínio Paragua.

Os escassos dados geológicos destacam a seguinte constituição litoestratigráfica:

Complexo Metavulcano-sedimentar Ascension, Suíte Intrusiva Serra do Baú, Granitos Lajes e

Tarumã e Grupo Aguapeí.

30

O Complexo Metavulcano - sedimentar Ascension é definido por um conjunto de

discretas ocorrências de seqüências metavulcano-sedimentares intercaladas em ortognaisses da

Suíte Serra do Baú. A unidade agrupa as formações Ascension (PITFIELD et al. 1990) e São

Fabiano (MATOS e RUIZ, 1991), é composta por metarcóseos, anfibolitos, talco xistos e filitos.

A Suíte Intrusiva Serra do Baú corresponde ao Embasamento Metamórfico (Matos e

Ruiz, 1991) e compreende um conjunto de ortognaisses, bandados, de cor rosa, granulação

grossa, multideformados e composição dominante monzogranítica.

O Granito Lajes (MATOS e RUIZ, 1991) é uma intrusão rasa, constituída por rochas de

granulação fina a média, leucocráticas, cinza esbranquiçadas, discretamente foliadas e

composição sienogranítica a monzogranítica. São comuns enclaves angulosos de gnaisses e

anfibolitos. Idade U-Pb em zircão de 1310±34 Ma. (GERALDES, 2000).

O Granito Tarumã trata-se de um batólito alojado nos ortognaisses e supracrustais,

exibe rochas leucocráticas, rosa esverdeadas, porfiríticas, com fenocristais de feldspato alcalino

imersos em matriz quartzo-feldspática epidotizada. A composição é sienogranítica, a foliação, de

orientação NW, é marcada pelo alinhamento dos fenocristais, sendo comuns os enclaves

gnáissicos e anfibolíticos.

Na seção-tipo do Grupo Aguapeí (Serra de Santa Bárbara) descrita por Souza e Hildred

(1980), a espessa cobertura siliciclástica resta em discordância erosiva sobre as unidades

gnáissicas-graníticas e constitui-se, da base ao topo, pelas formações Fortuna, Vale da Promissão

e Morro Cristalina. A Formação Fortuna mostra espessos pacotes de conglomerados oligomíticos

e arenitos quartzosos, com intercalações, em direção ao topo, de metassiltitos e metargilitos,

depositados em um ambiente de mares rasos e correntes de marés; a Formação Vale da

Promissão exibe um contato transicional interdigitado com a unidade sotoposta e compreende

uma seqüência dominada por metargilitos e metassiltitos e raros metarenitos depositados em um

ambiente marinho profundo, sob ação de ondas de tempestades; uma espessa seqüência fluvial

encerra a deposição do Grupo, com o registro de areias de corrente da Formação Morro

Cristalina (SAES, 1999). A idade máxima da deposição é estimada em 1230 Ma. com base na

datação de zircões detríticos pelo método U-Pb (SHRIMP) (SANTOS et al. 2001).

IV.3.1.3. Domínio Tectônico Rio Alegre

O Domínio Rio Alegre definido originariamente como uma zona de sutura (SAES e

FRAGOSO CÉSAR, 1996), foi posteriormente designado como Terreno Rio Alegre (SAES,

1999 e GERALDES, 2000) e Orógeno Rio Alegre (MATOS et al. 2004).

Os limites norte e sul mostram-se recobertos pelos sedimentos holocênicos, o contato

31

ocidental com o Domínio Santa Bárbara é determinado pela Zona de Cisalhamento Santa Rita e a

leste, com o Domínio Jauru, é balizado pela Zona de Cisalhamento Piratininga (RUIZ et al.

2005). O limite oeste, segundo Ruiz et al. (2004 e 2005) é definido pela Zona de Cisalhamento

Piratininga.

Os dados geológicos e geocronológicos sugerem a superposição de eventos tectônicos e

a seguinte seqüência litoestratigráfica: Complexo Metavulcano-sedimentar Rio Alegre,

Complexo Granulítico Santa Bárbara, Suíte Intrusiva Vale do Alegre, Suíte Intrusiva Santa Rita,

Granito Ellus e Grupo Aguapeí.

O Complexo Metavulcano-sedimentar Rio Alegre representa a unidade mais antiga do

domínio, dispondo-se ao longo da estreita faixa com direção NNW. Matos (1995) e Matos et al.

(2004) subdividem a unidade em três associações litológicas: na base dominam metabasaltos

melanocráticos, equigranulares, finos, associados a metacherts e metabifs, ambos foliados; a

unidade intermediária é constituída por metadacitos, metarriolitos e metapiroclásticas em menor

proporção e, a porção de topo constituída por muscovita xistos, metacherts e formações ferríferas

bandadas. O metamorfismo é de baixo grau, de fácies xisto verde a epidoto anfibolito.

Geraldes et al. (2001) e Matos et al. (2004) apresentam idades U-Pb em zircão de

anfibolitos (1494 ± 11 Ma.) e metadacitos (1503 ± 14 Ma.). Idades-platôs apresentadas por De

Paulo (2004) em cristais de hornblenda e biotita de anfibolitos, indicam valores de resfriamento

regional de 1378 ± 4 Ma. e 1322 ± 2 Ma., respectivamente.

Ferreira Filho e Bizzi (1985) relatam cumulados máficos granulitizados nas imediações

da Serra de Santa Bárbara. Menezes et al. (1993) descrevem a Suíte Granulítica Santa Bárbara

como rochas de cor cinza esverdeada, mesocráticas, equigranulares, finas a médias, com discreta

trama planar, bimodalidade composicional, com termos enderbíticos e noríticos. Geraldes (2000)

obteve resultado de 1494 ± 11 Ma. pelo método U-Pb em zircão em anfibolitos.

Suíte Intrusiva Santa Rita é a denominação empregada para descrever um conjunto de

corpos plutônicos de composição tonalítica-diorítica a monzogranítica, encaixados na assembléia

metavulcano-sedimentar. Ocorrências subordinadas de intrusões máficas e ultramáficas

completam a suíte intrusiva. As rochas predominantes são leucocráticas a mesocráticas, de cor

cinza escuro a rosa acinzentado, equigranular média a porfirítica, foliadas. Em menor proporção

destacam-se os corpos de rochas melanocráticas, de cor verde escura a negra, granulação grossa

a média, foliadas, variando em composição de peridotitos-harzburgitos, gabros e serpentinitos.

São reconhecidas seis intrusões granodioríticas-dioríticas agrupadas nesta suíte - os

Tonalitos Rio Aguapeí (PINHO, 1990), Rio do Cágado (MENEZES et al. 1993) e São José, o

Diorito Furna, o Granodiorito Rio Alegre e o Granito Carrapato (GERALDES, 2000). Duas

32

intrusões ultramáficas foram identificadas nas fazendas Piratininga e Gameleira.

Os dados geocronológicos disponíveis para a suíte, U-Pb em zircão (GERALDES, 2000

e GERALDES et al. 2001), indicam os valores: para o Tonalito Rio Aguapeí, 1384 ± 40 Ma., o

Granodiorito Rio Alegre, 1412±05 Ma. e o Granito Carrapato, 1400 ± 24 Ma. O resultado K-Ar

de 1245 ± 35 Ma. obtido em plagioclásio do Tonalito Rio Alegre (BARROS et al. 1982), indica

a idade do resfriamento do metamorfismo regional.

O Granito Ellus (GERALDES, 2000 e GERALDES et al. 2001) é uma intrusão

composta por rochas gnáissicas de composição monzogranítica a granodiorítica, de cor rosa a

cinza clara, que exibem complexo padrão de deformação. Resultados U-Pb em zircão (Geraldes,

2000), indicam idade entre 1437± 12 Ma. e 1444±21 Ma. para o batólito.

O Grupo Aguapeí, nas serras do Caramujo e Salto do Aguapeí, é representado pela

Formação Fortuna, que caracteriza-se como uma seqüência siliciclástica dominada por

metarenitos quartzosos e metaconglomerados monomíticos, que em direção ao topo, cedem lugar

a metargilitos laminados e raras grauvacas. As rochas metassedimentares exibem paragênese

metamórfica de baixo grau, fácies xisto verde, e desenha uma estrutura regional do tipo

sinformal, isoclinal. Análises Ar-Ar em cristais de sericita (FERNANDES et al. 2003) indicam

valores entre 927 a 926Ma, interpretado como episódio de resfriamento da Orogênese Sunsás.

IV.3.1.4. Domínio Tectônico Jauru

O Domínio Jauru compreende o Terreno Santa Helena (SAES, 1999) ou Pontes e

Lacerda (GERALDES, 2000) e parte do Terreno Jauru de Saes (1999) e Alto Jauru de Geraldes

et al. (2001). Este domínio a oeste limita-se com os domínios Rio Alegre e Paragua, no primeiro

caso, o contato se faz por zonas de cisalhamentos dúcteis normais, entretanto, sedimentos

holocênicos do Pantanal do Guaporé, recobrem o limite com o Domínio Paragua, impedindo sua

caracterização. O limite leste, com o Domínio Cachoeirinha, é tentativamente posicionado na

Zona de Cisalhamento Pitas, um conjunto de faixas miloníticas, subverticais, implantadas em

gnaisses cinza bandados.

Convém destacar que o Lineamento Indiavaí-Lucialva admitido como limite entre os

Terrenos Jauru e Santa Helena (sensu SAES, 1999), configura importante zona de cisalhamento

regional, mas não se trata de um limite de terrenos, como indicam os dados de campo e

geocronológicos (Ar-Ar). A Zona de Cisalhamento Indiavaí-Lucialva exibe uma cinemática

claramente normal, com movimento de topo para NE, justapondo o Batólito Santa Helena aos

conjuntos metavulcano-sedimentares e ortognaisses cinzas do embasamento do Domínio Jauru.

Feições de campo como, enclaves de anfibolitos e metagabros das encaixantes e diques

33

pegmatíticos do batólito recortando as supracrustais, evidenciam a natureza intrusiva do contato,

além do que idades Ar-Ar em cristais de muscovitas extraídos dos milonitos (Ruiz, 2005),

apresentam valores de 916 e 915 Ma. As idades Ar-Ar indicam que a deformação cisalhante

verificada no Lineamento Indiavaí-Lucialva, trata-se de um rearranjo crustal ocorrido durante a

Orogênese Sunsás e não por aglutinação de fragmentos crustais no Mesoproterozóico, durante a

Orogenia San Ignácio- Rondoniano.

Um dos fatores que determinaram a escolha da Zona de Cisalhamento Pitas como limite

dos Domínios Tectônicos, além da constituição litoestratigráfica, foi o padrão de idades Ar-

Ar/K-Ar e U-Pb. No Domínio Cachoeirinha o resfriamento regional verifica-se em torno de 1500

– 1450 Ma., não se constata o efeito termo-tectônico da Orogenia Sunsás (1020 a 900 Ma.), além

do que os granitos pós-cinemáticos (Tipo Alvorada) exibem idades de colocação em torno de

1400-1450 Ma., não havendo registros das intrusões pós- cinemáticas Neoproterozóicas (Suíte

Guapé 950 a 900 Ma.).

As unidades estratigráficas que constituem o Domínio Jauru (Figura 9 e Tabela 6)

apresentam a seguinte ordem cronoestratigráfica: Complexos Metavulcano-sedimentares (Pontes

e Lacerda e Rio Galera), Suítes Intrusivas Máfico-ultramáficas (Córrego Dourado, Salto Grande

e Figueira Branca), Ortognaisses (Suíte Intrusiva Rio Novo, Alto Guaporé, Retiro, Taquarussu e

Brigadeirinho), Batólitos polideformados (Santa Helena e Água Clara), granitos cálcio-alcalinos,

foliados (Suíte Intrusiva Pindaituba), Grupo Aguapeí, granitos cálcio-alcalinos, isotrópicos a

discretamente foliados (Suíte Intrusiva Guapé) e enxames de diques máficos (Suíte Intrusiva

Rancho de Prata. As assembléias vulcano- sedimentares apresentam ampla distribuição no

domínio em foco, estendendo-se de Porto Esperidião (S) até a o paralelo 14°S (Figura 9).

O Complexo Metavulcano-sedimentar Pontes e Lacerda (MENEZES et al. 1993) aflora

a sul da Zona de Cisalhamento Anhambiqüara e é subdividido em três unidades: Unidade São

José, formada por metabasitos e anfibolitos de natureza toleítica associados a rochas

metassedimentares químico- exalativas (BIFs e cálcio- silicatadas); Unidade Triângulo,

composta por muscovita xistos, biotita muscovita xistos, sendo comum a granada e cianita como

acessórios e raras intercalações de anfibolitos; a Unidade Paumar, de topo, é composta

essencialmente por xistos e quartzitos. O metamorfismo orogênico caracteriza-se pela

paragênese de fácies xisto verde superior a anfibolito inferior.

O Complexo Metavulcano-sedimentar Rio Galera (RUIZ et al. 2003) é formado por um

conjunto litológico heterogêneo, exibindo intercalações, provavelmente tectônicas, entre diversos

tipos litológicos. As litologias comuns são biotita muscovita xistos, biotita gnaisses, hornblenda

biotita gnaisses, diopsídio hornblenda gnaisses, sillimanita quartzo xistos e hornblenda

34

anfibolitos. A paragênese mineral encontrada indica condições metamórficas de fácies anfibolito

superior, com reações retrometamórficas para a fácies xisto verde. Nas regiões de Lucialva e

Nova Lacerda encontram-se expostas rochas plutônicas máficas-ultramáficas, denominadas

respectivamente como Suíte Intrusiva Salto Grande e Córrego Dourado (Figura 9). Tais unidades

são compostas por rochas melanocráticas, cor cinza-esverdeada, granulação média a grossa,

foliadas.

As suítes são compostas essencialmente por metagabros, anfibolitos e metaperidotitos.

Os metagabros foram subdivididos em dois grupos: o primeiro com granulação entre fina e

média, exibindo texturas que variam de nematoblástica a granoblástica e, o segundo grupo

apresenta granulação grossa, textura nematoblástica. Os anfibolitos têm granulação fina e textura

nematoblástica a granoblástica constituídos, por hornblenda, plagioclásio e quartzo. Os

metaperidotitos são constituídos, essencialmente, por olivina, piroxênio, serpentina, talco e

opacos.

Tanto as suítes máfica-ultramáficas como as assembléias vulcano-sedimentares são

recortadas por diversos corpos intrusivos, caracterizados como ortognaisses cinzas de

composição tonalítica a monzogranítica. São reconhecidas, atualmente, as seguintes suítes

intrusivas compostas por gnaisses cinza tonalíticos: Rio Novo (RUIZ et al. 2004), Alto Guaporé

(MENEZES et al. 1993), Taquarussu (MATOS et al. 2003), Brigadeirinho (SAES et al. 1984) e

Retiro (ARAÚJO-RUIZ, 2003). De uma maneira geral, os ortognaisses são rochas, leucocráticas

a mesocráticas, bandadas, de cor cinza claro a escuro, exibem complexo padrão de deformação e

a composição varia entre tonalitos a granodioritos, e raros monzogranitos. Exibem bandamento

composicional dobrado, cuja superfície envoltória mostra direção NEE e mergulhos íngremes

para NW e SE. Foliação penetrativa e zonas de cisalhamento com direção NNW reorientam as

foliações segundo esta direção. Os Gnaisses Rio Novo e Retiro apresentaram idades, U-Pb em

zircão, de 1552±03 Ma. e 1567±07 Ma.

A Suíte Intrusiva Água Clara, definida inicialmente como Granodiorito Água Clara

(SAES et al. 1984), foi descrita por Matos et al. (1996) como uma suíte plutônica composta por

litotipos de cor cinza claro e cinza escuro; de granulação fina a grossa, com fácies porfirítica

subordinada, e discretas variações mineralógicas. São evidenciados dois tipos litológicos: um

peraluminoso, constituído por granitóides granatíferos e outro metaluminoso. Análises modais

indicam a composição granítica (3a e 3b) e granodiorítica. O batólito exibe foliação contínua

EW, dobrada e localmente transposta por zonas de cisalhamentos NW, subverticais. O resultado

U-Pb em zircão 1485±04 Ma., (GERALDES, 2000) indica a provável idade da cristalização da

intrusão.

35

Emprega-se o termo Suíte Intrusiva Santa Helena para designar um corpo ígneo

batolítico, com aproximadamente 4500 km2, cujo eixo maior orienta-se segundo a direção NNW.

Descrito inicialmente por Saes et al. (1984), como Granito Santa Helena, essa unidade representa

a maior manifestação plutônica ácida da região SW de Mato Grosso. A suíte exibe uma

diversidade composicional e textural, passíveis de serem individualizadas como fácies

petrográficas distintas, além disso, as rochas mostram registros tectônicos que indicam pelo

menos três fases de deformação dúctil a dúctil-rúptil, sugerindo uma história mais complexa que

a maioria dos corpos ígneos relacionados à Orogenia San Ignácio–Rondoniana (RUIZ et al. 2005

e ALMEIDA et al. 2005).

Segundo Sousa et al. (2005) o batólito é constituído por rochas de foliação proeminente,

equi e inequigranulares a porfiríticas, de granulação, preferencialmente, grossa até fina,

leucocráticas a mesocráticas, com colorações variando entre cinza e rósea- avermelhado, tendo

biotita como principal máfico e, subordinadamente, hornblenda e granada. Foram divididas, em

base textural e mineralógica, em quatro principais associações de fácies petrográficas, todas

apresentando estruturas gnáissicas e, modalmente, classificadas como sieno a monzogranitos.

Quanto à caracterização petrotectônica, Menezes et al. (1993) afirmam que o batólito é

constituído por granitos com tendência alaskítica, foliados, cinza-avermelhados a róseos,

portadores de uma assinatura geoquímica típica de granitos alcalinos do tipo A. Geraldes (2000)

define a unidade como uma suíte de rochas cálcio-alcalinas geradas em uma margem continental

ativa, onde as composições tonalíticas e granodioríticas (metaluminosas) indicam um ambiente

de arco magmático e as graníticas (peraluminosas), entre arco e intra-placa. Sousa et al. (2005)

destacam que o batólito apresenta típicas características de Granitóides do tipo I, tais como, altos

teores de K2O e Rb, enriquecimento em Ce e baixos valores de Zr, Nb e Sm, grande volume de

rochas félsicas e menor quantidade de dioritos e gabros e a biotita como mineral máfico

dominante.

Os resultados U-Pb disponíveis (GERALDES, 2000 e GERALDES et al. 2001)

referem-se ao setor ocidental do batólito, onde houve intenso efeito tectônico da Orogenia

Sunsás. Os valores observados, 1422 ± 4 Ma. e 1419 ± 9 Ma. para os gnaisses porfiríticos e,

1423 ± 15 Ma., para os diques de biotita gnaisses leucocráticos, finos, sugerem a sincronicidade

das duas fácies petrográficas. Resultados Ar-Ar para cristais de biotita extraídos do mesmo

afloramento indicam valores de 921 ± 3 Ma. e 920 ± 3Ma., evidenciando o efeito termo-

tectônico do Evento Sunsás. A fácies Pau-a-Pique, de composição tonalítica, apresenta idade U-

Pb em zircão de 1481 ± 47 Ma. (GERALDES et al. 2001).

A Suíte Intrusiva Pindaituba (RUIZ et al. 2004) constitui um conjunto de intrusões

36

graníticas alojadas nos terrenos supracrustais e ortognáissicos do Domínio Jauru. Os granitóides

formam um conjunto de plutons e batólitos claramente orientados segundo a direção média de

N20-40W, as rochas exibem granulação média a grossa, com freqüência apresentam textura

porfirítica, são leucocráticas (cinza claro a rosa) a mesocráticas (cinza escuro),

composicionalmente variam desde termos tonalíticos a sienograníticos. As intrusões mostram

foliação orogênica penetrativa, por vezes milonítica, sendo que alguns corpos apresentam-se

apenas foliação em suas bordas. Os valores U-Pb em zircões encontram-se entre 1420 a 1480Ma.

O Granito Praia Alta trata-se de um batólito exposto nas folhas Vila Oeste e Colorado

do Oeste, constituído por rochas graníticas, leucocráticas, de cor rosa, inequigranulares grossas e

porfiríticas, de composição monzogranítica. O padrão estrutural difere das unidades a sul do Rio

Novo, pois exibe uma foliação contínua de direção N60°-40°W e mergulhos suaves (20° a

30°NE), nas zonas de alta deformação, quando se desenvolve a trama milonítica, a foliação exibe

direção entre N40°- 20°W e elevados mergulhos (60° a 80°NE). Resultado U-Pb em zircão

(Ruiz, dados inéditos), indica valor de 1423 ± 11 Ma., provável idade de formação do batólito.

Nas folhas Colorado do Oeste e Vila Oeste, em contato com o Granito Praia Alta, pela

Zona de Cisalhamento do Rio Vermelho, encontra-se a Suíte Intrusiva Nova Alvorada, uma

associação de rochas granito-gnáissicas de composição granodiorítica a monzogranítica,

mesocráticas, cinza escuras a claras, inequigranulares finas a grossas, foliadas.

Grupo Aguapeí aflora na Serra de São Vicente e em um alinhamento de pequenas

serras, na altura do Posto Sapé (BR-174). Nesta serras é representado pela formação Fortuna,

principalmente metaconglomerados e metarenitos quartzosos, e quartzo-feldspáticos, deformados

e o com metamorfismo orogênico na fácies xisto verde. Resultado Ar-Ar, idade platô, obtida em

cristais de muscovita indicam valores do resfriamento regional da ordem de 903 ±3 Ma e 899 ± 3

Ma (Ruiz, dados inéditos).

O Granito Banhado corta o Grupo Aguapeí, com diques tabulares, paralelos à foliação

principal das rochas metassedimentares. O corpo intrusivo é composto por rochas

monzograníticas, mesocráticas, cinzas, inequigranulares média e porfiríticas, recortadas por

termos mais diferenciados, de cor rosa, inequigranulares, média a grossa e composição

sienogranítica a monzogranítica.

A Suíte Intrusiva Guapé agrupa um conjunto de intrusões graníticas tarde a pós-

cinemáticas situadas ao longo de importantes zonas de cisalhamentos da Orogenia Sunsás. Três

intrusões maiores – Granito Guapé, São Domingos e Guaporé – relacionam-se com a Zona de

Cisalhamento Indiavaí- Lucialva, enquanto o Granito Sararé, ocorre na área de influência da

Zona de Cisalhamento Anhambiqüara.

37

O Granito Sararé (ARAÚJO-RUIZ, 2003) trata-se de um leucogranito róseo, maciço, de

composição monzogranítica, hospedado em ortognaisses e rochas metassedimentares, exibindo

formato elíptico, orientado conforme o trend regional NNW. O mapeamento faciológico definiu

três variedades petrográficas: a mais jovem, Fácies Monzogranito, constitui intrusões localizadas

e circunscritas, tendo sua principal ocorrência, no extremo norte da área, seguida pela Fácies

Muscovita Monzogranito, predominante na porção norte-central do corpo e, a mais antiga,

representada pela Fácies Biotita Monzogranito, se encontra na porção sul do maciço. Idade de

cristalização U-Pb em zircão é de 917±18 Ma. e de resfriamento Ar-Ar, idades platôs, em torno

de 903 a 906 Ma. (ARAÚJO-RUIZ, 2003).

O Granito São Domingos (MENEZES et al. 1993) trata-se de um granito granatífero,

situado ao norte do Distrito de São Domingos. São rochas leucocráticas a hololeucocráticas, cor

rosa clara a cinza rosada, equigranulares, granulação média a fina, isotrópicas a localmente

orientadas, sendo constituído essencialmente por microclínio, plagioclásio, quartzo, biotita,

muscovita e granada. Os dados de campo indicam que a intrusão é rasa e as características

mineralógicas e químicas sugerem que se trata de um granito tipo S (MENEZES et al. 1993).

Dados U-Pb em zircão, 930±12 Ma. e 936±26 Ma. (GERALDES, 2000), indicam a cristalização

do granito.

O Granito Guapé (BARROS et al. 1982 e MENEZES et al. 1993) aflora no limite NE

da Folha Pontes e Lacerda, nos contrafortes da Chapada dos Parecis. Constitui um corpo

subcircular, parcialmente recoberto pelos sedimentos do Grupo Parecis, composto por rochas

leucocráticas, de granulação fina a média, freqüentes pegmatitos, cor rosa clara, maciças, e

composição monogranítica a sienogranítica. Resultado isocrônico Rb-Sr de 950±40 Ma.

(MENEZES et al. 1993) é tido como a idade de cristalização da intrusão. O Granito Guaporé

corresponde a uma intrusão similar ao São Domingos e Guapé, é constituído por rochas

leucocráticas, equigranulares finas a médias, rosas a cinza rosadas, maciças a levemente foliadas

e exibe composição monzogranítica.

A Suíte Intrusiva Rancho de Prata (RUIZ et al. 2003, RUIZ et al. 2005) retrata,

provavelmente, o último episódio magmático no Domínio Jauru. Trata-se de um enxame de

diques máficos que se estende por uma faixa de aproximadamente 100 km de comprimento e 20

km de largura, ao longo de um trend NNW. Os diques são tabulares, paralelos, com espessura

variando de 0,5m a 5m, e atitudes médias de N20°- 40°W com mergulhos íngremes 80° a 90°.

Petrograficamente são diabásios e microgabros com textura ofítica a subofítica e

intercrescimento granofíricos, constituídos essencialmente por plagioclásio, orto e

clinopiroxênio, olivina e anfibólio em pouca quantidade.

38

IV.3.1.5. Domínio Tectônico Cachoeirinha

O Domínio Cachoeirinha de ocorrência das Suítes Rio Branco e Alvorada limita-se a

oeste com o Domínio Jauru pela Zona de Cisalhamento Pitas; a sul é recoberto pelos sedimentos

da cobertura de plataforma da Faixa Paraguai (Formações Araras, Puga e Bauxi) e pelos

sedimentos do Pantanal; a norte é recoberto pelo Grupo Parecis e, a leste, pelos sedimentos

inconsolidados do Pantanal.

As unidades geológicas que constituem o Domínio Cachoeirinha (Tabela 2) apresentam

a seguinte ordem crono-estratigráfica: assembléias metavulcano- sedimentares (Complexo

Quatro Meninas), suítes intrusivas máfico- ultramáficas (metagabros Cannaã e Araputanga),

unidades ortognáissicas (Suítes Intrusivas Quatro Marcos, Aliança e São Domingos), granitos

sin-cinemáticos, tipo I, foliados (Suíte Intrusiva Santa Cruz), granitos tardi a pós-cinemáticos,

maciços a discretamente foliados (Suíte Intrusiva Alvorada), suíte bi-modal, pós-cinemática

(Suíte Intrusiva Rio Branco), Grupo Aguapeí e sills e diques máficos (Suíte Intrusiva Salto do

Céu).

O Complexo Metavulcano-sedimentar Quatro Meninas, corresponde, em parte, a

Seqüência Vulcanossedimentar Quatro Meninas de Saes et al. (1984). Trata-se de uma

assembléia de rochas supracrustais, multideformadas, expostas em calhas tectonicamente

edificadas, com direção NNW – as faixas Araputanga e Cabaçal de Monteiro et al. (1986).

Ocorrências de suítes plutônicas máficas alojadas nas calhas supracrustais, exibem o

registro de múltiplas deformações e metamorfismo. Essas intrusões, representadas pelos

metagabros Araputanga e Canaã, são compostas por rochas melanocráticas, cinza escura,

composicionalmente correspondem a gabros anfibolitizados, portadores de uma foliação

contínua, dobrada.

Os ortognaisses, comumente cinza escuros a cinza rosados, ocorrem como intrusões nas

rochas metavulcano-sedimentares do Complexo Quatro Meninas. Foram destacados até o

momento as seguintes unidades gnáissicas ortoderivadas – Suítes Intrusivas Quatro Marcos e

Santa Fé (CARNEIRO et al. 1992), São Domingos e Aliança (RUIZ, 1992). Os ortognaisses são

rochas meso a leucocráticas, de cor cinza escura a cinza rosado, granulação média a grossa,

comumente exibem o bandamento gnáissico, com dobras e foliações superpostas. A composição

varia entre tonalito a monzogranito, com predomínio dos termos menos diferenciados. Idades U-

Pb relatadas por Geraldes (2000) indicam que tais rochas cristalizaram-se em torno de 1750 Ma

(Aliança) e 1550 Ma. (São Domingos e Quatro Marcos) (Tabela 2).

39

Suites Intrusivas Santa Cruz e Alvorada

A Suíte Intrusiva Santa Cruz (RUIZ, 1992) coincide parcialmente com a Suíte

Cachoeirinha de Geraldes et al. (2001), trata-se de um batólito com direção NNW, que estende-

se desde a Reserva do Cabaçal (N) até Mirassol do Oeste (S). Ruiz (1992) distingue duas fácies

petrográficas, na região de Cachoeirinha: uma fácies dominante, composta por rochas

leucocráticas, de cor rosa, inequigranulares grossas a médias, foliadas, classificadas como biotita

monzogranitos e biotita sienogranitos; a fácies subordinada corresponde a ocorrências menores

de rochas mesocráticas, de cor cinza escura, faneríticas, equigranulares, de granulação grossa,

foliadas, classificadas como hornblenda granodioritos.

A norte de Araputanga e em Mirassol do Oeste distingue-se vastas ocorrências da fácies

porfirítica, constituída por rochas leuco a mesocráticas, cinza rosadas, foliadas, composta por

biotita monzogranitos e, a norte da Reserva do Cabaçal, observa-se exposições da fácies

constituída por rochas meso a leucocráticas, de cor cinza clara, inequigranulares grossas,

foliadas, composta por biotita hornblenda granodioritos e monzogranitos. Geraldes (2000)

reporta resultados entre 1587 ± 04 Ma. a 1549 ± 10Ma., obtidos pelo método U-Pb em zircões,

indicam a provável idade de cristalização da unidade magmática. As suítes intrusivas

pesquisadas e objeto desta pesquisa constituem um conjunto de corpos intrusivos de idade

mesoproterozóica pertencente á Província Geocronológica Rio Negro-Juruena (1.7– 1.55 Ga.) e

inserida no Domínio Cachoeirinha previamente descrito.

A Suíte Intrusiva Alvorada, segundo Ruiz, 1992, constituem um conjunto de plutons

graníticos alongados e subcirculares, com área de exposição restrita ao trecho entre as cidades de

São José dos Quatro Marcos e Reserva do Cabaçal. Inicialmente foram definidos como

pertencentes a Suíte Intrusiva Guapé por Barros et al. 1982 e, posteriormente, Monteiro et al.

(1986), com base na idade de referência de 1440±80 Ma. (Rb/Sr), individualizaram estas

intrusões como uma unidade mais antiga, utilizando o termo Granito Alvorada.

De acordo com Ruiz (1992) estes granitóides são comumente equigranulares, exibem

granulação média a fina, cor cinza clara a rósea, isotrópicos a levemente orientadas e de

composição dominante monzogranítica. Afloram ora como pequenos corpos (plugs e stocks)

irregulares a subelípticos que cortam discordantemente as unidades mais antigas, ora como

corpos maiores, caracterizando plutons subarredondados a elípticos.

Suíte Intrusiva Rio Branco

O Batólito Rapakivi Rio Branco encontra-se inserido em rochas do Grupo Aguapeí do

Domínio Cachoeirinha (Ruiz, 2005), formando um conjunto de corpos de idade

40

mesoproterozóica pertencente à Província Geocronológica Rio Negro-Juruena (1,7 – 1,55 Ga.) e

é constituído pelas principais ocorrências de intrusões (ácida/básica) pós-cinemáticas do SW do

Cráton Amazônico, não afetadas pela Orogenia Sunsás (1,0 a 0,9 Ga.) (SAES, 1999,

GERALDES et al. 2004 e RUIZ, 2005). Tal peculiaridade faz com que esta unidade seja uma

importante fonte de dados sobre evolução crustal das orogenias San Ignácio- Rondoniana (1,5 a

1,3 Ga.) e Sunsás (1,0 a 0,9 Ga.).

As rochas que constituem a Suíte Intrusiva Rio Branco foram estudadas inicialmente

por Oliva (1979) sendo denominadas de Complexo Serra de Rio Branco. Barros et al. (1982),

utilizam o termo Grupo Rio Branco e definem esta unidade como uma seqüência plutovulcânica

constituída por rochas básicas (diabásios e gabros) e ácidas (riolitos, granitos pórfiros, andesitos

e dacitos) que ocorrem na região da serra homônima.

Leite et al. (1985) aplicam o termo Suíte Intrusiva Rio Branco, para englobar as rochas

hipoabissais máficas e félsicas da Serra de Rio Branco, a partir do mapeamento da porção sul do

batólito, reavaliar a posição estratigráfica da unidade, situando-a como embasamento do Grupo

Aguapeí, dividindo-a em duas unidades ígneas: a basal, unidade meso- melanocrática, composta

por olivina-gabros, gabros e quartzo- dioritos e de topo, unidade leucocrática, formada por

quartzo- monzonitos e sienitos, sugerindo que a intrusão seria de um complexo ígneo

estratiforme diferenciado.

Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001) através do estudo geocronológico utilizando os

métodos U/Pb e Sm/ Nd, obteve as idades de 1,46 a 1,42 Ma. para as rochas básicas e félsicas da

Suíte Intrusiva Rio Branco (SIRB), interpretadas como idade de cristalização destas rochas,

geradas pelo plutonismo anorogênico. As idades TDm foram interpretadas como idades de

extração mantélica, indicam que o protólito das rochas básicas foi formado entre 1,86 – 1,82 Ga.

e para as félsicas 1,80 – 1,73 Ga.

Segundo as descrições de Barros et al. (1982), Leite et al. (1985) e Geraldes (2000),

trata-se de uma associação plutônica- vulcânica dominada por rochas ácidas a intermediárias no

topo (riodacitos, andesitos, dacitos e granitos pórfiros com textura rapakivi) e básicas na base

(diabásios e gabros), isentas de registros de deformação dúctil e metamorfismo.

As rochas máficas são basaltos toleíticos e gabros. As rochas efusivas exibem coloração

cinza escura, granulação fina a afanítica, estrutura maciça, textura ofítica a subofítica e são

constituídas essencialmente por plagioclásio e piroxênio e/ou anfibólio. As rochas plutônicas

mostram uma cor cinza esverdeada com tons negros, granulação média a fina e estrutura maciça

e são constituídas pela mesma composição das efusivas (BARROS et al. 1982).

As litologias ácidas predominantes são os riodacitos e granitos pórfiros granofíricos

41

(granitos com textura rapakivi). As vulcânicas exibem coloração avermelhada, isotrópicas,

porfiríticas apresentando fenocristais de quartzo e feldspato imersos em matriz felsítica.

Os componentes plutônicos são representados por granitos granofíricos com texturas do

tipo rapakivi, isotrópicos, porfiríticos de cor vermelha a róseos, granulação variando de fina para

a matriz e grossa para os fenocristais.

Apresentam textura porfirítica constituída por fenocristais de feldspato alcalino e

plagioclásio, dispostos em uma matriz granofírica com intercrescimento de quartzo e feldspato

alcalino. O feldspato alcalino é constituído por fenocristais subédricos, pertíticos, com inclusões

de quartzo e discreta corrosão em suas bordas. Os plagioclásios exibem grãos euédricos a

subédricos, freqüentemente parcialmente alterados e, às vezes, ocorrem como coroas nos

feldspatos alcalinos.

A Bacia Sedimentar Aguapeí, segundo Saes (1999), teria evoluído em um regime

tectônico extensional, responsável pela formação de estruturas do tipo riftes continentais,

meridianamente orientados (Aulacógeno Aguapeí) e que controlaram a natureza da sedimentação

siliciclástica. Diversos autores (SOUZA e HILDRED, 1980; BARROS et al. 1982; SAES et al.

1996; SAES, 1999) ao descreverem os registros deposicionais do Grupo Aguapeí, assinalam o

caráter transgressivo-regressivo no preenchimento da bacia. O Grupo Aguapeí na definição

original de Souza e Hildred (1980) é uma espessa cobertura siliciclástica depositada sobre o

Domínio Tectônico Cachoeirinha que se estende da região de Rio Branco em Mato Grosso, até o

extremo ocidental do escudo pré-cambriano da Bolívia, onde recebe a denominação Grupo

Sunsás.

Santos et al. (2002) apresentam idade máxima da deposição do Grupo Aguapeí estimada

em 1230 Ma, com base na datação de zircões detríticos do Grupo Aguapeí pelo método U-Pb

(SHRIMP). Resultados geocronológicos Rb-Sr reportados por Barros et al. (1982) e Ruiz (1992)

assinalam idade de cristalização para o granito rapakivi em torno de 1130±72 Ma.

O Grupo Aguapeí repousa em discordância angular e erosiva sobre o embasamento

regional, é constituído pelas formações Fortuna, Vale da Promissão e Morro Cristalina e não

exibe registros de deformação dúctil.

Na porção noroeste (ARAUJO-RUIZ et al. 2005) separa as rochas máficas da região de

Salto do Céu e Rio Branco, em duas unidades distintas, uma unidade de rochas básicas

plutônicas (quartzo- gabros e quartzo- dioritos) pertencentes ao Batólito Rio Branco, com idade

de cristalização em torno de 1469 ± 31 Ma. (GERALDES, 2000) e outra constituída por litotipos

hipoabissais, diabásios e microgabros, alojados concordantemente aos estratos do Grupo

Aguapeí, com idades entre 878 ± 10 Ma. e 1015 ± 17 Ma. definidos por Barros et al. (1982). Para

42

este conjunto de soleiras máficas, exposto nas regiões de Salto do Céu e Rio Branco, Araújo-

Ruiz et al. (2005a) sugerem o termo Suíte Intrusiva Salto do Céu.

A Suíte Intrusiva Salto do Céu corresponde a sills e diques de composição basáltica,

constituído por rochas melanocráticas, equigranulares finas a médias, maciças, alojadas entre os

estratos da Formação Vale da Promissão. Dados geocronológicos K-Ar (BARROS et al. 1982)

destas soleiras máficas, mostram valores próximos de 900 Ma, enquanto que a porção ácida

apresenta idade U/Pb de 1,4 Ga.

Tabela 2. Sumário destacando as principais unidades geológicas e os eventos termo- tectônicos que afetaram o Domínio Cachoeirinha.

Unidades Estratigráfica

Descrições Idades (Ma.) U-Pb

TDM εNd (t)

Idades(Ma) K-Ar e Ar-Ar

Defor. Evento

Fácies Metam.

Suíte Intrusiva Salto do Céu

Diabásios/Gabros - - - 915

Grupo Aguapeí U/Pb(SHRIMP) <1210


Granófiros Gabros

1423 ± 2 1469 ± 31

-13.1 -15.2 -8.3 -10.4

Suíte Intrusiva Alvorada

Granitos, isotrópicos finos, sienograníticos

1483± 10 1440 ± 6 1394 ± 37

1.74 1.77

-0.2 -1.3

Suíte Intrusiva Santa Cruz

Granitos foliados (monzogranitos a granodioritos)

1562 ± 36 1549 ± 10 1546 ± 15

1.19 1.83 1.78

+0.9 +1.0 +0.9

1539 -1524 Rio Negro San Ignácio

Xisto Verde a anfibolito

Suítes Intrusivas São Domingos, Santa Fé, Aliança e Quatro Marcos

Ortognaisses tonalíticos a granodioríticos

1795 ± 10 1746 ± 20 1587 ± 4 1522 ± 11

1.9 1.77 2.05 1.78

+2.2 +2.4 -0.8 +0.9

1472 ± 2 1462 ± 4 1516 ± 1 1517 ± 1

Rio Negro San Ignácio


Complexos Metavulcano- sedimentares Quatro Meninas e Cabaçal

Assembléias Metavulcano- sedimentares e Intrusões Máficas

1747 ± 17 Ma (Tufo Cabaçal)

1.85 1.85

+2.6 +2.7

1502±17 1513±8 1515±2 1495±2

Rio Negro San Ignácio


43

CAPÍTULO V

V.1. GEOLOGIA LOCAL

O Domínio Tectônico Cachoeirinha corresponde ao setor oriental dos terrenos pré-

cambrianos do sudoeste do Cráton Amazônico em Mato Grosso constituído pelas seguintes

unidades litoestratigráficas, assembléias metavulcano-sedimentares (Complexo Quatro

Meninas), suítes intrusivas máfico- ultramáficas (metagabros Canaã e Araputanga), unidades

ortognáissicas (Suítes Intrusivas Quatro Marcos, Aliança e São Domingos), granitos sin-

cinemáticos, tipo I, foliados (Suíte Intrusiva Santa Cruz), granitos tardi a pós-cinemáticos,

maciços a discretamente foliados (Suíte Intrusiva Alvorada), suíte bimodal, pós-cinemática

(Suíte Intrusiva Rio Branco), Grupo Aguapeí e sills e diques máficos (Suíte Intrusiva Salto do

Céu). Limita-se a oeste com o Domínio Jauru pela Zona de Cisalhamento Pitas; a sul é recoberto

pelos sedimentos da cobertura de plataforma da Faixa Paraguai (Formações Araras, Puga e

Bauxi) e pelos sedimentos do Pantanal; a norte é recoberto pelo Grupo Parecis e, a leste, pelos

sedimentos inconsolidados do Pantanal (Figura 10). A seguir será apresentado um sumário

descritivo das características litológicas e petrográficas de cada uma das unidades

litoestratigráficas que compõem o arcabouço geológico do Domínio Cachoeirinha. Será

apresentado um maior detalhamento para as suítes intrusivas Santa Cruz e Alvorada, para as

44

rochas básicas, intermediárias e ácidas das Suítes Intrusivas Rio Branco e para a s rochas básicas

da Suíte Intrusiva Salto do Céu.

Com base no mapeamento geológico sistemático nas escalas de 1: 250.000 e 1:

100.000 das duas áreas pesquisadas foi possível realizar a caracterização faciológica, estrutural

e petrológica a fim de propiciar a identificação das unidades litoestratigráficas, bem como o

entendimento do contexto geológico a que foram submetidas.

A área 1 é representada pelas assembléias metavulcano- sedimentares (Complexo

Quatro Meninas), suítes intrusivas máfico- ultramáficas (metagabros Canaã e Araputanga),

unidades ortognáissicas (Suítes Intrusivas Quatro Marcos, Aliança e São Domingos), granitos

sin- cinemáticos, tipo I, foliados (Suíte Intrusiva Santa Cruz) e granitos tardi a pós-cinemáticos,

maciços a discretamente foliados (Suíte Intrusiva Alvorada).

A área 2 envolve a Suíte Intrusiva Rio Branco onde foram identificadas as seguintes

seqüências cronoestratigráfica: Batólito Rapakivi Rio Branco (Suíte Intrusiva Básica Rio Branco

e Suíte Intrusiva Ácida Rio Branco), Grupo Aguapeí, sills e diques máficos da Suíte Intrusiva

Básica Salto do Céu, sedimentos do Grupo Parecís e sedimentos da Formação Pantanal.

V.1.1. Complexos Metavulcano-Sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas

O Complexo Metavulcano-sedimentar Quatro Meninas, corresponde, em parte, a

Seqüência metavulcano- sedimentar Quatro Meninas de Saes et al. (1984). Trata-se de uma

assembléia de rochas supracrustais, multideformadas, expostas em calhas tectonicamente

edificadas, com direção NNW – as faixas Araputanga e Cabaçal de Monteiro et al. (1986).

As rochas pertencentes a esta unidade litoestratigráfica ocorrem sob a forma de

cinturões alongados segundo a direção N30°- 40°W, as Faixas Cabaçal e Araputanga, de

Monteiro et al. (1986), e, também, como mega enclaves distribuídos aleatoriamente no interior

das unidades gnáissicas e graníticas. Pelas observações de campo tais assembléias vulcano-

sedimentares correspondem ao conjunto litológico mais antigo em todo o Domínio Cachoeirinha,

como demonstra a existência de enclaves, principalmente de anfibolitos, nas demais unidades.

A complexa variação litológica, associada à superposição de consecutivas fases de

deformação e metamorfismo, resulta num quadro lito-estrutural de difícil compreensão que

apenas o mapeamento em escala de detalhe poderá trazer resposta mais efetiva.

O Complexo Metavulcano-sedimentar Cabaçal é constituído principalmente por rochas

metassedimentares clásticas e, em menor proporção, metavulcânicas básicas com subordinada

45

participação de manifestações ácidas.

Figura 10. Mapa Geológico do Domínio Cachoeirinha - suítes Santa Cruz e Alvorada.

46

As rochas metassedimentares estão representadas principalmente por muscovita

quartzo- xistos, biotita muscovita granada-xistos/gnaisses, granada muscovita sillimanita xistos

e, mais raramente, clorita sericita quartzo-xistos. Os litotipos dominantes apresentam coloração

cinza clara e marrom avermelhada, estrutura xistosa e/ou bandada, sendo comum a alternância de

níveis quartzo-feldspáticos e biotíticos, intensamente microcorrugados e

transpostos/reorientados. Prevalece a granulação média a grossa, são inequigranulares e exibem

textura granolepidoblástica.

As rochas metavulcânicas básicas são representadas por anfibolitos que, em geral,

exibem cor cinza escura a verde escura, granulação variando entre fina e média, são

inequigranulares e mostram marcante estrutura orientada, definida por uma xistosidade ou fino

fitamento composicional. As litologias que caracterizam o conjunto metavulcânico são tremolita-

clorita-anfibolitos, tremolita actnolita-anfibolitos e tremolita actnolita granada anfibolitos. As

metavulcânicas ácidas, descritas por Monteiro et al. (1986), são subordinadas, apresentam

composição dominantemente dacítica a riodacítica e apresentam-se como lavas, tufos e

vulcanoclásticas.

O Complexo Metavulcano-sedimentar Quatro Meninas caracteriza-se pela

predominância de metassedimentos clástico- pelíticos representados por muscovita xistos,

muscovita quartzo xistos, grafita xistos e lentes de quartzitos grafitosos e de metavulcânicas

básicas (anfibolitos) (Prancha 1) com pillow- lavas, brechas de fluxo e metassedimentos

químicos subordinados (cherts e formações ferríferas bandadas).

Prancha 1. Blocos de anfibolitos com bandamento composicional dobrado e boudinado do Complexo Metavulcano- sedimentar Quatro Meninas, a norte do Distrito de Farinópolis. A) Nota-se o dobramento e boudinagem da foliação S1C e B) Dobras fechadas D2C desenhadas pelo bandamento S1C e intrusões de diques graníticos róseos. Vista para SSE.

47

V.1.2. Suíte Intrusiva Máfica-Ultramáfica

Ocorrências de suítes plutônicas máficas são representadas pelos metagabros

Araputanga e Canaã, que se encontram alojadas nas calhas supracrustais, exibindo o registro de

múltiplas deformações. São ocorrências localizadas de intrusões de natureza máfica a

ultramáfica, alojadas nas assembléias metavulcano- sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas são

exemplos dessa unidade de rochas plutônicas os Metagabros da Fazenda Canaã e de Araputanga

e exposições menores na altura da Fazenda Cabaçal e região na região de Santa Fé.

As rochas formadoras dessa suíte são meso a melanocráticas, de coloração cinza escura

a cinza esverdeado, granulação média a grossa, comumente inequigranulares, fortemente foliadas

a irregularmente bandadas, exibindo, aparentemente, os mesmos registros de deformação e

metamorfismo das seqüências metavulcano- sedimentares (Prancha 2).

As ocorrências de rochas plutônicas máficas-ultramáficas apresentam-se em corpos

alongados com direção NW e na forma de stocks de composição gabróica. Foram identificados

os seguintes litotipos máficos: metagabros, anfibolitos e metaperidotitos. Os metagabros

apresentam granulação entre grossa e média, exibindo texturas que variam de nematoblástica a

granoblástica, e alterações hidrotermais tais como: saussuritização, cloritização e clinopiroxênio,

plagioclásio, quartzo, feldspato potássico, epidoto e clorita.

Os anfibolitos têm granulação fina e textura nematoblástica a granoblástica constituídos,

por hornblenda, plagioclásio e quartzo, que ocorrem deformados, tendo como acessórios, o

zircão, apatita e opacos. Os metaperidotitos são constituídos, essencialmente, por olivina,

piroxênio, serpentina, talco e opacos.

Prancha 2. Aspectos de campo da unidade plutônicas máfico- ultramáficas. Ocorrências de metagabros. A) Fazenda Canaã e B) Imediações de Araputanga. Na foto A, a posição da caneta vermelha indica S1C e da azul S2C.

48

V.1.3. Unidades Ortognáissicas (Suítes Intrusivas Aliança e Cachoeirinha)

Os ortognaisses, comumente cinza escuros a cinza rosados, ocorrem como intrusões nas

rochas metavulcano-sedimentares dos Complexos Quatro Meninas e Cabaçal. Foram

individualizadas, até o momento, as seguintes unidades gnáissicas ortoderivadas – Gnaisses

Quatro Marcos e Santa Fé (CARNEIRO et al. 1992), São Domingos e Aliança (RUIZ, 1992) e os

Gnaisses da Fazenda Quatro Meninas.

Os ortognaisses são rochas meso a leucocráticas, de cor cinza escura a cinza rosado,

granulação média a grossa, comumente exibem o bandamento gnáissico, (S1C) definido pela

intercalação de níveis descontínuos e irregulares ou bandas contínuas e paralelas de agregados

máficos (biotita ± hornblenda) e félsicos (quartzo-feldspático). A estrutura gnáissica mostra-se

deformada, com superposição de pelo menos duas foliações. A composição varia de tonalito a

monzogranito, com predomínio dos termos menos diferenciados.

A natureza intrusiva é indicada pela ocorrência de enxames de enclaves de rochas

máficas dos Complexos Cabaçal e Quatro Meninas e das intrusões máficas-ultramáficas

(Prancha 3). Os xenólitos exibem formas elípticas a arredondadas e, com freqüência, mostram-se

alongados segundo o bandamento composicional.

É comum, nas zonas de cisalhamento regionais, Zona de Cisalhamento Pitas, por

exemplo, apresentarem forma ocelar assimétrica, indicando o movimento provocado pelo

cisalhamento simples não-coaxial, observado em tais zonas de alta deformação dúctil.

Prancha 3. Aspectos de campo dos ortognaisses do Domínio Cachoeirinha. A) Gnaisses cinzas com enclaves máficos estirados e dobrados (D2C) e B) Gnaisse rosa, São Domingos, com dobramentos e foliação (S2C). Vista para NNW em A e B.

49

V.1.4. Tonalito Cabaçal

Inicialmente descrito como rochas tonalíticas metamorfisadas do Complexo Xingu

(BARROS et al. 1982), coube a Monteiro et al. (1986) individualizar a intrusão de composição

tonalítica, exposta ao longo do curso médio do Rio Cabaçal, região do Distrito de Cachoeirinha,

como unidade litoestratigráfica, designada Tonalito Cabaçal.

Trata-se de um corpo intrusivo em rochas metavulcano-sedimentares do Complexo

Cabaçal e gnaisses e migmatitos dos Gnaisses Aliança, exibe uma forma alongada, que

acompanha o trend regional NNW e marcada foliação tectônica (S2C), comumente uma

xistosidade, mas que, em sítios de alta deformação, adquire o aspecto milonítico típico de zonas

de cisalhamento (Prancha 4). O batólito alongado é constituído por rochas mesocráticas, cinza

escuras, de granulação média a grossa, comumente inequigranulares.

Prancha 4. Tonalito Cabaçal na região de Santa Fé. Neste afloramento a foliação S2C mostra suave mergulho para o quadrante SW. Vista para SSE.

V.1.5. Suíte Intrusiva Santa Cruz e Alvorada

Será apresentada a cartografia geológica 1:100.000 dos plugs e plutons ácidos da Suíte

Intrusiva Alvorada e a área do batólito ácido da Suíte Intrusiva Santa Cruz, além dos dados

petrográficos e estruturais, permitindo avaliar os processos petrogenéticos responsáveis pela

geração deste magmatismo e possibilitando uma melhor visão dos processos magmáticos e

tectônicos atuantes na geração do evento ígneo. Estes corpos granitóides representam importante

50

registro magmático de natureza ácida no contexto evolutivo do SW do Cráton Amazônico do

SW de Mato Grosso.

O Batólito Santa Cruz corresponde a um corpo com direção NNW, sendo possível a

distinção de pelo menos três fácies petrográficas, composta por quartzo monzodiorito e biotita

monzo a sienogranito inequigranulares e biotita monzogranitos porfiríticos, todos fortemente

anisotrópicos.

As intrusões graníticas da Suíte Alvorada encontram-se alojadas nas assembléias

metavulcano-sedimentares, ortognaisses bandados e, principalmente, no conjunto granítico Santa

Cruz. São representadas por um conjunto de plutons, plugs e stocks, alinhados na direção NW-

SE. Caracterizam-se dois tipos principais de variedades faciológicas, uma composta por

monzogranito a localmente granodiorito equigranular, e subordinadamente leuco monzogranito

de caráter tardio, equigranular, ambos com discreta foliação.

O termo utilizado para a Suíte Alvorada de acordo com a proposta de Ruiz (1992),

engloba os plutons graníticos isotrópicos descritos por Monteiro et al. (1986) como

participantes da Suíte Intrusiva Alvorada, separando-os das intrusões graníticas

marcadamente foliadas pertencentes e designadas de Suíte Intrusiva Santa Cruz.

Com base nas observações de campo e estudos petrográficos os quais indicam

composições e grau de deformação semelhante, permitem reconsiderar para a Suíte Intrusiva

Alvorada definida como uma unidade individualizada, agora fracamente anisotrópica,

representaria a fase final do magmatismo gerador do Batólito Santa Cruz.

A Suíte Intrusiva Santa Cruz estende-se desde a Reserva do Cabaçal (N) até a cidade de

Mirassol do Oeste (S). As relações de campo indicam seguramente que o Batólito Santa Cruz

encontra-se alojado em um arcabouço lito-estrutural constituído pelas seqüências metavulcano-

sedimentares e ortognaisses, previamente deformados e metamorfisados, que exibem complexa

história tectônica precedente à colocação do corpo batolítico. As pranchas (5 e 6A e B) ilustram

diferentes conjuntos petrográficos da Suíte Santa Cruz, bem como alguns aspectos de campo,

como xenólitos e forma de ocorrência.

Foram reconhecidas de três fácies petrográficas distintas: A dominante, designada de

fácies Biotita Monzo a Sienogranito Santa Cruz (Prancha 6E e F), e uma subordinada, mais

antiga, composta por Quartzo Monzodiorito Santa Cruz (Prancha 6C e D). A norte de

Araputanga e em Mirassol do Oeste destaca-se a ocorrência de litotipos porfiríticos, denominada

de Biotita Monzogranito Porfirítico Santa Cruz (Prancha 6F e G).

A fácies Quartzo Monzodiorito Santa Cruz apresenta composição variando de

monzodioritos a granodioritos, são rochas leuco a mesocrático, de cor cinza escura, equi a

51

inequigranular, de granulação média a grossa e fortemente foliadas.

A fácies Biotita Monzo a Sienogranito Santa Cruz apresenta composição variando de

sieno a monzogranito, são rochas leucocráticas apresentam índice de coloração inferior a 7%,

rósea, inequigranulares a localmente porfirítica, com raros fenocristais de feldspato potássio,

granulação média a grossas e foliadas. Constituí a fácies mais abundante distribuindo-se por toda

porção do batólito na forma de matacões, lajedos e suaves morros subarredondados.

A fácies Biotita Monzogranito Porfirítico Santa Cruz são rochas predominantemente de

composição monzogranítica, inequigranulares a porfiríticas, leucocráticas com índice de cor

inferior 10% e portadores principalmente de biotita, apresentando coloração rósea e anisotrópia.

Caracterizam-se por exibirem matriz de granulação média e apresentando fenocristais

principalmente de feldspato potássico (20%), localmente de tamanho de até 3 cm de tamanho e

em menor quantidade e tamanho, ocorrem fenocristais de plagioclásio com cores esbranquiçadas.

Prancha 5. Aspectos de campo da Suíte Santa Cruz. A) Xenólitos de anfibolitos do Complexo Cabaçal, B) Granitóides foliados, cinza claro, de composição tonalítica, região da Reserva do Cabaçal, C) Diques irregulares do Granito Alvorada recortando os granitos porfiríticos Santa Cruz e D) Granitos porfiríticos foliados, de composição monzogranítica.

52

Prancha 6. Aspectos de ocorrências de campo e das rochas do Batólito Santa Cruz, A - padrão marcante de afloramentos, B – Fácies Biotita- Monzogranito porfirítico Santa Cruz sendo cortada por veio aplítico, C e D - Fácies Quartzo Monzodiorito, E e F - Fácies Biotita Monzogranito Porfirítico Santa Cruz, G e H - Fácies Biotita Monzo a Sienogranito Santa Cruz.

53

No presente trabalho a Suíte Intrusiva Alvorada passa a constituir uma variedade

faciológica do Batólito Santa Cruz, sendo constituída por um conjunto de plutons graníticos

alongados e subcirculares, com área de exposição restrita (Prancha 7A e B) ao trecho entre as

cidades de Mirassol do Oeste e Reserva do Cabaçal. É constituída pela fácies Monzogranito a

Granodiorito Equigranular Alvorada (Figura 7C e D), e subordinadamente pela fácies Leuco

Monzogranito Equigranular (Figura 7E e F), de caráter tardio representado por veios de

espessuras métricas que recortam as demais fácies, ambas apresentando discreta foliação.

Prancha 7. Aspectos das rochas da Suíte Intrusiva Alvorada. A – Forma de afloramento, B - Morrotes arredondados e isolados; C e D - Monzogranito a Granodiorito Equigranular, E e F Leuco Monzogranito Equigranular.

54

A Fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular Alvorada ocorrem dominando a

maioria das ocorrências na forma de morros isolados ricos em matacões. São rochas

leucocráticas, equi a inequigranular localmente apresentando raros fenocristais de feldspato

potássio, granulação fina a média, de coloração rósea clara e cinza, índice M’ entre 5 e 10%.

A Fácies Leuco Monzogranito Equigranular Alvorada granulação fina a média,

hololeucráticas e leucocráticas, caracterizam-se por texturas equigranulares a levemente

inequigranulares, com granulação predominantemente média, de composição essencialmente

quartzo-feldspática e raras biotita. Apresentam coloração avermelha, isotrópica a levemente

anisotrópicas e ocorrem sob a forma de duas ocorrências isoladas como dique graníticos,

aplíticos tardios nas demais fácies do maciço.

V.1.6. Deformação

Os dados estruturais da área referem-se aos obtidos no levantamento regional realizado

por Ruiz (1992, 2005), além de novos dados obtidos, possibilitando a definição de quatro fases

de deformação de caráter regional, aqui designadas por Fases F1, F2, F3 e F4 responsáveis pela

geração de estruturas tectônicas vinculadas à evolução do Domínio Cachoeirinha. A seguir estão

relacionadas as principais características do conjunto de elementos estruturais de cada uma das

fases de deformação:

A fase F1 é responsável pelo desenvolvimento da foliação penetrativa S1, identificada

como um bandamento composicional/gnáissico e/ou xistosidade. O bandamento

composicional/gnáissico S1 é definido pela alternância de bandas ou níveis enriquecidos em

minerais máficos, principalmente anfibólio e biotita, e bandas félsicas, constituídas

essencialmente por quartzo e feldspato, tais estruturas são proeminentes nos ortognaisses (São

Domingos, Aliança e Quatro Marcos) e nos paragnaisses das assembléias metavulcano-

sedimentares (Cabaçal e Quatro Meninas).

A xistosidade S1 define-se pela orientação preferencial dos constituintes minerais dos

xistos (sillimanita, muscovita, granada, quartzo e feldspato) e anfibolitos (hornblenda, actinolita,

granada, plagioclásio e quartzo), que confere a tais rochas uma destacada trama mesoscópica

planar (Prancha 8).

A fase de deformação F2 é definida pela formação de dobras desenhadas pela foliação

S1, além de foliações plano-axiais e lineações associadas aos dobramentos de S1. Esta fase é

definida por dobras mesoscópicas D2, (Prancha 10), são desenhadas pelas superfícies de S1

(bandamento e xistosidade), também observadas tanto nos ortognaisses como nas assembléias

55

metavulcano- sedimentares, apresentam dimensão quilométrica a centimétrica, são com

freqüência assimétricas, apertadas.

A foliação S2, plano-axial às dobras D2, apresenta-se como uma clivagem de crenulação

nos ortognaisses, xistos, anfibolitos e paragnaisses bandados ou como uma foliação contínua nas

suítes Santa Cruz e Alvorada e no Tonalito Cabaçal, com atitudes de N130o a 150º/60º a 80º NE.

Prancha 8. Relação de superposição entre as foliações S1 e S2 em anfibolitos e ortognaisses e aspecto geral das dobras D2, do Domínio Tectônico Cachoeirinha.

Prancha 9. Batólito Santa Cruz exibindo foliação penetrativa S2C, em A) destaca-se xenólito com foliação S1C discordante da foliação externa, em B) a fácies porfirítica da suíte Santa Cruz destacando a orientação dos fenocristais de feldspato potássico.

O estereograma para pólos da foliação S1 (Figura 11), construído com atitudes medidas

nos ortognaisses e rochas metavulcano- sedimentares, ressalta o efeito do dobramento da

foliação S1C pela segunda fase de deformação, F2, registrada no domínio Cachoeirinha.

56

Figura 11. Estereogramas para os pólos das foliações S1C (A) e S2C (B) do Domínio Tectônico Cachoeirinha. A) Medidas de flancos D2C, atitude média de S1C 240/70 (Máxima Densidade 36,4 %) eixo construído de D2C, 330/10. B) Atitude média 230/70 (Máxima Densidade 37,2 %).

Lineações l2 vinculadas à fase F2 são definidas, predominantemente, pelas

microcorrugações da foliação S1, pela intersecção das foliações S2 e S1 e, também, pela lineação

mineral observada na foliação penetrativa da Suíte Santa Cruz, Tonalito Cabaçal e nas zonas de

cisalhamentos relacionadas à F2. Os diagramas de freqüência para as lineações relacionadas ao

eixo das dobras D2, microcorrugações e de intersecção, e lineações de estiramento associadas à

foliação S2 estão representados na figura 12.

Figura 12. Estereograma com as lineações l2C paralelas aos eixos das dobras D2C do Domínio Tectônico Cachoeirinha. Atitude média de l2C 330/15 (Máxima densidade 26,9%).

57

A Zona de Cisalhamento Pitas, tentativamente definida como o elemento tectônico que

delimita o Domínio Cachoeirinha, corresponde a uma faixa de alta deformação não-coaxial

observada principalmente nas litologias gnáissicas, ortoderivadas. A zona de cisalhamento é

caracterizada pelo desenvolvimento de uma trama milonítica destacada, onde porfiroclastos de

feldspato exibem um formato amendoado assimétrico (augen) e encontram-se imersos em uma

matriz recristalizada de menor granulação.

Xenólitos de litologias metamáficas e metaultramáficas, exibem a mesma geometria

assimétrica dos porfiroclastos, sendo importantes indicadores cinemáticos para essa faixa de

cisalhamento. A lineação de estiramento associada a foliação milonítica é da ordem de 220°/60°,

enquanto a foliação apresenta atitude média de 230°/75°.

A fase de deformação F3 afeta toda a seqüência, mas mostra-se localizada e menos

marcante que as demais, seus registros tectônicos são caracterizados por discretos dobramentos

das foliações S2 e S1, clivagens disjuntivas e de crenulação plano-axiais S3 de alto ângulo. A

orientação dos elementos estruturais associados à fase F3 nas Suítes Santa Cruz e Alvorada com

atitudes N030o a 050º/65º a 75º SE é sub-ortogonal às estruturas geradas em F2, sugerindo uma

alteração no campo de esforços compressivos regionais.

A foliação S3 é representada por clivagem de crenulação de ocorrência localizada,

orientada segundo o plano-axial das dobras abertas, levemente assimétricas a simétricas D3. A

orientação dominante da S3 é definida por mergulhos altos, entre 65° e 75°, para os azimutes

120° a 140°. As lineações l3, de intersecção e eixos de microcorrugações D3, geometricamente

relacionadas ao eixo dessas dobras, exibem uma atitude dominada por caimentos medianos a

altos (50° a 75°) para o primeiro quadrante, entre 30° e 50°.

A deformação rúptil, F4, é particularmente destacada nas rochas sedimentares do Grupo

Aguapeí e na Suíte Intrusiva Salto do Céu, indicando um regime de franca extensão crustal

acomodado por basculamento de blocos e falhas normais de expressão regional, com atitude

dominante 75°/80°, entretanto estruturas rúpteis, falhas e fraturas, de direção NE, mostram-se

igualmente importantes no quadro estrutural da área.

A quadro 3 relaciona os principais elementos estruturais identificados preliminarmente

no Domínio Cachoeirinha e apresenta uma tentativa de correlação estrutural para a região.

58

Quadro 3. Quadro sinóptico dos principais elementos estruturais caracterizados no Domínio Cachoeirinha e a tentativa de correlação estrutural entre as fases de deformação. Abreviações: CMVSQM/C (Complexo Metavulcano- sedimentar Quatro Meninas e Cabaçal), SIQM, SF, SD, A (Suíte Intrusiva Quatro Marcos, Santa Fé, São Domingos e Aliança), SISC (Suíte Intrusiva Santa Cruz), TC (Tonalito Cabaçal) e SIA (Suíte Intrusiva Alvorada).

Quadro Sinóptico dos Elementos Estruturais do Domínio Cachoeirinha

Fase de Deformação

Unidades Geológicas

Estruturas Tectônicas

Atitudes Regime Cinemático

F1C

CMVSQM/C SIQM,SF,SD,A

S1C Variável Não documentado

Regime Compressivo Formação de bandamento gnáissico.

F2C


D2C/ S2C/l2C

(Clivagem crenulação)

040°- 060°/60°- 80° S2C

Regime Compressivo Dobras normais, com plano axial mergulhando para NE e SW.

SISC / TC SIA

S2C

(Xistosidade) 040°- 060°/60°- 80°

S2C ZC Pitas Sm2C

Lm2C

230°/75° 220°/60°

Regime Transpressivo Transporte para NE

F3C


D3C/ S3C/l3C 120°-140°/65° 75° Suaves Dobras ortogonais às

estruturas anteriores. SISC / TC SIA

D3C/ S3C/l3C 120°-140°/65° 75

F4C

Grupo Aguapeí S.I. Salto do Céu

Embasamento

Falha/Fratura

75°/80°

Falhas normais

V.1.7. Batólito Rapakivi Rio Branco

Em razão da importância desta unidade geológica na compreensão do magmatismo

anorogênico do SW do Cráton Amazônico e da evolução geológica do Mesoproterozóico, o

presente trabalho tem o objetivo de apresentar os resultados da cartografia geológica na escala de

1:100.000 do Batólito Rio Branco e, com base nos dados petrográficos e geoquímicos, avaliar os

processos petrogenéticos responsáveis pela geração da Suíte Intrusiva Ácida Rio Branco (Figura

13). O Batólito Rio Branco é descrito como sendo uma intrusão bimodal com aproximadamente

2.000 km2 e definem esta unidade como uma seqüência plutônica-vulcânica, constituída por

rochas básicas (diabásios e gabros) e ácidas (riolitos, granito pórfiros, andesitos e dacitos) que

ocorrem na região da serra homônima.

O Batólito Rio Branco ocorre em uma faixa de direção norte-sul, com aproximadamente

75 km de comprimento e 30 km de largura. A área de estudo abrange parcialmente quatro folhas

topográficas (Rio Branco, Camarcam, Nova Fernandópolis e Rio Seputuba) na escala de

1:100.000, tendo como referência central a cidade de Rio Branco. Com base em recentes

trabalhos de mapeamento geológico, Araújo-Ruiz et al. (2005a, 2005b) redefinem a área de

ocorrência e a constituição litológica do Batólito Rapakivi Rio Branco. O batólito, agora

59

redefinido na sua área geográfica, abrange cerca de 1500 km2 constituindo um planalto entre os

fortes da serra e em toda sua extensão compondo um relevo acidentado, na forma de colinas do

tipo meia laranja, onde afloram suas rochas sob a forma de blocos e matacões.

O Batólito Rapakivi Rio Branco está em contato intrusivo com as rochas encaixantes,

representadas pelos metassedimentos da Formação Vale da Promissão do Grupo Aguapeí, que se

estende por toda sua borda oeste, enquanto que nas porções leste são parcialmente recobertos

pelos sedimentos quaternários da Formação Pantanal (Figura 14).

Figura 13. Mapa geológico regional de (mod. Ruiz (2005) apresentando o Domínio Cachoeirinha com destaque para o Batólito Rapakivi Rio Branco, localizado no SW do Cráton Amazônico, mapa de Tassinari e Macambira (1999).

Araújo-Ruiz et al. (2004) definem este magmatismo como Batólito Rapakivi Rio

Branco caracterizado pelas suítes intrusivas Rio Branco de composição predominantemente

ácida a intermediária e a suíte básica, de ocorrência restrita e localizada, mas não apresentando a

mesma configuração areal inicial de Barros et al. (1982) e adotada por Leite et al. (1985),

Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001, 2004).

60

Quanto ao posicionamento estratigráfico, Leite et al. (1985), Geraldes (2000) e Geraldes

et al. (2001, 2004), situam as rochas do batólito como embasamento do Grupo Aguapeí,

enquanto (ARAUJO-RUIZ et al. 2005) reforçam a posição inicial de Barros et al. (1982), de um

evento magmático intrusivo nas unidades do Grupo Aguapeí. Neste trabalho esta constatação será

retificada a partir de novos dados geocronológicos obtidos, além de nova interpretação da

ocorrência de xenólitos de metargilitos da Formação Vale da Promissão (RUIZ, 2005), em

rochas do batólito e indícios de metamorfismo de contato de discreta expressão em metapelitos

da mesma formação, indicando que as rochas do Batólito Rapakivi Rio Branco são mais jovens

que o Grupo Aguapeí.

Figura 14. Mapa geológico do Batólito Rapakivi Rio Branco e suas encaixantes.

61

As relações de campo mostraram evidências de que as conhecidas associações

gabróicas, não ocorrem somente na forma localizada e restrita de diques isolados e/ou

concomitantemente formados com os granitos, mas também, constituem uma unidade

independente na forma de extensas soleiras paralelas (formada por diferentes níveis de

microgabros e diabásios), que se alojam nas porções superiores da Formação Vale da Promissão.

A partir desta caracterização foi possível definir as rochas máficas da região de Salto do

Céu e Rio Branco em duas unidades distintas: 1) as rochas básicas plutônicas (gabros a quartzo-

grabros e diorítos a quartzo-diorítos) designadas de Suíte Intrusiva Básica Rio Branco,

pertencentes à borda do Batólito Intrusivo Rio Branco e, 2) os litotipos hipoabissais, diabásios e

microgabros de idade toniana (± 950 Ma.), constituindo dique e sills alojados nos estratos do

Grupo Aguapeí e agrupados sob a designação Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu. O perfil

esquemático de direção E-W (Figura 15) ilustra o Batólito Rapakivi Rio Branco e as relações da

Suíte Intrusiva Salto do Céu e o Grupo Aguapeí.

Figura 15. Perfil esquemático (SW-NE) do Batólito Rapakivi Rio Branco e suas encaixantes.

62

Quanto ao caráter genético, há duas propostas para o caráter bimodal do magmatismo

Rio Branco. Leite et al. (1985) preconizam um modelo de evolução pela diferenciação de um

magma basáltico toleítico em um lopólito, resultando em um complexo estratiforme

diferenciado. Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001, 2004) com base nos dados geoquímicos e

geocronológicos, reavaliam o magmatismo bimodal da suíte com idades de 1,46 a 1,42Ga.,

interpretando-o como uma interação de magmas máficos e félsicos através de processos de

commingling e mixing, descartando o modelo estratiforme por diferenciação in situ.

Na unidade básica plutônica associada ao Batólito Rapakivi Rio Branco, não se

verificou o caráter estratiforme diferenciado proposto por Leite et al. (1985), mas uma

distribuição descontínua na borda do batólito.

Quanto aos aspectos evolutivos propostos por Geraldes et al. (2004) que reforçam o

caráter da suíte bimodal e a geração de litotipos híbridos e ocorrendo na interface, nota-se em campo

a ocorrência de monzogranitos a quartzo monzonitos rapakivi vermelhos com matriz mais escura,

tanto no perfil de Salto do Céu em que o autor define o hibridismo, como em várias ocorrências

localizadas e de dimensões restritas no interior do batólito, e envolvidas pelas rochas dos leuco-

monzogranitos rapakivi vermelho, sendo possível a caracterização em mapa de duas destas

ocorrências maiores.

Nestas ocorrências não foi verificada a presença de rochas máficas e nem de texturas que

levassem à interpretação do processo de hibridismo, mas sim de uma fácies inicial de matriz mais

rica em minerais máficos da fácies principal do batólito.

V.1.7.1. Suíte Básica Intrusiva Rio Branco

A Suíte Básica Intrusiva Rio Branco é caracterizada principalmente por diques que

ocorrem na borda oeste do batólito de direção aproximadamente N-S, principalmente entre Rio

Branco e Salto do Céu.

Encontram-se recobertos pelas rochas encaixantes epimetamórficas do Grupo Aguapeí e

o conjunto ácido dominante do batólito, são caracterizados petrograficamente por litotipos

mesocráticos, de cor cinza a negra, equigranulares de granulação fina a média às vezes

porfirítica, exibindo estrutura maciça e constituída por microgabros a diabásios, monzogabros e

quartzo - monzonitos a quartzo-dioritos. Ocorrem em afloramentos de cortes de estrada nos

contrafortes do batólito ou em matacões principalmente nestas áreas (Prancha 10A e B).

Amostras de tipos litológicos texturalmente distintos encontram-se na (Prancha 10 C, D, E e F).

As ocorrências de diques máficos sinutrusivos encontram-se localizados associados a fácies

principal e caracterizados na (Prancha 10 A, B, C e D).

63

Prancha 10. Aspectos geomorfológicos de ocorrência das micrograbros (A, B e C) e aspectos mesoscópicos (C, D e E) da Suíte Básica Intrusiva Rio Branco.

V.1.7.2. Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco

A Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco ocorre em uma faixa de direção norte-sul, com

aproximadamente 75 km de comprimento e 30 km de largura, com cerca de 1.500 km2 e

ocupando 95% da área do batólito, apresenta dominando um relevo acidentado (Prancha 11 A e

B) e destacando afloramentos na forma de blocos e matacões (Prancha 11 C, D, E e F).

64

Prancha 11. Aspectos geomorfológicos (A, B e C) e de formas de ocorrência (D, E e F) da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco.

O batólito compreende uma fácies básica (indivisa) e 3 fácies ácidas/intermediárias

representadas principalmente pelos leuco- monzogranito vermelho rapakivi (Prancha 12C, D, E

e F) ao lado de quantidades menores de monzogranitos a quartzo monzonitos vermelhos

escuros rapakivi (Prancha 12A e B), raros quartzo monzodioritos que ocorrem na forma de

enclaves e as fácies tardias de monzogranitos equi- inequigranulares a pegmatóides (Prancha

12G e H).

Estas fácies são freqüentemente porfiríticas com raros a abundantes fenocristais

manteados, constituindo texturas rapakivi e raramente anti-rapakivi. A evolução magmática do

batólito caracteriza-se concomitantemente por uma fase inicial, definida pelas intrusões laterais

de rochas máficas e localizadamente enxames de enclaves de diques sin-itrusivos básicos no

interior do maciço (Prancha 13A, B, C e D), a fase intermediária, preservada por micro-enclaves

de quartzo monzodioritos (Prancha 13G e H), além da fácies de monzogranitos a quartzo

monzonitos vermelho escuro rapakivi.

65

A fase principal é caracterizada pelas grandes massas de leuco-monzogranitos rapakivi

que constituem a parte central do batólito e a final é constituída pelas fácies equigranulares e

aplíticas que cortam todas as anteriores, às vezes, com feições pegmatíticas.

Todo o conjunto plutônico não exibe evidências de deformação dúctil e

metamorfismo, sendo apenas recortado por falhas normais de direção NNW e ENE que afetam

também suas encaixantes.

Os monzogranitos equi-inequigranulares a pegmatóides são caracterizados por veios

centimétricos que ocorrem ao longo do maciço e são constituídos por aplitos e pegmatitos. São

rochas hololeucocráticas a leucocráticas, dominantemente quartzo-feldspática.

A fácies leuco-monzogranito vermelho rapakivi é constituída por rochas de

composição monzogranítica com textura rapakivi, isotrópicos, porfiríticos de cor vermelha a

rosa, leucocráticos, com matriz de granulação fina a média, mostrando por vezes uma tendência

para porções grossas, mas não sendo individualizada a sua abrangência.

As feições porfiríticas, com textura predominante rapakivi, em matriz de granulação

fina a média são dominantes. Os fenocristais são frequentemente arredondados a subeuédricos,

de até 4 cm de comprimento, mas dominando o tamanho médio de 1 a 2 cm.

Os monzogranitos a quartzo monzonitos vermelhos escuros rapakivi a raramente

quartzo-sienitos são formados por rochas leucocráticas de coloração vermelha escura,

caracterizadas por apresentarem texturas rapakivi, sejam elas bem definidas, homogêneas em

todo o contorno ou irregulares e descontínuas. Às vezes, os fenocristais caracterizam-se por um

zoneamento, dado pela formação de feldspato com texturas rapakivi e nova geração de feldspato

nas partes externas.

Os fenocristais de feldspato potássico são subeudrais, com contornos parcialmente

ovalados, porém quando apresentam texturas rapakivi exibem basicamente formas ovaladas,

tamanhos inferiores a 1 cm e porcentagens inferiores à fácies principal. Os fenocristais de

plagioclásio são subeudrais e ocorrem em menores proporções e o quartzo globular é raro,

predominando a forma anedral, intersticial e granular em matriz dominantemente de granulação

fina.

A coloração escura deve-se à presença mais acentuada de biotita em pequenas palhetas

dispersas ou aglutinadas (Prancha 13A e B). Na prancha 13E e F, observa-se xenólito de

metargilito do Grupo Aguapeí em paragênese de metamorfismo de contato e na prancha 12G e

H, xenólito microgranular de composição quartzo monzodiorítica.

66

Prancha 12. Aspectos macroscópicos das fácies de quartzo monzonitos vermelhos escuros rapakivi (A e B), leuco- monzogranito vermelho rapakivi (C, D, E e F) e monzogranitos equi- inequigranulares a pegmatóides (G e H).

67

Prancha 13. Fotografias de afloramento da fácies leuco- monzogranito vermelho rapakivi apresentando diques máficos sinutrusivos (A, B, C e D), xenólitos do Grupo Aguapeí (E –, F), enclaves equigranulares de quartzo- dioritos porfirítico (G e H).

68

V.1.8. Grupo Aguapeí

O Grupo Aguapeí é uma espessa cobertura siliciclástica que se estende da região de Rio

Branco em Mato Grosso, até o extremo ocidental do escudo pré-cambriano da Bolívia, onde

recebe a denominação Grupo Sunsás, dividida em três formações da base ao topo: as formações

Fortuna, Vale da Promissão e Morro Cristalino (Prancha 14).

Prancha 14. Formas de ocorrência e aspectos de campo do Grupo Aguapeí no Domínio Cachoeirinha. A) Chapadões de arenitos conglomeráticos e conglomerados da Formação Fortuna nas imediações do rio Cabaçal, B) Argilitos e siltitos laminados, subhorizontalizados, da Formação Vale da Promissão, C) Arenitos e conglomerados ortoquartzíticos da Formação Morro Cristalino, D) Contato entre as soleiras máficas/ argilitos e Granito Rio Branco, E) Contato entre os argilitos e siltitos laminados, subhorizontalizados da Formação Vale da Promissão com os arenitos e conglomerados da Formação Morro Cristalino, F) Detalhe do afloramento anterior, G) e H) Detalhe de afloramento dos arenitos ortoquartzíticos da Formação Morro cristalino, I) e J) Detalhes dos argilitos e siltitos laminados da Formação Vale da Promissão.

69

A Formação Fortuna constitui-se por espessos pacotes de conglomerados oligomíticos e

arenitos quartzosos, com intercalações, em direção ao topo, de metassiltitos e metargilitos,

depositados em um ambiente de mares rasos e correntes de marés.

A Formação Vale da Promissão exibe um contato transicional interdigitado com a

unidade sotoposta e compreende uma seqüência dominada por metargilitos e metassiltitos e raros

metarenitos depositados em um ambiente marinho profundo, sob ação de ondas de tempestades.

A Formação Morro Cristalino constitui uma espessa seqüência fluvial que encerra a

deposição do Grupo definida por um pacote de arenitos finos quartzosos com intercalações

subordinadas de conglomerados oligomíticos quartzosos.

V.1.9. Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu

No início do Mesoproterozóico, nota-se expressiva atividade ígnea de natureza básica,

caracterizada pelas soleiras e diques máficos alojados nos estratos horizontais a levemente

inclinados das rochas do Grupo Aguapeí e no Batólito Rapakivi Rio Branco.

Com base nos dados preliminares do mapeamento geológico sistemático na escala

1:100.000, foi possível discriminar as rochas máficas da região de Salto do Céu e Rio Branco,

em duas unidades distintas:

1) as rochas básicas (gabros e quartzo-dioritos) pertencentes a Suíte Intrusiva Rio

Branco, com idade de cristalização em torno de 1469 ± 31 Ma. (GERALDES, 2000) e,

2) os litotipos hipoabissais, diabásios e microgabros, alojados concordantementes aos

estratos do Grupo Aguapeí, com idade de resfriamento/cristalização que variam entre 878 ± 10

Ma. e 1015 ± 17 Ma. (BARROS et al. 1982).

A esse conjunto de soleiras máficas, exposto nas regiões de Salto do Céu, Vila

Progresso e Rio Branco, sugere-se o termo Suíte Intrusiva Salto do Céu. Leite et al. (1985)

interpretaram essas ocorrências de sills como exposições da unidade meso-melanocrática da

Suíte Intrusiva Rio Branco, exposta em janelas erosivas da Formação Vale da Promissão.

Com base em recentes trabalhos de mapeamento geológico, Araújo-Ruiz et al. (2005a,

2005b) redefinem a área de ocorrência e a constituição litológica do Batólito Rapakivi Rio

Branco.

As relações de campo mostraram evidências de que as extensas, conhecidas e

associação de natureza básica, considerada por vários autores como sendo parte constituinte da

Suíte Rio Branco, na verdade, é representada por intrusões principalmente restritas as zonas

70

marginais do batólito e que as grandes exposições básicas representam uma unidade

independente do evento magmático que formou o Batólito Rapakivi Rio Branco.

A primeira evidência observada em campo mostra que a unidade gabróica não é um

corpo localizado e restrito na forma de diques isolados e/ou comitantemente formados com os

granitos, mas, constitui uma unidade independente na forma de soleiras paralelas (formada por

diferentes níveis de rochas gabróicas e diabásios), que se alojam nas porções superiores da

Formação Vale da Promissão.

A Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu é constituída pelas soleiras máficas e representa

importante registro magmático de natureza básica, encaixada nos estratos horizontais a

levemente inclinados do Grupo Aguapeí. É composta por dezenas de soleiras máficas, com

espessura variando entre 1 a 5 m, paralelas ao acamamento dos pelitos e psamitos da formação

Vale da Promissão.

Os sills variam texturalmente de microgabros a diabásios e são constituídos por rochas

mesocráticas, cinza escuras a negras, equigranulares de granulação fina a média, maciças e

porfiríticas. O plagioclásio (labradorita-andesina) ocorre comumente na matriz como fenocristais

euédricos a subéudricos e tabulares.

A prancha 15A, B, C e D evidenciam afloramento na forma de sills de diabásio nas

cachoeiras da região de Salto do Céu, e as pranchas 15E e F representam variedades das rochas

dos sills, sendo que a primeira apresenta textura equigranular e a segunda porfirítica.

As variedades equigranulares encontram-se representadas na prancha 16A e as

porfiríticas apresentam com certa freqüência dois tipos, as porfiríticas de matriz fina com

fenocristais de plagioclásio subédricos com dimensões inferiores a aproximadamente 1 cm, com

porcentagens variando de 5 a 15% de coloração branca a esverdeados quando epidotizados

(Prancha 16B, C, D, E, F e G) e as porfiríticas de matriz fina com grandes fenocristais e uma

distribuição bimodal, uma, com tamanhos de até 1 cm e a outra com a presença de grandes até 3

cm, e menos freqüentemente, podem ocorrer fenocristais de até 5 cm de comprimento (Prancha

16 H).

V.1.10. Sedimentos da Bacia do Pantanal

Os Sedimentos da Bacia do Pantanal ocorrem no limite leste do batólito e são

caracterizados pelas coberturas quaternárias da Formação Pantanal.

71

Prancha 15. Aspectos geomorfológicos e topográficos de ocorrência das soleiras máficas fotos (A, B, C e E) e aspectos macroscópicos dos basaltos e diabásios da Suíte Salto do Céu fotos (C e D).

72

Prancha 16. Aspectos macroscópicos dos diabásios equigranulares (A) e das variedades porfiríticas (B, C, D, E, F, G e H) nas ocorrências das soleiras máficas da Suíte Salto do Céu.

73

CAPÍTULO VI

VI.1. ASPECTOS PETROGRÁFICOS

VI.1.1. Suíte Santa Cruz

A fácies Biotita Quartzo-Monzodiorito Santa Cruz é inequigranular, leucocrática,

porém relativamente rica em máficos, de cor cinza escura, apresenta estrutura anisotrópica

marcante, constituída essencialmente por: plagioclásio (± 58%), feldspato potássico (± 12%),

10% de quartzo (± 10%) e minerais máficos (± 20%). Os máficos são representados pela biotita,

anfibólio (hornblenda) e opacos. Traços de apatita e titanita podem ser notados, assim como

minerais de alteração que são representados pelo epidoto, sericita e argilominerais.

O plagioclásio (andesina/oligoclásio) apresenta-se em geral na forma de cristais

tabulares, subanedrais, com geminação Albita e Carlsbad, dimensões que variam de

submilimétrica até 8 mm de comprimento. Estes cristais juntamente com a biotita mostram uma

forte orientação, indicando que, enquanto este material magmático estava se cristalizando uma

ocorreu uma deformação. Os cristais de plagioclásio apresentam como produtos de alteração o

epidoto, a sericita e placas de muscovita. (Fotomicrografias A, B e C)

Os cristais de feldspato potássico (microclínio), aparecem intersticialmente, possuem

formas que variam de subhedrais a anedrais e sua distribuição não é homogênea. Em geral os

74

cristais são límpidos, apesar de que em vários domínios destacar-se freqüente alteração para

argilominerais (caulinização). O quartzo que aparece é intersticial, anhedral, com nítida extinção

ondulante, contato planar a curviplanar e subordinadamente serrilhados distribuído

heterogeneamente em porções localizadas. A biotita exibe formas subhedrais, hábito placóide,

pleocroísmo verde a castanho pálido e freqüente transformação para anfibólio (hornblenda). É

comum observar a biotita associada a cristais de hornblenda, titanita, epidoto e inclusões de

apatita na forma de bastonetes e opacos. Os minerais de alteração são muscovita, sericita,

epidoto, argilominerais e clorita. (Fotomicrografia E e F)

Prancha 17. As fotomicrografias A, B, C e D apresentam os aspectos gerais da fácies Biotita

Quartzo- Monzodiorito Santa Cruz, com destaque para a paragênese e a anisotropia representada pelas placas de biotita associada a outros máficos e aos opacos. A fotomicrografia E e F exibem em detalhe os máficos, cristais de biotita marrom alteradas para anfibólio (hornblenda).

75

A fácies Biotita-Monzogranito Porfirítica Santa Cruz é constituída por rochas

leucocráticas, anisotrópicas, porfiríticas, constituídas por 25 % de fenocristais de feldspato

potássico inseridos numa matriz granodiorítica composta por 32% de quartzo, 28% plagioclásio,

de 35% de microclínio e 15% de biotita e hornblenda, além de traços de minerais acessórios

representados pela apatita, titanita, zircão, allanita e opacos. É possível observar minerais de

alteração como a muscovita, a clorita, o epidoto e os argilominerais. As dimensões máximas

atingem até 3,0 cm, dimensão média de 1,0 cm, levemente isorientados segundo a foliação da

rocha. (Fotomicrografias A, B e C)

Prancha 18. Fotomicrografias apresentando aspectos gerais da fácies Biotita- Monzogranito

Porfirítica Santa Cruz. As fotomicrografia A e B apresentam os aspectos gerais desta fácies destacando a fenocristais com dimensões centimétricas Aspectos deformacionais podem ser observados na foto C, pela orientação dos cristais de biotita e plagioclásio, já a fotomicrografia D exibe os contatos serrilhados entre os cristais de quartzo com extinção ondulante. A fotomicrografia E destaca a textura porfirítica, onde o fenocristal de plagioclásio possui seu núcleo sericitizado. A foto F exibe detalhe dos máficos representado por biotita intersticial associado aos opacos e inclusão de epidoto.

76

O microclínio ocorre na matriz, más se destaca como fenocristais, comumente

pertitizados sob a forma de fio e filetes. Apresentam pequenas inclusões de quartzo e

plagioclásio, de formas anedrais, e freqüentemente observam-se cristais alterados com a presença

de argilominerais, tanto nos planos de clivagem quanto nos planos de microfissuras. Os cristais

microclínio da matriz aparecem sob a forma anhedral com típica geminação em grade, porém

observa-se o predomínio de cristais pertitizados, e afetados pela caulinização.

Os cristais de plagioclásio são predominantemente subhedrais, comumente alterados,

muitas vezes cobertos por sericita e epidoto, porém, nos cristais que se apresentam zonados os

processos de alteração são mais evidentes nos núcleos dos cristais evidenciando uma zonação

normal, (Fotomicrografia E). Nestes cristais é comum a presença de microfissuras, sendo que

alguns cristais possuem suas lamelas levemente deformadas.

O quartzo é anhedral com nítida extinção ondulante, apresentam predomínio de contato

plano serrilhado e apresentam-se constantemente microfissurados. Os cristais de menor porte

encontram-se recristalizados e ocupando os interstícios.

A biotita apresenta-se sob a forma de placas bem formadas, com pleocroísmo castanho

pálido a marrom e freqüentemente exibe halos pleocróicos. Em alguns exemplares pode-se notar

uma deformação incipiente em seus planos de clivagem. Como inclusões normalmente

encontram-se pequenos cristais de zircão, apatita e opacos. (Fotomicrografia 18F)

Os cristais de hornblenda normalmente estão associados a porções ricas em biotita, são

subhedrais, possuem pleocroísmo castanho a castanho esverdeado, normalmente ocorrem

inclusões de opacos em seus planos de clivagem.

A fácies Biotita-Monzo a Sienogranito Santa Cruz é caracterizada por rochas

leucocráticas de cor predominantemente rosa, granulação média variando de 0,2 a 3,0 mm, com

cristais inequigranulares, estrutura anisotrópica, composta predominantemente por: quartzo (±

30%), feldspato potássico (± 35%), plagioclásio (± 20%) e máficos (± 15%). Entre os máficos

domina a biotita, geralmente associada a hornblenda e minerais acessórios como a allanita,

titanita, apatita e zircão. Os minerais de alteração são a sericita, carbonatos, argilo-minerais e

esporadicamente clorita. (Prancha 19)

Os cristais de quartzo apresentam dimensões submilimétricas de aproximadamente 2

mm, anhedrais com extinção ondulante pronunciada, podendo reconhecer duas classes de grãos

de quartzo. Uma com cristais de maior porte, com contatos plano-serrilhados e outra com cristais

de menor porte, arredondados, formando muitas vezes um aglomerado de cristais que bordejam

os cristais de microclínio e oligoclásio.

77

Os cristais de microclínio possuem dimensões de 0,5 a 2,5 mm e apresentam-se na

forma anedral a subhedral, ou com bordas em geral irregulares, às vezes, lobulada e

subordinadamente ocorrem pertitas do tipo fios e filetes.

Os cristais de oligoclásio são predominantemente subhedrais e às vezes tabulares,

podendo também ocorrer mais subordinadamente cristais anedrais de dimensões menores, que

ocorrem ocupando os interstícios, alguns cristais possuem zonação normal incipiente. Em geral,

ambos apresentam-se bastantes saussuritizados, tal processo pode ser observado por todo o

cristal, sob forma disseminada ou concentrado nos núcleos dos cristais zonados, dentre os

produtos de alteração predominam a sericita/muscovita e o epidoto. É freqüente a presença de

opacos e zircão como inclusões e de cristais apresentando texturas mirmequitas.

(Fotomicrografias A, B, C e D).

Prancha 19. As fotomicrografias da fácies Biotita- Monzo a Sienogranito Santa Cruz A, B, C, D, E e F apresentam as características gerais desta fácies destacando a leve orientação dos máficos. As fotos E e F exibem cristais de agregados máficos representado por agregados de biotita na forma de ripas, associado aos opacos, hornblenda, titanita e muscovita.

78

O principal máfico é representado pela biotita, que ocorre como cristais subhedrais a

anhedrais distribuídos com certa orientação e mais subordinadamente como diminutos agregados

orientados pela foliação sob a forma de “cordões”, envolvendo os cristais maiores, exibe

pleocroísmo castanho pálido a castanho, inclusões de zircão e opacos, subordinadamente

ocorrem cristais de biotita manteados por muscovita. Associados a biotita é possível verificar a

presença de hornblenda, estes minerais apresentam dimensões de 0,2 a 1,5mm, pleocroismo

verde claro a verde bandeira. (Fotomicrografias E e F)

VI.1.2. Suíte Alvorada

A fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular Alvorada compreende rochas de

composição variando entre monzograníticas a granodioríticas, de cor cinza a levemente rosada,

estrutura isotrópica a levemente foliada, relativamente equi a inequigranulares e granulação que

varia de 0,2 a 1,5mm. Petrograficamente possui componente mineralógico variando de 20% a 34

% quartzo, 18% a 35% de feldspato potássico, 52% a 25% de plagioclásio e de 5% a 20% de

máficos representados principalmente por biotita podendo ocorrer à presença de titanita e/ou

hornblenda. (Prancha 20).

Os cristais de plagioclásio são subhedrais com hábito tabular, na maioria das amostras

possuem o núcleo bastante alterado, gerando sericita, epidoto e muitas vezes muscovita, porém

em alguns exemplares encontra-se totalmente recoberto por uma massa disseminada de sericita e

epidoto. Alguns cristais possuem freqüentes inclusões de quartzo e apresentam microfissuras

preenchidas por sericita.

Os cristais de microclínio são anedrais a subhedrais exibindo na maioria das vezes

nítida geminação em grade, porém, pertitas do tipo fios, filetes e vermes são comuns.

A biotita ocorre como placas subhedrais de pleocroísmo castanho pálido a marrom,

possui como inclusões: apatita, zircão e opacos. Em alguns casos ocorre alterando-se para

muscovita, com freqüentes bordas corroídas gerando textura simplectítica. Os cristais de

hornblendas são encontrados apenas em algumas amostras, são subhedrais, com pleocroísmo

castanho a verde (Fotomicrografia 20 D, E e F).

Como minerais acessórios podem encontrar apatita, titanita, allanita e opacos, sendo que

os minerais secundários mais comuns são muscovita, epidoto, sericita e raramente clorita.

79

Prancha 20. As fotomicrografias da fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular

Alvorada, A, B, C, D, E e F mostram os aspectos gerais da rocha, com destaque para a textura relativamente equi- a inequigranular, podendo, no entanto apresentar localmente a um ou outro fenocristal. Os máficos apresentam-se levemente orientados na forma de agregados de biotita verde, hornblenda, titanita e opacos.

A fácies Leuco Monzogranito Equigranular apresenta coloração rosada, é constituída

por rochas hololeucocráticas, equigranulares, de granulação fina, de estrutura isotrópica. Essas

rochas são constituídas por: quartzo (± 40%), feldspato potássico (± 30%), plagioclásio (± 20%)

e pouco menos de 10% de máficos. Os minerais máficos são representados por diminutas ripas

de biotita, traços de clorita, anfibólio, granada e alguma titanita, além de minerais secundários

comuns como a muscovita, epidoto e opacos (Prancha 21).

Os cristais de plagioclásio são subedrais e apresentam típica geminação polissintética,

alguns cristais apresentam um leve zoneamento o qual se torna mais evidente nos exemplares

mais alterados. Tal alteração aparece de forma homogênea entre os cristais gerando na maioria

80

um aspecto “sujo”, enquanto que subordinadamente observa-se a formação de placas de

muscovita anedrais sobre os cristais de plagioclásio (Fotomicrografias 21 A, B e C).

O feldspato potássico é representado pelo microclínio o qual apresenta nítida geminação

em grade, sua transformação mineral é bastante incipiente, caracterizada pela presença

esporádica de fina massa pulverulenta de argilominerais sobre tais cristais. Em alguns cristais é

freqüente a presença de pequenas inclusões de quartzo.

Prancha 21. As fotomicrografias da fácies Leuco Monzogranito Equigranular, A, B, C, D e F mostram características gerais do leucogranito, com destaque para as placas de biotita, com plano de clivagem preenchido por opacos e a presença de raros cristais de granada.

81

Os cristais de quartzo são anedrais e apresentam predomínio de contatos plano-

serrilhado, porém de maneira subordinada ocorrem cristais recristalizados. Pode-se observar uma

extinção ondulante incipiente quando comparado a demais fácies.

A biotita é encontrada sob a forma de placas subanedrais, apresentando comumente

planos de clivagem e fraturas preenchidas por material opaco. Subordinadamente, ocorrem

cristais com textura poiquiloblástica, em alguns exemplares pode-se observar uma deformação

incipiente nos planos de clivagem. A biotita aparece, as vezes, interdigitada com clorita,

disseminada e intercrescida com pequenos cristais de quartzo, formando agregados com cristais

diminutos de anfibólio e alguma granada. Normalmente os cristais de biotita estão se alterando

para muscovita e clorita (Fotomicrografias 21D, E e F).

VI.1.3. Batólito Rapakivi Rio Branco

O Batólito Rio Branco caracteriza-se pela composição bimodal formado por rochas de

caráter ácido e outras básicas que serão tratados distintamente a seguir.

7.1.3.1. Suíte Intrusiva Básica Rio Branco

A Suíte Intrusiva Básica Rio Branco é representada por rochas plutônicas a

hipoabissais, que afloram em geral nas bordas do batólito (quartzo- monzonito, quartzo-

monzodiorito, quartzo- diorito e diabásio) representando tipos granulares a porfiríticos,

mesocráticos a melanocráticos, isotrópicos, variando de equi a inequigranulares, quando

porfiríticas possuem matriz variando de fina a grossa.

A fácies Quartzo-Monzonito Porfirítico aflora no contato com as rochas ácidas do

Batólito Rio Branco constituindo tipos isotrópicos, de cor variando entre cinza esverdeado a

rosado, porfiríticos. Ao microscópio foi possível observar textura porfirítica com matriz

granofírica e granulação dos fenocristais de até 8 mm.

Esta rocha é caracterizada como porfirítica, constituída por: plagioclásio (± 40%),

anfibólio (± 15%), quartzo (± 13%), ortoclásio (± 20%), minerais opacos (± 5%), restos de

clinopiroxênio (± 3%), menos de 1% de apatita e minerais de alterações, em especial

filossilicatos de cor verde que aparece com teor ao redor de 3% (Prancha 22).

Os fenocristais que se destacam são de plagioclásio, os quais são tabulares a ripiformes

curvos, normalmente, menores que 2,5 mm, fortemente alterados para filossilicatos incolor

(sericita), a qual aparece sob a forma de pequenos flocos sobre o plagioclásio. Os cristais de

ortoclásio ocorrem na matriz intercrescido com o quartzo gerando textura granofírica e formando

fenocristais que podem conter filmes e/ou coroa de albita (textura orbicular/rapakivi)

82

(Fotomicrografias A e B). O anfibólio é representado, dominantemente, por hornblenda verde,

comum a hastinguisita e secundariamente por actinolita. Em alguns cristais maiores de anfibólio

aparecem manchas resultantes do processo de uralitização de piroxênios (orto e/ou clino) e restos

de clinopiroxênio.

Prancha 22. As fotomicrografias da fácies Quartzo-Monzonito Porfirítico A e B trazem aspectos gerais deste litotipo mostrando textura porfirítica e composição mineralógica desta fácies. As fotomicrografias C, D, E e F apresentam destaque para o conteúdo de máfico desta rocha. A fotomicrografia E mostra minerais de biotita com bordas em franja, associada aos agregados de filossilicatos verdes na forma de manchas esverdeadas. A Fotomicrografia F destaca a forma esqueletal do opaco.

Todos os restos de piroxênio são de clinopiroxênio, às vezes, com geminação e

desmisturação basal, todavia aparecem agregados de filossilicatos verdes e manchas ricas em

83

filossilicatos microcristalinos de cor marrom a verde, no interior de cristais de anfibólio, que

sugere a presença de outro mineral máfico, além do clinopiroxênio, possivelmente hiperstênio. A

biotita aparece na forma de placas com franja de desmisturação, normalmente, associada aos

filossilicatos verdes e opacos (Fotomicrografias C,D e F).

Os cristais de quartzo são anedrais, intercrescem com o ortoclásio e apresentam

granulação fina, constituindo a matriz. Os cristais de minerais opacos são anedrais a subedrais, às

vezes, esqueletais com diâmetro de até 1 mm. A apatita ocorre sob a forma de minúsculos

cristais dispersos.

As alterações comuns são representadas pelos microcristais de filossilicato verde que

ocorrem intersticialmente e formam pequenas manchas (pseudomorfos de mineral máfico), que

aparenta ser constituída por clorita e biotita.

A fácies Diorito Porfirítico com quartzo apresenta textura porfirítica com fenocristais

de até 5 mm de comprimento, com média pouco inferior a 1 mm e matriz fina, intragranular e

inequigranular. Basicamente, é constituído por: plagioclásio (± 60%), clinopiroxênio

(augita/diopsídio) (± 15%), filossilicatos microcristalinos verdes (± 15%), minerais opacos (±

6%), quartzo (± 3%). Os acessórios são constituídos por apatita, traços de titanita, biotita e

estilpnomelano correspondem a cerca de 1% (Prancha 23).

O plagioclásio destaca-se por formar cristais tabulares a ripiformes, com geminação

albita e Carlsbad, dispersos de forma a definir uma leve orientação de fluxo. Comumente,

apresenta forte alteração, às vezes, ficando coberto ou salpicado por minúsculos flocos

constituídos por filossilicatos incolores (sericita), outras vezes, com manchas de aspecto

microsimplectíticos constituídas por minerais opacos. Esporadicamente aparecem microfraturas

preenchidas por filossilicatos verdes.

O clinopiroxênio (augita/diopsídio) ocorre sob a forma de cristais pequenos a médios,

onde os menores dispõem-se entre as ripas de plagioclásio. Sua borda apresenta transformação

para anfibólio (hornblenda e actinolita) de cor bege claro (Fotomicrografias D e E).

Os filossilicatos verdes ocorrem formando agregados com formas externas irregulares,

tabulares a subtriangulares, submilimétricas a milimétricas (raramente alcançam 2mm de

diâmetro ou comprimento). É representado basicamente por filossilicato com pleocroísmo

variando de verde a levemente bege, birrefringência baixa e relevo superior ao da apatita,

sugerindo tratar-se de mineral do grupo da clorita. Esporadicamente aparece pequeno cristal de

birrefringência média sugerindo ser a clorita-oxidada ou biotita verde. Esses agregados mostram-

se formados pela alteração de um mineral máfico, possivelmente piroxênio, porém as formas dos

pseudomorfos não permitem definir qual foi o mineral original. Este agregado é formado por

84

opacos, glóbulos de titanita microcristalina, opacos anedrais e cristais aciculares de anfibólio

(actinolita), sugerindo tratar-se de piroxênio (provavelmente ortopiroxênio).

Prancha 23. As fotomicrografias da fácies Diorito Porfirítico com quartzo A, B,C, D e F foram obtidas com os nicóis cruzados e E com nicóis descruzados. Mostram aspectos mineralógicos e texturais, onde podem ser observados os cristais de plagioclásio (cinza claro ou branco), piroxênio com bordas de anfibólio, constituindo cristais coloridos com nicóis cruzados e minerais opacos (preto). A fotomicrografia E destaca um cristal de piroxênio com alteração fibrosa para anfibólio.

O anfibólio ocorre como raros restos de hornblenda marrom avermelhado (oxi-

hornblenda) e acicular de actinolita dispostas nas bordas dos cristais de augita e nos agregados de

clorita. No interior do plagioclásio ocorre um agregado com forma subedrais que aparenta ser da

serie cummingtonita / grunerita sugerindo alteração de ortopiroxênio.

85

O quartzo ocorre intersticialmente sob a forma de cristais submilimétricos anedrais. A

apatita é anedral a subedral e acicular. O estilpnomelano forma filetes constituídos por

minúsculos cristais de cor marrom, que cortam os agregados de clorita.

A fácies Quartzo-Diorito Cinza escuro Fino caracteriza-se pela textura granular

hipidiomórfica, granulação fina, inequigranular, onde os maiores cristais raramente alcançam

3mm e a média é da ordem de 0,5 mm, constituída basicamente por: plagioclásio (± 40%),

anfibólio (hornblenda) (± 15%), ortoclásio (± 15%), quartzo (± 7%), augita (± 8%), hiperstênio

(± 1%), biotita (± 1%), opacos (± 5%), apatita (± 1%), traço de estilpnomelano e de zircão. Os

minerais de alteração comuns são: anfibólio e cerca de 5% filossilicatos verdes.

O plagioclásio ocorre sob a forma de cristais tabulares turvos, levemente zonados, com

composição atingindo teor de An > 50 (labradorita) na porção central, sendo no geral andesina.

Estão parcialmente alterados, com flocos de filossilicatos finos incolores (sericita) no interior dos

cristais, outros mais alterados exibem aspecto “sujo” por conterem pontuações pulverulentas de

hematita. No contato com feldspato alcalino intersticial possui textura de corrosão. A Prancha 7

apresenta os aspectos texturais do quartzo diorito cinza escuro fino (Prancha 24).

O feldspato potássico (ortoclásio) ocorre intersticialmente intercrescido com quartzo,

gerando textura granofírica e chega a formar alguns cristais maiores, tendendo a fenocristal.

Possui minúsculas pontuações de hematita distribuídas heterogeneamente formando difusas

manchas turvas.

O anfibólio é representado por hornblenda, que exibe variação na cor refletindo

mudança composicional decorrente de diminuição de temperatura durante a formação dessa fase

cristalina. Os cristais mais antigos exibem pleocroísmo variando de marrom forte a bege (γ e β) e

amarelo pálido (α) que transicionam para hornblenda de cor verde oliva à marrom esverdeado (γ

e β). As fases finais aparecem sob a forma de pequenas fibras com pleocroísmo claro

característico da actinolita.

O quartzo é anedral, intersticial, intercrescidos ou moldando cristais euedrais a

subedrais de ortoclásio na matriz sendo estes submilimétricos.

Aparecem duas gerações de biotita, ambas são submilimétricas, anedrais a subedrais. A

mais antiga de cor marrom avermelhado a alaranjados (γ e β) e outra de cor esverdeada (γ e β). A

segunda forma agregados evidenciando ser produto de transformação de piroxênio.

O piroxênio ocorre como cristais anedrais corroídos por anfibólio (uralitização).

Freqüentemente no interior dos cristais de anfibólios aparecem dois tipos de piroxênio um de cor

bege a salmão sutilmente pleocróico sem exsolução (hiperstênio) e outro com exsolução basal de

opaco, que mostra ser produto de transformação de augita. O hiperstênio ocorre como restos

86

irregulares no interior do clinopiroxênio, do anfibólio ou de agregados de filossilicatos

microcristalinos. Estes agregados formam manchas (pseudomorfos), anedrais, de cor verde

constituídos por uma associação de microcristais de biotita de cor verde e clorita, localmente

aparecendo microcristais marrons avermelhados fibrosos a aciculares de estilpnomelano.

(Fotomicrografias E e F)

+

Prancha 24. As Fotomicrografias A, B, C e D foram obtidas com os nicóis cruzados e a E e F com os nicóis descruzados e mostram aspectos mineralógicos e texturais dos Quartzo-Diorito

Cinza escuro Fino, onde pode ser observado os cristais de plagioclásio (cinza claro ou incolores), anfibólio colorido ou verde, mineral opaco (preto) e raros cristais de biotita na borda de opacos nas fotomicrografias E e F.

Os opacos encontram-se distribuídos sob a forma de cristais anedrais a subedrais,

freqüentemente esqueletiformes dispersos na rocha. A apatita constitui pequenos cristais

prismáticos a aciculares euedrais a subedrais, sendo comum aparecerem como inclusões

87

acumuladas em um cristal ou dispersas na matriz. O zircão ocorre sob a forma de minúsculos

cristais euedrais a subedrais dispersos na lâmina ou em outros minerais como inclusões.

O Gabro a Monzogabro microporfirítico apresentam textura microporfirítica,

localmente apresentando domínios de textura granofírica, constituído por fenocristais que

alcançam até 3 mm de comprimento, com média pouco inferior a 0,8 mm e matriz fina,

intragranular, inequigranular.

Prancha 25. Aspectos gerais da fácies Gabro a Monzogabro destacando a textura microporfirítica granofírica com domínios granulares. Destaque para fenocristais de k. feldspato com borda de plagioclásio e máficos como o anfibólio (hornblenda), clorita e subordinadamente biotita associados aos opacos. Foto A e B objetiva de 2,5x. Fotos C, D, E e F objetiva de 10x.

Basicamente é constituído por: plagioclásio (± 65%), clinopiroxênio (augita/diopsídio)

(± 15%), hornblenda (± 10%), minerais opacos (± 6%), clorita (± 2%), apatita (± 1%), biotita (±

88

1%) (Prancha 25).

O plagioclásio representa o principal fenocristal deste litotipo, destacam-se na forma de

cristais tabulares a ripiformes com geminação albita e Carlsbad, comumente límpidos,

constituindo junto ao piroxênio a textura subofítica. Quando alterado apresenta formação de

sericita.

O clinopiroxênio (augita/diopsídio) ocorre sob forma de cristais pequenos a médios,

distribuído em geral entre as ripas de plagioclásio.

Em geral aparece alteração na borda dos cristais maiores para anfibólio (hornblenda)

geralmente juntos e associados a estes cristais observam-se agregados irregulares constituídos

por opacos irregulares e esqueletais, biotita de aspecto fibroso e clorita.

O anfibólio (hornblenda) em geral aparece sob a forma de cristais irregulares, anedrais,

de pleocroísmo verde claro a verde escuro, junto a outros minerais de alteração como os

agregados de clorita. Como acessórios foi possível verificar a presença de apatitas, bem

formadas, subeudricas, aciculares distribuídas pela lâmina. Como minerais de alteração

aparecem: clorita, sericita e opacos.

VI.1.3.2. Suíte Intrusiva Intermediária/Ácida Rio Branco

A Suíte Intrusiva Ácida Rio Branco é representada por rochas ácidas, plutônicas a

subvucânicas (monzogranito porfirítico, microgranitos e quartzo sienito), todas porfiríticas com

típica textura rapakivi constituídas por fenocristais de feldspato potássico rosa bordejado por

plagioclásio branco, em matriz fina a média, geralmente equigranular. A cor da rocha varia com

o litotipo e quantidade de máficos dos mesmos. A seguir segue a descrição detalhada de cada

litotipo associado ao Batólito Rio Branco.

A fácies Quartzo-Sienito é constituído por cristais tabulares, milimétricos, de feldspatos

alcalinos dispostos aleatoriamente, deixando espaços intersticiais ocupados por feldspato

finamente granulado, clinopiroxênio fibroso (egirina), quartzo fibroso, localmente com aspecto

de calcedônia e hematita, todos intersticiais. Os agregados de feldspatos finamente granulados

exibem textura granular hipidiomórfica a idiomórfica indicando resfriamento rápido do magma

residual intergranular (Prancha 26). Localmente, esse agregado aparenta ter substituído cristais

mais antigos, possivelmente de plagioclásio. O quartzo e a hematita aparentam terem sido

colocados intersticialmente pela passagem de fluidos posterior a cristalização da rocha. A textura

da rocha é inequigranular hipidiomórfica a idiomórfica.

89

Prancha 26. A Fotomicrografia A e B contêm as características gerais do Quartzo- Sienito em nicóis cruzados e paralelos na objetiva de 2,5x. A fotomicrografia C mostra detalhe de cristal de clinopiroxênio e a D os opacos, ambos preenchendo os interstícios dos cristais de feldspato, sugerindo cristalização tardia. A fotomicrografia E destaca os máficos e a F fenocristal de feldspato com geminação Carlsbad e fibras radiadas de clinopiroxênio (egirina). As fotomicrografias A, B e D foram obtidas com a objetiva de 2,5x e as C, E e F na objetiva de 10x.

O feldspato potássico forma cristais tabulares, com dimensões de até 4 mm de

comprimento, euedrais, bem formados (euedrais a subedrais), que contém filetes e manchas de

albita nas bordas e interior dos cristais, aparentemente controladas por planos de fraqueza

(geminação, clivagem e fratura) gerando textura pertítica.

90

O quartzo aparece na forma de cristais ou agregados fibro radiado a fibroso gerando

aspecto de pluma dispostos intersticialmente. Também aparece como agregado microcristalino

granular (calcedônia), junto a outros materiais de preenchimento.

A fácies Monzogranitos Porfiríticos com textura Rapakvivi representa a fácies principal,

possui cor avermelhada, textura porfirítica, com cristais manteados por plagioclásio sódico

(textura rapakivi) e matriz de granulação média, inequigranular, constituída por quartzo-

feldspato, subordinadamente, agregados de minerais máficos representados por biotita,

hornblenda, pseudomorfos de piroxênio e opacos distribuídos na matriz. Possuem cerca de 40%

de quartzo, 30% de feldspato potássico, 25 % de plagioclásio e 5% de minerais máficos, entre

eles a biotita que aparece em dois tipos, uma de cor verde e outra marrom a castanha, associada

ao anfibólio, opacos, além de traços de piroxênio, apatita e minerais de alteração.

Ao microscópio trata-se de uma rocha porfirítica constituída por fenocristais de

aparência turva de feldspato potássico pertítico, plagioclásio e quartzo, com granulação que varia

de 1 a 5 mm, envolvidos em matriz inequigranular com diâmetros de 0,2 a 1 cm formados por

cristais de quartzo, feldspatos (plagioclásio e feldspato potássico) e agregados máficos. (Prancha

27, Fotomicrografias 1A e B).

Prancha 27. Aspectos gerais da fácies Monzogranito Porfirítico com textura rapakivi com destaque para a textura porfirítica, onde os fenocristais são envolvidos por matriz mais fina. Objetiva de 2,5 x. Nicóis cruzados.

Os fenocristais de feldspato potássico, em geral, aparecem sob a forma de cristais

tabulares a subarredondados e outras vezes anedrais, com geminação em grade (albita +

periclíneo), às vezes combinada com Carlsbad, comumente alterada sendo comum apresentar

textura pertítica em veios, fios ou granular, ou ainda forte zoneamento do núcleo formando anéis

concêntricos. É comum dentro destes fenocristais a presença de pequenos cristais tabulares ou

anedrais de plagioclásio e quartzo subarredondado (Prancha 27, Fotomicrografia 27A e B).

91

Os cristais de feldspato potássico apresentam textura rapakivi, que ao serem observados

em nicóis paralelos exibem aspecto sujo, deixando marcante a borda mais límpida, mostrando a

diferença composicional entre o núcleo de composição potássica e as bordas composta por

plagioclásio (ver Fotomicrografia 28C, Prancha 28). Distribuídos por várias porções da rocha é

possível observar inclusões de um mineral que parece ter sido piroxênio e agora apresenta em

seu centro alteração amarela e borda esverdeada. Pode verificar a presença de intercrescimento

representado por vermes de quartzo, espalhados por toda a matriz e comumente distribuídos ao

redor das bordas dos fenocristais.

Prancha 28. A fotomicrografia da fácies Monzogranitos Porfiríticos com textura Rapakvivi, C mostra detalhe dos fenocristais de feldspatos potássicos de aspecto sujo em nicóis paralelos destacando a textura rapakivi. Nicóis paralelos. A fotomicrografia D apresenta a relação entre os fenocristais subarredondados e a matriz granular quartzo-feldspática, com destaque para o tipo de contato que varia de lobulado, irregular a reto. Fotomicrografias E e F apresentam cristal de feldspato potássico com zonação interna, apresentam inclusões de quartzo microgranular arredondado, plagioclásio anedral e alterações de sericita. Nicóis cruzados. Ambas na objetiva de 2,5 x.

O contato entre estes fenocristais e a matriz varia de lobulado, irregulares, às vezes,

serrilhado e quando sob forma mais tabular apresentam contatos retos. A matriz é granular em

geral constituída por material de composição quartzo-feldspática de tamanhos variando,

92

submilimétricas, com até 600µm de diâmetro ou comprimento (Prancha 28 - Fotomicrografia

28D).

O quartzo que ocorre como fenocristal é anédrico geralmente subarredondado, com

extinção ondulante e bordas corroídas. Na matriz pode variar de intersticial, arredondado a

poligonal, na forma de pequenos vermes definindo texturas gráficas ou intercrescido com

opacos, formando a textura simplectítica.

O plagioclásio apresenta hábito tabular quando como fenocristais, podendo aparecer em

cristais isolados de aproximadamente 2,5mm de diâmetro ou como pequenos agregados

tabulares, aparentemente com composição albítica, dispostos com orientação variada, formando

o que parece um fenocristal maior quando visto ao olho nu. É comum aparecerem com

germinação conjugada (albita e periclínea) aparentando uma falsa geminação “xadrez”. Os

cristais menores estão distribuídos na matriz ou como inclusões em outros fenocristais de

feldspato. Os fenocristais de plagioclásio possuem como geminação mais comum a albita, com

zonação do núcleo até a borda formando por vezes até três anéis. É comum a estes fenocristais

inclusões de minúsculos cristais ovalados de cor verde, espalhados por toda borda do fenocristal,

aparentando ser anfibólio, em outras ocasiões este mesmo mineral preenche linhas de fraqueza

(clivagens, microfissuras, contatos entre cristais) do feldspato se misturando a um material de cor

marrom, que dá a seção delgada um aspecto bastante turvo.

Os máficos aparecem dispersos na matriz ou como agregados distribuídos pela rocha,

são representados basicamente por biotita e anfibólio. A biotita evidencia duas gerações, uma

com pleocroísmo que varia de verde claro a verde escuro, e outra de pleocroísmo castanho claro

a marrom, esta última ocorrendo interdigitada com clorita. A forma varia de palhetas subedrais a

cristais anedrais intersticiais. O anfibólio (hornblenda) apresenta pleocroísmo variando de verde

claro a escuro, pode parecer como pequenas inclusões ou como alteração na matriz, em geral

todos associados aos opacos, que quando distribuídos na matriz formam estruturas do tipo

esqueletal. É comum ver minerais com dois tipos de zonação, uma com núcleo castanho e bordas

verdes, podendo caracterizar um núcleo com resquícios de biotita. A outra zonação de cor verde,

onde o núcleo apresenta tonalidade esbranquiçada a verde claro e bordas de cor verde oliva, na

porção central é comum a presença de carbonato e pseudomorfos de piroxênio (Actinolita).

Os minerais acessórios aparecem como inclusões nos fenocristais ou intersticiais na

matriz, sendo representados por cristais de zircão anédrico a euédrico, apatitas aciculares,

carbonato e minúsculos cristais de anfibólio. Localmente, o anfibólio ocorre formando

concentrações evidenciando ser pseudomorfos de piroxênio (?). Cristais de fluorita pertencente a

uma fase mais tardia são representativos.

93

Como minerais de alteração é possível verificar a presença de sericita, clorita, epidoto,

titanita, argilominerais e carbonato. Os tipos de alterações comuns são a cloritização,

epidotização, saussuritização e carbonatação.

Prancha 29. As fotomicrografia da fácies Monzogranitos Porfiríticos com textura Rapakvivi, G H, I e J apresentam detalhes dos agregados máficos, constituídos por biotita marrom apresentando algumas vezes, núcleo alterado para piroxênio e ainda porções de agregados máficos composta por anfibólio, biotita verde, clorita e opacos, além de material de alteração. Todas as fotomicrografias foram tiradas em nicóis cruzados com objetiva de 10x, com exceção da fotomicrografia G tirada em nicóis paralelos.

As fácies Microgranitos Porfiríticos com textura Granofírica são constituídos por

fenocristais de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio compondo aproximadamente 20% do

volume (quartzo ± 5%, plagioclásio ± 3%, feldspato potássico ± 12%) e matriz com quartzo (±

25%), feldspato potássico (± 30%), plagioclásio (± 20%) e outros minerais (± 5%). Os cristais de

quartzo, feldspato potássico e plagioclásio podem ocorrer tanto como inclusões em fenocristais

de feldspato potássico como individualizado.

Os cristais de plagioclásio estão salpicados por palhetas de sericita e trata-se de

oligoclásio, e/ou no andesina sódica saussuritizada, gerando albita + sericita. Em geral

apresentam bordas irregulares e na matriz, em que predomina a textura gráfica (Fotomicrografias

94

30A e B), são anedrais. A granulação pode alcançar até 1,5 mm para os fenocristais e para a

matriz e submilimétrica, normalmente inferior a 500µm.

O feldspato potássico está salpicado intensamente por diminutas pontuações (cristalitos)

de hematita, distribuídos heterogeneamente, gerando a cor vermelha, observável nesse litotipo.

Apresenta textura pertítica a mesopertítica, com a fase sódica formando filetes e ribbons no

interior da fase potássica.

O quartzo que compõe os fenocristais é anedral, com bordas comumente irregulares, e

com dimensões médias de 0,8 mm. Quando na matriz ou na borda de outros cristais, aparece

comumente interdigitada com feldspato alcalino constituindo a textura gráfica.

Como máfico principal destacam-se a biotita fibrosa de cor marrom a castanha e outra

biotita de cor verde oliva. Esta fase mineral origina, por alteração, um material amorfo de cor

amarela (limonita) que forma uma película nos planos de microfraturas, clivagens dos minerais

maiores ou entre os cristais menores da matriz. Os principais minerais acessórios são: zircão,

apatita na forma de finas agulhas, allanita e minerais opacos. Como alteração é comum a clorita,

hidróxido de ferro, carbonato e argilominerais.

Prancha 30. As fotomicrografias da fácies Microgranitos Porfiríticos com textura Granófirica A e B apresentam os aspectos gerais desta fácies, que possibilitaram caracterizar como um microgranito com textura geral porfirítica e domínios de textura granofírica. A fotomicrografia B mostra em detalhe a textura granofíricas. Nicóis cruzados e objetiva de 10x.

A fácies Microgranito Vermelho Porfirítico ocorre na porção nordeste da borda do

batólito, apresentando-se normalmente porfirítica com fenocristais envolvidos em uma matriz

fina, onde há domínios esferulíticos, às vezes granofírico e mais raro granular.

Os fenocristais de quartzo e mais raramente de feldspato alcalino e plagioclásio, de

dimensões de 1,2 a 8 mm destacam-se em matriz de granulação fina com textura esferulítica.

Os arranjos glomeroporfiríticos (glomérulos) são mais raros e podem atingir até 12 mm,

constituído por feldspatos. A matriz é caracterizada por grande quantidade de estruturas

95

circulares (esferas), formadas pelo intercrescimento de fibras ou lamelas de sílica e feldspato

alcalino, na forma de “concreções radiadas” (glóbulos) coalescentes entre si, identificadas como

esferulitos.

Prancha 31. As fotomicrografias da fácies Microgranito Vermelho Porfirítico A e B apresentam características gerais destacando a textura porfirítica com domínios na matriz da textura esferulítica e porções localizadas e mais raras microgranulares compondo textura granofírica. A fotomicrografia C mostra detalhe da matriz, com finos cristais de quartzo, máficos fibro-radiados. A fotomicrografia D exibe porção localizada microgranular desta fácies. A E além da textura geral, destaca os fenocristais de quartzo apresentando embaiamento. A fotomicrografia F mostra arranjo glomeroporfirítico de plagioclásio e feldspato alcalino. Nicóis cruzados. Objetiva de 2,5 para as fotomicrografias A, B, C, E e F. Para a fotomicrografia D foi utilizada a objetiva de 10x.

Nas porções internas dos esferulitos observam-se pequenas cavidades na forma de

estrelas, denominados vugs, que são geradas pela expansão de gases liberadas pelos processos

termodinâmicos. Ás vezes, esses esferulitos evoluem para um arranjo formando textura micro-

gráfica. (Fotomicrografias 31A a F)

96

Pela forte diferença entre a matriz e fenocristais pode-se fazer uma estimativa

aproximada da composição modal de 15% de fenocristal (quartzo corroídos, feldspato potássico

e plagioclásio) e 85% de matriz quartzo-feldspática + máficos, (cerca de 40 % de quartzo, 25%

de feldspato potássico, 17% de plagioclásio e 3% de máficos).

Os fenocristais de quartzo são os mais abundantes com dimensões de até 5,5 mm,

subédricos a anédricos; alguns preservam parte da forma hexagonal primária, típica de

polimorfos de sílica de alta temperatura. Invariavelmente, ocorrem embaiados exibindo

evidências de intensa corrosão magmática, com golfos constituídos pela matriz dispostas nas

bordas e também nos núcleos dos fenocristais. Quando na matriz, o quartzo apresenta hábito

fibroso ou fibro-radiado, constituindo a textura esferulítica. Mais raramente, pode apresentar

formas vermiculares constituindo o intercrescimento micrográfico com os feldspatos alcalinos da

matriz.

O feldspato alcalino constitui fenocristais, ocorrendo com formas variando de tabulares

a anédricas, com dimensões de até 8 mm, geminação albita ou combinada albita+ periclíneo

(grade). Na matriz, o feldspato alcalino constitui os esferulitos ou exibe comumente textura

micro-gráfica. Mais raramente, encontra-se o microclínio com uma geminação em grade

insipiente.

O plagioclásio ocorre como fenocristais euédricos, tabulares, com núcleo mais alterado

e borda mais límpida, sugerindo zonação normal. Os máficos são representados por diminutos

agregados ou finas agulhas de minerais opacos.

A fácies Microgranito Cinza Porfirítico apresenta textura porfirítica constituída por

fenocristais representados principalmente por quartzo, alguns de plagioclásios e de feldspato

alcalino dispostos em uma matriz essencialmente quartzo-feldspática, que apresenta domínios de

textura microgranular, outras vezes granofírica e mais raramente esferulítica. Algumas finas

palhetas de biotita e a acessórios como apatita, zircão e allanita podem ser observados. A matriz

exibe evidências de desvitrificação tais como a presença de textura perlítica.

Este litotipo é constituído basicamente por 55% de ortoclásio, 35% de quartzo, 5% de

plagioclásio, 3% de anfibólio, 1% de filossilicato verde, 1% de opacos e traços de biotita.

Os fenocristais de quartzo são anédricos a subédricos, exibem golfos de corrosão e

podem alcançar até 2 mm. Os fenocristais de feldspato alcalino são pertíticos, com filmes e grãos

de albita. Em alguns fenocristais observa-se a presença de coras constituídas por plagioclásio

sódico, caracterizando bem a textura rapakivi, além de coroas de material granofírico

(Fotomicrografias 32A, B, C, D, E e F). Ocorre também fenocristais de plagioclásio, com ou sem

geminação de repetição bem definida e formas de tabular a subarredondada, subedrais a anedrais.

97

Destaca-se também nesta rocha a presença de ocelos constituídos por plagioclásio,

anfibólio, clorita, opaco, feldspato alcalino, calcita e opacos como alteração. A apatita e o zircão

aparecem como acessórios.

Pseudomorfismo de anfibólio constituídos, principalmente por clorita fibrosa a fibro-

radiada, com pleocroísmo verde claro a verde escura, estão presentes. Nesses pseudomorfos

ocorre opacos constituindo uma estrutura reticular com formato losangular, sugerindo deposição

de óxidos nos planos de clivagem de anfibólio. Outros pseudomorfos, que ocorrem em menor

quantidade são constituídos por carbono e clorita.

Prancha 32. Características gerais da fácies Microgranito Cinza Porfirítico apresentando na fotomicrografia A e B a textura porfirítica constituída por fenocristais representados principalmente por quartzo, alguns de plagioclásios e de feldspato alcalino dispostos em uma matriz essencialmente quartzo-feldspática com micrólitos. A fotomicrografia C mostra forma anedral, ovalada do fenocristal de quartzo com características de golfos de corrosão. A foto D apresenta fenocristal de feldspato alcalino mostrando vários anéis indicando variações composicionais. Nicóis cruzados. As fotomicrografias A e B tiradas na objetiva de 2,5x e as C e D na objetiva de 10x.

VI.1.4. SUÍTE INTRUSIVA SALTO DO CÉU

A Suíte Intrusiva Salto do Céu é constituída por tipos hipoabissais, diabásios e

98

microgabros, alojados na forma de grandes derrames (sills) concordantemente aos estratos do

Grupo Aguapeí. Em geral caracterizam-se por apresentarem variações representativas de caráter

porfirítico até feições apresentando mega-fenocristais com dimensões comuns superiores a 10

cm de plagioclásio com tonalidade amarela envolvida em matriz verde escura fina.

A fácies Diabásio Porfirítico com quartzo aflora ao norte do batólito; ao microscópio

apresenta textura porfirítica envolvida em fina matriz intergranular a subofítica. Os fenocristais

de plagioclásio atingem cerca de 7 mm de comprimento e a granulação média da matriz é na

ordem de 1mm. Constituída basicamente por 65% de plagioclásio, 15% de augita, 10% de

filossilicato, 4% de minerais opacos, 2% de anfibólio, 1% de apatita e traços de biotita e titanita.

(Prancha 33).

O plagioclásio está parcialmente alterado não possibilitando a determinação de sua

composição, em seu núcleo aparecem pontuações e manchas marrons constituídas por sericita e

formação de clinozoisita. Também aparecem manchas e filetes de filossilicato microcristalino de

cor verde (clorita) e agregado fibro radiado que aparenta ser anfibólio do grupo da

cummingtonita/grunerita, sugerindo a presença de hiperstênio, (Fotomicrografias 33A, B, C, D,

E e F).

A augita ocorre sob a forma de cristais anedrais a subedrais intersticiais e cristais

maiores englobando plagioclásios formando a textura subofítica. Nas bordas de alguns cristais

aparecem coroas de anfibólio marrom escuro (oxi-hornblenda ?), verde forte (hornblenda) e

verde claro (actinolita).

O anfibólio aparece como produto de alteração do clinopiroxênio e é representado por

oxi-hornblenda (raro), hornblenda marrom, hornblenda verde e actinolita. A actinolita é fibrosa e

ocorre formando barbas ou franjas no piroxênio e intercrescida com filossilicato nos

pseudomorfos, chegando em alguns casos a ser o principal constituinte do pseudomorfo.

Os filossilicatos verdes ocorrem na forma de manchas irregulares a subtabulares,

intersticiais ou não, às vezes, englobando o plagioclásio, com dimensões submilimétricas

alcançando até 1mm. Nas bordas freqüentemente aparece uma película de índice de refração

mais alto que aparenta ser de anfibólio (actinolita microcristalina e fibrosa). Esses filossilicatos

correspondem a pseudomorfos, possivelmente de ortopiroxênio, todavia com formas que não

permitem excluir a possibilidade da presença de olivina. São constituídos essencialmente por

clorita ou serpentina (esta última menos provável).

Os minerais opacos constituem cristais ripiformes, esqueléticos, irregulares a subedrais,

normalmente submilimétricos e dispersos. Geralmente, aparecem capeados por titanita e/ou

óxido de titânio microcristalino. O quartzo aparece como pequenos cristais, submilimétricos,

99

intersticiais distribuídos na matriz. Acessórios como a apatita ocorre na forma acicular euedral.

A titanita aparece na forma de coroa nos cristais de opacos e como glóbulos e agregados

irregulares no interior dos pseudomorfos. Raras biotitas aparecem na borda dos piroxênios e dos

opacos.

Prancha 33. As fotomicrografias da fácies Diabásio Porfirítico com quartzo A, B, C, D, E e F foram obtidas com os nicóis cruzados e mostram aspectos mineralógicos e texturais Diabásio Porfirítico com quartzo, onde podem ser observados os cristais de plagioclásio (apresentando-se parcial a totalmente alterado com pontuações de sericita e/ou clinozoizita), anfibólio como produto mineral da transformação dos piroxênios, minerais opacos e titanita, todos associados muitas vezes superficialmente a outros cristais. Obj. 2,5x

100

A fácies Gabros/Diabásios com Olivina são rochas de cor cinza escuro a cinza

esverdeado, variando quanto a granulação, de fina a média e quanto a quantidade de máfico ao

microscópio é subofítica, com domínios ofíticos a intergranular, com granulação média na ordem

de 0,7 mm, sendo que os maiores cristais de augita e de plagioclásio atingem cerca de 3,5 mm de

comprimento. É constituída basicamente por: plagioclásio (± 58%), augita (± 20%),

pseudomorfo de olivina (± 15%), minerais opacos (± 5%), anfibólio (± 1%), apatita (> 1% ) e

traços de biotita e titanita (Prancha 34).

O plagioclásio constitui cristais ripiformes a tabulares, normalmente, com comprimento

inferior a 2 mm, dispostos caoticamente apresentando intensa alteração em especial as porções

mais cálcicas que formam um zoneamento composicional. A alteração aparece sob a forma de

manchas que chegam a dominar todo o núcleo do cristal. O produto de alteração dominante são

os filossilicatos e a clinozoisita, ambos com aspecto micro a criptosimplectítico, sendo a

clinozoisita intercrescida com os filossilicatos microcristalinos que são representados pela

sericita, pirofilita (?) ou margarita (?).

A augita aparece como cristais maiores englobando outros minerais (olivina,

plagioclásio e opacos), e também intersticialmente, exibe cor creme a marrom e, localmente,

manchas de alteração (matiz diferente), podendo representar uma mudança marcante na

composição (Fotomicrografias 34A, B, C, D, E e F).

Os pseudomorfos de olivina são anedrais a subedrais é compostos por filossilicatos

verdes e actinolita. Entre os filossilicatos pode ser reconhecida a clorita e/ou serpentina e um

material de birrefringência mais alta que pode ser a biotita verde, illita trioctaédrica ou

minessotaíta.

Os principais opacos ocorrem sob a forma anedral a euedral, de tamanhos milimétricos

a submilimétricos, dispersos por toda a lâmina. Os resultantes da alteração da olivina são

anedrais. Outro produto de alteração gerado nos pseudomorfos e a titanita microcristalina, que

aparece formando minúsculos glóbulos.

O anfibólio (actinolita) ocorre como acículas bordejando piroxênio, isoladas no interior

dos pseudomorfos, formando ou não agregados fibrosos e raros cristais com dimensões maiores.

A biotita forma raros cristais de cor vermelha a marrom escura e a apatita constitui

delgados cristais prismáticos a aciculares euédricos, com dimensões submilimétricas até cerca de

1 mm.

101

Prancha 34. Fotomicrografias A, B, C, D, E e F tiradas em nícois cruzados, apresentam os aspectos

gerais da fácies Gabro/Diabásio com olivina, com destaque para a textura subofítica, cristais de

plagioclásio tabular, anfibólio (actinolita), augita, raras biotitas vermelhas, filossilicatos esverdeados,

pseudomorfos de olivina e opacos. Obj. 2,5x. Fotomicrografia E e F objetiva de 10x.

102

CAPÍTULO VII

VII.1. ASPECTOS GEOQUÍMICOS

Os aspectos geoquímicos serão abordados no item VII.1.1 (Suíte Santa Cruz e

Alvorada), as rochas básicas com valores de SiO2 no intervalo de 45% a 55%, item 7.2. (Suíte

Básica Intrusiva Rio Branco e Suíte Básica Salto do Ceú), parcialmente descrita em Araújo-Ruiz

et al. (2005a) e as rochas intermediárias/ácidas com valores acima de 55% SiO2, item VIII 1.3.

(Suíte Acida Intrusiva Rio Branco), parcialmente descritas em Araujo-Ruiz et al. (2006).

As análises químicas foram realizadas no LABOGEO-IGCE/UNESP-Rio Claro,

utilizando-se Fluorescência de Raios X para os elementos maiores (concentração em %), através

de pastilha fundida em meio borato e para os elementos traços (concentração em ppm), através

de pastilha prensada, e para os elementos de terras raras, ICP-AES, segundo os padrões de rotina

do laboratório (MALAGUTTI et al. 1988).

VII.1.1. Caracterização Geoquímica das Suítes Santa Cruz e Alvorada

Os trabalhos de cunho geoquímico desta suíte foram descritos inicialmente em Geraldes

(2000); Geraldes et al. (2004). Posteriormente, em Araújo-Ruiz et al. (2004, 2005b) e Ruiz

103

(2005), que aliados aos dados químicos finais deste trabalho, encontram-se integrados nas

tabelas enumeradas sequencialmente, (Tabelas 3, 4, 5, 6), referente às suítes Santa Cruz e

Alvorada.

As correlações dos elementos maiores podem ser visualizadas nos diagramas de

variação binários de Harker (1909) (Figuras 16A a H). A distribuição dos elementos maiores

para as amostras da Suíte Santa Cruz apresenta-se no intervalo de 68% a 76% SiO2, enquanto as

amostras da Suíte Alvorada encontram-se no intervalo de 65% a 76% SiO2. Definem trends

semelhantes e apresentam desde termos iniciais mais empobrecidos em sílica até uma seqüência

de rochas granitóides mais evoluídas. A amostra com valor de 53% SiO2 define um mega-

xenólito com composição quartzo-diorítica, que provavelmente corresponde a autólitos da fase

inicial de diferenciação da Suíte Santa Cruz.

Os teores de Al2O3, TiO2, FeO, Fe2O3, MgO e CaO apresentam no geral tendências bem

definidas com forte correlação negativa em relação à sílica, com exceção dos álcalis, onde se

verifica que os teores de Na2O (Figura 16G), oscilam num intervalo de variação mais ou menos

constante com o aumento da sílica, com grande concentração de amostras em torno de 3,2 a

4,8% de Na2O. Já os valores de K2O (Figura 16H) flutuam num intervalo mais amplo de 1,8 a

5,8%, apresente uma correlação positiva marcante.

No diagrama de classificação petrográfica de Le Maitre (1989) (Figura 17A)

caracterizam os litotipos das suítes predominantemente de composição granítica, além de

granodioritos e quartzo- monzodiorito e quartzo-diorito são raros. A distribuição dos litotipos no

diagrama de Q-A-P de Lameyre e Bowden (1986), (Figura 17B) define os litotipos das suítes

predominantemente de composição monzogranítica a granodiorítica, enquanto quartzo-

monzodiorito é restrito a uma amostra.

No diagrama de Peacock (1931) (Figura 17C), sem considerar as raras amostras de

rochas intermediárias, possui trend com tendência para rocha do tipo cálcio-alcalina.

No diagrama de classificação com relação ao teor em potássio de Taylor (1976) (Figura

17D), parte das amostras de natureza intermediária são identificadas como pertencentes a série

cálcio- alcalina de médio potássio, sendo o maior número das amostras pertencentes à série alto

potássio.

Quanto ao diagrama de Maniar e Picolli (1989) (Figura 17E) os litotipos evidenciam

caráter peraluminoso a metaluminoso. O diagrama de Debon e Le Fort (1983) (Figura 17F)

define para o batólito uma seqüência predominante de rochas peraluminosas a duas micas

(campos II) e à biotita (campo III) e rochas metaluminosas à biotita e hornblenda pertencentes ao

(campo IV).

104

Tabela 3. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada

Nos diagramas quanto ao ambiente tectônico de Batchelor e Bowden (1985) que utiliza

parâmetros multicatiônicos R1 = 4Si - 11 (Na+K) - 2 (Fe+Ti) x R2 = 6 Ca+2 Mg+Al (Figura

18A), definem as suítes como granitos sin- colisionais e o diagrama de Pearce et al. (1984)

(Figura 18B, C), sugerem que os granitos investigados são sin- colisional formados em ambiente

de arcos magmáticos, aqui denominado de Arco Magmático Cachoeirinha.

Amostras

AVL- 20

AVL- 14

AVL- 18

AVL- 15

AVL-21A

AVL- 9

AVL- 06

AVL- 2

AVL- 10

AVL- 16

Fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular

SiO2 74,42 72,72 75,77 72,46 72,21 73,9 69,58 70,03 66,28 65,6

TiO2 0,11 0,21 0,07 0,32 0,25 0,21 0,47 0,36 0,5 0,54

Al2O3 14,16 14,13 13,33 13,56 14,38 13,51 15,18 15,18 16,33 16,29

Fe2O3 1,27 2,03 1 2,71 2,4 1,8 3,5 3,2 4,45 4,58

MnO 0,07 0,04 0,03 0,06 0,05 0,05 0,06 0,05 0,06 0,06

MgO 0,16 0,46 0,1 0,41 0,52 0,28 0,9 0,94 1,44 1,32

CaO 0,96 1,78 1,01 1,22 1,99 1,12 2,62 3,07 4,2 3,75

NaO2 4,12 3,69 3,81 3,24 3,95 3,72 4,36 3,98 4,29 4,73

K2O 4,12 4,16 4,59 5,54 3,74 4,77 2,87 2,65 1,7 1,97

P2O5 0,03 0,07 0,02 0,09 0,07 0,06 0,15 0,1 0,17 0,2

LOI 0,63 0,76 0,27 0,41 0,5 0,67 0,47 0,47 0,64 0,97

Soma 100,06 100,05 100 100,03 100,06 100,09 100,15 100,01 100,08 100,02

Cu 2 3 27 5 2 1 1 1 6 1

Cr 197 159 167 141 191 179 160 181 159 178

Rb 112 100 104 109 69 116 64 56 32 31

Sr 105 239 112 204 256 140 306 379 539 653

Y 26,1 17.9 16,3 48,3 16,8 32,4 35,5 8,14 9,62 12

Zr 55 132 61 292 107 119 187 158 126 121

Nb 15 6 7 7 5 9 9 6 7 6

Ba 633 1569 473 2785 1458 1043 1304 1939 1347 1285

La 15,1 45,4 9,71 120 27,3 39,2 84,8 42,5 28 24,6

Ce 32,6 89,7 20,6 280 56,6 75,4 117 78,3 58,9 52,2

Ni 3 5 4 4 5 4 5 7 6 6

Nd 14,5 29,2 8,57 101 22,9 31,1 58,6 28,2 22,3 23,6

Sm 3,71 4,97 2,52 15,1 4,42 5,72 10,2 4,45 3,76 4,18

Eu 0,58 0,88 0,61 1,83 0,9 1 1,81 0,92 1,07 1,26

Gd 4,01 3,75 2,39 11,4 3,61 5,15 7,96 2,82 3,17 3,48

Dy 4,35 3,18 2,65 8,23 2,72 4,44 5,55 1,46 2,02 2,31

Er 3,18 2,01 1,62 4,89 1,72 3,24 3,34 0,91 1,06 1,27

Yb 1,97 1,65 1,15 3,64 1,72 3,46 2,36 0,8 0,55 0,84

Lu 0,27 0,27 0,17 0,45 0,28 0,58 0,36 0,12 0,064 0,11

105


Nos diagramas multielementos de elementos traço normalizados pela Crosta Superior

Weaver e Tarney (1984) (Figura 19A) e por fácies (D, G, J, M) e pela Crosta Inferior Taylor e

McLennan (1985) (Figura 19B) e por fácies (E, H, K, N), observa-se que a maioria dos litotipos

exibe um empobrecimento em Nb e Sr e um fraco enriquecimento em Ba e Ti, evidenciando

portanto, o processo de fracionamento dos feldspatos e máficos. Os valores dos elementos traços

e as razões de Ba/Rb baixas evidenciam rochas diferenciadas.

Amostras

AVL- 11

AVL- 113

AVL- 110

AVL- 110

AVL- 112

AVL- 13

AVL- 04

AVL- 01

AVL- 19

SC- 02

Fácies Leuco Monzogranito Alvorada Biotita Monzo a Sienogranito

SiO2 75,27 74,8 75,2 75,12 75,93 74,57 72,49 69,62 71,53 75,81

TiO2 0,03 0,02 0,04 0,03 0,02 0,18 0,31 0,32 0,38 0,1

Al2O3 13,83 13,85 13,99 13,65 13,81 13,52 13,95 15,54 14,28 13,16

Fe2O3 0,83 0,85 0,83 0,82 0,83 1,56 2,45 2,65 2,5 1

MnO 0,17 0,17 0,17 0,17 0,17 0,03 0,04 0,05 0,08 0,02

MgO 0,01 0,03 0,01 0,02 0,01 0,19 0,51 0,91 0,46 0,08

CaO 0,68 0,68 0,68 0,68 0,68 0,84 1,72 2,89 1,11 0,55

NaO2 4,25 4,2 4,3 4,28 4,35 3,39 3,77 4,42 3,73 3,72

K2O 4,8 4,8 4,9 4,8 4,8 5,59 4,25 2,85 5,57 5,29

P2O5 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,04 0,12 0,1 0,07 0,02

LOI 0,22 0,22 0,26 0,22 0,22 0,29 0,44 0,71 0,33 0,35

Soma 100,1 99,63 100,39 99,81 100,83 100,2 100,05 100,06 100,04 100,1

Cu 7 7 6 7 7 1 1 1 13 1

Cr 176 175 176 178 177 159 162 162 172 155

Rb 100 100 99 100 97 68 104 57 88 81

Sr 37 36 37 35 37 103 263 422 148 44

Y 49,7 49,6 49,9 49,7 49,1 12 37 16,3 32,5 12,9

Zr 68 66 65 66 69 140 156 116 296 76

Nb 14 15 13 14 14 3 10 7 8 2

Ba 75 76 74 77 75 781 1405 1332 3106 254

La 1,82 1,88 1,81 1,82 1,8 85,2 46,8 28,7 123 52,9

Ce 1,78 1,75 1,72 1,77 1,7 168 85,2 52,2 303 73,6

Ni 4 5 4 4 5 4 6 6 5 3

Nd 1,58 1,55 1,56 1,59 1,58 70,5 34,1 19,9 119 36,6

Sm 0,47 0,46 0,48 0,5 0,47 11,3 6,34 3,74 17,4 5,27

Eu 0,32 0,33 0,34 0,32 0,29 1,25 1,18 0,95 3,23 0,9

Gd 1,88 1,8 1,88 1,79 1,9 5,66 5,41 3,03 11,3 3,84

Dy 6,07 6,15 5,99 6,06 6,07 2,64 5,02 2,34 6,8 2,1

Er 6,5 6,4 6,5 6,3 6,5 1,5 3,77 1,62 3,69 1,18

Yb 5,9 6 5,91 5,94 5,89 1,07 2,82 1,19 2,62 1,08

Lu 0,83 0,84 0,83 0,86 0,85 0,16 0,39 0,15 0,44 0,2

106


Amostras

AVL-21a

AVL- 22

AVL- 08

AVL-09

AVL-10

AVL-15

AVL-11

AVL-18

AVL-20

Fácies

Biotita Monzo

Sienogranito Biotita Quartzo Monzodiorito

SiO2 68,66 72,06 53,64 53,61 53,6 53,66 53,72 53,92 53,59

TiO2 0,43 0,28 1,32 1,34 1,33 1,29 1,32 1,32 1,32

Al2O3 15,44 13,94 18,83 18,83 18,83 18,84 18,83 18,86 18,83

Fe2O3 3,6 3,31 9,95 9,95 9,92 9,95 9,93 8,95 9,92

MnO 0,08 0,07 0,18 0,18 0,19 0,18 0,17 0,16 0,18

MgO 1,01 0,34 1,99 1,99 1,9 1,89 1,77 1,99 1,9

CaO 2,44 1,62 5,27 5,27 5,26 5,27 5,23 5,28 5,27

NaO2 4,17 3,8 4,26 4,26 4,26 4,26 4,26 4,26 4,26

K2O 3,55 4 3,17 3,17 3,2 3,18 3,17 3,19 3,21

P2O5 0,15 0,07 0,62 0,62 0,65 0,63 0,61 0,6 0,66

LOI 0,47 0,6 0,94 0,94 0,95 0,93 0,97 0,98 0,96

Soma 100,0 100,09 100,17 100,16 100,09 100,08 99,98 99,51 100,1

Cu 29 4 11 4 4 4 4 4 4

Cr 164 156 99 99 98 97 99 98 96

Rb 78 60 46 46 45 46 43 46 44

Sr 283 17 52 53 55 53 53 52 52

Y 28,8 17,7 54,9 54,8 54,9 54,9 54,6 54,9 54,3

Zr 120 230 836 834 842 830 837 836 833

Nb 7 8 17 16 15 17 13 17 18

Ba 1480 1372 4539 4539 4539 4539 4539 4539 4539

La 52,8 22,7 92,3 92,4 92,2 92,3 91,8 92,3 92,1

Ce 102 51,6 210 210 214 211 217 213 215

Ni 6 4 7 7 6 7 7 6 7

Nd 42,8 23 104 104 105 101 104 104 103

Sm 8,11 4,55 17 17 17 17 17 17 17

Eu 1,31 0,95 4,33 4,29 4,3 4,31 4,33 4,32 4,27

Gd 6,49 3,69 15,1 15,12 15,11 15,17 15,1 15,2 15,9

Dy 5,01 2,98 10,9 10,5 10,8 10,87 10,6 10,91 10,34

Er 3,09 2 5,6 5,7 5,6 5,7 5,6 5,6 5,5

Yb 1,96 1,42 3,91 3,93 3,95 3,93 3,91 3,9 3,92

Lu 0,25 0,21 0,49 0,42 0,45 0,48 0,49 0,46 0,49

107


O padrão de distribuição dos elementos de terras raras (ETR), normalizados pelo

condrito de Boynton (1984) e caracterizado na (Figura 19C) e a distribuição por fácies (F, I, L,

O), mostra um enriquecimento em elementos terras raras leves (ETRL) e um empobrecimento

em elementos terras raras pesadas (ETRP), e fraca anomalia negativa de Eu, além de uma forte

assimetría dos valores de REE. Os padrões de distribuição das fácies para cada suíte são similares

Amostras

AVL- 25

AVL- 28

AVL- 24

AVL- 27

AVL- 23

AVL- 17

Fácies Biotita Monzogranito Porfirítico

SiO2 68,4 68,12 68,63 68,68 68,66 68,6

TiO2 0,56 0,57 0,58 0,57 0,59 0,57

Al2O3 14,7 14,59 14,58 14,9 14,99 14,68

Fe2O3 4,13 4,13 4,2 4,35 4,25 4,15

MnO 0,06 0,07 0,05 0,07 0,06 0,07

MgO 0,91 0,93 0,91 0,94 0,91 0,91

CaO 2,84 2,84 2,84 2,84 2,84 2,84

NaO2 4,24 4,22 4,25 4,22 4,23 4,22

K2O 3,33 3,4 3,35 3,42 3,33 3,32

P2O5 0,17 0,19 0,19 0,18 0,2 0,19

LOI 0,5 0,55 0,6 0,44 0,39 0,47

Soma 99,84 99,61 100,18 100,61 100,45 100,02

Cu 3 4 3 4 4 4

Cr 193 192 195 197 196 193

Rb 50 46 47 48 49 49

Sr 22 22 22 22 22 22

Y 21,8 21,8 21,8 21,8 21,8 21,8

Zr 301 300 302 299 305 300

Nb 12 13 14 12 11 11

Ba 1476 1477 1488 1466 1475 1478

La 75 74 73 76 74 74

Ce 145 142 143 145 144 145

Ni 7 5 6 6 7 6

Nd 48,9 49,21 49,25 49,28 49,22 49,2

Sm 7,86 7,88 7,85 7,88 7,87 7,88

Eu 1,63 1,62 1,64 1,62 1,65 1,62

Gd 6,48 6,45 6,46 6,49 6,47 6,46

Dy 4,9 4,87 4,82 4,86 4,89 4,88

Er 2,12 2,19 2,13 2,15 2,11 2,11

Yb 1,06 1,08 1,09 1,07 1,09 1,09

Lu 0,14 0,11 0,13 0,13 0,14 0,13

108

e crescentes a medida das rochas mais diferenciadas, sugerindo a intensificação do processo de

fracionamento magmático do magma a partir da fácies menos diferenciadas de cada suíte

magmática e, portanto sugere-se a geração de magmas contemporâneos e cogenéticos de mesma

fonte crustal diferenciada para a Suíte Santa Cruz e Alvorada.

Figura 16. Diagramas de variação de Harker, 1909. (A) TiO2, (B) Al2O3, (C) Fe2O3, (D) FeO, (E) MgO, (F) CaO, (G) Na2O e (H) K2O x SiO2

109

Figura 17. Diagramas de classificação geoquímica. A) Le Maitre, 1989; B) Lameyer e Bowden, 1986, C) Peacock, 1931, D) Taylor, 1976, E) Maniar e Piccolli, 1989, F) Debon e Le Fort, 1983.

O padrão geral dos REE das finais composta pelo Leuco Monzogranito Alvorada

apresenta um padrão, com [La/Yb=18,21]N, fraca anomalia negativa de Eu, com [Eu/Eu*=0,68],

e assimetria, definida pelo decréscimo do braço Ce-Sm=3,30 em relação à aumento Gd-Yb=2,45.

110

A fácies compostas pelos Monzogranitos Alvorada Equigranulares (Figura 19E), apresenta um

padrão, com [La/Yb=18,21]N, fraca anomalia negativa de Eu, com [Eu/Eu*=0,68], e assimetria,

definida pelo decréscimo do braço Ce-Sm=3,30 em relação à aumento Gd-Yb=2,45

Figura 18. Diagramas de classificação tectônica (A) Batchelor e Bowden, 1985. (R1xR2), (B e C) Pearce et al. 1984: (Syn-COLG)- sin- colisional, (VAG)- Arco Vulcânico, (WPG)- intraplaca e (ORG)-Cadeia oceânica.

A distribuições de REE da fase principal, composta pela fácies do Biotita-Monzo a

Sienogranito Santa Cruz (Figura 19F), apresenta um padrão de distribuição com [La/Yb=22,76]N

e anomalias negativas de Eu, com [Eu/Eu*=0,63] que se acentua para as fases mais

diferenciadas. O padrão assimétrico é definido pela forte inclinação do braço Ce-Sm=3,36 em

relação à Gd-Yb=2,18. Para as fácies de Biotita- Monzogranito Porfirítico Santa Cruz (Figura

19G) apresenta-se enriquecido, com [La/Yb=23,16]N, fraca anomalias negativas de Eu, com

[Eu/Eu*=0,67] e padrão assimétrico em relação a Ce-Sm=4,44 e de Gd-Yb=4,78. Para a fácies

111

inicial, composto por Quartzo-Monzodiorito Santa Cruz (Figura 19H) apresenta-se enriquecido,

com [La/Yb=15,83]N, fraca anomalia negativa de Eu, com [Eu/Eu*=0,80] e forte padrão

assimétrico com alta inclinação do braço Ce-Sm= 2,98 em relação à Gd-Yb= 3,10.

Figura 19. Aranhogramas crosta inferior total (A) e por fácies (D, G, J, M) normalizados por (Weaver e Tarney, 1984), crosta superior total (B) e por fácies (E, H, K, N) normalizados por (Taylor e McLennan, 1985) e diagramas de variação de elementos de terras raras normalizados pelo condrito total (C) e por fácies (F, I, L, O) (BOYNTON, 1984)

112

VII.1.2. Caracterização Geoquímica da Suíte Básica Intrusiva Rio Branco e Suíte

Básica Salto do Céu

As análises geoquímicas das suítes Intrusiva Básica Rio Branco e Básica Salto do Céu

são apresentadas nas (Tabelas 7 e 8).

Tabela 7. Tabela geoquímica das amostras da Suíte Intrusiva Básica Rio Branco.

Amostras

RB- 116

RB- 108

BR- X

BR- 127

RB-108B1

RB– 225

RB– 124

Fácies Suíte Intrusiva Básica Rio Branco

SiO2 47,36 55,7 53,34 51,54 45,07 50,68 52,66

TiO2 2,87 2,28 2,7 2,07 2,22 2,98 2,87

Al2O3 17,98 13,54 13,48 14,34 16,37 16,04 12,37

Fe2O3 11,6 12,32 14,08 13 13,17 13,15 14,76

MnO 0,16 0,16 0,17 0,21 0,14 0,2 0,25

MgO 3,87 2,54 3,15 1,53 6,23 3,46 3,11

CaO 6,37 5,39 6,04 5,28 9,5 5,66 5,22

NaO2 3,37 3,54 3,35 4,73 3,46 3,52 3,53

K2O 3,03 2,98 2,64 4,15 0,38 1,63 2,61

P2O5 0,59 0,63 0,61 0,72 0,44 0,58 0,74

LOI 2,79 1,03 0,63 2,49 3,21 2,12 2,08

Soma 99,99 100,12 100,21 100,08 100,18 100,02 100,21

Ba 1064 1107 969 1765 415 1437 808

Cr 94 88 116 63 172 50 55

Cu 29 25 36 41 58 38 20

Nb 23 23 19 26 7 17 53

Ni 39 18 27 6 123 17 8

Rb 85 74 68 68 10 46 61

Sr 511 240 252 249 474 482 143

Zr 181 369 344 272 100 257 329

Sm 11,7 11,6 11,9 13,7 13 8,67 11,1

Ce 146,0 11,2 136 148 151 63,3 94,7

Nd 60,7 57,3 63,4 62,5 63,3 33,8 51,4

Eu 1,8 2,07 1,87 2 1,97 2,36 2,39

La 70,6 50,1 61,1 70,7 67,4 26,4 43,6

Gd 11,7 12,0 11,2 12 11,5 2,84 11

Yb 4,840 4,18 6,2 6,51 6,67 3,57 4,08

Er 7,340 6.86 6,47 4,03 7,22 7,86 5,91

Dy 10,200 10,6 9,62 11,2 11,1 7,17 9,39

Y 57,300 55,1 58,5 68,4 61,3 38,4 53,4

Lu 0,620 0,59 0,87 0,77 0,94 0,33 0,55

113

Tabela 8. Tabela geoquímica das amostras da Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu

As correlações dos elementos maiores, em relação à sílica, podem ser visualizadas em

diagramas de variação binários de Harker (1909) (Figuras 20A a 20H). As rochas apresentam

valores normais das rochas básicas 45 a 55% de SiO2, mas apresentam litotipos que transicionam

para rochas ultramáficas 44% SiO2 e para rochas intermediárias ate 56% de SiO2..

No diagrama de Middlesmost (1985) (Figura 21A) apresentam-se composições para as

rochas da Suíte Básica Intrusiva Rio Branco (SBIRB) os termos álcali- olivina basaltos a

traquibasaltos, enquanto para as rochas da Suíte Básica Intrusiva Salto do Ceú (SBISC), domina

Amostras

RB– 126

RB– 17

RB – 226

BR- 137

RB- 122

RB- 135

Fácies Intrusiva Básica Salto do Céu

SiO2 46,15 44,47 47,82 44,81 44,66 45,05

TiO2 3,88 4,03 1,78 1,97 3,37 2,34

Al2O3 13,95 14,39 17,33 17,22 15,65 16,13

Fe2O3 15,35 16,71 11,99 13,59 15,23 15,25

MnO 0,22 0,19 0,2 0,2 0,15 0,22

MgO 4,98 4,66 6,44 7,1 5,4 6,66

CaO 5,65 8,5 8,94 8,04 6,33 8,84

NaO2 2,94 2,96 2,64 2,48 3,59 2,51

K2O 2,87 0,74 0,7 1,5 1,97 0,6

P2O5 0,84 1,04 0,3 0,3 0,57 0,45

LOI 3,18 2,31 1,84 2,84 3,15 2,03

Soma 100,02 100,01 100 100,05 100,07 100,07

Ba 777 522 293 729 1002 464

Cr 104 75 153 173 45 151

Cu 36 32 47 50 26 54

Nb 22 25 9 13 21 11

Ni 57 47 155 153 41 122

Rb 65 20 13 46 45 16

Sr 241 350 583 490 539 492

Zr 269 409 112 104 279 121

Sm 14 11,3 8,91 13,5 14,2 12,3

Ce 168 97,2 66,2 131,0 149,0 145

Nd 70,8 45,7 37,4 57,7 62,7 63,4

Eu 2,13 2,85 2,28 2,2 1,9 1,89

La 66 37,3 28 68,0 82,4 60,5

Gd 11,2 10,2 3,19 12,0 12,6 11,2

Yb 6,68 2,71 3,68 6,330 6,360 6,67

Er 7,12 3,79 8,07 7,790 8,200 6,72

Dy 10,7 8,21 8,42 12,100 12,900 10,5

Y 68 38,1 36,5 66,200 67,300 60,9

Lu 1,04 0,35 0,43 0,960 0,960 0,97

114

os termos álcali picrito a álcali- olivina basaltos. Nos diagramas de Winchester e Floyd (1977)

(Figuras 21B e C), amostras da SBIRB posicionam-se em dois agrupamentos dos álcali- basaltos

e dos basaltos subalcalinos a andesitos, enquanto as amostras analisadas da SBISC domina os

termos basaltos subalcalinos a álcali- basaltos.

Figura 20. Diagramas de variação de Harker, 1909. (A) TiO2, (B) Al2O3, (C) Fe2O3, (D) FeO, (E) MgO, (F) CaO, (G) Na2O e (H) K2O x SiO2.

115

Figura 21. Diagramas de classificação. A) Middlesmost, 1985; B, C) Winchester e Floyd, 1977; D) Lameyer e Bowden, 1986; E) Irvane e Baragar, 1971; F) Peacock, 1931;

No diagrama de Lameyre e Bowden, 1986 (Figura 21D), as amostras da SBIRB

distribuem no campo quartzo-diorítos a quartzo- monzonitos, enquanto as amostras da SBISC

distribuem no campo quartzo-diorítos a diorítos e quartzo- basalto.

Os diagramas de Irvane e Baragar (1971) (Figura 21E) e Peacock, 1931 (Figura 21F) as

amostras das duas suítes situam-se no campo das rochas de quimismo toleítico, mas

apresentando para as amostras da SBIRB uma maior tendência alcalina.

116

Quanto aos aspectos tectônicos no diagrama de Mullen (1983) (Figura 22A), verifica-se

que as amostras da SBIRB distribuem-se no campo das rochas pós- colisionais a anorogênicos

gerados em ambiente intraplaca e as amostras SBISC distribuem-se campo sin- colisional a tardi-

orogênico a intraplaca.

No diagrama Jensen (1976) (Figura 22B) as amostras das suítes distribuem no campo

dos basaltos toleíticos. No diagrama de Mullen (1983) (Figura 22C), não diferencia as duas

suítes sendo classificados como basaltos alcalinos de ilha oceânica, enquanto nos diagramas de

Meschede (1986) (Figura 22D), Pearce e Can (1973) (Figuras 22E) e Pearce e Norry (1979)

(Figuras 22F) indicam que as amostras das suítes dominam o campo dos basaltos alcalinos de

quimismo toleítico formados em ambiente intra-placa.

Figura 22. Diagramas de classificação tectônica de basaltos. Mullen, 1983 (A), Meschede, 1986 (B); Pearce e Can (1973) (C e D); Pearce e Norry (1979) (E) e (F) Pearce e Norry 1979.

117

Figura 23. Aranhogramas (TAYLOR e MCLENNAN, 1985) (Figuras A, C, E) e diagramas de variação de elementos de terras raras normalizados pelo condrito de (BOYNTON, 1984) (Figuras B, D, F).

Nos aranhogramas de elementos traços normalizados pela Crosta Inferior de Taylor e

McLennan (1985) (Figura 23A) e também visto separadamente nas (Figuras 23C e E),

apresentam os padrões de distribuição com um empobrecimento em Rb e Zr e enriquecimento

pronunciado de Ti e leve empobrecimento de K quando relacionado a todo o conjunto que

mostra valores elevados.

O comportamento geral dos elementos terras raras das suítes em relação ao padrão

adotado para a crosta inferior do condrito de Boynton (1984) (Figura 23B), também visto

separadamente nas (Figuras 23D e F) evidencia padrões com uma disposição subparalela muito

regular, apresentando uma assimetria, gerados por um enriquecimento bem maior dos elementos

terras raras leves que em relação aos elementos terras raras pesadas.

Os valores dos elementos de terras raras da Suíte Básica Intrusiva Rio Branco (Figura

23D), apresentam um padrão de distribuição total mais enriquecido em [La/Yb=7,2]N, anomalias

118

negativas de Eu, com [Eu/Eu*=0,86]N e um padrão com alta assimetria definida pelo valor de

Ce/Sm=3,16 em relação ao valor de Gd/Yb=0,24, demonstrando padrões assimétricos e paralelos

entre os litotipos analisados. Observa-se o enriquecimento contínuo de elementos terras raras e

incremento de anomalias negativas de Eu à medida em que a fácies torna-se mais diferenciada.

Os valores dos elementos de terras raras da Suíte Básica Intrusiva Salto do Ceu (Figura

23F), apresentam um padrão de distribuição total empobrecido em [La/Yb=8,29]N, fraca

anomalias negativas de Eu, com [Eu/Eu*=0,92]N e um padrão com fraca assimetria definida pelo

valor de Ce/Sm=2,86 em relação ao valor de Gd/Yb=0,22, demonstrando padrões assimétricos e

paralelos.

VII.1.3. Caracterização Geoquímica da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco

Os trabalhos de cunho geoquímico desta suíte foram descritos inicialmente em Geraldes

(2000); Geraldes et al. (2004); Araújo-Ruiz et al. (2004, 2005b); Ruiz, 2005) são apresentados

novos dados geoquímicos, que aliados aos dados químicos deste trabalho, encontram-se

integrados nas tabelas 9, 10, 11, 12, 13.

As correlações dos elementos maiores podem ser visualizadas nos diagramas de

variações binários de Harker (1909) (Figuras 24A a H). O conjunto de rochas intermediárias a

ácidas apresenta valores entre 55 a 73% de SiO2. As rochas intermediárias são caracterizadas por

quartzo monzonitos com valores entre 52 a 62% de SiO2. A fase principal é constituída por

monzogranitos, com teores entre 68 a 73% de SiO2, enquanto que a fase mais tardia, constituída

por monzogranito equi-inequigranular apresenta também valores elevados de SiO2. Os demais

óxidos relacionados na figura 24, apresentam padrão e correlação normais a todas as rochas de

composição granítica.

No diagrama de classificação petrográfica que utiliza os parâmetros multicatiônicos Q

versus P, de Debon et al. (1988) (Figura 25A), observa-se que os pontos representativos das

rochas estudadas coincidem, predominantemente, com os domínios composicionais

correspondentes aos granitos e quartzo monzonitos. O diagrama Q-A-P de Lê Maitre (1989)

(Figura 25B) define para o conjunto principal de amostras a composição monzogranítica, com

exceção das amostras de quartzo monzonitos.

No diagrama de Peacock (1931) (Figura 25C), considerando também as raras amostras

dos monzogranitos a monzonitos vermelho escuro, constitui-se um índice de aproximadamente

52, como um complexo álcali-cálcico.

No diagrama de classificação com relação ao teor em potássio de Taylor (1976) (Figura

119

25D), parte das amostras da fácies intermediária e rara amostras da fácies principal são

identificadas como pertencentes a série cálcio- alcalina de alto potássio, sendo o maior número

das amostras da fácies principal pertencentes à série shoshonítica. No diagrama de Maniar e

Picolli (1989) (Figura 25E) os litotipos evidenciam caráter peraluminoso a metaluminoso. O

diagrama de Debon e Le Fort (1983) (Figura 25F) define para o batólito uma seqüência

predominante de rochas peraluminosas a duas micas (campos II) e à biotita (campo III) e rochas

metaluminosas à biotita e hornblenda (campo IV).

Tabela 9. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco

Amostras RB- 205

Rb- 65

Rb- 79

Rb- 87

Rb- 72

Rb- 21

Rb- 99

RB- 143

RB- 02

RB-121P

Fácies Fácies Final Fácies principal

SiO2 70,71 70,61 70,7 70,83 70,54 70,65 70,77 71,72 71,91 71,84

TiO2 0,41 0,42 0,39 0,4 0,41 0,41 0,42 0,41 0,4 0,4

Al2O3 12,53 12,5 12,51 12,6 12,55 12,52 12,53 12,61 13,02 12,78

Fe2O3 5,28 5,3 5,25 5,29 5,28 5,27 5,28 3,85 3,72 3,85

MnO 0,08 0,08 0,07 0,07 0,08 0,08 0,08 0,08 0,08 0,08

MgO 0,41 0,41 0,41 0,41 0,41 0,41 0,41 0,44 0,22 0,28

CaO 0,68 0,68 0,68 0,7 0,69 0,68 0,66 0,8 1,06 0,75

Na2O 3,2 3,3 3,2 3,1 3,2 3,2 3,1 3,38 3,48 3,8

K2O 5,44 5,45 5,44 5,44 5,46 5,44 5,43 5,65 5,33 5,3

P2O5 0,06 0,07 0,06 0,06 0,06 0,07 0,06 0,06 0,06 0,06

LOI 1,18 1,18 1,18 1,19 1,18 1,18 1,17 1,1 0,74 0,88

Total 99,99 100,00 100,00 100,00

Cu 10 10 9 10 10 11 10 7 7 6

Rb 156 166 156 155 156 152 157 165 166 140

Sr 66 70 66 66 67 66 65 67 85 92

Y 283 282 283 280 283 281 283 75 68 75

Zr 503 502 501 503 503 502 500 507 465 474

Nb 28 29 28 30 28 27 29 24 22 21

Ba 1388 1389 1388 1388 1387 1386 1388 1396 1382 1439

La 258 257 258 258 255 258 256 100 92 106

Ce 218 218 217 218 218 215 216 192 204 198

Nd 45,7 45,6 45,7 44,9 45,7 45,7 43,99 63,4 56,4 37,4

Sm 11,3 11,1 11,3 11,22 11,33 11,32 11,29 12,0 8,91 12,1

Eu 2,85 2,82 2,85 2,85 2,83 2,85 2,84 1,87 1,5 2,28

Cr 138 139 138 136 138 138 137 184 169 174

Ni 7 6 7 8 7 7 8 6 7 7

Gd 10,2 10,3 10,2 10,7 10,2 10,8 10,2 11,2 10,7 8,07

Dy 8,21 8,21 8,22 8,20 8,21 8,21 8,23 9,62 9,40 8,42

Er 3,79 3,8 3,75 3,79 3,79 3,78 3,77 6,47 4,950 3,68

Yb 2,71 2,70 2,71 2,72 2,71 2,73 2,71 6,2 3,750 3,19

Lu 0,35 0,34 0,35 0,35 0,33 0,35 0,37 0,87 0,560 0,43

La 37,2 36,99 37,3 37,3 37,37 37,32 37,44 61,1 57,5 28

120


Amostras RB- 118

RB- 204

RB- 144

RB-108A

RB- 134

RB- 113

RB-220A

RB- 230

RB- 20

RB- 142

Fácies Fácies principal

SiO2 72,04 71 72,08 68,55 72,09 71,99 71,95 71,51 72,62 71,63

TiO2 0,4 0,44 0,41 0,73 0,41 0,42 0,43 0,41 0,45 0,46

Al2O3 12,88 13,26 12,6 12,89 12,9 12,83 12,72 13,07 12,46 12,72

Fe2O3 3,68 4,26 3,82 5,75 3,91 3,99 3,86 3,84 4,03 4,05

MnO 0,08 0,09 0,09 0,11 0,07 0,08 0,09 0,08 0,1 0,11

MgO 0,28 0,57 0,50 0,95 0,47 0,23 0,19 0,6 0,45 0,45

CaO 0,78 0,63 0,76 1,48 0,25 0,9 1,09 0,63 0,85 0,87

Na2O 3,5 3,14 3,28 3,92 2,53 3,52 3,3 3,19 2,7 3,15

K2O 5,54 5,47 5,36 4,72 6,16 5,33 5,23 5,28 5,49 5,33

P2O5 0,07 0,06 0,06 0,14 0,06 0,08 0,07 0,06 0,07 0,07

LOI 0,81 1,10 1,02 0,83 1,18 0,77 1,07 1,33 0,76 1,17

Total 100,07 100,04 100,00 100,07 100,02 100,15 100,01 100 99,99 100,01

Cu 7 8 5 8 8 8 9 16 8 6

Rb 169 154 155 126 151 163 151 144 154 157

Sr 80 70 65 104 140 83 78 65 140 64

Y 70 55,10 59,7 66,20 57,3 76,80 87 100 80 80

Zr 477 516 481 567 490 525 519 500 533 496

Nb 30 28 27 25 26 24 28 29 29 28

Ba 1577 1540 1508 1328 1983 1343 1338 1250 1489 1333

La 98 65,60 62,6 68 70,60 75,7 102 116 83 103

Ce 202 150 141 131 146 168 178 164 155 170

Nd 65,2 62,40 64,8 57,7 60,7 72,9 64,4 38,4 63,6 56,4

Sm 13,7 12,10 12,30 13,5 11,7 13,15 13,4 9,08 13,3 12,0

Eu 1,91 1,97 1,99 2,20 1,82 2,24 1,99 2,43 2,01 1,5

Ni 6 6 5 9 6 7 6 5 8 7

Cr 177 147 135 172 197 188 159 137 193 165

Gd 11,7 11,80 10,10 12 11,7 15,20 10 8,22 10,7 10,7

Dy 10,4 10,80 10,20 12,10 10,20 14,60 10,3 6,62 9,74 9,40

Er 7 6,61 6,78 7,79 7,34 7,94 6,69 3,77 5,93 4,950

Yb 5,97 5,40 6,69 6,33 4,84 4,81 5,95 2,84 5,2 3,750

Lu 0,94 0,80 0,98 0,96 0,62 0,65 0,88 0,34 0,66 0,560

Quanto aos aspectos tectônicos no diagrama de Batchelor e Bowden (1985) (Figura

26A), as amostras estão dispostas no campo sin- colisional a tardi- orogênico e nos diagramas de

Pearce et al. (1984) (Figuras 26B e C), verifica-se que as amostras distribuem-se no campo de

granitos pós- colisionais a anorogênicos, gerados em ambiente intraplaca.

No variograma para elementos traços normalizados segundo Crosta Superior Weaver e

Tarney (1984) (Figuras 27A – total e 27D, G, J por fácies) e pela Crosta Inferior Taylor e

McLennan (1985) (Figuras 27B – total e 27E, H, K), observa-se um padrão bastante simétrico,

121

apresentando um forte empobrecimento em Sr tanto em relação a normalização para a crosta

superior como inferior, e um enriquecimento em Ba quando relacionado a crosta inferior e

empobrecimento em relação a crosta superior, com exceção para o Ti, que apresenta variações. O

Rb exibe enriquecimento em relação a crosta superior e não em relação a crosta inferior ao

contrario do Ba. As razões baixas de Ba/Rb evidenciam rochas altamente diferenciadas, geradas

a partir de processo de diferenciação magmática.


Amostras RB- 22

RB- 66

RB- 67

RB- 89

RB- 201

RB- 202

RB- 123

RB- 206

RB- 217

RB- 227


SiO2 70,03 71,75 72,15 71,44 72,27 72,11 72,54 72,33 70,98 70,47

TiO2 0,58 0,42 0,44 0,47 0,4 0,42 0,38 0,41 0,42 0,81

Al2O3 14,32 12,67 12,77 12,97 12,64 13 12,57 12,53 12,67 13,06

Fe2O3 4,75 3,87 3,8 4,07 3,55 3,85 3,12 3,63 3,81 6,02

MnO 0,05 0,08 0,09 0,1 0,09 0,09 0,05 0,09 0,11 0,06

MgO 0,85 0,28 0,32 0,41 0,55 0,42 0,22 0,41 0,52 0,70

CaO 1,58 0,94 0,96 0,86 0,6 0,84 1,01 0,82 0,75 0,76

Na2O 2,58 3,07 3,15 3,31 2,91 2,79 3,41 3,27 3,25 5,37

K2O 4,51 5,4 5,42 5,35 5,78 5,56 5,35 5,49 5,49 0,96

P2O5 0,14 0,06 0,06 0,08 0,05 0,06 0,06 0,06 0,06 0,20

LOI 0,6 1,5 0,82 0,95 1,16 0,88 1,31 0,98 0,94 1,61

Total 100,02 100,04 100,00 100,01 100,01 100,02 100,02 100,01 98,99 100,02

Cu 11 1 7 6 12 9 7 8 16 15

Rb 153 123 160 146 168 155 158 158 155 34

Sr 111 41 81 94 71 138 67 66 73 120

Y 59 64 82 86 85 81 71 79 77 33,50

Zr 282 390 505 534 510 544 489 499 494 290

Nb 15 24 27 28 29 29 27 28 28 12

Ba 1027 1296 1455 1631 1590 1487 1071 1282 1320 529

La 115 68 101 112 98 92 92 91 97 25,40

Ce 170 152 172 192 161 159 190 176 176 64,20

Nd 62,4 144 73,1 73,4 90,9 69,2 56,4 73,2 60,7 30,80

Sm 27,9 14,2 14,7 18,5 12,8 15 11,7 13,7 14 6,85

Eu 1,97 4,74 2,16 2,24 2,74 1,89 1,5 2,26 1,7 1,59

Ni 169 251 129 137 142 182 120 149 147 23

Cr 12 4 6 5 5 7 4 5 6 205

Gd 11,8 33,2 12,2 12,5 13,4 10,8 10,7 12,5 11,3 6

Dy 10,8 30,9 11,8 11,4 14,5 11,4 9,400 12,4 10,6 5,35

Er 6,61 18,5 7,32 7,06 8,58 6,9 4,950 8,36 6,330 3,29

Yb 5,4 12,3 6,79 6,52 7,89 6,3 3,750 7,42 4,680 2,82

Lu 0,8 1,8 0,87 0,9 1,16 0,84 0,560 1,06 0,650 0,44

122


O comportamento geral dos elementos terras raras das diversas faciologias dos maciços

em relação ao padrão adotado para o condrito de Boynton (1984) (Figuras 27C – total e 27F, I, L

por facies), evidencia padrões com uma disposição subparalela muito regular entre as fácies

(Figuras 27F, G, H), apresentando uma forte assimetria, gerados por um enriquecimento em

elementos terras raras leves em relação ao empobrecimento em elementos terras raras pesadas, e

anomalia negativa em Eu. Observa-se o enriquecimento contínuo de elementos terras raras e

incremento de anomalias negativas de Eu à medida que a fácies torna-se mais diferenciada.

Amostras RB-16A

RB- 239

RB- 235

RB- 233

RB- 36

RB- 171

RB- 161

RB- 186

RB- 181

RB- 175

RB- 178


SiO2 71,88 71,92 72,06 72,26 71,34 71,51 72,20 72,06 72,09 71,88 72,62

TiO2 0,65 0,46 0,43 0,43 0,56 0,41 0,43 0,43 0,41 0,65 0,45

Al2O3 12,46 12,46 12,69 12,58 12,36 13,07 12,58 12,69 12,90 12,46 12,45

Fe2O3 6,22 4,14 3,75 3,76 4,39 3,84 3,76 3,75 3,91 16,71 4,03

MnO 0,04 0,09 0,09 0,09 0,11 0,08 0,09 0,09 0,07 0,04 0,10

MgO 0,96 0,57 0,43 0,22 0,57 0,60 0,22 0,43 0,47 0,96 0,45

CaO 0,52 0,57 0,68 1,16 1,25 0,63 1,16 0,68 0,25 0,52 0,85

Na2O 2,44 3,21 3,48 3,20 3,30 3,19 3,20 3,48 2,53 2,44 2,70

K2O 2,39 5,30 5,33 5,40 5,23 5,28 5,40 5,33 6,16 2,39 5,49

P2O5 0,09 0,07 0,06 0,06 0,09 0,06 0,06 0,06 0,06 0,09 0,07

LOI 2,38 1,22 1,01 0,83 0,82 1,33 0,83 1,01 1,18 2,38 0,76

Total 100,01 100,0 100,0 100,0 100,01 100,0 100,0 100,01 100,02 100,01 99,99

Cu 19 13 8 9 3 16 9 8 8 8 19

Rb 83 132 153 155 152 144 155 153 151 132 154

Sr 64 56 59 87 74 65 87 59 140 64 140

Y 24,90 87,50 60,80 68 56,5 100 79 77 79 51 80

Zr 200 484 503 514 471 500 514 503 490 200 533

Nb 12 26 28 29 26 29 29 28 26 12 29

Ba 420 1311 1375 1474 1423 1250 1474 1375 1983 420 1489

La 34,80 78,10 71 66 68,8 116 87 92 70,6 48 83

Ce 68,80 176 162 168 147 164 148 159 146 78,8 155

Nd 32,60 73,20 69,20 70 63,60 69,2 90,9 70,8 49,6 32,6 65,2

Sm 5,77 15 12,30 14 13,30 18,5 14 12,8 11,7 5,77 13,7

Eu 1,37 2,26 1,89 2,13 2,01 2,74 2,13 1,89 1,82 1,37 1,91

Cr 1,77 146 131 147 143 137 147 131 197 177 193

Ni 27 4 6 6 4 5 6 6 6 27 8

Gd 4,87 12,5 10,80 11,20 10,7 13,4 11,2 10,3 11,7 4,87 11,7

Dy 4,24 12,40 11,40 10,70 9,74 14,5 10,7 12,4 10,2 4,24 10,4

Er 2,78 8,36 6,90 7,12 5,96 7,12 6,90 8,36 7,34 2,78 7

Yb 2,26 7,42 6,30 6,68 5,20 7,89 6,68 6,30 4,84 2,26 5,97

Lu 0,29 1,06 0,84 1,04 0,66 1,16 1,04 0,84 0,62 0,29 0,94

123


Amostras RB- 184

Rb- 183

RB- 169

RB- 164

RB- 80B

RB- 70

RB- 2

RB- 185

RB- 72

Fácies Fácies principal Facies Intermediária

SiO2 72,08 70,47 71,34 71,72 61,5 61,89 60,88 61,9 61,79

TiO2 0,41 0,81 0,56 0,41 1,58 1,62 1,63 1,65 1,63

Al2O3 12,60 13,06 12,36 12,61 13,37 13,03 13,03 13,03 13,03

Fe2O3 3,82 6,02 4,39 3,85 9,23 9,44 9,45 9,44 9,40

MnO 0,09 0,06 0,11 0,08 0,13 0,15 0,17 0,15 0,14

MgO 0,50 0,70 0,57 0,44 1,95 1,89 1,89 1,84 1,89

CaO 0,76 0,76 1,25 0,80 3,1 3,22 3,22 3,22 3,22

Na2O 3,26 5,37 3,30 3,38 3,84 3,5 3,5 3,51 3,53

K2O 5,36 0,96 5,23 5,65 4 3,98 3,98 3,97 3,98

P2O5 0,06 0,20 0,09 0,06 0,33 0,35 0,33 0,35 0,34

LOI 1,02 1,16 0,82 1,10 1 0,94 0,95 0,94 0,96

Total 100,0 100,02 100,01 100,01 100,03 100,01 99,03 100 99,91

Cu 5 15 3 7 25 23 23 22 23

Rb 155 13 152 165 112 104 105 104 108

Sr 65 120 74 67 176 193 193 193 193

Y 77 41 73 75 70 68 68 68 67

Zr 481 290 471 507 430 445 445 445 445

Nb 27 12 26 24 23 23 23 22 23

Ba 1508 529 1423 1396 1268 1164 1164 1162 1163

La 97 33 98 100 90 93 93 94 92

Ce 174 75 163 192 159 138 139 138 140

Nd 64,8 30,6 63,6 58,4 73,2 77 75 77 76

Sm 12,3 6,85 13,5 13 14,6 15,7 15,7 15,6 15,6

Eu 1,99 1,59 2,01 1,81 2,41 2,21 2,22 2,21 2,23

Ni 5 23 4 6 20 20 21 19 20

Cr 135 205 143 184 151 118 119 118 117

Gd 10,1 6 10,7 10,7 13,5 13,5 13,5 13,5 13,5

Dy 10,2 5,35 9,74 12 12,1 12,6 12,6 12,6 12,6

Er 6,78 3,29 5,93 7,08 7,28 8,44 8,45 8,44 8,47

Yb 6,69 2,82 5,20 6,17 7,44 6,76 6,76 6,76 6,78

Lu 0,98 0,44 0,66 0,95 1,07 0,91 0,91 0,92 0,93

Os valores dos elementos de terras raras total das rochas (Figura 27C), apresentam um

padrão de distribuição total enriquecido em [La/Yb=9,4]N e fortes anomalias negativas de Eu,

com [Eu/Eu*=0,55]N e um padrão com alta assimetria definida pelo valor de Ce/Sm=3,4 em

relação ao valor de Gd/Yb=1,9, demonstrando padrões assimétricos e paralelos representando

portanto amostras cogenéticas, mas distintas, pelo grau de diferenciação.

124

Figura 24. Diagramas de variação de elementos maiores (Harker, 1909). Legenda: (Fácies Tardia-Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.

125

Figura 25. Diagramas de classificação geoquímica: A) Debon et al. 1988, 1 – Sienogranito, 2 – Monzogranito, 6 – Quartzo- monzonito, 7 – Quartzo- monzodiorito; B) Le Maitre, 1989, 3b – Monzogranito, 8* - Quartzo- monzonito; C) Peacock, 1931; D) Taylor, 1976; E) Maniar e Picolli, 1989; F) Debon e Le Fort, 1983, II e III – Granito Peraluminoso, IV – Granito Metaluminoso. Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.

A distribuição de elementos terras raras da fácies principal de composição leuco-

monzogranítica rapakivi (Figura 27F), apresenta um padrão de elementos terras raras leves com

[La/Yb=9,8]N e fortes anomalias negativas de Eu, com [Eu/Eu*=0,54], mas apresentando valores

126

inferiores de elementos terras raras leves e pesadas em relação à fácies anterior. A assimetria é

definida pela forte inclinação de Ce/Sm=3,4 em relação à Gd/Yb=1,84.

A fase intermediária (Figura 27I), composta por monzogranitos e quartzo- monzonitos,

apresenta um padrão de distribuição com [La/Yb=6,7]N, fracas anomalias negativas de Eu, com

[Eu/Eu*=0,5] e padrão assimétrico com inclinação do braço Ce/Sm=4,0 em relação à

Gd/Yb=1,5, mas evidenciando maior redução dos valores de elementos de terras raras leves e

pesadas.

A fácies tardia dos monzogranitos equi- inequigranulares (Figura 27L) é caracterizada

por elevados valores de elementos terras raras leves apresentando [La/Yb=9,3]N, forte anomalia

negativa de Eu, e [Eu/Eu*=0,8], forte assimetria, devido a alta inclinação de Ce/Sm=2,0 em

relação a Gd/Yb=3,0.

Figura 26. Diagramas de classificação tectônica: A) Batchelor e Bowden, 1985; B e C) Pearce et al. 1984. Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.

127

Figura 27. Nos aranhogramas de elementos traço normalizados pela Crosta Superior Weaver e Tarney (1984) (Figuras A – total e D, G, J por fácies) e pela Crosta Inferior Taylor e McLennan (1985) (Figuras B – total e E, H, K) e os diagramas de elementos terras raras normalizados segundo o condrito de (BOYNTON, 1984) (Figuras C – total e F, I, L por fácies). Legenda: (Fácies Tardia - Aplitos) monzogranito equi a inequigranular, (Fácies Principal) Leuco- monzogranito vermelho rapakivi e (Fácies Intermediária) Monzogranito a quartzo monzonito rapakivi escuro.

128

CAPÍTULO VIII

VIII.1. GEOCRONOLOGIA

As análises isotópica foram processadas em sua fase inicial no laboratório do Instituto

de Geociências e Ciências Exatas da Universidade Estadual Paulista, sendo as rochas

pulverizadas para análise isotópica pelo método Sm-Nd e, destas mesmas amostras, foram

separados zircões para determinação da idade pelo método U-Pb. As datações foram realizadas

nos Laboratórios de Geocronologias dos Institutos de Geociências das Universidades de São

Paulo (USP) e da Universidade Federal de Brasília (UNB).

Este capítulo apresenta as análises e discussões a respeito dos dados geocronológicos

obtidos a partir dos métodos Sm-Nd e U/Pb, além de dados da literatura de Ar/Ar e Rb/Sr para

rochas do Domínio Cachoeirinha. Com o propósito de tentar estabelecer a cronologia dos

eventos magmáticos, de colocação e de resfriamento das rochas e da seqüência de eventos

geológicos que afetaram o Domínio Cachoeirinha.

VIII.1.1. Resultados geocronólogicos prévios das rochas do embasamento do

Domínio Cachoeirinha

Na tabela 14 foram relacionados parte do acervo de dados geocronológicos previamente

publicados por diversos autores sobre as rochas mais antigas do embasamento do Domínio

Cachoeirinha.

129

Tabela 14. Síntese do acervo dos dados isotópicos para os ortognaisses São Domingos e Quatro Marcos. Material analisado: (M) muscovita, (B) biotita, (Z) zircão, (A) anfibólio e (RT) rocha total.

Unidade Litoestrati-

gráfica

Referências

U-Pb Rb-Sr Sm-Nd Ar-Ar Idade (Ma)

Idade (Ma)

Sr87/ Sr86

TDM

(Ga) εNd(0) εNd(t) Idade

(Ma)

Ortognaisses Santa Fé

Cachoeirinha

Carneiro (1985) (RT) 1971±70 0,7017

Geraldes et al. (2001) Ruiz et al.

(2004)

(Z)1536±11 1.8 -14.2 +0.5

(Z)1587±04 2.0 -15.0 -0.8

(Z)1795±21 1.9 -18,1 +2.2

(Z)1746±20 1.8 -18.1 +2.4 De Paulo

(2005) (B) 1517±1,9

(B) 1516±1,4 (B) 1517±1,4

Tonalito Cabaçal

Leite e Saes in Ruiz, 1992

(RT)1558±250 0,70444

Os dados apresentados na (Tabela 14) mostram valores para U-Pb em monocristais de

zircão indicando que as rochas mais antigas que constituem as rochas encaixantes dos litotipos

do Batólito Santa Cruz e Alvorada apresentam idades de cristalização que ocorreram entre 1746

a 1795 Ma. (Ortognaisses Santa Fé) e 1536 a 1587 Ma. (Ortognaisses Cachoeirinha). As idades

modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de 1,8 a 2,0 Ga.

Os valores positivos de εNd(t), de (+2,2 a +2,4), evidenciam que os protólitos das

ortognaisses Santa Fé apresentam uma assinatura isotópica típica de materiais derivados do

manto, enquanto os valores de εNd(t), negativos (-0,8) a levemente positivos de (+0,5) para os

ortognaisses Cachoeirinha indicam também a participação de rochas mais diferenciadas e

evoluídas na constituição desta seqüência das rochas encaixantes dos batólitos no Domínio

Cachoeirinha.

Os dados de Ar-Ar (Tabela 14) obtidos em biotita e anfibólio definiram uma

concentração de dados em torno de 1520 Ma., esses resultados devem representar o resfriamento

metamórfico regional superimpostos a estas rochas.

VIII.1.2. Resultados geocronólogicos das rochas do Domínio Cachoeirinha (Suítes

Santa Cruz e Alvorada)

Na tabela 15 encontra-se parte do acervo de dados geocronológicos previamente

publicados na literura especializada das Suítes Graníticas Santa Cruz e Alvorada no Domínio

Cachoeirinha

130

Tabela 15. Síntese do acervo de dados isotópicos para as Suítes Intrusivas Santa Cruz e Alvorada. Material analisado: (M) muscovita, (B) biotita, (Z) zircão, (A) anfibólio e (RT) rocha total.

Unidade

Referências

U-Pb Rb-Sr Sm-Nd Ar-Ar Idade (Ma)

Idade (Ma)

Sr87/ Sr86

TDM

Ga) εNd(0) εNd(t) Idade

(Ma) Suíte Intrusiva Santa Cruz

Ruiz (1992) (RT)1488±30 0,703 Geraldes et al. (2001) Ruiz (2005)

(Z)1549±10 1.8 -14.7 +1.0

(Z)1522±12 1.8 -19.6 +0.9

(Z)1562±36 1.8 -20.2 +0.9 De Paulo (2005)

(B)1530±1,5 (A)1539±2,0 (B)1523±1,6

Suíte Intrusiva Alvorada

Carneiro (1985) (RT)1472±19 0,7037

Geraldes et al. (2001)

(Z)1537±06 (Santa Fé)

1.75 -22.2 +0.5

(Z)1440±06 Araputanga

1.74 -20.2 -0.2

Ruiz (2005) (Z)1389±03 (Alvorada)

1.77 -20.3 -1.3

VIII.1.2.1. Suíte Intrusiva Santa Cruz

Os resultados apresentados na tabela 15 mostram valores para U-Pb em monocristais de

zircão que indicam a cristalização das rochas do Batólito Santa Cruz ocorrem entre 1549 a 1562

Ma. As idades modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de 1,8

Ga. Os valores positivos de εNd(t) de (+0,9 a +1,0), evidenciam que os protólitos intrusivos

apresentam uma assinatura isotópica típica de materiais juvenis, derivados do manto.

Os dados de Ar-Ar (Tabela 15) obtidos em biotita e anfibólio definiram uma

concentração de dados em torno de 1539 a 1523 Ma., esses resultados devem representar o

resfriamento metamórfico regional, provavelmente associado ao desenvolvimento da foliação

regional S2C/F2C, nas rochas do Batólito Santa Cruz, condizente com as idades também obtidas

com as rochas pré Santa Cruz.

VIII.1.2.2. Suíte Intrusiva Alvorada

Os resultados U-Pb obtidos em monocristais de zircão apresentados na tabela 15, define

idade 1.537 Ma. (Santa Fé) provavelmente correspondendo a rochas mais antigas(Suíte Santa

Cruz) e indicam que a cristalização da Suíte Alvorada em intervalo entre 1440 a 1389 Ma., o

que comprova as relações intrusivas desta suíte. As idades modelo TDM, evidenciam um episódio

de fracionamento do manto em torno de 1.74 a 1.77 Ga. Os valores negativos dos litótipos

estudados de εNd(t), de -0,2 a -1,3, evidenciam que os protólitos intrusivos apresentam uma

assinatura isotópica que sugere material juvenil derivado do manto com contaminação crustal.

131

VIII. 1.3. Resultado Geocronológicos de Sm-Nd e U-Pb das Suítes Santa Cruz e

Alvorada

Os dados obtidos pelo método Sm-Nd e U-Pb encontram-se definidos na (Tabela 16)

para a amostra da fácies Biotita- Monzogranito Porfirítico Santa Cruz e para a fácies

Monzogranito Equigranular Alvorada.

Tabela 16. Dados analíticos Sm-Nd e U-Pb para a fácies Biotita- Monzogranito Porfirítico Santa Cruz e para Monzogranito Equigranular Alvorada obtidos nos laboratórios do(IG-USP e UNB).

No. Campo

Sm (ppm)

Nd (ppm)

147Sm/ 144Nd

143Nd/ 144Nd

€Nd(0) fSm/Nd TDM

(Ga) €

(TDM) U/Pb (Ma)*

€ Nd (T)

Santa Cruz AVL-18 2,529 10,375 0,1474 0,512311 -6,38 -0,25 1,67 4,17 1561,0 +3,44

Santa Cruz SC-01 6,734 41,892 0,0972 0,511577 -20,70 -0,51 1,90 3,42 1561,0 -0,89

Santa Cruz SC-30 13,194 76,576 0,1042 0,511553 -21,17 -0,47 2,076 3,34 1561,0 -2,75

Alvorada AVL-11A 3,212 13,533 0,1435 0,512221 -8,13 -0,27 1,78 3,95 1530,0 +2,25

Alvorada AVL -58 7,264 43,059 0,1020 0,511629 -19,68 -0,48 1,93 3,63 1530,0 -1,20

* Idades U/Pb obtida por diluição isotópica em monocristais de zircão para as amostras das Suíte Santa Cruz (1561 + 260Ma) e Suíte Alvorada (AVL 58 – 1530 + 63Ma).

A amostra da fácies Biotita-Monzogranito Porfirítico da Suíte Santa Cruz indicam idade

modelo TDM de 1.9 a 2.0 Ga. e valor negativo de εNd(t), -0,89 a -2,75 assinalam a participação de

material crustal, mais diferenciadas na formação do magma. As idades TDM sugerem que o

protólito magmático sofreu o fracionamento mantélico por volta de 1900 Ma., enquanto o valor

de TDM 1.67 Ga. com valor positivo de +3,50 indicam a presença de rochas magmáticas com

participação de material mantélico.

Os dados U-Pb obtidos para as amostras da fácies Biotita- Monzogranito Porfirítico

Santa Cruz, encontra-se definidos na (Tabela 16 e Figura 28), sendo descartada uma amostra

analisada. Os cristais de zircão analisados são prismáticos, incolores a amarelados, com raras

inclusões fluidas e fraturas e a razão eixo maior: eixo menor é de 3,5 : 1.

O resultado da amostras da facies Biotita- Monzogranito Porfirítico Santa Cruz para U-

Pb obtido para o intercepto superior, é de 1561 ± 260 Ma, entretanto o erro de ± 260 Ma. é

bastante elevado. Este valor é similar aos valores obtidos para na literatura para as rochas da

Suíte Santa Cruz (≈ 1540 Ma).

As amostras da fácies Monzogranito Equigranular Alvorada apresentam idade

semelhante a amostra da Suíte Santa Cruz, indicando idade modelo TDM de 1.78 a 1,93 Ga. O

valor negativo de εNd(t), -1,20, indica que o magma original sofreu participação de material

132

crustal por volta de 1900 Ma., enquanto o valor positivo de.εNd(t), +2,25, assinala para os

litotipos, a presença magma parental. Este conjunto apresenta natureza híbrida representando a

fase granítica tardia, associada à evolução do Arco Magmático Cachoeirinha.

O resultado da amostras da Suíte Alvorada para U-Pb obtido para o intercepto superior

é de 1530 + 63 Ma. Este valor é um pouco mais jovem que as rochas do Suíte Santa Cruz, o que

é verificado em campo pela conotação intrusiva desta suíte nas rochas da Suíte Santa Cruz, mas

com fonte e processos magmáticos bastante similares, podendo sugerir como fácies mais tardias

do Batólito santa Cruz, ou independentes, mas com processos e fontes muito semelhantes.

0.3

0.2

0.1

0.00 1 2 3 4 5

Pb/ U

206

238

Pb/ U207 235

400

800

1200

1600

M(4)

M(2)

SC-1Intercepto Superior 1561+260 Ma

MSWD=12

Figura 28. Diagrama concórdia da amostra da fácies biotita- monzogranito porfirítico Santa Cruz.

1900

1800

1700

1600

1500

1400

0,23

0,25

0,27

0,29

0,31

0,33

0,35

2,6 3,0 3,4 3,8 4,2 4,6 5,0 5,4

207Pb/

235U

206P

b/2

38U

Amostra Avl-58

Idade (Ma)

1530 ± 63 [±71] Ma

Figura 29. Diagrama concórdia da amostra da fácies Monzogranito Equigranular Alvorada

133

VIII. 1.4. Aspectos Isotópicos da Suíte Intrusiva Básica e Ácida Rio Branco e Salto

do Céu

VIII.1.4.1. Resultados Geocronólogicos Prévios

Com o propósito de definir a seqüência de eventos geológicos que afetaram o Domínio

Cachoeirinha foram relacionados na tabela 17, parte do acervo de dados geocronológicos

previamente publicados das Suíte Intrusiva Básica e Ácida Rio Branco e Salto do Céu.

Tabela 17. Síntese do acervo de dados isotópicos para as rochas das Suítes Intrusivas Rio Branco e Salto do Céu. Material datado: (Z) zircão, (P) plagioclásio e (RT) rocha total.

Unidades Litoestratigráficas

Referências

U-Pb Rb-Sr Sm-Nd K-Ar Idade (Ma)

Idade (Ma)

Sr87/Sr86 TDM εNd(0) εNd(t) Idade (Ma)


Saes e Leite In Ruiz (1992)

(RT)1126±39

(félsica)

0,7165


(RT)1130±72 (félsica)

0,708

Geraldes et al. (2001,

2004)

(Z)1423±02 (Granófiro)

1.8 1.9

-14.8 -15.2

-0.1 -1.0

(Z)1469±31 (Gabro)

1.2 1.8

-8.3 -10.0

+8.9 +1.9

Suíte Intrusiva Salto do Céu

Hama (1976)

(P)1006±16


(RT)875±21 (P) 878±10 (P) 930±14 (P) 960±21

Leite e Saes In Ruiz (1992)

(P)1015±17

Os resultados U-Pb (Tabela 17) para a Suíte Intrusiva Rio Branco de Geraldes (2000) e

Geraldes et al. (2001, 2004) obtidos em monocristais de zircão indicam que a cristalização das

rochas básicas da Suíte Rio Branco ocorreu por volta de 1470 Ma. e as idades modelo TDM,

evidenciam um magma mantélico gerado em torno de 1.8 Ga. Os valores positivos dos litótipos

estudados de εNd(t), de +1,9 a +8,9, evidenciam que os protólitos intrusivos apresentam uma

assinatura isotópica juvenil de manto derivado.

Geraldes, 2000 ao datar as rochas básicas da Suíte Rio Branco interpretou a idade de

1469±31 Ma e os valores positivos de εNd(t) como sendo indicadores de uma evolução diferente

desde a separação do manto, quando comparado as félsicas, ou seja, ocorreu a derivação

mantélica.

134

As idade Rb/Sr (Tabela 17), reportados por Barros et al. (1982) de 1130 ± 72 Ma. e

Ruiz (1992) de 1126 ± 39, consideram esta idade como o período de cristalização do magma

rapakivi, justificativa esta embasada pelas razões iniciais elevadas de 87Sr/86Sr de 0,708 e 0,7165,

respectivamente, que assinalam uma natureza crustal ou evoluída para o magma parental.

Para as rochas da Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu os resultados K-Ar (Tabela 17)

obtidos em plagioclásio dos diabásio, indicam um episódio de resfriamento das soleiras máficas,

ocorreu entre 1015 a 875 Ma., e os valores médios em torno de 950 Ma.

VIII.1.4.2. Resultado Geocronológicos de Sm-Nd e U-Pb das Suíte Intrusiva Ácida Rio

Branco

Os resultados obtidos Sm-Nd encontram-se enumerados na tabela 18 e apresentam

valores de ε Nd para as rochas ácidas, variando entre valores negativo de -1,11 a -1,78 e valores

positivos +1,24 a +1,11. As idades modelo TDm são interpretadas como a idade de extração

mantélica, indicando que o magma original destas rochas, são formados entre 1,86-1,89 Ga.

Os valores positivos de εNd(t) da fácies monzogranitos a quartzo-monzonitos vermelhos

escuros rapakivi, evidenciam que os protólitos intrusivos apresentam uma assinatura isotópica a

partir do manto derivado, enquanto aos valores negativos da fácies leuco- monzogranito

vermelho rapakivi, mais diferenciada, sugerem a participação de material crustal na formação

do magma.

As analises das amostras submetidas à determinação através do método U/Pb em

monocristais de zircões conforme mostram a (Tabela 18 e Figura 30) da fácies monzogranitos a

quartzo-monzonitos vermelhos escuros rapakivi e na (Tabela 18 e Figura 31) da fácies leuco-

monzogranito vermelho rapakivi, geraram valores que nas figuras apresentaram intercepto

superior cortando a concórdia em 1406 ± 6 Ma, interpretada como sendo a idade de cristalização

do magma félsico que deu origem ao granito rapakivi.

Tabela 18. Resultados Sm-Nd e U/Pb para rochas da suítes Intrusiva Rio Branco e Salto do Céu.

No. Campo

Sm (ppm)

Nd ppm)

147Sm/ 144Nd

143Nd/ 144Nd

€Nd(0) fSm/Nd TDM

(Ga) €

(TDM) U/Pb Ma)*

€ Nd (T)

Rio Branco LR 53 7,267 40,161 0,1094 0,511906 -14,28 -0,44 1,65 4,20 1382,0 +1,11

Rio Branco RB01 15,537 81,088 0,1158 0,511821 -15,94 -0,41 1,89 3,57 1403,0 -1,46

Rio Branco RB204 15,847 81,981 0,1169 0,511849 -15,39 -0,41 1,86 3,54 1403,0 -1,11

Rio Branco RB205 23,62 123,89 0,1153 0,5118 -16,35 -0,41 1,91 3,48 1403,0 -1,78

Rio Branco RB222A 16,22 83,8 0,117 0,51183 -15,76 -0,41 1,89 3,45 1403,0 -1,50

Rio Branco LR 121P 5,756 31,858 0,1092 0,511899 -14,42 -0,44 1,66 4,19 1403,0 +1,24

Salto do Céu Ssc28 8,762 47,829 0,1107 0,511863 -6,25 -0,44 1,74 4,02 808,0 +2,61

135

1500

1300

1100

900

700

500

300

100

0,00

0,04

0,08

0,12

0,16

0,20

0,24

0,28

0 1 2 3

207Pb/

235U

206P

b/2

38U

LR-121P

Intercepto superior = 1403 ± 6 Ma

Intercepto inferior = 49 ± 140 Ma

D11

D12

Figura 30. Diagrama concórdia da amostra LR 121P da fácies monzogranitos a quartzo- monzonitos vermelhos escuros rapakivi da Suíte Intrusiva Rio Branco.

1400

1000

600

200

0,00

0,04

0,08

0,12

0,16

0,20

0,24

0,28

0 1 2 3 4

207Pb/

235U

206P

b/2

38U

RB-53


MSWD = 0.000

E14

E15

Figura 31. Diagrama concórdia da amostra LR-53 da fácies leuco-monzogranito vermelho rapakivi da Suíte Intrusiva Rio Branco.

VIII.1.4.3. Resultado Geocronológicos de U-Pb da Suíte Intrusiva Salto do Céu

Os dados geocronológicos apresentados na (Tabela 18 e Figura 32) mostram valores

para U-Pb em monocristais de titanita indicando que as rochas da Suíte Intrusiva Básica Salto do

Ceu apresentam idades de cristalização de 808 Ma. As idades modelo TDM, evidenciam rochas

originadas a partir de 1,7 Ga. Os valore,s positivo de εNd(t), de (+ 2,61), evidenciam que os

protólitos destas rochas apresentam uma assinatura isotópica típica de materiais derivados do

manto.

136

900

700

500

300

100

0,00

0,04

0,08

0,12

0,16

0,0 0,4 0,8 1,2 1,6

207Pb/

235U

20

6P

b/2

38U

Ssc-28 (Titanita)


Intercepto inferior forçado para zero = 0 ± 30 Ma

MSWD = 195

2

3

Figura 32. Diagrama concórdia da amostra no Ssc-28 da fácies Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu.

VIII.1.5. Discussão dos resultado geocronológicos das rochas do Domínio

Cachoerinha

As rochas encaixantes das suítes graníticas discutidas acima apresentam resultados

isotópicos com contribuição de dois eventos entre 1530 a 1580 Ma. e 1750 a 1995 Ma. e

apresentam idades modelo TDM, que marcam um episódio de fracionamento do manto em torno

de 1,8 a 2,0 Ga. Para as rochas mais antigas marcam valores positivos de εNd(t), de (+2,2 a +2,4),

assinatura isotópica típica de materiais derivados do manto, enquanto as rochas com idades mais

jovens, com εNd(t), negativos (-0,8), indicam também a presença de rochas mais diferenciadas e

evoluídas.

A idade da fácies biotita- monzogranito porfirítico Santa Cruz para U-Pb é de 1561 ±

260 Ma e com idade modelo TDM de 1.9 Ga. e valor negativo de εNd(t) -0,90 a -2,70, enquanto a

amostra da fácies monzogranito equigranular Alvorada muito semelhante a amostra da Suíte

Santa Cruz indicam idade modelo TDM de 1.9 Ga. O resultado da amostra da Suíte Alvorada para

U-Pb obtido é de 1530 + 63 Ma. Este valor é um pouco mais jovem que as rochas do Suíte Santa

Cruz, o que é verificado em campo pela conotação intrusiva desta |suíte nas rochas da Suíte

Santa Cruz, mas com fonte e processos magmáticos bastante similares. Sugere-se que as idades

Ar-Ar 1520 Ma. constituem um efeito do resfriamento metamórfico superimposto comum para

toda esta seqüência.

137

Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001, 2004) apresentam idades U/Pb 1423±02 Ma.

para os granófiros e 1469±31 Ma. para os gabros da Suíte Rio Branco e são interpretadas como

idades de cristalização do plutonismo anorogênico, reforçando a dualidade deste magmatismo.

As idades TDm foram interpretadas como idades de extração mantélica e indicam que a origem

das rochas básicas ocorreu entre 1,86–1,82 Ga e das félsicas entre 1,80–1,73 Ga.

A constatação por Araujo–Ruiz et al. (2005, 2007) e Ruiz (2005) da ocorrência de

xenólitos de metargilitos da Formação Vale da Promissão em rochas do batólito e indícios de

metamorfismo de contato de discreta expressão em metapelitos da mesma formação, além dos

resultados geocronológicos Rb-Sr, que assinalam idade de cristalização para o granito rapakivi

de 1130 ± 72 Ma. reportados por Barros et al. (1982) e Ruiz (1992), fez com que os autores

posicionassem as rochas metassedimentares do Grupo Aguapeí como mais antigas que as

rochas do Batólito Rapakivi Rio Branco.

Santos et al. (2002) e Vargas-Mattos et al. (2007) apresentam idade máxima da

deposição do Grupo Aguapeí estimada ao redor da idade do zircão detrítico mais novo de 1230

Ma., com base na datação de zircões detríticos do Grupo Aguapeí pelo método U-Pb (SHRIMP).

As novas idades U-Pb obtidas neste trabalho encontram-se concordante com os dados

U-Pb (GERALDES, 2000), realizadas nos granófiros da Suíte Intrusiva Rio Branco, que

indicaram idades de 1403 Ma. mais antigas do que as idades Rb/Sr, reportados por Barros et al.

(1982) e Ruiz (1992). Entretanto, Geraldes, 2000, faz uma relação entre as idades obtidas em

comparação com os autores anteriormente citados, e sugere que a diferença de 300 Ma. entre

ambas as idades representa provavelmente o resultado da atividade hidrotermal que afetou as

rochas da Suíte Rio Branco, já que não são afetadas pelo metamorfismo regional.

Nesta reinterpretação estratigrafia da área a partir dos novos dados geocronológicos U-

Pb, temos que considerar pelo menos duas hipóteses, ambas com prós/contra:

• A Suíte Intrusiva Rio Branco pré- Aguapeí – considerando as idades de 1469±31 Ma.

(GERALDES, 2000) e 1403 Ma. (ARAÚJO-RUIZ dados inéditos) e para o Grupo Aguapei de

1230 Ma., (SANTOS et al. 2002 e VARGAS-MATTOS et al. 2007), as idades Rb-Sr reportados

por Barros et al. (1982) e Ruiz (1992), resultam provavelmente da atividade hidrotermal que

afetam as rochas magmáticas (Geraldes, 2000). Neste caso fica plausível que as idades Rb-Sr

constituem registros hidrotermais, mas apresentam vinculo direto com as idades de um registro

do evento parametamórfico da Orogenia Sunsas que afetou o Grupo Aguapeí e os xenólitos

identificados como Grupo Aguapeí por (ARAÚJO-RUIZ et al. 2007), tem que serem revisto

como registros de metassedimentos de unidades mais antigas.

138

• A Suíte Intrusiva Rio Branco pós a sin-Aguapei – se considerarmos as relações

identificas de campo por (ARAÚJO-RUIZ et al. 2007) e portanto todo o processo de geração e

estabilização da suíte magmáticas teria conotação intrusiva ou concomitante ao Grupo Aguapeí,

as idades Rb-Sr, estariam condizentes com as interpretações iniciais de Geraldes (2000), não

havendo portanto um rearranjo textural ou mineral das rochas da suíte magmática pelo

metamorfismo, o que não é observado petrograficamente nestas rochas, e as idades de 1230 Ma.

para o Grupo Aguapeí é pertinente para a determinação do zircão detrítico mais jovem na Serra

Ricardo Franco a 300- 400 Km desta suíte magmática. Segundo Vargas-Mattos et al. (2007)

população de zircões esta, não identificada nas amostras obtidas em Salto do Céu, mas sim

populações de zircões mais antigas 2515, 1812, 1655, 1544 Ma, sendo, portanto a última

representada por rochas da Orogenia Cachoeirinha distantes pelo menos dezenas de kilometros

da amostra coletada, porque não identificado nesta amostra populações ao redor 1450 Ma.?, já

que esta amostra dista dezenas de metros do batólito. Neste sentido ainda é plausível

reavaliarmos os dados dos zircões detríticos e, portanto poderíamos também reavaliar todo o

período de instalação e fechamento da Bacia Aguapeí e concomitantemente todo período

necessário para o processo de geração, cristalização e estabilização do batólito.

Araújo-Ruiz et al. (2005, 2007) distingue para rochas máficas da região de Salto do Céu

e Rio Branco, as rochas básicas plutônicas, designadas de Suíte Intrusiva Básica Rio Branco com

idades 1470 Ma., pertencentes à borda do Batólito Rapakivi Rio Branco e os litotipos

hipoabissais de maior expressão espacial constituindo dique e sills agrupados sob a designação

Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu de idade de 808 Ma.

139

CAPÍTULO IX

IX. 1. EVOLUÇÃO DO DOMÍNIO CACHOEIRINHA

A partir do levantamento geológico, litogeoquímicos e geocronológicos, será

apresentado o arcabouço regional da área, enfatizando principalmente uma proposta de evolução

geológica para o Domínio Cachoeirinha. Segundo Ruiz (2005) e Ruiz et al. (2005) o sudoeste do

Cráton Amazônico em Mato Grosso pode ser compartimentado em cinco Domínios Tectônicos

(Figura 33).

Os domínios citados podem ser agrupados em dois conjuntos maiores: os Domínios

Paragua, Cachoeirinha e o Jauru, Rio Alegre e Santa Bárbara. Os três mais antigos mais

intensamente afetados pelo Evento Tectônico Sunsás-Aguapeí e os dois iniciais, com

superposição sem os efeitos do evento tectônico. O Domínio Cachoeirinha abrange

principalmente uma disposição espacial e temporal, e tem seu limite ocidental tentativamente

posicionado na Zona Cisalhamento Pitas, e oriental recoberto pelo Grupo Parecis.

Araújo-Ruiz et al. 2007, apresenta evidências de um efeito metamórfico de baixo grau à

retrometamórficas desta seqüência e portanto teria restrições à somente este critério para

distinções destes domínios.

O Domínio Cachoeirinha neste trabalho encontra-se constituído pelas seguintes

unidades litoestratigráficas, em ordem cronológica decrescente: Complexos Metavulcano-

140

sedimentares Cabaçal e Quatro Meninas, Suíte Intrusiva Máfica-ultramáfica, Unidades

Ortognáissicas, Tonalito Cabaçal, Suíte Intrusiva Santa Cruz, Suíte Intrusiva Alvorada, Suíte

Intrusiva Rio Branco, Grupo Aguapeí e Suíte Intrusiva Salto do Céu. O bloco diagrama

esquemático (Figura 34) ilustra as relações de campo entre as unidades litoestratigráficas.

Figura 33. Compartimentação do SW do Cráton Amazônico em Domínios Tectônicos. 1) Cachoeirinha, 2) Jauru, 3) Rio Alegre, 4) Santa Bárbara e 5) Paragua, (RUIZ, 2005).

Figura 34. Bloco diagrama esquemático ilustrando as relações de campo entre as unidades litoestratigráficas que compõem o Domínio Tectônico Cachoeirinha. mod. (RUIZ, 2005).

141

Esta compartimentação difere das propostas iniciais apresentadas por Saes (1999) e

Geraldes (2000), mas neste capítulo será elaborado uma correlação principalmente com a

compartimentação sugerida por Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2004), Vargas-Mattos et

al. (2007), com respeito à sua constituição litoestratigráfica, intervalo geocronológico e

posicionamento tectônico deste domínio. A figura 35 em função principalmente dos dados

geocronológicos obtidos neste trabalho, sumariza os principais episódios geológicos

identificados no Domínio Cachoeirinha e que servirá como base para as discussões que seguem.

Figura 35. Sumário ilustrando a provável seqüência de eventos geológicos e unidades litoestratigráficas que compõem o Domínio Cachoeirinha.

No modelo tectônico proposto por Ruiz (2005), esta região do Cráton Amazônico é

denominada de Domínio Cachoeirinha com litologias variando entre 1800 a 850 Ma., enquanto

Geraldes et al. (2004) e Vargas-Mattos et al. (2007), caracteriza de Província Rio Negro -

Juruena com litologias de idade entre de 1.8 a 1,52Ga.

Geraldes (2000), com base em pesquisa geológicas, geocronológica e geoquímica

propõe um modelo tectônico para esta província, onde as rochas tonalíticas, vulcânicas ácidas e

gnaisses estariam relacionados a um ambiente de arco vulcânico e corresponderiam ao Terreno

Jauru de idades entre 1.79 – 1.75 Ga. Segundo Geraldes et al. (2004) e Vargas-Mattos et al.

(2007), propõe para esta seqüência de rocha a designação de Suíte Alto Jauru constituindo um

evento magmático formado a partir do Orógeno Alto Jauru, sendo que estas rochas

corresponderiam a parte do Terreno Alto Jauru e portanto os primeiros registros ascrecionário do

processo colisional

Ruiz (2005) para o mesmo conjunto de rochas, a assembléia metavulcano- sedimentares

142

(Complexo Quatro Meninas), as suítes intrusivas máfico- ultramáficas (metagabros Canaã e

Araputanga, metavulcânicas ácidas e evidenciam que tais assembléias litológicas marcam o

registro litológico mais antigo desse domínio tectônico. Assinalando, provavelmente, que

durante o Paleoproterozóico, no Estateriano, extensos domínios oceânicos, dominavam o

ambiente geodinâmico desse fragmento crustal.

A assembléia litológica descrita por Monteiro et al. (1986) e Ruiz (1992) e os dados

litogeoquímicos reportados por Pinho et al. (1997) para as rochas vulcânicas toleíticas da Faixa

Cabaçal, evidenciam o predomínio de processos geodinâmicos de margem de placas, onde a

subducção de litosfera oceânica (B), produziu sucessivos arcos de ilhas, que coalesceram . Os

valores de εNd(t) positivos apresentados pelo conjunto vulcânico, atestam o caráter juvenil do

vulcanismo estateriano.

A seqüência metavulcano-sedimentar resultante da subducção da crosta oceânica e as

suítes intrusivas máficas-ultramáficas, resultantes de produtos ígneos menos diferenciados, são

precocemente formados durante a subducção do tipo B.

Os registros magmáticos plutônicos félsicos, que aparentemente constituem um

pequeno volume de material juvenil acrescido à litosfera, são representados pelos ortognaisses

Aliança e Santa Fé, os quais assinalam uma tendência cálcio-alcalina e valores de εNd(t) positivos,

que reforçam a derivação mantélica do magma parental.

Destacamos então que o Período Estateriano é caracterizado pela evolução do primeiro

episódio de subducção com sucessivos orógenos acrescionários, onde arcos vulcânicos e,

provavelmente, platôs vulcânicos e fragmentos ofiolíticos, são justapostos e amalgamados.

Sugerimos a designação Orogenia Acrescionária Santa Fé ou Orogenia Santa Fé (Figura 36) para

definir o cenário tectônico dominante durante parte do Estateriano (1795 a 1745 Ma).

Figura 36. Episódios de subducção e formação de arcos vulcânicos intra-oceânicos no Domínio Cachoeirinha – Orogenia Santa Fé.

143

Após os registros geológicos estaterianos, há uma lacuna de dados geocronológicos de

aproximadamente 150 Ma no Domínio Cachoeirinha, ou seja, os próximos conjuntos

litoestratigráficos reportados, ortognaisses (São Domingos, Quatro Marcos e Fazenda Quatro

Meninas) e suítes plutônicas cálcio-alcalinas (Santa Cruz, Cabaçal e Alvorada), apresentam

idades de cristalização U-Pb (GERALDES, 2000, GERALDES et al. 2001 e RUIZ et al., 2004)

entre 1585 Ma a 1520 Ma. A retomada dos processos orogênicos durante o Período Callimmiano

é evidenciada por este conjunto de rochas tonalíticas, granodioríticas e graníticas de 1.6 Ga, que

segundo Geraldes (2000) provavelmente poderia se tratar de herança, sugerindo a ocorrência de

eventos policíclicos.

Para esta mesma região (GERALDES, 2000) sugere ao conjunto de rochas intrusivas de

composição variando entre granito a tonalito com idades de 1.55 - 1.53Ga., a sua formação ao

desenvolvimento de um arco magmático em uma margem continental pré-existente, com

significativo retrabalhamento destas rochas durante a geração destes corpos plutônicos.

Posteriormente Geraldes et al. (2004) denomina este arco magmático como Suíte

Cachoeirinha formada partir do Orógeno Cachoeirinha, que juntamente com a Suíte Alto Jauru,

constituiria o Terreno Alto Jauru.

Registros magmáticos plutônicos félsicos da Suíte Intrusiva Cachoeirinha, que agrupa

os ortognaisses Quatro Marcos (CARNEIRO et al. 1992) e São Domingos (Ruiz, 1992), marcam

o início de expressivo evento de acresção de material juvenil. Os dados U-Pb em zircão indicam

um intervalo de tempo cristalização dos protólitos ígneos entre 1590 Ma a 1560 Ma e os índices

positivos εNd(t) denotam a natureza primitiva/juvenil do magma parental (GERALDES et al. 2001

e RUIZ et al. 2004). Convém reafirmar que a unidade litoestratigráfica Suíte Cachoeirinha difere

da proposição de Geraldes et al. (2001) e Ruiz et al. (2004), aplicando-se aqui a designação

apenas aos ortognaisses multideformados cálcio-alcalinos, excluindo-se os litotipos magmáticos

foliados da Suíte Santa Cruz (Ruiz, 1992).

A este estágio inicial da Orogenia Cachoeirinha, preconiza-se um ambiente

geodinâmico dominado por subducções do tipo B, geradoras de arcos magmáticos evoluídos

sobre crosta estateriana edificada na Orogenia Santa Fé. A figura 37 ilustra o estágio inicial, da

Orogenia Cachoeirinha.

O espessamento litosférico, gradualmente ampliado pelos mecanismos de acresção

vertical (acresção plutônica) e encurtamento orogênico, conduziu ao segundo estágio orogênico,

caracterizado pela geração e colocação de grandes massas graníticas (batólitos).

A discriminação de dois estágios evolutivos no processo orogênico é respaldada

principalmente nos dados de campo, uma vez que os ortognaisses da Suíte Cachoeirinha são

144

multi-deformados e serviram como encaixantes para os batólitos Santa Cruz e Cabaçal, ambos

com o registro de uma única fase tectônica (deformação e metamorfismo). Além do que os

ortognaisses constituem ocorrências de dimensão relativamente reduzidas, enquanto no estágio

seguinte formam-se imensos batólitos, similares aos descritos nas margens de placas

convergentes tipo Andino.

Figura 37. Episódios de subducção e formação de arcos magmáticos no Domínio Cachoeirinha – Estágio inicial da Orogenia Cachoeirinha e formação de arcos magmáticos tipo Andino – segundo estágio da Orogenia Cachoeirinha.

O segundo estágio da Orogenia Cachoeirinha (Figura 38) e caracterizado pela formação

de batólitos cálcio-alcalinos, peraluminosos, tonalíticos a monzograníticos, com predomínio de

termos granodioríticos (Suíte Intrusiva Santa Cruz e Tonalito Cabaçal). Idades U-Pb em zircão,

obtidas (ca. 1560 Ma) e as reportadas por Geraldes (2000), Geraldes et al. (2001) e Ruiz et al.

(2004), definem bem um intervalo de atividade ígnea entre 1560 Ma a 1520 Ma responsável pela

formação dos batólitos.

As características geoquímicas e os índices positivos de εNd(t) relatados por Geraldes

(2000) e Ruiz et al. (2004), corroboram a derivação mantélica para a maior parte do batólito

Santa Cruz, todavia, a fácies porfiritica, tardia, apresentou valor de εNd(t) ligeiramente negativo, -

0,9, sugerindo que nos estágios finais da evolução do arco magmático, houve um aumento da

participação de material crustal na formação dos protólitos ígneos.

Quanto aos plutons e stocks da Suíte Alvorada, que exibem um padrão geoquímico

similar ao batólito Santa Cruz e se mostram isotrópicos ou com discretos registros da foliação

regional, são interpretados como intrusões tarde a pós-orogênica, portanto um episódio

magmático vinculado à Orogenia Cachoeirinha, assinalando os estágios finais de evolução do

orógeno e não um magmatismo anorogênico desvinculado da história do Arco Magmático

145

Cachoeirinha. As idades U-Pb para os granitóides isotrópicos a discritamente foliados da suíte

Alvorada apresentados por Geraldes (2000) e Ruiz et al. (2004), evidenciam um intervalo de

tempo muito largo, de 1546 Ma a 1394 Ma, enquanto os índices de εNd(t), positivos e negativos,

sugerem a participam de material crustal na geração do magma parental. A figura 30 destaca o

segundo estágio da Orogenia Cachoeirinha, com evolução de um arco magmático continental,

Arco Magmático Cachoeirinha (GERALDES, 2000 e RUIZ et al. 2004).

Os dados estruturais indicam um regime de esforços compressivos, típicos de margem

de placas, com transporte de massas crustais de SW para NE, dominados por zonas de

cisalhamento frontais (reversas e cavalgamentos), como exemplificam as zonas miloníticas de

baixo ângulo na região de Santa Fé, a foliação regional impressa nos batólitos cálcio-alcalinos e

os dobramentos superpostos observados nas encaixantes.

As idades Ar-Ar (De Paulo, 2005) indicam que o resfriamento regional, após o clímax

térmico da Orogenia Cachoeirinha, ocorreu por volta de 1515 Ma a 1465 Ma.

Figura 38. Plutonismo anorogênico do Batólito Rapakivi Rio Branco.

O próximo episódio segundo Geraldes et al (2004) e Vargas-Mattos et al. (2007),

denominado de Província Rondoniana San Ignácio de 1.45 a 1.34 Ga., é constituído a partir de

três orógenos: o mais antigo denominado pelo Orógeno Rio Alegre formado por rochas

vulcânicas toleíticas e intrusivas básica-ultrabásicas que teriam sido geradas em cadeia meso-

oceânica acrescidas ao protocráton amazônico. O Orógeno Santa Helena estaria representado

margem continental com o desenvolvimento de um arco magmático distal denominado de Arco

Magmático Santa Helena com idades de 1.46 – 1.40 Ga. Os mesmos autores finalizam esta

província com as rochas da Orogenia San Ignácio.

146

Fechando este conjunto, Geraldes (2000) sugere que a Suíte Rio Branco com idades de

1.46 – 1.42 Ga., de composições básicas a ácidas, com estrutura rapakivi, seriam geradas em um

ambiente extensional no antepaís durante o desenvolvimento do Arco Magmático Santa Helena.

Em função dos dados geocronológicos obtidos para as rochas do Batólito Rapakivi Rio

Branco confirma-se, portanto os dados de Geraldes (2000), que sugerem uma idade de

cristalização da fácies máfica em 1469 Ma e da félsica em 1423 Ma. e idade de 1403 de

ARAÚJO-RUIZ inéditos) antecedendo, portanto este magmatismo anorogênico ao longo período

de estabilidade tectônica (1400 a 1100 Ma), confirmado pelas extensas coberturas

mesoproterozóicas.

Em razão dos dados geocronológicos o magmatismo rapakivi constitui no contexto da

evolução tectônica do Domínio Cachoeirinha, uma associação direta ou reflexa com os eventos

orogênicos calimianos (Orogenia Cachoeirinha - 1590 a 1450 Ma).

Ruiz (2005) a partir dos índices negativos de εNd(t) e os valores elevados da razão inicial

Sr87/Sr86 apresentados pelo granito rapakivi, indicando a participação de fontes crustais na

geração do magma parental e, portanto, é possível sugerir que os zircões datados sejam

remanescentes das encaixantes calimianas, sendo assim prevaleceria as idades obtidas por Barros

et al. 1982). A figura 39 ilustra o estágio magmático anorogênico, evidenciado pelo Batólito

Rapakivi Rio Branco.

Geraldes et al. (2004) e Vargas-Mattos et al. (2007), denominada o último evento de

Província Sunsás (1.24 -0.93 Ga.), para as rochas metassedimentares formadas pelo Orógeno

Sunsás na Bolívia e Aguapeí no Brasil. Ainda, corpos recentes de 930 – 920 Ma., representariam

um magmatismo contemporâneo a deformação das rochas do Grupo Aguapeí geradas após a

estabilização dos terrenos acrescido.

Após os dois episódios orogênicos (Orogenia Santa Fé e Cachoeirinha) e intrusão do

Batólito Rapakivi, há um largo período marcado pela estabilidade tectônica e/ou processos

tafrogênicos que conduziram à formação da bacia intracratônica Aguapeí, como indica o

resultado de 1210 Ma. obtido em zircão detrítico da Formação Fortuna (Santos et al. 2001).

O início do Neoproterozóico, no Período Toniano (1000 a 850 Ma), nota-se expressivo

atividade ígnea de natureza básica, caracterizada pelas soleiras e diques máficos alojados nos

bancos sedimentares do Grupo Aguapeí.

A Suíte Intrusiva Salto do Céu, cujos dados litogeoquímicos reportados por Araújo-

Ruiz et al. (2005) indicam um magmatismo toleítico e caracteriza um evento ígneo tipicamente

intraplaca, certamente associado a regimes de esforços extensionais, provavelmente relacionados

147

aos mecanismos de colapso orogênico descritos no cinturão Orogênico Sunsás-Aguapeí (RUIZ et

al. 2005).

A etapa final da evolução tectono-metamórfica do Cinturão Orogênico Aguapeí, ocorre

por volta de 930 a 910 Ma, como atestam a maioria dos resultados Ar-Ar obtidos em

metassedimentos do Grupo Aguapeí. Esse pulso orogênico final é acompanhado da implantação

de zonas de cisalhamentos dúcteis normais (Zonas de Cisalhamento Pita) sugerindo um regime

extensional, comum ao colapso orogênico.

148

CAPÍTULO X

X. CONSIDERAÇÕES FINAIS

A partir do mapeamento em 1:100.000 observa-se que a Suíte Intrusiva Santa Cruz

consiste em um corpo batolítico que encontra-se alojado em um arcabouço lito-estrutural

constituído pelas seqüências metavulcano-sedimentares e ortognaisses, previamente deformados

e metamorfisados e pode ser distinta em três fácies petrográficas, designadas de fácies Biotita-

Monzo a Sienogranito Santa Cruz, Quartzo Monzodiorito Santa Cruz e Biotita Monzogranito

Porfirítico Santa Cruz.

A Suíte Intrusiva Alvorada é composta por vários corpos tardios de pequeno porte,

constituindo plugs, stocks e pluton das fácies Monzogranito a Granodiorito Equigranular

Alvorada e Leuco Monzogranito Equigranular apresentando discreta foliação e, portanto será

definida como uma unidade individualizada, agora fracamente anisotrópica, representando a fase

final do magmatismo gerador do Batólito Santa Cruz. A partir dos dados de campo sugere-se que

os litotipos das Suítes Santa Cruz e Alvorada, antes considerada como unidades individualizadas,

sejam englobados numa única unidade e que a Suíte Intrusiva Alvorada constituí uma variação

faciológica tardia do Batólito Santa Cruz.

O quadro estrutural evidencia da área, a primeira fase S1 apresenta-se restrita às rochas

do embasamento, sendo que a segunda fase é marcante o caráter do emplacement deste

magmatismo pré-sin deformação D2, além de impor as grandes feições regionais, como também

a delimitação dos domínios tectônicos por grandes zonas de cisalhamento de direção NNW. As

149

fases finais S3/S4 definem um caráter rúptil, indicando um regime de franca extensão crustal

acomodado por basculamento de blocos e falhas normais de expressão regional de direção geral

NEE, entretanto estruturas rúpteis mais tardias, falhas e fraturas, de direção NE, mostram-se

igualmente importantes.

Quanto aos aspectos geoquímicos, indicam que as amostras das Suítes Santa Cruz e

Alvorada pertencem à Série Monzogranítica, cálcio-alcalina de alto a médio potássio,

peraluminosas a metaluminosas e quanto ao ambiente tectônico sugere que os granitos

investigados são sin a tardi-colisionais formaram-se em arco magmático.

O padrão de REE destas unidades são definidos por um acentuado enriquecimento em

elementos terras raras leves (ETRL) e empobrecimento em elementos terras raras pesadas

(ETRP), e fraca anomalia negativa de Eu. Outras feições relevantes são as reduções contínuas dos

valores dos elementos terras raras e das anomalias negativas de Eu para a fácies principal. No

estudo dos REE a variação por fácies indica padrões de distribuição assimétricos, com padrões

similares e crescentes a medida que as rochas encontram-se mais diferenciadas, sugerindo a

intensificação do processo de fracionamento do magma a partir da fase inicial e, portanto,

sugere-se a geração de magmas contemporâneos e cogenéticos de mesmas fontes crustais

diferenciadas.

A idade U-Pb para a amostra da fácies Biotita-Monzogranito Porfirítico Santa Cruz

apresenta valor de 1561 ± 260 Ma., indicam idade modelo TDM de 1.9 a 2.0 Ga. Os valores

negativo de εNd(t), -0,89 a -2,75 assinalam a participação de material crustal, mais diferenciadas

na formação do magma, enquanto o valor de TDM 1.67 Ga. com valor positivo de +3,50 indicam

a presença de rochas magmáticas com participação de material mantélico.

As amostras da fácies Monzogranito Equigranular Alvorada apresentam idade

semelhante a amostra da Suíte Santa Cruz, indicando idade modelo TDM de 1.78 a 1,93 Ga. O

valor negativo de εNd(t), -1,20, indica que o protólito magmático sofreu participação de material

crustal, enquanto o valor positivo de.εNd(t), +2,25, assinala para os litotipos, a presença magma

parental. As suítes intrusivas Santa Cruz e Alvorada apresentam portanto, uma natureza híbrida,

com participação de magma parental e forte contribuição crustal, representando a fase granítica

tardia, associada à evolução do Arco Magmático Cachoeirinha.

A partir dos trabalhos de mapeamento em 1:100.000 das rochas que constituem o

Batólito Rapakivi Rio Branco observa-se uma redução significativa (25%) da sua área de

ocorrência em relação aos mapas geológicos anteriores, com exposição na ordem de 1.500 km2,

bem como alteração na sua forma.

O batólito é constituído por duas suítes plutônicas principais, a primeira, formada pela

150

Suíte Intrusiva Básica Rio Branco de distribuição descontínua e localizada nas bordas da intrusão

e a segunda, pela suíte ácida/intermediária denominada de Suíte Intrusiva Ácida Rio Branco,

composta por três fácies petrográficas: a fase final é constituída pela fácies monzogranitos equi-

inequigranulares a pegmatóides, a fase intermediária é constituída pela fácies leuco-

monzogranito vermelho rapakivi e a fase inicial pela fácies monzogranitos a quartzo-

monzonitos vermelhos escuros rapakivi.

As relações de campo mostraram que as extensas exposições da associação gabróica

representam dois eventos magmáticos independentes: as rochas básicas plutônicas (gabros a

quartzo-grabros e dioritos a quartzo- dioritos) ocorrendo na borda do Batólito Rapakivi Rio

Branco e denominada de Suíte Intrusiva Básica Rio Branco e os litotipos hipoabissais, diabásios

e microgabros, de maior expressão espacial e agrupados sob a designação Suíte Intrusiva Salto

do Céu, alojados concordantemente aos estratos do Grupo Aguapeí.

Com relação à gênese do magmatismo básico e ácido Rio Branco, defende-se o aspecto

bimodal, mas apresentando a unidade máfica um comportamento descontínuo e lateral à unidade

ácida dominante e não sendo reconhecidos extensos processos de hibridismo das unidades

básicas e ácidas a não ser em áreas localizadas e restritas.

Quanto à evolução magmática do Batólito Rapakivi Rio Branco sugere-se, a sua

formação a partir de dois magmas, um de natureza básico gerado por derivação mantélica e o

outro, de composição ácido/intermediário formado por processos de fusão de rochas da crosta

inferior e através de processo de diferenciação magmática, gerou-se as fácies de composições

distintas e cogenéticas. Sugerida pelo paralelismo dos padrões de distribuição de ETR,

enriquecimento em ETRL, empobrecimento de ETRP, anomalias negativas de Eu, indicando um

fracionamento e um crescimento simétrico dos valores de elementos de terras raras para as

rochas mais diferenciadas e evoluídas.

A Idade U-Pb para a Suíte Intrusiva Básica Rio Branco de Geraldes (2000) 1469±31

Ma. e as idades modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de

1.8 Ga. Os valores positivos dos litótipos estudados de εNd(t), de +1,9 a +8,9, evidenciam que os

protólitos intrusivos apresentam uma assinatura isotópica juvenil de protólito do manto derivado.

A idade U-Pb para a Suíte Ácida Intrusiva Rio Branco apresenta valores para a fácies

iniciais a do quartzo-monzonitos vermelhos escuros rapakivi 1403± 6 Ma. e a fase principal dos

leuco-monzogranito vermelho rapakivi 1382±49 Ma., interpretada como sendo a idade de

cristalização do magma félsico que deu origem ao granito rapakivi. As idades modelo TDM

indicam a formação para estas rochas de aproximadamente 1,9 Ga. Os valores de εNd(t) positivos

da fácies monzogranitos a quartzo- monzonitos vermelhos escuros rapakivi, evidenciam que os

151

protólitos intrusivos apresentam uma assinatura isotópica de um protólito a partir de um magma

com uma maior participação manto diferenciada, enquanto aos valores negativos da fácies leuco-

monzogranito vermelho rapakivi, mais diferenciadas, sugerem a participação de material crustal

na formação do magma.

Aparentemente este magmatismo constitui uma associação reflexa do episódio final

orogênico calymmiano (Orogenia Cachoeirinha - 1590 a 1450 Ma) ou associado a (Orogenia

Santa Helena - 1444 a 1422 Ma.

Os dados geológicos e geoquímicos da Suíte Rapakivi Rio Branco apontam para a

geração de um magmatismo de transição entre os tipos I e A, pós-orogênico a anorogênico,

representando intrusões tardias no ciclo magmático, relacionados ao final do evento colisional,

alcançando níveis mais estáveis de consolidação e estabilização tectônica do SW do Cráton

Amazônico.

A Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu apresenta as rochas distribuídas no campo dos

basaltos alcalinos de quimismo toleítico formados em ambiente intra-placa. Quanto ao padrão de

distribuição de REE encontram-se empobrecido em ETRL, fraca anomalias negativas de Eu. As

idades modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de 1,7 Ga. O

valore positivo de εNd(t), de (+ 2,61), evidenciam que os protólitos destas rochas apresentam uma

assinatura isotópica típica de materiais derivados do manto. Idades estas que colaboram com as

feições de campo que estas rochas básicas tratam-se de um grande sills e localmente diques

básicos mais jovem, na forma de extensas soleiras paralelas, alojadas horizontalmente entre os

estratos dos sedimentos das diferentes unidades que constituem o Grupo Aguapeí, constituído

por diferentes níveis de microgabros e diabásios. Este registro geológico caracteriza um evento

extensional, provavelmente relacionados aos mecanismos de colapso orogênico associado à

evolução do cinturão Orogênico Sunsás-Aguapeí.

152

CAPÍTULO XI

XI.1. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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ANEXOS

ANEXO 1 – MAPA GEOLÓGICO ÁREA 1

Anexo 2 – MAPA GEOLÓGICO ÁREA 2

Amostra da Suíte Intrusiva Santa Cruz (SC-1)

Radiogenic Rations (isoplot Data)

Sample Pb 206 Pb207* Pb206* Correl. Pb207* Pb206* Pb207* Pb207* Quant.

Fraction Size U Pb Th U/Th Pb204 U235 U238 Coeff. Pb206* U238 U235 Pb206*

(mg) ppm ppm ppm (obs.) (pct) (pct) (rho) (pct) Age Age Age (Ma)

22,1 SC 1-M(5) 0,017 320,86 66,197 64,01 0,1995 244,7761 1,94512 0,834 0,163811 0,791 0,9537 0,08612 0,251 977,92 1096,8 1340,9 4,8

10 SC 1-M(2) 0,009 738,14 280,97 120,9 0,1638 108,2669 2,86334 0,721 0,222578 0,565 0,825 0,093302 0,409 1295,5 1372,3 1494 7,7

12 SC 1-M(4) 0,012 737,5 185,67 90,68 0,123 391,0641 2,64364 0,519 0,209725 0,489 0,9419 0,091422 0,174 1227,4 1312,9 1455,4 3,3

Dados geocronológicos da fácies monzogranitos a quartzo-monzonitos vermelhos escuros rapakivi (no LR-121P)

Dados geocronológicos da facies leuco-monzogranito vermelho rapakivi (no LR-53)

LR-121P Radiogenic Rations (isoplot Data) Ex. Concentration Pb 206 Pb207* Pb206* Correl. Pb207* Pb206* Pb207* Pb207

* Qt

Fract. Size U Pb Th U/Th Pb204 U235 U238 Coeff. Pb206* U238 U235 Pb206*


LR 121P D11 0,025 95,608 22,964 43,53 0,4553 2603,32 2,75092 0,641 0,224575 0,623 0,9721 0,088841 0,15 1306 1342,3 1400,7 2,9 2 D12 0,015 128,72 33,037 72,55 0,5636 2119,107 2,93811 0,594 0,23961 0,528 0,8901 0,088933 0,271 1384,7 1391,8 1402,7 5,2 1 D13 0,016 69,632 17,447 68,01 0,9767 1039,919 2,98967 1,23 0,226478 0,955 0,8173 0,09574 0,71 1316 1405 1542,7 13 1 D14 0,019 133,63 35,902 57,27 0,4286 1020,1 3,0611 0,806 0,240846 0,777 0,9663 0,092179 0,207 1391,1 1423 1471,1 3,9 4 D15 0,015 105,58 27,698 72,55 0,6871 424,4127 3,01847 2,1 0,237758 2,07 0,9856 0,092077 0,355 1375 1412,3 1469 6,7 1

RB 53 Radiogenic Rations (isoplot Data) Sample Pb 206 Pb207* Pb206* Correl. Pb207* Pb206* Pb207* Pb207* Qt. Fraction Size U Pb Th U/Th Pb204 U235 U238 Coeff. Pb206* U238 U235 Pb206*


E11 E12 E13 E14 0,018 44,866 14,98 60,45 1,347 94,99262 2,69632 4,12 0,19921 4 0,9719 0,098166 0,97 1171,1 1327,4 1589,6 18 2 E15 0,022 105,32 26,175 49,46 0,4696 397,9007 2,77104 1,49 0,213763 1,47 0,9826 0,094017 0,277 1248,8 1347,8 1508,5 5,2 2

Resultados geocronológicos da Suíte Intrusiva Básica Salto do Céu (no Ssc-28)

Radiogenic Rations (isoplot Data)

Sample Pb 206 Pb207* Pb206* Correl. Pb207* Pb206* Pb207* Pb207*

Fraction Size U Pb Th U/Th Pb204 U235 U238 Coeff. Pb206* U238 U235 Pb206*


Ssc-28

1 0,170 159,35 46,409 6,401 0,04017 46,75468 2,14758 2,86 0,070182 0,851 0,9389 0,221934 2,08 437,25 1164,3 2994,8 33

2 0,100 140,94 28,352 10,88 0,07721 273,6023 1,04456 0,921 0,11087 0,693 0,7832 0,068198 0,573 679,06 726,18 874,57 12

3 0,126 113,36 23,054 8,636 0,07618 496,2546 1,09062 0,665 0,121623 0,527 0,7983 0,065036 0,401 739,9 748,81 775,51 8,4

Resultados geocronológico amostra Suíte Intrusiva Alvorada AVL - 58 Summary

Amostra

7/6

age 6/8

%

Conco 7/5

%

Conco 6/8

%

Conco 7/5

%

Conco

Concordia plot:

03 Z1 (6-32) (Ma) Uncorr 6/8 Uncorr 7/5 Corr 6/8 Corr 7/5

ratio 7/5 2σ ind. ratio 6/8 2σ ind. rho

04 Z2 (1-23, 33-40) 1460,8 1462,9 100,1 1473,4 100,9 1459,4 99,9 1455,5 99,6 1 3,26791 0,19550 0,25474 0,01524 0,32

07 Z3 1853,1 1849,2 99,8 1835,2 99,0 1846,2 99,6 1823,3 98,4 1 5,09469 0,12291 0,33224 0,00802 0,73 08 Z4 (1-33, 36-40) 1457,6 1458,7 100,1 1464,1 100,4 1459,4 100,1 1468,1 100,7 1 3,22895 0,04589 0,25392 0,00361 0,81

11 Z5a (1-20) 1448,7 1446,9 99,9 1437,5 99,2 1453,3 100,3 1470,9 101,5 1 3,11942 0,07875 0,25163 0,00635 0,83

11 Z5b ( 25-40 1487,6 1483,3 99,7 1461,5 98,2 1487,1 100,0 1481,1 99,6 1 3,21788 0,03821 0,25872 0,00307 0,67

12 Z6 (1-25) 1173,1 1215,6 103,6 1454,4 124,0 1191,2 101,5 1329,0 113,3 2 2,70197 0,11890 0,20752 0,00913 0,30 15 Z7 (1-4, 19-34) 1465,8 1462,7 99,8 1446,8 98,7 1462,8 99,8 1447,6 98,8 1 3,15752 0,04650 0,25470 0,00375 0,54 16 Z8 (1-5, 8-40) 1298,4 1363,6 105,0 1674,4 129,0 1283,2 98,8 1285,0 99,0 2 2,54493 0,09394 0,23557 0,00870 0,78

19 Z9 1456,9 1455,2 99,9 1446,7 99,3 1457,9 100,1 1460,3 100,2 1 3,15710 0,13382 0,25324 0,01073 0,53 20 Z10 (1-26, 31-35) 1456,0 1453,5 99,8 1440,8 99,0 1458,3 100,2 1465,3 100,6 1 3,13277 0,08581 0,25292 0,00693 0,63

23 Z11 (1-35) 1472,3 1468,9 99,8 1451,5 98,6 1468,7 99,8 1450,8 98,5 1 3,17655 0,23583 0,25590 0,01900 0,70

24 Z12 (1-38) 1463,7 1461,6 99,9 1451,0 99,1 1467,0 100,2 1478,3 101,0 1 3,17479 0,12726 0,25450 0,01020 0,45

27 Z13 1442,3 1440,4 99,9 1430,6 99,2 1443,9 100,1 1448,7 100,4 1 3,09168 0,03655 0,25038 0,00296 0,75 28 Z14a (1-12, 26-40) 1451,3 1450,0 99,9 1443,4 99,5 1446,1 99,6 1423,0 98,1 1 3,14333 0,13437 0,25224 0,01078 0,48

28 Z14b (13-25) 1248,0 1435,6 115,0 2113,3 169,3 1215,7 97,4 1285,3 103,0 2 2,54587 0,09983 0,24945 0,00978 0,71 31 Z15 (1-35, 38-40) 1444,8 1507,8 104,4 1777,3 123,0 1431,9 99,1 1444,7 100,0 2 3,14871 0,06952 0,26352 0,00582 0,44 32 Z16 (1-19, 38-40) 1477,4 1473,0 99,7 1450,8 98,2 1472,5 99,7 1448,1 98,0 1 3,17387 0,03678 0,25671 0,00297 0,78

35 Z17 1425,4 1430,7 100,4 1458,5 102,3 1426,2 100,1 1435,3 100,7 1 3,20536 0,04453 0,24849 0,00345 0,45

36 Z18 1455,1 1453,5 99,9 1445,3 99,3 1455,2 100,0 1453,7 99,9 1 3,15106 0,13793 0,25292 0,01107 0,47 39 Z19 (1-8, 17-39) 1437,5 1437,2 100,0 1435,7 99,9 1450,3 100,9 1501,6 104,5 1 3,11215 0,09580 0,24975 0,00769 0,39

40 Z20 1518,3 1511,6 99,6 1478,0 97,3 1504,4 99,1 1441,0 94,9 1 3,28692 0,15188 0,26426 0,01221 0,89

43 Z21 (1-21, 23-30) 1464,0 1465,2 100,1 1471,3 100,5 1472,0 100,5 1505,5 102,8 1 3,25875 0,06741 0,25519 0,00528 0,42

44 Z22 (1-29) 1481,2 1478,8 99,8 1466,7 99,0 1482,4 100,1 1484,8 100,2 1 3,23953 0,09422 0,25784 0,00750 0,72 47 Z23 (1-19, 23-39) 1481,0 1481,8 100,1 1485,9 100,3 1478,5 99,8 1469,2 99,2 1 3,32050 0,19614 0,25844 0,01527 0,49

48 Z24 (1-35) 1467,4 1465,2 99,8 1453,9 99,1 1449,8 98,8 1371,0 93,4 1 3,18657 0,09299 0,25520 0,00745 0,75

51 Z25 (1-37) 1438,0 1437,7 100,0 1436,0 99,9 1437,3 99,9 1433,7 99,7 1 3,11339 0,03262 0,24985 0,00262 0,93

1518,6 1515,2 99,8 1498,5 98,7 1495,7 98,5 1397,1 92,0 1 3,37451 0,04964 0,26497 0,00390 0,51

Resultados cálculo de Epsilon Nd para T genérico:

No. Campo Sm Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd e(0) fSm/Nd TDM

(Ma) e(TDM) T1 e(T1) T2 e(T2) B C

(ppm) (ppm) (Ma) (Ma)

Alvorada AVL-30 13,194 76,576 0,1042 0,511553 -21,17 -0,47 2076,8 3,34 1561,0 -2,75 1000,0 -9,37 -14,80351 29,66503

Alvorada AVL-11A 3,212 13,533 0,1435 0,512221 -8,13 -0,27 1780,3 3,95 1530,0 2,25 1000,0 -1,35 -9,78861 16,63440

Santa Cruz AVL-18 2,529 10,375 0,1474 0,512311 -6,38 -0,25 1677,1 4,17 1561,0 3,44 1000,0 -0,09 -9,29095 14,87877

Santa Cruz SC-30 13,194 76,576 0,1042 0,511553 -21,17 -0,47 2076,8 3,34 1561,0 -2,75 1000,0 -9,37 -14,80351 29,66503

Salto do Céu Ssc28 8,762 47,829 0,1107 0,511863 -6,25 -0,44 1076,2 5,56 808,0 2,61 1000,0 4,72 -13,97407 14,75000

Alvorada Avl 58 7,264 43,059 0,1020 0,511629 -19,68 -0,48 1930,1 3,63 1530,0 -1,20 1000,0 -7,60 -15,08424 28,18251

Santa Cruz SC01 6,734 41,892 0,0972 0,511577 -20,70 -0,51 1900,2 3,42 1561,0 -0,89 1000,0 -8,01 -15,69675 29,19687

Rio Branco LR 53 7,267 40,161 0,1094 0,511906 -14,28 -0,44 1659,7 4,20 1382,0 1,11 1000,0 -3,14 -14,13996 22,77908

Rio Branco RB01 15,537 81,088 0,1158 0,511821 -15,94 -0,41 1890,0 3,57 1403,0 -1,46 1000,0 -5,62 -13,32328 24,43717

Rio Branco RB204 15,847 81,981 0,1169 0,511849 -15,39 -0,41 1860,0 3,54 1403,0 -1,11 1000,0 -5,21 -13,18292 23,89098

Rio Branco RB205 23,62 123,89 0,1153 0,5118 -16,35 -0,41 1910,0 3,48 1403,0 -1,78 1000,0 -5,96 -13,38709 24,84682

Rio Branco RB222A 16,22 83,8 0,117 0,51183 -15,76 -0,41 1890,0 3,45 1403,0 -1,50 1000,0 -5,60 -13,17016 24,26161

Rio Branco LR 121P 15,756 31,858 0,1092 0,511899 -14,42 -0,44 1666,7 4,19 1403,0 1,24 1000,0 -3,25 -14,16548 22,91563

+ -4

64

Córrego dos V

eados

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Córrego Água Clara

Ribeirão

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Córrego São Domingos

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Córrego Grande

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Córrego Água Clara

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Ribeirão das Pitas

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