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
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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
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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
“...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 intra- placa, 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):
9
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.
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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.
16
Quadro 1. Principais ocorrências representantes do magmatismo rapakivi no Brasil e sua distribuição temporal, quadro modificado de Dall’Agnol et al. (1999c).
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:
17
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).
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
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
CMVSQM/C SIQM,SF,SD,A
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
CMVSQM/C SIQM,SF,SD,A
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
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
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
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
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%),
(± 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)
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
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
Tabela 6. Tabela de geoquímica das amostras da Suíte Santa Cruz e Alvorada
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.
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
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).
* 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)
Suíte Intrusiva Rio Branco
Saes e Leite In Ruiz (1992)
(RT)1126±39
(félsica)
0,7165
Barros et al. (1982)
(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
Barros et al. (1982)
(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
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
Intercepto superior = 1382 ± 49 Ma
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 superior = 808 ± 620 Ma
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
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
ALMEIDA, F.F.M. de. Geologia do centro-oeste mato-grossense. Boletim do Departamento de
Produção Mineral/DGM, Rio de Janeiro, n. 215, 137 p., 1964.
ALMEIDA, F.F.M. de. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. Boletim do Departamento
de Produção Mineral/DGM, Rio de Janeiro, n. 241, 36 p., 1967.
ALMEIDA, F.F.M. de. A evolução dos cráton Amazônico e do São Francisco comparada com
seus homólogos do hemisfério norte. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA,
30., 1972, Recife. Anais...Recife: Sociedade Brasileira de Geologia, 1978, v. 6, p. 2393–
2407.
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Pb chronology. Precambrian Research, n. 95, p. 89–107, 1999.
ANDERSON, J.L.; BENDER, E.E. Nature and origin of ProterozoicA-type granitic magmatism
in the southwestern United States. Lithos, n. 23, p. 19–52, 1989.
ANDERSON, J.L.; SMITH, D.R. The effects of temperature and fO2 on the Al-in-hornblende
barometer. American Mineralogist, n. 80, p. 549–559, 1995.
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
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