Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica - PPGG/IG

URI Permanente desta comunidadehttps://repositorio.ufpa.br/handle/2011/2603

O Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (PPGG) do Instituto de Geociências (IG) da Universidade Federal do Pará (UFPA) surgiu em 1976 como uma necessidade de desmembramento do então já em pleno desenvolvimento Curso de Pós-Graduação em Ciências Geofísicas e Geológicas (CPGG), instalado ainda em 1973 nesta mesma Universidade. Foi o primeiro programa stricto sensu de Pós-Graduação (mestrado e doutorado) em Geociências em toda Amazônia Legal. Ao longo de sua existência, o PPGG tem pautado sua atuação na formação na qualificação de profissionais nos níveis de Mestrado e Doutorado, a base para formação de pesquisadores e profissionais de alto nível. Neste seu curto período de existência promoveu a formação de 499 mestres e 124 doutores, no total de 623 dissertações e teses.

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Estudo da geometria e cinemática das rochas sedimentares arqueanas da mina do Igarapé do Azul – Carajás-PA
(Universidade Federal do Pará, 2006-09-18) SILVA, Daniela Cristina Costa da; PINHEIRO, Roberto Vizeu Lima; http://lattes.cnpq.br/3251836412904734
Mina de Manganês do Igarapé Azul posiciona-se geologicamente no interior do feixe da Falha Carajás, na porção central do Sistema Transcorrente de Carajás. O depósito do Manganês do Azul relaciona-se a rochas sedimentares pelíticas do Membro Azul, na base da Formação Águas Claras (Arqueano), em contato discordante, acima do Grupo Grão Pará (Nogueira et al, 1995). Três frentes de lavra a céu aberto estão atualmente em andamento na área: (1) Mina Principal (Mina 1), (2) Mina 2 e (3) Mina 3. Nestes locais encontram-se excelentes afloramentos de siltitos intercalados com argilitos e arenitos finos, intercalados com níveis manganesíferos. Essas rochas estão organizadas em conjuntos de dobras e falhas normais e inversas sob deformação heterogênea, particionada em diferentes escalas. As seções geológicas realizadas nas frentes de lavra mostram a predominância de siltitos intercalados com argilitos em contato com rochas pelíticas manganesíferas e minério (bióxido de Mn). Nessas rochas são comuns estruturas primárias tipo hummocky, estratificações cruzadas, e laminações plano-paralelas. O acamamento centimétrico a métrico (em média de 30 a 50 cm ) representa a principal estrutura primária, usada como marcador de deformação, observada nas rochas. A Mina do Igarapé Azul encontra-se dividida em dois blocos, separados por falha normal com rejeito de até dezenas de metros, com o bloco norte alto em relação ao bloco sul. O bloco sul encontra-se pouco deformado, apresentado uma regularidade no acamamento que mergulha com ângulos suaves para sul, colocando a camada de minério sucessivamente em níveis mais profundos na direção S. No bloco norte o acamamento apresenta um comportamento heterogêneo. A deformação é mais expressiva nessa região, estando o nível de minério deformado por dobras e falhas inversas. Além da cinemática vertical, as falhas apresentam deslocamento conjugado destral dando a essas feições um caráter oblíquo. Essa região pode ser definida como um corredor de deformação. O corredor observado no bloco norte, de acordo com os domínios principais separados pelas falhas anteriormente descritas, possui orientação NW-SE, com aproximadamente um quilômetro de extensão, sendo caracterizado por dobras assimétricas curvilineares com eixos de mergulhos suaves (10° a 25°) para NW e SE. Essas dobras são seccionadas por falhas normais sinuosas NW-SE e/ou E-W, com baixo ângulo de mergulho (em torno de 10° a 30°), subordinadas a transcorrências destrais, gerando em escala de detalhes feições como drag folds. Observam-se ainda falhas inversas retas e/ou sinuosas NW-SE e zonas de falhas sub-verticalizadas WNW -ESE. As dobras individuais nesta área são estruturas do tipo reversas, flexurais e com geometria en echelon com orientação semelhante às dobras curvilineares: eixos com baixo ângulo de mergulho (10° a 25°) e caimento para SE. O conjunto de feições anteriormente descrito desenha, em escala quilométrica, um antiforme aberto, provavelmente resultante da acomodação do acamamento em resposta a deformação dessas falhas. O paralelismo entre feições observadas na área da Mina do Igarapé Azul e os lineamentos maiores que desenham a Falha Carajás em planta sugere uma relação com dois importantes episódios deformacionais ocorridos durante a história tectônica da Falha Carajás. As falhas normais associadas a componente direcional destral, de maior expressividade da área da mina, estariam relacionadas ao episódio de transtensão destral responsável pela instalação da Falha Carajás anterior a 2.6 Ga (Pinheiro, 1997). As dobras, as falhas de cavalgamento e as zonas de falhas sub-verticalizadas estariam relacionados a deformações sob regime de transpressão sinistral, um segundo evento atuante na região, responsável pela reativação e inversão da maioria das estruturas próximas à zona da Falha Carajás (Pinheiro, 1997; Pinheiro & Holdsworth, 2000; Lima, 2002).
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Geocronologia 207Pb/206Pb, Sm-Nd, U-Th-Pb E 40Ar-39Ar do segmento sudeste do Escudo das Guianas: evolução crustal e termocronologia do evento transamazônico
(Universidade Federal do Pará, 2006-07-06) ROSA-COSTA, Lúcia Travassos da; LAFON, Jean Michel; http://lattes.cnpq.br/4507815620234645
A região sudeste do Escudo das Guianas é parte de uma das mais expressivas faixas orogênicas paleoproterozóicas do mundo, cuja evolução está relacionada ao Ciclo Orogênico Transamazônico (2,26 – 1,95 Ga). Neste segmento foram estudados distintos terrenos tectônicos, denominados Jari, Carecuru e Paru, reconhecidos em estudos anteriores em função de seus notáveis contrastes em termos de idade, conteúdo litológico e assinatura geofísico-estrutural. O Domínio Jari é constituído por uma assembléia de embasamento do tipo granulito-gnaissemigmatito com protólitos arqueanos, enquanto o Domínio Carecuru é composto basicamente por rochas cálcio-alcalinas e seqüências metavulcano-sedimentares, com evolução relacionada ao Evento Transamazônico. O Domínio Paru foi delimitado no interior do Domínio Carecuru, e é formado por gnaisses granulíticos com protólitos arqueanos, que hospedam plútons charnoquíticos paleoproterozóicos. Neste estudo, quatro métodos geocronológicos foram empregados em rochas provenientes dos distintos domínios tectônicos, com o objetivo de entender significado tectônico de cada um deles, definir os processos de evolução crustal que atuaram no Arqueano e no Paleoproterozóico e avaliar a extensão de crosta arqueana neste setor da faixa orogêncica em questão. Os métodos de evaporação de Pb em zircão e Sm-Nd em rocha total demonstram que a evolução do Domínio Jari envolve vários estágios de acresção e retrabalhamento crustal, do Arqueano ao Paleoproterozóico. Atividade magmática ocorreu principalmente na transição Meso- Neoarqueano (2,80-2,79 Ga) e durante o Neoarcheano (2,66-2,60 Ga). O principal período de formação de crosta continental ocorreu a partir do final do Paleoarqueano e ao longo do Mesoarqueano (3,26-2,83 Ga), enquanto retrabalhamento crustal prevaleceu no Neoarqueano. Durante o Evento Transamazônico, dominaram processos de retrabalhamento de crosta arqueana, com vários pulsos de magmatismo granítico, datados entre 2,22 Ga e 2,03 Ga, que marcam distintos estágios da evolução orogenética. Os dados geocronológicos obtidos neste estudo, conjugados aos disponíveis na literatura, indicam que o Domínio Jari é parte do mais expressivo segmento de crosta arqueana conhecido no Escudo das Guianas, aqui definido e denominado de Bloco Amapá. No Domínio Carecuru foram definidos dois pulsos de magmatismo cálcio-alcalino, entre 2,19 e 2,18 Ga e entre 2,15 e 2,14 Ga, enquanto magmatismo granítico foi datado em 2,10 Ga. Acresção crustal juvenil cálcio-alcalina foi reconhecida em torno de 2,28 Ga. No entanto, idades TDM (2,50-2,38 Ga), preferencialmente interpretadas como idades mistas, e εNd < 0, indicam a participação de componentes arqueanos na fonte das rochas paleoproterozóicas. Os dados isotópicos, somados à associação litológica deste domínio, sugerem uma evolução relacionada a sistema de arco magmático em margem continental ativa, que foi acrescido ao Bloco Amapá durante o Evento Transamazônico. No Domínio Paru, magmatismo neoarqueano datado em torno de 2,60 Ga, foi produzido por retrabalhamento de crosta mesoarqueana, assim como no Bloco Amapá. Adicionalmente, acresção crustal juvenil e magmatismo cálcio-alcalino foram reconhecidos, em torno de 2,32 Ga e 2,15 Ga, respectivamente, além de magmatismo charnoquítico em 2,07 Ga. Idades U-Th-Pb obtidas em monazitas provenientes da assembléia de alto grau do sudoeste do Bloco Amapá, revelaram dois estágios distintos da evolução orogenética transamazônica. O primeiro ocorreu em torno de 2,09 Ga, que marca a idade do metamorfismo de fácies granulito, contemporâneo ao desenvolvimento de um sistema de cavalgamento oblíquo, relacionado ao estágio colisional da orogênese. O outro ocorreu em torno de 2,06 Ga e 2,04 Ga, e é consistente com o estágio tardi-colisional, marcado por migmatização do embasamento e colocação de granitos ao longo de zonas de cisalhamento transcorrentes. Finalmente, análises 40Ar/39Ar em anfibólios e biotitas de unidades estratigráficas representativas, principalmente do Bloco Amapá e do Domínio Carecuru, revelam distintos padrões de resfriamento e exumação para estes dois segmentos crustais. No Bloco Amapá, as idades de anfibólios variam entre 2,13 e 2,09 Ga, enquanto as biotitas forneceram idades principalmente entre 2,10 e 2,05 Ga. No Domínio Carecuru, anfibólios e biotitas apresentaram idades entre 2,16 e 2,06 Ga e entre 1,97 e 1,85 Ga, respectivamente. Taxas de resfriamento da ordem 67 °C/Ma e 40 °C/Ma foram calculadas para o Bloco Amapá, indicando resfriamento rápido e exumação controlada por tectonismo, possivelmente relacionada ao estágio colisional do Evento Transamazônico. Em contrapartida, no Domínio Carecuru, as taxas de resfriamento regional variam em torno de 3-2,3 °C/Ma, sugerindo resfriamento lento e exumação gradual, o que é consistente com o modelo de arco magmático, no qual, crescimento de crosta continental resulta principalmente de acresção magmática lateral, sem espessamento crustal significativo.
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Geocronologia em zircão, monazita e granada e isótopos de Nd das associações litológicas da porção oeste do domínio Bacajá: evolução crustal da porção meridional da província Maroni-Itacaiúnas - sudeste do Cráton Amazônico
(Universidade Federal do Pará, 2006-11-16) VASQUEZ, Marcelo Lacerda; MACAMBIRA, Moacir José Buenano; http://lattes.cnpq.br/8489178778254136
O Domínio Bacajá está localizado na porção sudeste do Cráton Amazônico e representa o segmento meridional da Província Maroni-Itacaiúnas que é constituída de orógenos paleoproterozóicos e blocos arqueanos retrabalhados durante o Ciclo Transamazônico (2,2-1,95 Ga). Este domínio é composto de granitóides, rochas charnoquíticas e supracrustais, ortognaisses, migmatitos e granulitos para e ortoderivados. Dados geocronológicos prévios das rochas desse domínio indicam retrabalhamento de crosta arqueana e formação de crosta juvenil durante o Ciclo Transamazônico. O presente estudo foi baseado em levantamentos de campo, petrografia, geoquímica isotópica e geocronologia, tendo como objetivo identificar os eventos ígneos e metamórficos de alto grau que ocorreram na porção oeste Domínio Bacajá a fim de entender sua evolução crustal. Os dados geocronológicos existentes, somados aos novos dados de geocronologia em zircão (U-Pb SHRIMP e Evaporação de Pb) e isótopos de Nd para as rochas das associações litológicas que ocorrem na área de estudo permitiram identificar e datar eventos magmáticos ocorridos do Neoarqueano ao Orosiriano, com auge da formação de crosta durante o Riaciano. Ortognaisses de 2,67-2,44 Ga e remanescentes de rochas metavulcânicas de 2,45 Ga marcam o primeiro evento de formação de crosta na porção oeste Domínio Bacajá, com uma acresção a cerca de 2,7 Ga e contaminação por crosta mesoarqueana (ca. 3,0 Ga). Um segundo evento de acresção há aproximadamente 2,5 Ga e um de retrabalhamento de crosta mesoarqueana foram respectivamente registrados em rochas metavulcânicas de 2,36 Ga e granitóides 2,34 Ga associados. Esses eventos provavelmente estão relacionados à amalgamação de um arco de ilha tardi sideriano a um microcontinente arqueano. Granitóides de 2,21-2,18, Ga, com contribuição crustal neoarqueana (ca. 2,8 Ga), e de 2,16-2,13 Ga, formados por mistura de um componente juvenil de ca. 2,3 Ga com fontes crustais arqueanas, estão relacionados a arcos magmáticos riacianos colididos contra um continente arqueano-sideriano. Esta colisão foi marcada pela formação de granitóides de 2,10 Ga (sincolisionais ?), com prováveis fontes a partir de rochas do arco magmático tardio, e de granitóides e rochas charnoquíticas de 2,09-2,07 Ga (pós-colisional) formados respectivamente por fusão de fontes arqueanas (3,0-2,7 Ga) e mistura com o componente juvenil transamazônico (ca. 2,3 Ga). Por fim, no Domínio Bacajá e adjacências ocorreram eventos magmáticos orosirianos, marcados pela formação local de granitóides de 1,99 Ga, cuja relação com o Ciclo Transamazônico é incerta, e pelo magmatismo de ca. 1,88 Ga de ambiente extensional. Ambos os eventos com contribuição crustal neoarqueana (ca. 2,8 Ga) que sugerem participação da crosta arqueana do Domínio Bacajá.. Eventos metamórficos de alto grau e de anatexia foram identificados nos gnaisses e granulitos para e ortoderivados do oeste do Domínio Bacajá. No entanto, os estudos petrológicos e geocronológicos foram enfocados nas rochas metassedimentares pelíticas de alto grau por serem melhores marcadores desses eventos. Esses eventos foram datados por U-Pb SHRIMP em zircão e monazita, Evaporação de Pb e U-Pb ID-TIMS em zircão e Sm-Nd em granada e rocha total. As rochas metassedimentares de alto grau apresentaram fontes detríticas dominantemente arqueanas (3,1-2,5 Ga) e foram afetadas por eventos tectono-termais riacianos, preliminarmente identificados pelas idades isocrônicas Sm-Nd em granada (2208 e 2025 Ma). Contudo, existem evidências sugestivas de um evento metamórfico de alto grau de cerca de 2,3 Ga que poderia estar relacionado a provável colisão tardi-sideriana. Os eventos de alto grau transamazônicos iniciaram com uma migmatização de 2147-2123 Ma em condições P-T de fácies anfibolito superior registrada nos grãos de zircão e núcleos de cristais de monazita. Este evento foi contemporâneo à formação de granitóides dos arcos magmáticos riacianos, podendo estar relacionado à colisão do arco mais precoce. Um evento anatético há 2109 Ma foi detectado nos sobrecrescimentos em cristais de zircão, sugestivamente relacionado ao principal evento de colisão continental riaciana identificado nos orógenos transamazônicos do Escudo das Guianas. Apesar de ter havido a formação de granitóides e rochas charnoquíticas contemporâneas, nos metapelitos estudados esse evento foi marcado por uma modesta anatexia. Por fim, um metamorfismo de fácies anfibolito superior a granulito, de baixas pressões (4-6 kbar / 700-800ºC), há cerca de 2070 Ma foi registrado nos cristais de monazita e zircão, seguido de um possível evento de perda de Pb na monazita há 2057 Ma. A ocorrência de intrusões quartzo dioríticas e charnoquíticas contemporâneas ao metamorfismo granulítico sugerem processo de underplating de magma máfico e adelgaçamento crustal durante o estágio pós-colisional. Os eventos ígneos e metamórficos do oeste do Domínio Bacajá são análogos aos registrados em outros domínios transamazônicos do Cráton Amazônico e da América do Sul. Em escala global, a colagem riaciana há 2,1 Ga tem sido relacionada à colisão das paleoplacas do leste da América do Sul contra o oeste da África que desencadeou a formação de um supercontinente no Paleoproterozóico.
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Geocronologia Pb-Pb em zircão e Sm-Nd rocha total da porção centro-norte do Estado do Amapá-Brasil: implicações para a evolução geodinâmica do setor oriental do Escudo das Guianas
(Universidade Federal do Pará, 2002-09-13) AVELAR, Valter Gama de; LAFON, Jean Michel; http://lattes.cnpq.br/4507815620234645
O Escudo das Guianas constitui um extenso domínio paleoproterozóico com evolução principal relacionada ao Evento Orogênico Transamazônico (2,2-1,9 Ga). No entanto, registros de uma história arqueana foram obtidos em rochas metamórficas e ígneas do Complexo Imataca na Venezuela (>3,0 Ga). As idades Rb- Sr e Sm- Nd, obtidas para as rochas granulíticas e ortognáissicas da região central do Estado do Amapá (2,45 Ga e 3,0 Ga), são outras evidências da presença de relíquias arqueanas nesse escudo. O setor oriental do Escudo das Guianas inclui o Estado do Amapá, no Brasil e a Guiana Francesa. Essa porção do escudo integra a Província Maroni-Itacaiúnas (PMI), considerada uma faixa móvel paleoproterozóica acrescida a um bloco arqueano (Província Amazônia Central - PAC), entre 2,20 -1,95 Ga. Trabalhos recentes mostram um modelo de evolução geodinâmica Transamazônica entre 2,20 - 2,08 Ga para o sudeste do Escudo das Guianas, incluindo um primeiro episódio de crescimento crustal por acreção magmática eo- a mesotransamazônico (2,20-2,13 Ga), seguido de um episódio de reciclagem crustal (2,10- 2,08 Ga) durante um estágio colisional. As principais unidades geológicas do Amapá são constituídas por ortognaisses tonalíticos, migmatitos, granulitos (3,1- 2,6 Ga) e sequências greenstones belts paleoproterozóicas (2,26 Ga) e, predominância de granitóides e ortognaisses transamazônicas, de composição cálcio- alcalina até sienogranítica. Na região norte, uma idade de 2,15 Ga foi definida para um tonalito, enquanto que na porção central, migmatitos foram associados a um magmatismo potássico ocorrido a 2,06 Ga. Intrusões félsicas (1,76 Ga) e alcalinas (1,68 Ga) pós- Transamazônicas ocorrem no Amapá. Neste trabalho, um conjunto de 41 novos dados isotópicos foi gerado pelos métodos Pb- Pb em zircão (18) e Sm- Nd em rocha total (23), em 25 amostras de rochas ortognáisicas, metassedimentares e granitóides das regiões central e norte do Amapá. Esses dados visam trazer novas referências cronológicas para unidades chaves da área e estabelecer uma cronologia dos eventos termo-tectônicos transamazônicos. Visam ainda investigar a natureza e a extensão de segmentos de crosta arqueana retrabalhada e de crosta paleoproterozóica juvenil novamente acrescida nesse setor do escudo. Na região central do Amapá, zircões de granulitos félsicos, nas imediações da cidade de Tartarugal Grande, forneceram uma idade Pb-Pb em torno de 2,6 Ga. Ainda nessa área, uma idade Pb-Pb em zircão de 2053 ± 1 Ma foi obtida para um plúton charnoquílitico. Nos arredores da Vila de Cupixi, cristais de zircão de gnaisses tonalíticos definiram uma idade de 2849 ± 6 Ma, enquanto idades limitadas desde 2,13 a 2,07 Ga foram definidas por cristais de zircão de um mobilizado granítico associado a essa rocha. Cristais de zircão de um monzogranito estabeleceram uma idade de cristalização de 2055 ± 6 Ma e idades de até 2,56 Ga para um componente herdado. As idades Nd T (DM) para todas essas rochas situaram-se no intervalo de 2,70 Ga até 3,29 Ga. Na porção norte do Amapá diversos sienogranitos forneceram idades de cristalização de 2107 ± 2 Ma, 2098 ± 2 Ma e 2087 ± 3 Ma. Contudo, para um sienogranito e um álcali- feldspato granito as idades Pb-Pb em zircão definiram um intervalo de 2,13 - 2,05 Ga e 2,10 - 1,95 Ga respectivamente. Este último granito apresentou também cristais de zircão herdados com idades de 2,60- 2,54 Ga. Para um diorito uma idade Pb-Pb em zircão de cristalização de 2181 ± 2 Ma foi definida. As idades modelo Nd T (DM) para esse conjunto de rochas espalharam-se no intervalo de 2,75 Ga até 2,18 Ga. Na região de fronteira com a Guiana Francesa, ao longo do rio Oiapoque, cristais de zircão de um sienogranito e de uma intrusão de gabro apresentaram idades de cristalizações, respectivas, de 2096 ±2 Ma e 2099 ± 1 Ma. Dados Pb-Pb em cristais de zircão detríticos de um quartzito, associado ao Grupo Paramacá, forneceram idades entre 3,19 - 2,77 Ga para as fontes dos sedimentos. Dois episódios magmáticos principais foram identificados a partir dos dados Pb-Pb em zircão: um cálcio- alcalino ( diorítico e tonalítico) eo- a mesotransamazônico, entre 2,18 - 2,14 Ga, associado a arcos magmáticos e um outro, com afinidades alcalino- potássico, entre 2,11 - 2,08 Ga, com predominância no norte do Amapá, sendo caracterizado por processos tectônicos transcorrentes e anatexia crustal. A colocação de um plúton charnoquítico a 2,05 Ga, na região central do Amapá, sugere uma idade tardi - Transamazônica para o metamorfismo de lato grau identificado, neste mesmo setor, em rochas granulíticas com protólito arqueano ( 2,6 Ga). Esse evento de alto grau foi relacionado ao evento " UHT" ( ultra high temperature) tardi - Transamazônico (2,07- 2,06 Ga) identificado no Suriname.O resfriamento regional pós- orogênico, entre 2,05 - 1,80 Ga, foi registrado pelos métodos K- Ar, Ar- Ar e Rb- Sr em minerais. As idades modelo Nd T (DM) e Pb-Pb em zircão apontam, para a porção centro-norte do Amapá,um período principal de diferenciação manto- crosta meso-arqueana, entre 3,0 - 2,9 Ga, com possíveis relíquias de crosta em torno de 3,29 Ga. Dois episódios magmáticos distintos forma identificados,sendo um em torno de 2,85- 2,79 Ga, definido pelos gnaisses tonalíticos de Cupixi e um outro episódio de cerca de 2,62 - 2,58 Ga, constituído pelos precursores ígneos dos granulitos de Tartarugal Grande. Esses dados confirmam a presença de núcleos arqueanos preservados, com idades idênticas a da crosta arqueana da Província de Carajás. Contudo, nessa última, não há evidencia marcante de um episódio neoarqueano, entre 2,62 - 2,58 Ga, o que sugere que a Província de Carajás estava nessa época, enquanto o segmento crustal arqueano do sudeste do Escudo das Guianas estava sendo reativado no final do Neoarqueano. Na região norte do Amapá e na fronteira com o sudeste da Guiana Francesa, testemunhas de crosta arqueana são registradas apenas em cristais de zircão detríticos ( 3,19- 2,77 Ga) de metassedimentos e como cristais herdados de granitóides e ortognaisses paleoproterozóicos ( 2,6 Ga até 2,9 Ga).Os dados Sm-Nd obtidos para as rochas paleoproterozóicas ( 2,18- 2,05 Ga) determinam um intervalo de idades entre 2,75 - 2,39 Ga, indicando uma mistura entre uma crosta arqueana reciclada e uma crosta paleoproterozóica juvenil na fonte dessas rochas. Os dados Pb-Pb em zircão e Sm- Nd, idades modelo Nd T (DM) obtidos neste trabalho confirmam uma evolução transamazônica da região centro- norte do Amapá, similar a da Guiana Francesa, no período entre 2,20 - 2,08 Ga. No entanto, a evolução geológica do Amapá se diferencia da evolução da Guiana Francesa pela presença de uma crosta retrabalhada no arqueano, bem como pela existência de um evento magmático-metamórfico de alto grau tardi-Transamazônico. Três domínios foram reconhecidos no sudeste do Escudo das Guianas, um mais a norte, na Guiana Francesa apresenta características simática juvenil, o domínio mais a sul, na porção central do Amapá possui características ensiálica, sendo formado por núcleos meso - a neo- arqueanos retrabalhados durante a Orogênese Transamazônica e finalmente, uma zona de transição, entre esse domínios foi identificada na porção norte do Amapá. Na Guiana Francesa o limite entre os domínios de transição e simático e, provavelmente WSE-ESSE, enquanto o limite entre a zona de transição e o domínio arqueano é situado logo a norte do complexo granulítico de Tartarugal Grande.
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Geologia e geocronologia Pb-Pb em zircão e Sm-Nd em rocha total de granitóides da região de Santana do Araguaia-PA
(Universidade Federal do Pará, 2012-06-04) CORRÊA, Lívio Wagner Chaves; MACAMBIRA, Moacir José Buenano; http://lattes.cnpq.br/8489178778254136
Estudos anteriores consideram que a região de Santana do Araguaia (PA) é uma continuidade do Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria (TGGRM) de idade mesoarqueana (3,0–2,86 Ga) sendo, portanto, interpretada como pertencente à Província Carajás ou à Província Amazônia Central, do Cráton Amazônico. No entanto, estudos recentes permitiram vislumbrar, com base em novos dados geocronológicos por evaporação de Pb em zircão, um quadro geológico diferente dos apresentados em trabalhos anteriores, sugerindo um retrabalhamento de rochas arqueanas durante o Evento Transamazônico. Nesse contexto, com a nova proposta litoestratigráfica, os dados estruturais e dados geocronológicos permitiram individualizar o Domínio Santana do Araguaia (DSA), independente da Província Carajás, tratando-se de outro segmento do Cráton Amazônico composto por granitóides deformados, gnaisses, migmatitos e sequências supracrustais, com forte estruturação segundo direção NWSE, este domínio foi incluído na província Transamazonas ou na província Maroni-Itacaiúnas. O domínio confronta-se a leste e a norte com o TGGRM, a oeste com o Domínio Iriri-Xingu e a sul com a bacia dos Parecis e Cinturão Araguaia. Apesar dos trabalhos mais recentes realizados, o Domínio Santana do Araguaia ainda é um dos setores pouco conhecidos do território paraense, os dados geocronológicos existentes são restritos e foram obtidos através das sistemáticas Rb-Sr e K-Ar no nordeste do estado do Mato Grosso e correlacionados com as rochas do DSA. Porém, na parte paraense do DSA, apenas duas unidades (Ortognaisse Rio Campo Alegre e Tonalito Rio Dezoito) foram datadas preliminarmente pelo método Pb-Pb em zircão, carecendo, assim, de confirmação e expansão para outras unidades da região, tal como o Complexo Santana do Araguaia de maior expressividade na área. É importante destacar também a carência de dados isotópicos Sm-Nd neste domínio. Nesse sentido, o real significado do DSA não foi ainda compreendido, devido, entre outros fatos, à lacuna de informações geocronológicas, que permitam esclarecer as relações entre as unidades do DSA com aquelas do TTGRM. Considerando estas questões, os objetivos principais do estudo estão voltados para: a) determinar a idade dos protólitos das rochas existentes na área, visando identificar terrenos que são arqueanos e paleoproterozóicos, utilizando o método Pb-Pb (evaporação) em monocristal de zircão; b) determinar a idade dos eventos de formação de crosta continental utilizando o método Sm-Nd (rocha total); c) discutir o posicionamento estratigráfico e cronológico das rochas para estabelecer a evolução do setor sudeste do Cráton Amazônico. Nos trabalhos de campo foram estudados dezenove afloramentos, sendo que a petrografia e as análises modais foram realizadas em quatorze amostras das rochas (2000 pontos/lâmina delgada) que foram plotadas em diagramas Q-A-P e Q-(A+P)-M’ que incidiram nos campos dos Monzogranitos, Granodioritos e Tonalitos e individualizados em cinco litotipos: Biotita Monzogranito; Biotita Metagranodiorito; Hornblenda-Biotita Granodiorito; Hornblenda-Biotita Metatonalito e Ortopiroxênio Tonalito. Os dois últimos litotipos foram identificados pela primeira vez na região. Do ponto de vista estrutural, o Biotita Metagranodiorito apresenta foliação com direção E-W, coincidente com o trend regional do TGGRM, enquanto que os Hornblenda-biotita Metatonalitos possuem foliação seguindo a direção NW-SE, com mergulhos normalmente subverticais destoando do comportamento regional. Análises microestruturais identificam feições deformacionais em minerais, tais como, extinção ondulante, kink band, formação de subgrãos e recristalização dinâmica. O litotipo Biotita Monzogranito é isotrópico e os Hornblenda-Biotita Granodioritos e os Ortopiroxênio Tonalitos apresentam apenas uma incipiente orientação de seus cristais de plagioclásio, perceptível apenas sob observação microscópica. Estudos geocronológicos PbPb em zircão forma realizados em seis amostras e em apenas cinco foram feitas análises SmNd (rocha total) utilizando o espectrômetro Finningan Mat 262 e ICP-MS-MC Neptune, respectivamente, no Laboratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso) da Universidade Federal do Pará. Os resultados desses estuos nos diferentes litotipos são: Biotita Metagranodiorito 3066 ± 3 Ma (ML-04) e 2829 ± 13 Ma (ML-20); Hornblenda-Biotita Metatonalito 2852 ± 2 Ma (ML17): Biotita Monzogranito 2678 a 2342 Ma (ML-08): Hornblenda-Biotita Granodiorito 1990 ± 7 Ma (ML-16): e Ortopiroxênio Tonalito 1988 ± 4 Ma (ML-13). Embora o Biotita Monzogranito não tenha indicado idade precisa, os dados de campo indicam uma relação intrusiva no Biotita Metagranodiorito. No caso das análises Sm-Nd (rocha total) foram selecionadas as seguintes amostras que seguem com suas respectivas idade-modelo TDM: ML04 = 3,14 Ga; ML-20 = 2,91 Ga; ML-17 = 3,07 Ga; ML-16 = 2,68 Ga e ML-13 = 2,35 Ga. Os dados isotópicos Sm-Nd sugerem que, caso não representem misturas de magmas, possivelmente em torno de 3,14, 3,07, 2,91, 2,68 e 2,35 Ga houve extração de magma do manto para a crosta. Estudos estruturais em macro e microescala caracterizam a instalação de uma zona de cisalhamento dúctil, de caráter transcorrente, com direção NW-SE, possivelmente sinistral, situada na porção leste da área, que afetou principalmente o litotipo Hornblenda-Biotita Metatonalito. Entretanto, esse padrão deformacional não é observado nas porção centro-sul da área e nem na porção norte), onde localizam-se as domínios de rochas mais antigas, as quais apresentam direção da foliação aproximadamente E-W. Analisando as idades de cristalização das amostras ML-04, ML-17 e ML-20 (3.066 ± 3 Ma a 2.829 ± 13 Ma) e idades-modelo (3,14-2,91 Ga), os valores são similares às registradas nas rochas do TTGRM, levando à interpretação que o DSA é possivelmente uma continuidade do TTGRM para sudoeste. Por outro lado, os resultados geocronológicos das amostras ML-16 e ML-13 (1.990 ± 7 Ma e 1.988 ± 4 Ma) indicam um magmatismo mais novo, do paleoproterozóico.
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Geologia e petrogênese do “Greenstone Belt” identidade: implicações sobre a evolução geodinâmica do terreno granito - “Greenstone” de Rio Maria, SE do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1994-10-07) SOUZA, Zorano Sérgio de; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Este trabalho trata da geologia e petrogênese do "greenstone belt" Identidade, situado entre as cidades de Xinguara e Rio Maria, SE do Estado do Pará. Os dados obtidos permitiram discutir a evolução geodinâmica do terreno granito - "greenstone" da região de Rio Maria, inserindo-a no contexto da Província Mineral de Carajás (PMC), SE do cráton Amazônico. O "greenstone" em lide compõe um cinturão "sinformal" direcionado WNW-ESE, correspondendo a um pacote metavulcãnico, com xistos ultramáficos (UM), basaltos (BAS) e gabros (GB) na base, e, no topo, rochas hipabissais dacíticas (DAC - ca. 2,94 Ga, Pb/Pb). O conjunto foi intrudido por metaplutônicas Mesoarqueanas, os tipos mais precoces sendo quartzo dioríticos, seguidos sucessivamente por granodioritos (com enclaves máficos), trondhjemitos / tonalitos e leucogranitos. O embasamento gnáissico (GN - aflorante a norte e reconhecido por conter uma fábrica mais antiga Sn-1/D1), o "greenstone" e os metagranitóides foram intrudidos no final do Paleoproterozôico por enxames de diques riolíticos (ca. 1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos. O "greenstone" apresenta estruturas e texturas ígneas reconhecíveis, porém obliteradas em regiões de contato com metagranitóides e em zonas de cisalhamento. As ultramáficas ocorrem como tremolititos, tremolita - talco xistos e talco xistos; o anfibólio é bastante alongado e fino, comumente em arranjos paralelos, interpretados como fantasmas de texturas "spinifex". Os basaltos são maciços ou almofadados, freqüentemente variolíticos. Mostram diferentes graus de recristalização, sendo identificados restos de texturas hialofiticas, pilotaxíticas e traquitóides. Clinoanfibólio (hornblenda actinolítica), epídotos e plagioclásio (albita - andesina) são os minerais mais abundantes. Os gabros são maciços a porfiriticos, distinguindo-se relíquias de texturas subofiticas e granofiricas. Os dacitos são porfiríticos, com fenocristais de quartzo e plagioclásio (oligoclásio), além de hornblenda e nódulos máficos (biotita, clorita, opacos, epidotos, titanita, apatita) nas variedades menos evoluídas. Dentre os metagranitóides, os leucogranitos e trondhjemitos contêm biotita cloritizada, enquanto granodioritos e parte dos tonalitos portam biotita ou biotita + hornblenda (também em quartzo dioritos). O "greenstone" e os metagranitóides foram afetados por uma deformação dúctil, heterogênea, que evoluiu para zonas miloníticas. A estruturação da área é marcada por uma fábrica planar (Sn//Sm/D2) direcionada WNW-ESE a E-W, de mergulhos divergentes. Lineações de estiramento E-W, WNW-ESE ou NW-SE, meso e microestruturas assimétricas S-C, peixes de micas e de clinoanfibólios, e rotações de porfiroclastos a e 15 indicaram uma megaestrutura resultante de um binário com encurtamento NW-SE. A geometria atual do "greenstone" seria derivada de transpressão dextrógira, com o "greenstone" compondo uma estrutura em flor positiva. O regime transpressivo favoreceu a criação de regiões transtrativas, onde se alojaram plútons graníticos no NW, além de clivagens de crenulação extensional (Sn+i/D2) no SW. A quantificação da deformação revelou encurtamento da ordem de 60%, extensão subhorizontal, paralela ao "trend" do "greenstone", de 68 a 500%, e extensão vertical de 101 a 280%. O elipsóide de deformação variou de oblato a prolato, com mudanças de densidade e rotação do eixo de estiramento máximo (X) nas zonas miloníticas. A inversão da deformação permitiu reconstruir a forma original do "greenstone", que seria também alongada WNW-ESE, embora de excentricidade menor que a atual. Estes dados, juntamente com a petrofábrica do eixo c do quartzo, sugeriram que a deformação progressiva envolveu mecanismos de cisalhamento puro e simples, sendo o arcabouço final resultante deste último. Falhas e fraturas rúpteis diversas, afetando também diques riolíticos e diabásicos, marcaram o último evento (D3). As paragêneses minerais do metamorfismo principal (Mn/M2) originaram-se de recristalização estática, pré-tectônica, que modificou parte das texturas e quase totalmente a mineralogia das rochas do "greenstone". Formaram-se anfibólio verde azulado (hornblenda actinolítica), epídotos (pistacita predominante), titanita e quartzo em BAS e GB; tremolita, talco e clorita em UM. Saussuritização e sericitização de plagioclásio, biotitização de anfibólio, cloritização de biotita e transformação de hornblenda em titanita verificaram-se nos metagranitóides. A coexistência de hornblenda + plagioclásio (An> 17) e/ou hornblenda actinolítica + epidotos + clorita em rochas metabásicas mostrou que o evento supra foi de pressão baixa e temperaturas transicionais entre as fácies xisto verde e anfibolito. Este episódio essencialmente térmico refletiu o aquecimento crustal produzido pelo plutonismo do final do Mesoarqueano, tendo obliterado as associações prévias do metamorfismo de fundo oceânico. Ligeiramente concomitante a francamente subseqüente, houve um evento de recristalização dinâmica extensiva (Mm/M2) na fácies xisto verde, particularmente em zonas de cisalhamento e contatos litológicos. Em tais locais, existem evidências de aporte de fluidos (blastomilonitos xistosos e abundantes veios de quartzo) e remobilização da maioria dos elementos químicos (Al, Fe, Ca, K, Na, Rb, Sr, Zr). Em condições PT ainda menores, deu-se finalmente a ação de um evento discreto, relacionado com crenulações e formando clorita, epídotos e quartzo (Mn+1/M2). O evento M2, bem como aquele detectado somente em GN (M1 em fácies anfibolito), foram de natureza dúctil, o que os distinguiu nitidamente do último episódio (D3/M3). Este foi posicionado no final do Paleoproterozóico, tendo caráter hidrotermal e associado á feições rúpteis de alto nível crustal. A evolução progressiva do metamorfismo M2, com pico térmico precoce ao pico da deformação, sugeriu uma trajetória P-T-t anti-horária, correspondente á evolução metamórfica de bacias marginais fanerozóicas. Algumas análises químicas de rochas metavulcânicas permitiram a definição de séries magmáticas e discussão de modelos petrogenéticos. Reconheceram-se três séries geoquímicas, a saber, da mais antiga para a mais nova, komatiítica (UM), toleitica (BAS e GB) e cálcio-alcalina (DAC). A primeira corresponde a komatiitos peridotíticos, com MgO>18% em peso (base anidra), com um "trend" de enriquecimento em Al, tal como em Geluk e Munro, e menos cálcico do que Barberton. Os padrões de terras raras leves são irregulares, com razões (La/Sm)N entre 0,42 e 4,2 e anomalias negativas de Eu. Os terras raras pesadas pareceram menos afetados por processos pós-eruptivos, sendo planos ou ligeiramente fracionados (1,0<(Gd1Yb)N<2,3). Modelos quantitativos foram de dificil execução em virtude da remobilização de vários elementos, porém, em termos qualitativos, foi possível estimar cumulados ricos em olivina e ortopiroxênio. Dentre os toleítos, BAS e GB apresentaram padrões geoquímicos muito similares entre si. Ambos são toleítos de baixo potássio, comparáveis a toleítos arqueanos empobrecidos. Os elementos terras raras são quase planos, com valores 10X o condrito, e anomalias fracas ou inexistentes de Eu. Modelos preliminares sugeriram cumulados semelhantes para BAS e GB, compostos essencialmente de clinopiroxênio e plagioclásio. De acordo com alguns cálculos geoquímicos, a fonte dos magmas que originaram os komatiitos e toleítos seria o lherzolito a granada. Os DAC apresentaram características geoquímicas afins à metavulcânicas e metaplutônicas cálcio-alcalinas tanto modernas quanto arqueanas, seguindo o "trend" trondhjemítico. A diferenciação magmática teria decorrido por fracionamento de plagioclásio>quartzo>hornblenda>K-feldspato, com quantidades accessórias de biotita, magnetita, titanita, alanita e zircão. A fonte do magma dacítico seria crustal do tipo toleíto metamorfisado em fácies granada anfibolito e ligeiramente enriquecido em terras raras leves. No modelo geodinâmico proposto, já existia um embasamento gnáissico antes de 2,96 Ga. Entre 2,96 e 2,90 Ga, a conjugação de alto gradiente geotérmico com extensão litosférica provocou o rifteamento continental, formando bacias marginais, onde se daria a extrusão de komatiitos e toleítos. Em torno de 2,94(?)-2,90 Ga, geraram-se os DAC através de fusão de crosta oceânica em zonas de subducção, evoluindo por fracionamento a baixas pressões. Os mesmos mecanismos geradores dos DAC também seriam responsáveis pelo plutonismo cálcio-alcalino, culminando com a inversão estrutural do "greenstone", espessamento crustal e forma final do terreno granito - "greenstone" (transpressão dextrógira ca. 2,88-2,86 Ga). A região sofreu ainda um episódio de (rea)quecimento, detectado a nível de minerais, sem deformação e metamorfismo correlatos, ao final do Eoarqueano (2,69-2,50 Ga), e intrusão de enxames de diques riolíticos (1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos ao final do Paleoproterozóico. A correlação com o conhecimento atual da PMC permitiu admitir que o terreno granito - "greenstone" de Rio Maria já estava configurado quando da implantação do Supergrupo Itacaiúnas (ca. 2,76 Ga) e da granitogênse alcalina na Serra dos Carajás. Assim, a transpressão sinistrógira que inverteu aquele supergrupo corresponderia a um evento posterior e bem distinto da transpressão dextrógira da região de Rio Maria.
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Geologia, controle estrutural e geocronologia das rochas hospedeiras e do minério: implicações para o modelo genético do depósito aurífero do Palito, Província Tapajós, Itaituba-PA
(Universidade Federal do Pará, 2016-09-24) SERRA, Vitor Felipe Hage; TORO, Marco Antonio Galarza; http://lattes.cnpq.br/8979250766799749
O depósito aurífero do Palito está localizado na porção leste da Província Aurífera do Tapajós, município de Itaituba, SW do Estado do Pará. O depósito do Palito compreende um sistema de filões subverticais de quartzo aurífero, hospedado nos granitos paleoproterozoicos Palito e Rio Novo e controlados estruturalmente por uma zona de cisalhamento transcorrente sinistral, rúptil-dúctil, de direção NW-SE, que faz de uma estrutura regional denominada Lineamento Tocantinzinho. Os granitos Palito e Rio Novo são dois stocks monzograníticos oxidados cálcio-alcalinos, de idade orosiriana, típicos de arcos magmáticos e correlacionáveis à Suítes Intrusiva Parauari. Os veios mais espessos do sistema filoneano são alojados pelas falhas principais do cisalhamento, ao longo da direção N40-50W, enquanto que os filões menores são alojados por falhas e fraturas de segunda ordem e inclinadas em relação à direção principal do cisalhamento, com ângulos baixo (em torno de 20), médio (por volta de 50) e alto (em torno de 80). Tal situação estrutural é compatível com o sistema de Riedel, com os filões mais expressivos paralelos à direção principal de cisalhamento (filões D), associados com filões de baixo ângulo (em falhas R e P), de médio ângulo (veios gash em fraturas de extensão T) e de alto ângulo (em falhas R’ e X). Conjuntos de filões do tipo stockwork também ocorrem localmente como um tipo subordinado de minério. Os veios mineralizados estão sempre envolvidos por um halo de alteração hidrotermal bem desenvolvido e normalmente brechado. Alteração fílica (quartzo + fengita + pirita) e cloritização são os tipos dominantes, acompanhados por alteração potássica (K-feldspato), carbonatação (calcita + sericita + quartzo) e sulfetação (pirita + calcopirita + esfalerita) de ocorrência mais restrita. Três gerações hidrotermais de quartzo filoniano são bem caracterizadas no depósito aurífero do Palito. Os veios mais precoces são os de baixo ângulo (R e P), constituídos principalmente por quartzo1, enquanto que os filões principais (D) são mais tardios e expressivos e constituídos por quartzo1 e 2. Veios gash de quartzo, em fraturas de extensão, podem ocorrer em qualquer momento da evolução do sistema hidrotermal e são constituídos tanto por quarzto1 (veios gash precoces), como por quartzo2 e 3 (veios gash tardios). Vênulas gash de quartzo3 representam os estágios finais do processo hidrotermal no depósito Palito. O minério aurífero, hospedado principalmente nos veios de quartzo1 e 2, ocorre sempre associado com sulfetos de ferro e cobre (pirita e calcopirita), além de esfalerita. Pirrotita, bismutinita, galena, bismuto nativo e ouro, ocorrem como fases metálicas subordinadas. Três gerações de pirita e de calcopirita e uma geração de esfalerita foram reconhecidas. A calcopirita1 substitui a pirita1 e é substituída por esfalerita, a qual é substituída por calcopirita2. Pirita de segunda geração, contemporânea à esfalerita, ocorre nos filões mineralizados como massas anédricas substituindo grãos reliquiares (ilhas) de calcopirita1 que exibem bordas côncavas ou corroídas. O ouro está sempre associado a, ou incluso em calcopirita1 e 2, pirita2, bismutinita e bismuto nativo. A geração sulfetada mais tardia é representada por vênulas de pirita3 e calcopirita3 que cortam as massas de sulfetos em zonas de transtensão condicionadas por diminutas falhas sinistrais sinuosas. Duas gerações de fengita e de clorita foram identificadas na ganga do minério, sendo a última em vênulas de fengita2 e clorita2 que contêm também carbonatos. Fluorita, rutilo, zircão e ilmenita ocorrem ainda como fases subordinadas da ganga. A idade Pb-Pb de 179417 Ma, obtida para o minério do Palito, foi interpretada como rejuvenescimento do sistema Pb-Pb causado pelo magmatismo granítico alcalino (Suíte Intrusiva Porquinho), relacionado à terceira fase de deformação, de natureza extensional. As características geológicas do depósito Palito, como estilo filoniano, estruturalmente controlado, dos corpos mineralizados e da alteração hidrotermal, formando halos em torno dos filões, predominando a sericitização e cloritização, com alteração potássica restrita, e associação metálica (Au-Cu-Bi-Zn), favorecem a classificação do depósito como filões relacionado a intrusões (intrusion-related vein gold deposits), um tipo não porfirítico, possivelmente relacionado aos granitos alcalinos da Suíte Intrusiva Maloquinha que ocorre em volta do depósito Palito. O magma granítico deve ter fornecido os fluidos mineralizantes e os metais, enquanto que o cisalhamento deve ter controlado a circulação dos fluidos e a deposição do minério do Palito.
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Geologia, geoquímica e geocronologia do magmatismo paleoproterozóico da região de Vila Riozinho, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico
(Universidade Federal do Pará, 2001-09-27) LAMARÃO, Cláudio Nery; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
A Província Aurífera do Tapajós (PAT), situada na porção centro-meridional do Cráton Amazônico, é caracterizada pela ocorrência de extensas suítes de rochas plutônicas e vulcânicas. Muitas destas estão representadas na região de Vila Riozinho, localizada na porção nordeste da PAT, próxima ao contato entre as províncias Ventuari-Tapajós ou Tapajós-Parima e Amazônia Central. O magmatismo da porção sul da região de Vila Riozinho é representado pelas rochas vulcânicas da Formação Vila Riozinho e pelo maciço São Jorge, no qual foram individualizados os granitos São Jorge Antigo e São Jorge Jovem, além de pequenas ocorrências de granitos pórfiros. A Formação Vila Riozinho é constituída por andesitos basálticos, traquiandesitos basálticos, traquitos, riolitos, tufos e brechas com assinatura geoquímica cálcico-alcalina alto-K a shoshonítica. Datações Pb-Pb em zircão em traquitos desta unidade revelaram idades de 2004±4 Ma e 1998±3 Ma. O Granito São Jorge Antigo corresponde a maior parte do pluton São Jorge. Este é composicionalmente zonado, sendo formado por uma série expandida à base de monzodioritos a quartzo-monzodioritos nas bordas nordeste, norte e leste, monzogranitos a quartzo-monzonitos nas porções intermediária-central e leucomonzogranitos a sienogranitos no centro, correspondendo às rochas mais evoluídas do corpo. Apresenta composição metaluminosa a fracamente peraluminosa, afinidade cálcico-alcalina alto-K e características geoquímicas de granitos gerados em ambiente de arco vulcânico. Datações Pb-Pb em zircão em rochas monzograníticas forneceram idades de 1981±2 Ma e 1983±8 Ma, interpretadas como idades de cristalização do corpo. O Granito São Jorge Jovem foi identificado inicialmente em testemunhos de sondagens na área de garimpo São Jorge, sendo o hospedeiro da mineralização aurífera primária. É mineralógica e petrograficamente similar ao Granito São Jorge Antigo, porém apresenta feições geoquímicas contrastantes e idade de cristalização de 1891±3 Ma. A porção norte da região de Vila Riozinho é dominada por rochas vulcânicas efusivas e piroclásticas félsicas pertencentes à Formação Moraes Almeida, associadas ao Granito Maloquinha. A Formação Moraes Almeida é constituída predominantemente por ignimbritos com riolitos e traquitos subordinados. Os ignimbritos forneceram idade Pb-Pb em zircão de 1875±4 Ma, enquanto riolitos e traquitos de 1890±6 Ma e 1881+4 Ma, respectivamente. O Granito Maloquinha, com idade Pb-Pb em zircão de 1880±9 Ma, é formado por leuco-sienogranitos com leucomonzogranitos subordinados. Os estudos realizados mostraram que as rochas pertencentes a essas duas unidades possuem fortes similaridades petrográficas e assinaturas geoquímicas semelhantes a de granitos do tipo-A aluminosos. Tais fatos evidenciam uma ligação genética entre o Granito Maloquinha e a Formação Moraes Almeida. Além desses, foi estudado, ainda que de modo preliminar, o Granito Jardim do Ouro situado na extremidade noroeste da área. Corresponde a um anfibólio-biotita-monzogranito com idade de 1880 +3 Ma similar a do Granito Maloquinha, porém com feições mineralógicas e geoquímicas distintas deste. Os escassos dados disponíveis indicam que o Granito Jardim do Ouro diverge igualmente dos granitos São Jorge Antigo e São Jorge Jovem, por ser comparativamente mais alcalino e formado em condições menos oxidantes. Pelo menos dois tipos de granitos pórfiros foram identificados na região de Vila Riozinho. O primeiro, provavelmente mais velho, associa-se espacialmente e mostra muitas similaridades geoquímicas com a fácies anfibólio-biotita-monzogranito a quartzo-monzonito do Granito São Jorge Antigo. O segundo, ocorre no contato entre os ignimbritos da Formação Moraes Almeida e o Granito Maloquinha. Mostra uma assinatura geoquímica similar à do Granito Jardim do Ouro e à do traquito da Formação Vila Riozinho. Dois importantes períodos de intensa atividade magmática foram identificados na região de Vila Riozinho no final do Paleoproterozóico. No primeiro, compreendido entre 2010 e 1970 Ma, foram gerados a Formação Vila Riozinho e o Granito São Jorge Antigo. No segundo, situado entre 1900 e 1870 Ma, foram originados a Formação Moraes Almeida e os granitos São Jorge Jovem, Maloquinha e Jardim do Ouro. Admite-se que o magmatismo cálcico-alcalino alto potássio formado no período de 2010 a 1970 Ma teve sua origem relacionada a processos de subducção. As manifestações magmáticas que ocorreram em torno de 1,88 Ga poderiam representar uma fase tardia, ainda vinculada aos processos de subducção ou corresponder às primeiras manifestações de processos de tafrogênese que afetaram globalmente o Cráton Amazônico a partir de 1,88 Ga e se estenderam durante o Mesoproterozóico. A segunda hipótese implica admitir fontes crustais para o magmatismo e é adotada neste trabalho.
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Geoquímica e geocronologia U-Pb em zircão e Sm-Nd em rocha total do magmatismo tardi-transamazônico da região de Calçoene, norte do Amapá, sudeste do Escudo das Guianas
(Universidade Federal do Pará, 2018-05-03) SILVA, Lilian Paula Almeida da; LAFON, Jean Michel; http://lattes.cnpq.br/4507815620234645
A região de Calçoene, porção norte do Amapá, (Domínio paleoproterozoico Lourenço) está inserida no contexto geológico da Província Maroni-Itacaíunas, sudeste do Escudo das Guianas que, representa uma extensa faixa orogênica desenvolvida durante o Ciclo Transamazônico (2,26–1,95 Ga). O Domínio Lourenço consiste principalmente em sequências de rochas metavulcanossedimentares, complexos gnáissicos, granitoides representando diversas suítes e corpos cálcio-alcalinos (2,26 a 2,09 Ga) com evolução relacionada a arcos magmáticos, e plútons dominantemente graníticos, incluindo charnoquitos (2,1 a 1,99 Ga) que representam estágios colisionais a tardi-orogenéticos. A unidade geológica alvo do presente estudo é o Granito Cunani (~2,10 Ga) e foi delimitada na porção centro-leste do Domínio Lourenço. Subordinadamente, a Suíte Cricou (2,11 a 2,09 Ga), adjacente ao Granito Cunani, foi estudada em nível de comparação. Apesar do recente avanço no conhecimento geológico dessa região alcançado por levantamentos conduzidos pela CPRM, os dados geoquímicos e geocronológicos ainda são escassos e dificultam o estabelecimento de cronologia confiável deste magmatismo, bem como a avaliação dos processos de acreção juvenil transamazônica e de retrabalhamento de crosta mais antiga. Com o objetivo de melhor caracterizar o magmatismo tardi-transamazônico assim como estimar a influência de material crustal arqueano no magmatismo riaciano no Domínio Lourenço, novos dados petrográficos, geoquímicos geocronológicos e isotópicos (Nd-Sr) forneceram importantes contribuições acerca da evolução geológica desta porção do Escudo das Guianas. O Granito Cunani é caracterizado como uma unidade constituída principalmente por biotita monzogranitos e biotita sienogranitos com hornblenda-biotita tonalitos e biotita granodioritos subordinados, o qual contém enclaves de quartzo-dioritos com ortopiroxênio (granulitos) e de hornblenda metatonalitos. Rochas com composição enderbítica também foram encontradas nesta unidade. A Suíte Cricou na área é constituída por biotita monzogranitos, e subordinadamente enderbitos também foram identificados. A litogeoquímica mostrou que as características das duas unidades são condizentes com assinaturas de ambiente de arco magmático ou de ambientes sin à pós-colisional. A tipologia dos granitos não foi conclusiva nos diagramas I, S e A. A maior parte das amostras mostraram enriquecimento em elementos incompatíveis de modo geral, com altos valores de elementos litófilos de raio grande (LILE) como Ba e K, enquanto alguns elementos com alto campo de força (HFSE) como Th, La, Ce e Nd, também mostram valores relativamente elevados. Significante anomalia negativa de Nb e P são observadas nas rochas do Granito Cunani e seus enclaves. Nas duas amostras analisadas da Suíte Cricou uma apresenta anomalia positiva e a outra, anomalia negativa para o Nb. O diagrama de Elementos Terras Raras mostrou enriquecimento dos elementos leves em relação aos pesados nas duas unidades. Apenas a Suite Cricou apresenta anomalia positiva de Eu acentuada. A integração dos dados permite uma interpretação de magmatismo pós-colisional e provavelmente o ambiente tectônico é de colisão de arco de ilha com massa continental. A datação U-Pb por LA-ICP-MS dos zircões do Granito Cunani forneceram idades de 2097±17 Ma (intercepto superior) para um biotitasienogranito (DAC-08-06), 2017±73 Ma (intercepto superior) e 1990±16 Ma (idade concordante) para outro biotita sienogranito (LKV-06-03) e 2019±53 Ma (intercepto superior) e 1995±37 Ma (idade concordante) para um biotita monzogranito (DAC-08-09a). Estas idades confirmam a idade tardi-transamazônica (neoriaciana) para esta unidade e sugerem que o Granito Cunani pode englobar diferentes pulsos magmáticos. Os enclaves de granulitos (DAC-08-07b) forneceram uma idade U-Pb de 2112±10 Ma e podem representar lascas de rochas de nível crustal mais profundos associados aos processos de migmatização que afetaram rochas de arcos magmáticos em torno de 2,11- 2,09 Ga. A idade por volta de 2,0 Ga obtida para o biotita monzogranito DAC-08-09a localizada no mesmo afloramento do hornblenda metatonalito (DAC-08-09b) anteriormente datado em 2151 ± 2 Ma (evaporação de Pb em zircão por TIMS) permite inferir que este último pode corresponder a enclaves provenientes de rochas de arcos magmáticos mesoriacianos. A datação U-Pb por LA-ICP-MS para a amostra da Suíte Cricou (DAC-08-11) forneceu uma idade de 1839±62 Ma (intercepto superior), sendo esta não confiável estatisticamente. Entretanto a hipótese de reabertura do sistema U-Pb de zircão em decorrência de eventos posteriores a sua formação não pode ser descartada. O conjunto de idades de cristalização paleoproterozoicas obtidas neste trabalho juntamente com as idades modelo Nd-TDM arqueanas entre 3,17 e 2,51 Ga e, os valores negativos de εNd[2,08Ga] entre - 8,67 e -0,72, além de zircões herdados com idades de 3056±63 Ma e 2654 ±43 Ma identificados em um biotita sienogranito (DAC-08-06), apontam o envolvimento de fontes meso-neoarqueanas na geração do Granito Cunani. As idades modelo Sr-TUR variaram entre 2,52 e 2,29 Ga, apontando também assinatura sideriana-neoarqueana para a fonte destes granitoides, compatível com acreção de arco magmático proterozoico na borda de um continente arqueano.
Acesso aberto (Open Access)
Geoquímica elemental e isotópica Pb-Sr-Nd dos sedimentos de fundo do sistema estuarino de Belém e do litoral paraense
(Universidade Federal do Pará, 2016-12-19) OLIVEIRA, Elma Costa; CORRÊA, José Augusto Martins; http://lattes.cnpq.br/6527800269860568; LAFON, Jean Michel; http://lattes.cnpq.br/4507815620234645
O crescimento urbano, desordenado na região metropolitana de Belém - estado do Pará, nos últimos anos, tem refletido diretamente na qualidade das águas e sedimentos da baía do Guajará, elemento hidrológico de maior extensão do sistema estuarino de Belém. Este trabalho teve como objetivo principal realizar uma investigação de geoquímica elemental e isotópica dos sedimentos de fundo da margem oeste da baía do Guajará e do rio Carnapijó para entender as possíveis variações geográficas e temporais recentes dos teores dos metais pesados (Cu, Cr, Ni, Pb e Zn) e da assinatura isotópica de Pb, e avaliar a degradação ambiental gradativa no sistema hidrográfico de Belém. Em complemento, foi desenvolvido um estudo visando identificar variações geoquímicas e isotópicas, utilizando os elementos Sr, Nd e Pb para contribuir no estudo da proveniência dos sedimentos de fundo em locais selecionados do litoral paraense. Os sedimentos de fundo da margem oeste da baía do Guajará e do rio Carnapijó apresentam homogeneidade mineralógica. A composição textural varia de areia a areia síltica e reflete condições hidrodinâmicas muito altas. Uma datação pelo método 210Pb indica uma taxa de sedimentação em torno de 0,7 cm.ano-1 para a margem oeste da baía do Guajará. Os teores de metais traço na fração fina dos sedimentos da margem oeste da baía do Guajará e do rio Carnapijó indicam que ainda não há contribuição antropogênica expressiva nas concentrações de Cu, Cr, Ni e Zn para esses setores do sistema hidrográfico de Belém, porém sugerem um processo incipiente de ação antrópica no caso do Pb. As concentrações trocáveis de Cu, Cr, Ni, Pb e Zn abaixo do valor de referência TEL indicam que os metais não causam efeitos danosos a biota. A comparação com os teores dos mesmos metais nos sedimentos da orla de Belém aponta para uma contribuição maior, nesses últimos, dos efluentes domésticos e rejeitos industriais para Pb e Ni, seguido pelo Cr e praticamente inexistente para o Cu e Zn. As assinaturas isotópicas dos sedimentos da margem oeste da baía do Guajará confirmam uma contribuição antropogênica para o Pb na escala de toda a baía. O processo de acumulação de Pb se tornou mais eficiente nos últimos 10 anos e deve estar ligado ao crescimento populacional acelerado da cidade de Belém. Os sedimentos do rio Carnapijó ainda não foram afetados pela ação antrópica e os valores médios de concentração (Pb = 19,6±3,7 mg kg-1) e assinatura isotópica (206Pb/207Pb = 1,196±0,004) confirmam os valores de background de Pb anteriormente propostos para o sistema hidrográfico da região de Belém, podendo ser utilizados como referência em estudos futuros de geoquímica ambiental no sistema estuarino de Belém. As assinaturas isotópicas do material em suspensão nas margens oriental (206Pb/207Pb =1,188) e ocidental (206Pb/207Pb =1,174) da baía do Guajará mostram que o material em suspensão é um meio eficiente de transporte do chumbo proveniente dos efluentes domésticos e industriais da cidade de Belém para a margem oeste da baía, em razão dos efeitos de maré na confluência com o rio Guamá. As composições isotópicas de Pb ao longo dos testemunhos mostram uma diminuição da razão 206Pb/207Pb para valor de até 1,180 nos 20cm mais superficiais dos testemunhos da margem oeste da baia do Guajará, não observada nos testemunhos do rio Carnapijó. Essa diminuição indica uma provável contribuição antropogênica nos últimos 15 anos na margem oeste da baia do Guajará. A proveniência dos sedimentos de fundo em três setores da Zona Costeira Amazônica no litoral paraense (Foz do rio Amazonas, Golfão Marajoara e setor norte das Reentrâncias Paraenses) foi investigada através da geoquímica elementar e isotópica Sr-Nd-Pb. Para os sedimentos de fundo dos três setores, as assinaturas geoquímicas apontam para uma proveniência a partir de unidades geológicas félsicas da crosta continental superior. Os sedimentos do Canal Sul do rio Amazonas, a norte da ilha do Marajó (Foz do rio Amazonas) apresentaram teores menores de Na2O e K2O e CIA maior, indicando um maior grau de intemperismo. As assinaturas isotópicas distintas de Sr, Pb e, principalmente, Nd dos sedimentos dos três setores estudados indicam fontes distintas em natureza e idade. Os sedimentos da Foz do rio Amazonas são provenientes predominantemente dos Andes e regiões sub-andinas, como já demonstrado em trabalhos anteriores. As assinaturas de Sr mais radiogênicas e valores mais negativos de ƐNd dos sedimentos da baía do Guajará e rios Carnapijó e Guamá, no setor de Belém, Golfão Marajoara (0,7267<87Sr/86Sr <0,7316; -17,97<ƐNd<-13,58) e dos estuários dos rios Caeté e Maracanã, setor norte das Reentrâncias Paraenses (0,7220<87Sr/86Sr <0,7264; -24,05<ƐNd<-17,58) indicam uma contribuição maior de rochas pré-cambrianas nas suas fontes. As idades modelo Nd-TDM (1,62-1,99 Ga) dos sedimentos do Golfão Marajoara sugerem uma participação predominante das unidades metassedimentares da Faixa Araguaia e subordinada das unidades magmáticas e metamórficas do embasamento da Província Tocantins. As idades modelo Nd-TDM (1,70-2,83 Ga) dos sedimentos dos estuários dos rios Caeté e Maracanã retratam uma forte contribuição das rochas do embasamento pré-cambriano (Fragmentos do Cráton de São Luís e Cinturão Gurupi) que afloram na região costeira do nordeste Paraense.
Acesso aberto (Open Access)
Petrologia e evolução crustal das rochas de alto grau de Porto Nacional - TO
(Universidade Federal do Pará, 1996-03-03) GORAYEB, Paulo Sérgio de Sousa; OLIVEIRA, Marcos Aurélio Farias de; http://lattes.cnpq.br/6704755061378988
A região de Porto Nacional, situada na porção centro-sul do Estado do Tocantins, faz parte da Província Tocantins e corresponde a um segmento crustal formado predominantemente por terrenos granulíticos e gnáissico-granitóides os quais reúnem ampla diversidade de litotipos, decorrentes da atuação de sucessivos processos magmáticos, sedimentares, tectônicos e metamórficos no Pré-Cambriano. Nas unidades mais antigas, do Proterozóico Inferior, são reconhecidos conjuntos de rochas ortoderivadas compreendendo basaltos toleíticos tipo TH-1, basaltos cálcio-alcalinos e tonalitos bem como seqüências paraderivadas incluindo grauvacas, pelitos, sedimentos grafitosos e sílico-ferromanganesíferos estabilizados em alto grau metamórfico, os quais são representados pelo Complexo Porto Nacional e Formação Morro do Aquiles. Outro conjunto engloba suítes de rochas tonalíticas com variações granodioríticas e graníticas associadas a unia seqüência supracrustal de natureza cálcio-silicática, pelítica, psamitica e sílico-manganesífera, gnaissificadas e metamorfizadas na fácies anfibolito, reunidas sob a designação de Complexo Rio dos Mangues. Suítes plutônicas anortosítica (Carreira Comprida), nefelina sienitica (Estrela) e granítica potássica (Matança, Serrote), metamorfizadas na fácies anfibolito, constituem plutons e batólitos individuais embutidos nas seqüências acima. Eles representam eventos magmáticos de diferentes origens e cronologia. Outras unidades do final do Proterozóico Inferior estão representadas pela Formação Monte do Carmo, que compreende uma seqüência supracrustal formada por conglomerados e arenitos arcoseanos, grauvacas e vulcânicas ácidas a intermediárias, e pela Suíte Lajeado reunindo uma série de corpos graníticos intrusivos, relacionados á tectônica extensional em ambiente intraplaca continental. O Proterozóico Superior e o Fanerozóico são representados, respectivamente, por uma seqüência de metassedimentos psamiticos e pelíticos de baixo grau metamórfico (Grupo Natividade) e por seqüência de rochas sedimentares da borda oeste da Bacia do Parnaíba (formações Serra. Grande e Pimenteiras). O contexto tectono-estrutural está sintetizado no Cinturão de Cisalhamento Tocantins que se estende por direção principal NE-SW, entre os cratons arqueanos Amazônico e Paramirim, compondo um sistema macro-imbricado de aproximadamente 300 km de largura, onde se acham misturados tectonicamente segmentos de diferentes níveis crustais. A sua evolução está ligada á convergência obliqua dos blocos Porangatu e Araguacema no Proterozóico Inferior, seguido por transcorrências tardias, resultando num intrincado quadro de segmentos alóctones. O estudo do metamorfismo desenvolvido no Cinturão de Cisalhamento Tocantins, definido em termos de domínios referentes a variações espaciais e temporais, permitiu caracterizar condições mais elevadas no Domínio 1, representando um terreno de alto grau metamórfico, no qual dominaram condições geotermobarométricas máximas acima de 850°C e 8 kbar, traduzindo a existência de rochas estabilizadas na fácies granulito, geradas em profundidades da ordem de 30 a 35 km. O Domínio 2 compreende um terreno de pressão mais baixa, metamorfizado na fácies anfibolito alta, estabilizado em aproximadamente 680°C e 5-6 kbar, estimando-se profundidades de geração em torno de 20 km. O Domínio 3 compreende um terreno gnáissico migmatizado, de grande extensão, submetido a condições metamórficas da fácies anfibolito média-alta, acima da isógrada da hornblenda e da curva de fusão granítica sob elevada atividade de H2O. Os registros petrogenéticos indicam a trajetória do metamorfismo de alto grau como tendo padrão P-T-t do tipo anti-horário, que se caracteriza por urna etapa inicial de progressivo aumento da temperatura, passando através das isó gradas da muscovita, biotita, andaluzita, granada e sillimanita, em seqüências aluminosas, e hornblenda, clivo e ortopiroxênio em composições básicas, ultrapassando a curva de fusão granítica sob baixa atividade de H20, gerando charnockitos e granitos S. O seu ápice termal é atingido a aproximadamente 880°C o qual é seguido por um aumento significativo da pressão, com estabilização de cianita, granada e espinélio. Tardiamente, estabeleceram-se padrões retrógrados cujos registros indicam imprint na fácies anfibolito e até xisto verde, sob temperaturas inferiores a 600°C e pressões de aproximadamente 5 kbar. Os dados geocronológicos obtidos através dos métodos Rb-Sr em rocha total e Pb-Pb em monocristais de zircão, indicam idades mínimas para o metamorfismo de alto grau em 2,1-2,2 Ga, relacionado ao evento termo-tectônico Tranzamazônico. As interpretações petrogenéticas baseadas nos dados litoquímicos e tectônicos apontam para a possibilidade do conjunto de rochas de alto grau terem evoluído através de ruptura da crosta arqueana preexistente, levando ao estabelecimento de oceanos restritos, em ambiente extensional, fortemente controlado por underplating magmático, seguido por subducção A, delaminação crustal, e embricamento tectônico, e finalmente á translação de segmentos infracrustais para níveis mais superiores da crosta.
Acesso aberto (Open Access)
Petrologia e geocronologia do magmatismo granítico do Cinturão Araguaia
(Universidade Federal do Pará, 2017-11-28) SILVA NETO, Juvenal Juarez Andrade da; GORAYEB, Paulo Sérgio de Sousa; http://lattes.cnpq.br/4309934026092502
Na porção leste do Cinturão Araguaia (CA), Estado do Tocantins, são identificados corpos graníticos de dimensões relativamente pequenas, merecendo destaque os plútons Ramal do Lontra (GRL), Presidente Kennedy (GPK), Barrolândia (GBR) e Santa Luzia (GSL), os quais são o registro de um importante evento de granitogênese relacionado à evolução do CA no fim do Neoproterozoico. As poucas ocorrências conhecidas e os dados geológicos existentes sobre esses corpos não estavam sistematizados e organizados de maneira que possibilitasse uma compreensão integral e correlativa das várias áreas onde esses granitos afloram. Vale ressaltar que, embora este magmatismo seja espacialmente pouco representativo, ele tem grande importância para o entendimento da evolução crustal do CA, pois, seu alojamento estaria relacionado à fase principal do metamorfismo regional, tendo em vista que os corpos ocorrem nos domínios de maior grau metamórfico desta unidade geotectônica. Este trabalho está voltado à interpretação petrológica e à geocronologia do magmatismo granítico do Cinturão Araguaia, tendo em vista o seu conhecimento não-articulado e seu importante significado geotectônico na evolução desse segmento crustal, a partir da caracterização petrográfica e litogeoquímica desses corpos; da definição da idade dos episódios magmáticos que formaram esses granitos através da datação U-Pb em zircão; e da investigação das possíveis fontes e tempos de residência crustal através de idades modelo TDM (Sm-Nd) e parâmetro Nd. Os granitos estudados constituem stocks em formas levemente ovaladas com dimensões variáveis entre 3 a 6 km no eixo maior por 2-4 km, encaixados em micaxistos e quartzitos do Grupo Estrondo. Em campo, notaram-se algumas feições importantes como a ausência de metamorfismo de contato e de xenólitos nas encaixantes, inexistência de margens de resfriamento no corpo, presença de pequenas massas graníticas nos xistos encaixantes e concordância estrutural entre as foliações das encaixantes e do corpo granítico. Esses corpos são caracterizados petrograficamente como metagranitos de duas micas com pequenas variações mineralógicas, pobres em minerais máficos (<6%), hololeucocráticos, equigranulares de granulação média, apresentando texturas granoblásticas, predominantemente, com textura reliquiar granular hipidiomórfica. No diagrama QAP de Streckeisen os corpos GRL, GBR e GSL plotam dominantemente no campo do monzogranito, ou na fronteira dos campos monzogranito a granodiorito, enquanto o GPK no campo do granodiorito. O conteúdo mineralógico essencial é formado por oligoclásio, quartzo e microclina, seguido de biotita e muscovita, e os minerais acessórios reúnem apatita, zircão, alanita, granada, monazita e minerais opacos. Do ponto de vista geoquímico, os granitos desses quatro corpos são muito similares, mostrando riqueza em SiO2, variando entre 71 e 74% e em Al2O3, 13 a 15%. Os teores de Na2O e K2O são levemente maiores no GRL e no GPK, o que provavelmente reflete na relação A/CNK que os enquadra como os tipos mais peraluminosos. Os teores de MgO, TiO2, Fe2O3Total e CaO são, no geral, baixos, o que indica tratar-se de granitos pouco fracionados. O estudo dos elementos-traços mostrou que há pequenas variações composicionais entre as rochas dos diferentes corpos. O comportamento dos ETR demonstrou um fracionamento médio a acentuado dos leves em relação aos pesados com razão (La/Yb)N igual a 11,8-72,8 e pequenas anomalias negativas de Eu (Eu/Eu*= 0,5-1,3). Nos diagramas de discriminação de ambiente tectônico os granitos situam-se dominantemente no campo sin-colisional. Os estudos geocronológicos realizados pelo método U-Pb em zircão via SHRIMP, forneceram idades médias de 542,7 ± 1,9 Ma (GPK), 541,5 ± 1,8 Ma (GBR) e 546,4 ± 2,3 Ma (GSL); interpretadas como as idades de cristalização do zircão, permitindo, assim, posicioná-los no final do Neoproterozoico. A idade obtida no GRL foi de 615,7 ± 26 Ma, o que destoa dos dados já conhecidos e merecerá reanálise dos dados. Os resultados isotópicos de Sm-Nd para os quatro corpos graníticos forneceram idades modelo (TDM) que variam de 1,69 a 1,84 Ga e valores de Nd negativos entre -12,18 e -6,21. No diagrama Nd vs. tempo, as amostras indicam uma fonte dominantemente crustal de idade estateriana para os magmas parentais. A análise integrada dos dados de campo, petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, permite afirmar que, os plútons graníticos estudados são correlatos, tendo sua origem associada a um mesmo evento de granitogênese; as idades U-Pb em zircão de 541 a 546 Ma, interpretadas como idades de cristalização dos granitos GPK, GBR e GSL, estão relacionadas à fase principal do metamorfismo do CA; o alojamento desses corpos está associado à fase orogenética colisional do CA no fim do Neoproterozoico; os dados de Sm-Nd sugerem que a geração destes granitos pode estar relacionada a processos de anatexia de duas fontes crustais distintas, propiciando a agregação de líquidos graníticos, ascensão e o alojamento tardio desses magmas à tectônica principal do Cinturão Araguaia.

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