Dissertações em Geologia e Geoquímica (Mestrado) - PPGG/IG

URI Permanente para esta coleçãohttps://repositorio.ufpa.br/handle/2011/2604

O Mestrado Acadêmico pertence ao Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (PPGG) do Instituto de Geociências (IG) da Universidade Federal do Pará (UFPA).

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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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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, 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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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)
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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