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Ambiente geológico e mineralizações associadas ao granito Serra Dourada (extremidade meridional) Goiás
(Universidade Federal do Pará, 1983-08-29) MACAMBIRA, Moacir José Buenano; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O granito Serra Dourada pertence a um conjunto de estruturas dômicas, em geral mineralizadas em cassiterita, achando-se situado no centro-leste de Goiás, onde dominam rochas das faixas de dobramentos Uruaçu e Brasília e do maciço mediano de Goiás. Objetivando-se contribuir aos conhecimentos petrológico, metalogenético e estratigráfico dessas rochas graníticas, selecionou-se a extremidade meridional da Serra Dourada para a realização deste estudo. Adotou-se como metodologia o mapeamento na escala 1:45.000, estudos petrográficos, minerográficos e geocronológicos, além da determinação dos teores de elementos maiores em rochas e alguns minerais, e de elementos traços em rochas. As rochas graníticas da Serra Dourada foram classificadas como sienogranitos, apresentando três variedades: anfibólio-biotita granito, muscovita-biotita granito e biotita granito, sendo a última dominante. O gráfico K-Rb indica um avançado grau de fracionamento para essas rochas e sugere um trend que se inicia no granito a anfibólio e termina naquele a muscovita. Por sua vez, a variação sistemática dos teores e razões de alguns elementos traços denuncia um íntimo relacionamento entre essas variedades, devendo significar intrusões múltiplas que correspondem a diferentes graus de fusão parcial do material original. Nas tentativas de datações pelo método Rb-SR, observou-se que os fenômenos subseqüentes ao alojamento inicial na crosta introduziram possíveis rejuvenescimentos isotópicos. Contudo, essas rochas graníticas forneceram idades convencionais máximas próximas de 2 b.a. As últimas fases magmáticas do granito Serra Dourada foram os pegmatitos que, no núcleo do batólito, são zonados e possuem água-marinha, enquanto que na borda são portadores de tantalita-columbita, esmeralda, muscovita e monazita. Em seguida, grandes quantidades de soluções hidrotermais enriquecidas em Sn e F atingiram tanto o granito como suas encaixantes, alterando-as para greisens. Ao contactarem os enclaves, as soluções precipitaram cassiterita, magnetita, fluorita e sulfetos. Veios com wolframita e rutilo se alojaram nas encaixantes mais próximas. Em temperaturas mais baixas, essas soluções geraram caulim ao atingirem os pegmatitos da faixa de contato. Vários tipos de enclaves foram identificados no granito: biotititos, soda-gnaisse, xenólitos de xistos e quartzitos, e anfibolitos. Os enclaves de soda-gnaisse têm natureza trondhjemítica e também apresentam variedades a anfibólio e biotita, a biotita e a biotita e muscovita. A semelhança da assembléia e do quimismo de algumas fases mineralógicas sugere uma consangüinidade entre a soda-gnaisse e o granito, com a possibilidade que sejam fragmentos parcialmente intactos das rochas que deram origem, por anatexia, ao material granítico. Por outro lado, os teores e razões anômalas de alguns elementos do soda-gnaisse indicam reação com o magma, que é enfatizada pela posição dessas rochas no gráfico K-Rb. Essa reação certamente afetou as razões isotópicas, permitindo apenas sugerir-lhes uma idade arqueana. Por sua vez, os biotititos possivelmente são restritos. A seqüência onde o granito Serra Dourada se alojou compõe-se de intercalações de xistos e quartzitos do Grupo Serra da Mesa. As mineralizações típicas do magmatismo ácido, greissens, pegmatitos e sills graníticos nos metassedimentos, além de xenólitos oriundos das encaixantes e foliação pronunciada nas bordas do corpo, depõem pelo caráter intrusivo do granito nesses metamorfitos, cujo evento tardi-sintectônico está associado com a formação do braquianticlínio, que concorda com o padrão estrutural regional. Através da assembléia mineralógica dessas rochas atestou-se condições do facies anfibolito baixo para a sua formação onde dominaram pressões acima de 4,5 Kb e temperaturas em torno de 550°C.
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Aspectos lito-estruturais e evolução crustal da região centro-oeste de Goiás
(Universidade Federal do Pará, 1985-11-13) COSTA, João Batista Sena; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983; HASUI, Yociteru; http://lattes.cnpq.br/3392176511494801
Na região compreendida entre as cidades de Paraíso do Norte, Gurupi e Dianópolis, situada na parte centro norte do Estado de Goiás, reconhecem-se diversas unidades lito-estratigráficas e várias gerações de estruturas ligadas a eventos termo-tectônicos distintos. Considerando a distribuição e as características petrográficas e estruturais dos conjuntos rochosos antigos, foi possível individualizar quatro compartimentos ou domínios lito-estruturais atribuídos ao Arqueano. O domínio 1 inclui a região de Almas-Dianópolis, é interpretado como um terreno granito-greenstone, englobando um conjunto de gnaisses tonalíticos com supracrustais associadas (Complexo Goiano), e vários corpos de tonalitos (Suíte Serra do Boqueirão) embutidos nas unidades anteriores. A evolução geral do domínio compreende três eventos deformacionais principais. O primeiro se refere à formação dos anfibolitos e/ ou biotita gnaisse e granitóides, caracterizados estruturalmente por um bandamentos sub-vertical, orientado na direção N10° E. O desenvolvimento desse elemento planar foi acompanhado por transformações mineralógicas e fácies anfibolito. O segundo evento corresponde à deposição do Grupo Riachão do Ouro, seguida pela formação de estruturas sinclinais isoclinais empinadas, orientadas na direção N10° E, contemporânea a transformações em fácies xisto verde. A esse evento se relaciona a colocação dos diápiros tonalíticos da Suíte Serra do Boqueirão. O último é representado por uma foliação de transposição suavemente inclinada para sudeste, vinculada a um processo de cisalhamento simples dúctil-rúptil de baixo ângulo, que afetou a parte oeste do domínio e transformou as rochas do Complexo Goiano em gnaisses miloníticos em condições de fácies anfibolito. O domínio 2 envolve os municípios de Porto Nacional, Brejinho de Nazaré e Natividade, correspondendo à parte centro-leste da área. Caracterizado por gnaisses granulíticos (Complexo Porto Nacional), por gnaisses tonalíticos com supra crustais associadas (Complexo Manoel Alves), por conjuntos supracrustais, envolvendo metassedimentos e metavulcânicas (Formação Morro do Aquiles), e por granitos pegmatóides, a exemplo da Suíte Xobó. As diferentes unidades litológicas apresentam-se na forma de camadas e/ ou pacotes sub-horizontais, concordantes a sub-concordantes e orientadas na direção N30°. Exibem feições estruturais produzidas por um processo de cisalhamento simples dúctil-rúptil de baixo ângulo, em condições de fácies anfibolito. Várias zonas de cisalhamento dúctil de alto ângulo, com caráter direcional, com diferentes intensidades de deformação e desenvolvidas em condições de fácies xisto verde, superpõem-se às feições estruturais ligadas ao evento de cisalhamento de baixo ângulo. O domínio 3 acha-se totalmente incluído no município de Paraíso do Norte, na porção noroeste da área, e é interpretado como um terreno granito-greenstone, a exemplo do domínio 1. Fazem parte desse domínio o Complexo Colméia, o Grupo Rio do Côco e os gnaisses alcalinos de Monte Santo. Duas fases de deformação principais são responsáveis pela estruturação geral do domínio. A fase mais antiga corresponde ao dobramento do bandamento (s) dos granitoides gnaissificados do Complexo Colméia, em dobras recumbentes, orientadas na direção E-W. A xistosidade (S1) plano-axial se formou em condições de fácies anfibolito média a alta. A fase seguinte diz respeito à constituição do Grupo Rio do Côco em discordância com o Complexo Colméia. Nesse evento estabeleceram-se dobras empinadas orientadas na direção E-W e formou-se uma xistosidade em condições de fácies xisto verde. A segunda geração de dobras do Complexo Colméia está relacionada a esse evento deformacional. O domínio 4 é definido pela região que compreende parte dos municípios de Paraíso do Norte, Fátima, Gurupi e Porto Nacional, correspondendo à porção centro-oeste da área. Faz parte desse domínio o Complexo Rio dos Mangues, as suítes Matança e Serrote e os gnaisses alcalinos da Serra da Estrela, dispostos em corpos tabulares sub-concordantes orientados na direção N30°E. A exemplo do que se observa nas unidades do domínio 2, os diferentes conjuntos rochosos do domínio 4 exibem feições estruturais ligadas aos eventos de cisalhamento de baixo e alto ângulos. A passagem entre os domínios 1 e 2 e entre os domínios 3 e 4 é gradativa de modo que se delineiam dois blocos crustais antigos (domínios 1 + 2 e 3 + 4) separados pela faixa de rochas granulíticas (Complexo Porto Nacional). A zona de justaposição corresponde a um cinturão de cisalhamento dúctil de baixo ângulo, desenvolvido a partir do cavalgamento do bloco Brasília, a leste, sobre o bloco Araguacema, a oeste. Quadro geológico semelhante já foi muito bem caracterizado na África do Sul, no Oeste da Groelândia e no noroeste da Escócia, e começa a ser esboçado em várias regiões no Brasil, configurando-se uma nova maneira de entender as relações entre os terrenos arqueanos. Nesse segmento crustal, estabilizado no final do Arqueano, foram injetados corpos graníticos da Suíte Lajeado, no final do Proterozoico Inferior, e corpos básico-ultrabásicos na primeira metade do Proterozoico Médio. Nesta época, o Lineamento Transbrasiliano se individualizou como zona de cisalhamento rúptil. Na segunda metade do Proterozoico Médio instalaram-se as bacias, onde se depositaram as rochas que constituem o Supergrupo Baixo Araguaia e o Grupo Natividade, separadas por um bloco limitado hoje, pelas cidades de Paraíso do Norte, Gurupi ePorto Nacional. O lineamento Transbrasiliano voltou a ser ativo nesse período. No final do Proterozoico Médio, uma compressão regional, aproximadamente E-W, permitiu a edificação das faixas de dobramentos Araguaia e Uruaçu. A evolução da faixa de dobramentos Araguaia envolve quatro estágios de formação de estruturas. No primeiro estágio formaram-se dobras recumbentes submeridianas, com uma xistosidade plano axial (S1) desenvolvida em condições de fácies anfibolito média a xisto verde média. Os estágios intermediários referem-se a dobramentos e redobramentos de S1. O último estágio corresponde à formação dos corpos graníticos da Suíte Santa Luzia. Como resultado dessa evolução, verifica-se na faixa Araguaia uma assimetria importante, caracterizada pela atenuação de deformação e das transformações mineralógicas de leste para oeste. O quadro geral da faixa de dobramento Uruaçu é caracterizado por dobras desenhadas pelo acamamento, com planos axiais variáveis e por transformações mineralógicas em fácies xisto verde. Na região estudada não existem variações regulares na intensidade da deformação e do grau metamórfico. Os sedimentos imaturos da Formação Monte do Carmo são os produtos dos últimos processos litogenéticos de Proterozóico Médio na área. Durante a evolução das faixas de dobramentos Araguaia e Uruaçu, a parte norte do Maciço Goiano teve uma participação limitada, de tal modo que funcionou como um bloco rígido em relação aos dobramentos laterais. Os produtos finais ligados à evolução policíclica desse segmento crustalno Pré-Cambriano. São representados por sistemas de falhas direcionais orientadas principalmente nas direções N40°- 60° E e N40° - 50° W. O sistema de falhas NE reflete nova movimentação através do Lineamento Transbrasiliano no Proterozoico Superior. No Fanerozoico depositaram-se expressivas sequências sedimentares e novos movimentos foram registrados no Lineamento Transbrasiliano levando ao desenvolvimento de importantes desnivelamentos de blocos, refletidos, em parte, na morfologia atual da área.
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Caracterização geológica, petrográfica, geoquímica e geocronológica do magmatismo granítico da região de Porto Nacional-TO
(Universidade Federal do Pará, 2003-02-28) CHAVES, César Lisboa; GORAYEB, Paulo Sérgio de Sousa; http://lattes.cnpq.br/4309934026092502
Na região de Palmas-Porto Nacional, porção central do Estado do Tocantins, está presente uma série de corpos graníticos que compreendem dois eventos magmáticos distintos, do Paleoproterozóico (granitos Areias, do Carmo, Itália, Ipueiras), e do Neoproterozóico (granitos Lajeado, Aroeira, Matança e Palmas). Estudos cartográficos, petrográficos, litoquímicos e geocronológicos revelaram as principais características dos corpos graníticos, e permitiram avançar no conhecimento do magmatismo granítico desta região. Os granitos paleoproterozóicos constituem corpos de grandes dimensões, e normalmente são afetados por pequenas zonas transcorrentes e falhas. Petrograficamente, são representados por sienogranito, monzogranito e quartzo sienito, com quantidades variadas de hornblenda e biotita. As assinaturas geoquímicas dos granitos paleoproterozóicos são semelhantes, sendo de natureza subalcalina, caráter peraluminoso a levemente metaluminoso. São enriquecidos em ETR, geralmente mais fracionados em ETRL, apresentam anomalia negativa de európio e são classificados como granitos Tipo A. As datações dos granitos Areias, Ipueiras e Itália pelo método de evaporação de Pb em zircão apresentaram idades de 2.086  5 Ma, 2.073  2 e 2.078  4 respectivamente, sendo interpretadas como idade de colocação desses corpos. Resultados analíticos de Sm-Nd para esses granitos revelaram valores TDM entre 2,19 Ga e 2,15 Ga e εNd(2,08Ga) entre +2,26 e +2,89. Os valores TDM indicam idade paleoproterozóica de extração do manto do protólito ígneo que originou estas rochas e os valores positivos de εNd indicam contribuição mantélica para a formação desses corpos, relacionado a fusão de crosta juvenil paleoproterozóica. Os granitos neoproterozóicos são petrograficamente classificados como sienogranito, monzogranito e quartzo sienito com diferentes quantidades de ortopiroxênio, hornblenda e biotita, sendo no geral charnoquítos. Os estudos geoquímicos revelaram semelhança entre os granitos neoproterozóicos, que são de natureza subalcalina, caráter metaluminoso a peraluminoso. Esses granitos são ricos em ETR, e no geral são mais fracionados em ETRP que ETRL. Nos diagramas de tipologia são classificados como granitos Tipo A. Os estudos isotópicos Sm-Nd para os granitos neoproterozóicos revelaram idades TDM entre 2,1 Ga e 1,71 Ga e os valores de εNd(0,55Ga) entre –13,34 e –9,77 mostram a forte contribuição crustal e misturas de fontes para a formação desses corpos graníticos. Com estes resultados confirma-se a existência de dois principais eventos de granitogênese na região de Palmas-Porto Nacional. O mais antigo é representado pelos granitos do Carmo, Areias, Ipueiras e Itália, do Paleproterozóico, de idade em torno de 2,08 Ga. O evento mais jovem é representado pelos granitos Lajeado, Palmas, Matança e Aroeira, do Neoproterozóico, com idade próxima de 0,55 Ga.
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Estudo hidrodinâmico e sedimentológico do Estuário Guajará - Belém (PA)
(Universidade Federal do Pará, 1987-08-22) PINHEIRO, Roberto Vizeu Lima; FARIA JUNIOR, Luis Ercílio do Carmo; http://lattes.cnpq.br/2860327600518536
Este trabalho apresenta as características hidrodinâmicas e sedimentológicas do Estuário Guajará, nas adjacências da cidade de Belém. Sua abordagem abrange aspectos geológicos e geomorfológicos, o comportamento das ondas, ventos, marés, correntes de marés e a investigação dos parâmetros físico-químicos das águas, com o objetivo de esboçar um modelo quantitativo para esse ambiente além de apresentar uma proposta para a evolução física da região. Sob o ponto de vista oceanográfico, o Estuário Guajará caracteriza-se pela ausência de estratificação térmica marcante, enquadrando-se como parcialmente misturado, do tipo B na classificação de Pritchard (1955), com apreciáveis variações laterais de salinidade. Está sujeito a um mecanismo de circulação controlado por fortes correntes tidais, as quais definem canais facilmente individualizados de enchentes e vazantes. Dois sistemas principais de ventos são responsáveis pela formação de vários conjuntos de ondas com características que vão depender da velocidade, intensidade, tempo de duração e direção destes em relação a geografia do estuário. As marés e correntes de marés interferem decisivamente na formação das ondas. A maré dinâmica apresenta amplitude média em sizígia e quadratura, no Porto de Belém, em torno de 3,0 m e 2,5 m respectivamente. As correntes de marés em superfície, durante os momentos de mudança de sentido, mostram um mecanismo complexo de circulação, sempre obedecendo as características de individualização dos canais de enchentes e vazantes. O mecanismo de entrada da maré salina obedece, também, a este padrão. A condutividade revelou-se o mais importante parâmetro para a definição do mecanismo de intrusão da maré salina. Importantes variações dos valores médios de pH, concentração de O2 concentração de material em suspensão e da condutividade nas águas estuarinas acompanham, aproximadamente as variações sazonais durante o ano marcadas por períodos muito chuvosos seguidos pela época de estiagem. Variações horárias durante os ciclos de marés, bem como variações decorrentes dos movimentos quinzenais da Lua (sizígia e quadratura) são da mesma forma importantes. A temperatura das águas acompanha as variações de temperatura do ar, na região, com expressivas amplitudes diárias. Os sedimentos holocênicos que preenchem a calha estuarina são predominantemente arenosos, variando de selecionados a bem selecionados, por vezes siltosos. A sedimentação é balizada pelas condições hidrodinâmicas do ambiente, sendo reconhecidas duas fácies texturais importantes: Fácies Lamosa e Fácies Arenosa. A distribuição desta fácies texturais aparentemente oscila em função da periodicidade das marés. A fração pelítica dos sedimentos estuarinos é composta por caolinita, ilita, esmectita e interestratificados de ilita-esmectita, ocorrendo ainda, traços de clorita. Na fração arenosa o quartzo é o mineral principal em associação com grãos de óxido de ferro. Dentre os minerais pesados transparentes predominam estaurolita, turmalina, cianita, zircão, epídoto e anfibólios, além de granada, rutilo e andaluzita. Como áreas fontes principais são apontados os rios Tocantins e Guamá. Além destes, o Grupo Barreiras e os Terrenos Holocênicos deve suprir com sedimentos o leito estuarino. Propõe-se um modelo evolutivo geológico-geomorfológico para o Estuário Guajará, admitindo-se a idade de sua implantação do Holoceno Inferior a Médio, associada as manifestações da Transgressão Flandriana.
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Evolução geológica da região de Tucuruí - Pará
(Universidade Federal do Pará, 1982-05-27) MATTA, Milton Antonio da Silva; HASUI, Yociteru; http://lattes.cnpq.br/3392176511494801
A parte setentrional da Faixa Araguaia acha-se exposta na região de Tucuruí-Para, tendo suas características estratigráficas, metamórficas, estruturais e magmáticas sido estudadas com o intuito de definir a sua avaliação geológica e contribuir para a compreensão da história geológica da Faixa como um todo. A unidade estratigráfica mais antiga da área é o Complexo Xingu, composto essencialmente de gnaisses e granitos, com xistos e anfibolitos subordinados. Essas rochas sofreram eventos estruturais e metamórficos policíclicos, sobre elas se desenvolveu durante o Proterozóico Médio o Grupo Tucurúi, tendo na base uma sequência de derramos basálticos toleíticos, que foi aqui designada de Formação Caraipé, e no topo um pacote de sedimentos grauváquicos, enfeixados na Formação Morrote. No ciclo Uruaçuano ocorreu a evolução da Faixa de Dobramentos Araguaia. Esta feição geotectônica é representada na área pela Formação Couto Magalhães (Grupo Tocantins), constituída por metassedimentos psamo-pelíticos. Estas rochas mostram metamorfismo regional de fácies xisto verde e estruturas geradas em duas etapas de deformação compatíveis com o nível estrutural inferior. Após o metamorfismo da Faixa Araguaia, a Formação Couto Magalhães foi palco de intrusões máficas e ultramáficas e, tardiamente, a Falha de Empurrão de Tucuruí se desenvolveu, lançando os metamorfitos do Grupo Tocantins sobre as unidades do Grupo Tucuruí. Este falhamento, além de impor uma série de feições estruturais nas litologias dos dois grupos referidos e nos magmatitos a eles associados, foi acomp-anhado por um evento de metamorfismo dinâmico desenvolvido em condições físicas de fácies xisto verde. Através do tratamento estatístico da densa população de falhas que corta a área, foi possível deduzir as direções de encurtamento e estiramento relacionadas com a deformação progressiva induzida pelo empurrão que se deu de E para W. Díques máficos pós-empurrão, de idade mesozóica, constituem o último evento magmático observado na área. Durante o Cenozóico a área foi palco de sedimentação terciária da Formação Barreiras, com camadas de areia, argila a níveis conglomeráticos. Uma reativação final foi responsável pelo fraturamento e falhamento mostrado pela Formação Barreiras. Sedimentos quaternários, principalmente aluvionares, constitum os depósitos mais recentes da região.
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Evolução recente da cobertura de alteração no platô N1-Serra dos Carajás.
(Universidade Federal do Pará, 1995-04-26) MAURITY, Clovis Wagner; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
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Geologia e aspectos metalogenéticos dos elementos do Grupo da Platina no complexo máfico-ultramáfico da Serra da Onça – Sul do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1997-08-12) MACAMBIRA, Edesio Maria Buenano; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
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Geologia e gênese do veio de cristal de rocha do Garimpo da Lagoa, Xambioá – TO.
(Universidade Federal do Pará, 2000-08-31) FERREIRA, Iêda de Oliveira; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
As ocorrências de cristal de rocha da região de Xambioá, localizada na porção setentrional do Cinturão Araguaia, estão associadas principalmente a quartzitos da base da Formação Morro do Campo e a micaxistos da Formação Xambioá, ambas do Grupo Estrondo, do Proterozóico Superior. O cristal de rocha ocorre sobretudo na forma de bolsões irregulares e distribuídos aleatoriamente dentro de veios de quartzo leitoso a translúcido acinzentado. O veio a cristal de rocha do Garimpo da Lagoa ocorre encaixado em biotita — xistos da Formação Xambioá, apresenta direção geral submeridiana com espessura de até 5 m. O estudo petrográfico e microtermométrico deste veio revelou a presença de dois tipos de fluidos: 1) fluido aquo — carbônico supersaturado em inclusões pseudo — secundárias, contendo até 4 fases sólidas e 2) fluido aquoso de salinidade muito baixa a elevada. em inclusões secundárias, As IF aquo — carbônicas contêm CO, quase puro, com traços de N; fato provavelmente decorrente da presença na região de rochas carbonáticas e de xistos grafitosos,. A grande maioria das IF sofreu crepitação antes de atingir a Th. Mesmo assim, a temperatura mínima de aprisionamento nas IF foi estimada em 550 a 600º C. Estes fluidos seriam basicamente de origem metamórfica profunda mostrando, no entanto, uma forte contribuição de solução de origem magmática. Os fluidos aquosos foram encontrados em IF trifásicas (supersaturadas), bifásicas e monofásicas. As soluções contidas nas IF trifásicas revelaram uma salinidade de 30 a 40 % em peso de NaCl e uma temperatura mínima de aprisionamento entre + 182 e + 321º C. Teriam sido injetadas após os fluidos aquo - carbônicos e seriam de origem essencialmente magmática. Referente aos fluidos contidos nas IF aquosas bifásicas, estes foram divididos em soluções de salinidade baixa (1,23 a 11,81% em peso de NaCl) e temperatura mínima de aprisionamento entre + 123,8 e + 150,9, e soluções de salinidade elevada, elas mesmas sub-divididas em duas categorias (a) e (b) principalmente com base em sua morfologia. O tipo (a) revelou uma salinidade de cerca de 23% em peso de NaCl e temperatura mínima de aprisionamento entre +130 e 210ºC com maior fregiiência em + 160%, enquanto que o tipo (b) indicou uma salinidade de 20 a 25% em peso de NaCl e uma temperatura mínima de aprisionamento entre + 65 e + 114,5º C, com maior fregiência em + TOC. Os fluidos contidos nas IF monofásicas apresentaram uma salinidade de 1.91% a 18.22% em peso de NaCl. As soluções retidas nas IF bifásicas e monofásicas representariam injeções tardias de fluídos hidrotermais de origem magmática em processo de resfriamento, mostrando modificações composicionais de acordo com a importância da contribuição de águas mais superficiais (meteóricas, conatas, etc.) Durante a fase final da evolução do Cinturão Araguaia, em regime predominantemente distensivo, foram, de início, injetados fluidos aquo — carbônicas formando-se, nesta primeira etapa, um veio de quartzo hialino, pobre em TF. Posteriormente, na ocasião de múltiplas fases de fraturamento e fissuramento do veio, foram injetados soluções aquosas mostrando uma diminuição da temperatura e, de modo menos sistemático e menos acentuado, da salinidade. Essas diversas injeções tardias contribuíram de maneira variável à transformação do quartzo hialino original em quartzo translúcido ou leitoso. Apenas bolsões poupados por estas manifestações hidrotermais tardias permaneceram na forma de cristal de rocha. O cristal de rocha, principalmente na forma de lascas de terceira, é aproveitado como matéria prima para a fabricação do cristal sintético. Cristal em “ponta” e na forma de lascas de primeira é aproveitado no artesanato mineral para fabricação de peças de adorno, bolas, chaveiros e pedras lapidadas. O cristal de rocha é exportado principalmente para Belo Horizonte, Sete Lagoas, Governador Valadares, onde são compradas pedras já lapidadas, bem como para São Paulo e Rio de Janeiro, onde são comercializados cristais no seu estado bruto.
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Geologia e geocronologia da região a sul de Paraíso do Tocantins-TO
(Universidade Federal do Pará, 1996-04-22) SOUZA, Silvia Helena Pereira de; MOURA, Candido Augusto Veloso; http://lattes.cnpq.br/1035254156384979
Os estudos geocronológicos mais recentes realizados no embasamento do segmento setentrional do Cinturão Araguaia apontaram a ocorrência de rochas tanto do Arqueano como do Proterozóico Inferior. As rochas mais antigas, representadas predominantemente por ortognaisses de natureza trondhjemítica, com idades em torno de 2,85 Ga, foram agrupadas no Complexo Colméia. Por sua vez, ortognaisses graníticos, com idade mínima de 1,85 Ga, denominados de Gnaisse Cantão, constituem as rochas mais novas, até então conhecidas do embasamento do Cinturão Araguaia. Em seu segmento meridional, o embasamento do Cinturão Araguaia é representado por gnaisses tonalíticos, associados a gnaisses calciossilicáticos, que foram correlacionados ao Complexo Colméia, e que servem de encaixantes para o Granito Serrote, situado a sul da cidade de Paraíso do Tocantins. Foram descritos também gnaisses calciossilicáticos, quartzitos e gnaisses tonalíticos, reunidos em uma unidade distinta denominada de Complexo Rio dos Mangues. Embora, as unidades acima citadas tenham sido consideradas de idade arqueana, praticamente inexistem informações geocronológicas a respeito das mesmas. Este trabalho portanto, objetiva determinar as idades das rochas do embasamento na porção meridional do Cinturão Araguaia, e investigar a correlação ou não dessas rochas com aquelas aflorantes no interior das estruturas dômicas da porção setentrional deste cinturão. Estas informações são importantes para a organização do quadro lito-estratigráfico do embasamento da porção meridional do Cinturão Araguaia, que por sua vez é fundamental para o entendimento da evolução geológica desse cinturão. Na investigação geocronológica, foi utilizado o método de evaporação de Pb em monocristais de zircão (Pb-Pb em zircão), que fornece a idade de cristalização do zircão obtida a partir do aquecimento gradativo do mesmo, em um espectrômetro de massa de ionização termal. Uma idade platô do grão de zircão é então calculada, num diagrama 207Pb/206Pb versus temperatura. Foram selecionados para datação pelo método de Pb-Pb em zircão, gnaisses granodioríticos com leucossomas associados e gnaisses calciossilicáticos originalmente correlacionados ao Complexo Colméia (amostras SH12, SH15 e SH40), gnaisses tonalíticos e gnaisses sieníticos incluídos no Complexo Rio dos Mangues (amostras SH36 e SH33) e uma amostra do Granito Serrote. No conjunto de rochas que haviam sido correlacionadas ao Complexo Colméia, as idades obtidas concentraram-se em torno de 2,0 Ga, sendo que os zircões dos leucossomas dos gnaisses calciossilicáticos forneceram uma idade relativamente mais nova de 1,8 Ga. No grupo de rochas mapeado como Complexo Rio dos Mangues, a idade obtida para os zircões dos gnaisses sieníticos foi relativamente mais nova (1,0 Ga). Estes gnaisses, devido a proximidade com os gnaisses alcalinos de Serra da Estrela e por serem composicionalmente semelhantes a estes, devem fazer parte da Suíte Monte Santo. Na análise dos zircões dos gnaisses tonalíticos não foi definida uma idade platô e, ao contrário, mostrou um padrão de crescimento contínuo da razão , 207Pb/206Pb, sendo que a mais altas temperaturas, as idades apresentaram sistematicamente valores ligeiramente superiores a 2,0 Ga. Admitiu-se neste caso, as idades mais antigas como idades mínimas de cristalização para estes zircões. Para o Granito Serrote, a idade obtida através deste método foi de 1851 ± 41 Ma (2σ). As idades das rochas gnáissicas do embasamento do segmento meridional do Cinturão Araguaia, situadas entre 1,8 e 2,1 Ga, indicam a ausência de gnaisses de idades arqueanas nessa porção do cinturão. Consequentemente, desaconselha-se correlaciona-los com aqueles do Complexo Colméia. Sugere-se adicionalmente, abandonar o referido termo e estender a denominação de Complexo Rio dos Mangues para os gnaisses calciossilicáticos e ortognaisses que têm expressão nas proximidades de Paraíso de Tocantins. As idades de cristalização do Granito Serrote (1851 ± 41 Ma, 2σ) e do Gnaisse Cantão (1846 ± 64 Ma) são bastante semelhantes. Em função desta semelhança realizou-se um estudo geocronológico adicional pelo método de Pb-Pb em rocha total e feldspatos, visando investigar a correlação entre estas rochas graníticas. Para o Granito Serrote foi obtida uma idade de 1872 ± 140 Ma (1σ) e para o Gnaisse Cantão, uma idade de 1744 ± 27 Ma (1σ). Essas idades quando comparadas com aquelas obtidas pelo método Pb-Pb em zircão, mostram, que o sistema Pb-Pb em rocha total foi parcialmente aberto, durante um evento termo-tectônico posterior a cristalização dessas rochas, rejuvenescendo suas idades. Realizou-se ainda um estudo comparativo entre estas unidades, e alguns granitóides anorogênicos de idade proterozóica da região amazônica e do Maciço Mediano de Goiás, onde constatou-se que o Granito Serrote é bastante semelhante aos mesmos ajustando-se, igualmente, às curvas de evolução do Pb, propostas no modelo de plumbotectônica. O Gnaisse Cantão não se enquadra no modelo de plumbotectônica, devido as altas razões 206Pb/204Pb encontradas nos feldspatos das amostras dessa unidade. Estas razões elevadas de Pb nestas rochas, revelam que são enriquecidas em U, e este enriquecimento pode ter sido proveniente do próprio magma que as gerou ou ter sido adquirido em um evento metamórfico posterior a sua cristalização.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e geoquímica do maciço granítico arqueano Xinguara e de sua encaixantes, sudeste do estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1995-12-12) LEITE, Albano Antônio da Silva; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, geoquímica e geocronologia do granito Serra do Rabo, província mineral de Carajás
(Universidade Federal do Pará, 2002-03-25) SARDINHA, Alex Souza; BARROS, Carlos Eduardo de Mesquita; http://lattes.cnpq.br/3850881348649179
Acesso aberto (Open Access)
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.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, mineralogia, geoquímica e gênese dos fosfatos de Jandiá, Cansa Perna, Itacupim no Pará e Pirocaua e Trauira no Maranhão
(Universidade Federal do Pará, 1980-05-13) COSTA, Marcondes Lima da; SÁ, José Haroldo da Silva; http://lattes.cnpq.br/9442263243312377
As ocorrências de fosfatos da região nordeste do Pará e noroeste do Maranhão aqui estudadas, são produtos da intensa laterização de rochas Precambrianas enriquecidas em fósforo, como os filitos e xistos do Grupo Gurupi em Cansa Perna e Pirocaua; complexos félsico-máfico-ultramáfico (xisto verde) em Itacupim e Trauira e "arenitos" provavelmente fosforíticos em Jandiá. A seqüência dos níveis litológicos A (óxido-hidróxidos de ferro e fosfatos de ferro e de alumínio), B (fosfatos de alumínio e C (caolinita) é correlacionável com a dos depósitos de bauxitas em gera, e principalmente com os da Amazônia desenvolvidos no Terciário concomitantemente com os fosfatos. Nesta seqüência foram identificados os minerais crandalita -goyazita, variscita, wavelita, augelita, mineral-A e wardita-millisita, principalmente no nível B; dufrenita. mitridatita, beraunita, mineral-B, lazulita e óxido-hidróxidos de ferro no nível A; apatita no embasamento de Itacupim, além de dravita, gibbisita e outros óxidos. As associações mineralógicas secundárias destas ocorrências são correlacionáveis entre si, variando parcialmente segundo a composição do embasamento. A geoquímica é peculiar, divergindo em parte das bauxitas normais, com Sr, Rb, Ba, Ce, La, Nd, Zr e Nb, altamente concentrados no nível B, dominantemente na estrutura da crandalita-goyazita, onde os teores de SrO atingem até 7%. Estas características geológicas, mineralógicas e geoquímicas são similares às dos fosfatos secundários da Flórida, Utah e Tennessee (USA) e os do Senegal, abrindo perspectivas para prospecção de novas ocorrências.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, petrografia e geoquímica das associações leucograníticas e TTG arqueanos da área de Nova Canadá (PA) Domínio Carajás
(Universidade Federal do Pará, 2014-02-25) SANTOS, Pablo José Leite dos; OLIVEIRA, Davis Carvalho de; http://lattes.cnpq.br/0294264745783506
O mapeamento geológico realizado na área de Nova Canadá, porção sul do Domínio Carajás, aliado aos estudos petrográficos e geoquímicos, permitiram a caracterização de pelo menos três novas unidades que antes estavam inseridas no contexto geológico do Complexo Xingu. São elas: (i) Leucogranodiorito Nova Canadá, que é constituído por rochas leucogranodioríticas mais enriquecidas em Al2O3, CaO, Na2O, Ba, Sr e na razão Sr/Y, que mostram fortes afinidades geoquímicas com a Suíte Guarantã do Domínio Rio Maria, as quais também podem ser correlacionadas aos TTGs Transicionais do Cráton Yilgarn. Estas rochas apresentam padrão ETR levemente fracionado, mostram baixas razões (La/Yb)N e anomalias negativas de Eu ausentes ou discretas; (ii) Leucogranito Velha Canadá, caracterizado pelos conteúdos mais elevados de SiO2, Fe2O3, TiO2, K2O, Rb, HFSE (Zr, Y e Nb), das razões K2O/Na2O, FeOt/(FeOt+MgO), Ba/Sr e Rb/Sr. Apresentam dois padrões distintos de ETR: (a) baixas à moderadas razões (La/Yb)N com anomalias negativas de Eu acentuadas; e (b) moderadas à altas razões (La/Yb)N, com anomalias negativas de Eu discretas e um padrão côncavo dos ETRP. Em diversos aspectos, as rochas do granito Velha Canadá mostram fortes afinidades com os leucogranitos potássicos tipo Xinguara e Mata Surrão do Domínio Rio Maria, assim como aqueles da região da Canaã dos Carajás e mais discretamente com os granitos de baixo Ca do Cráton Yilgarn. Para a origem das rochas do Leucogranodiorito Nova Canadá é admitida a hipótese de cristalização fracionada a partir de líquidos com afinidade sanukitóide, seguido por processos de mistura entre estes e líquidos de composição trondhjemítica, enquanto que para aquelas de alto K do Leucogranito Velha Canadá, acreditase na fusão parcial de metatonalitos tipo TTG em diferentes níveis crustais, para gerar líquidos com tais características; e (iii) associações trondhjemíticas com afinidade TTG de alto Al2O3, Na2O e baixo K2O, compatíveis com os granitoides arqueanos da série cálcioalcalina tonalítica-trondhjemítica de baixo potássio. Foram distinguidas duas variedades: (a) biotita-trondhjemito com estruturação marcada pelo desenvolvimento de feições que indicam atuação de pelo menos dois eventos deformacionais em estágios sin- a pós-magmáticos, como bandamentos composicionais, dobras e indícios de migmatização; e (b) muscovita ± biotita trondhjemito que é distinguido da variedade anterior pela presença da muscovita, saussuritização do plagioclásio, textura equigranular média e atuação discreta da deformação com o desenvolvimento de uma foliação E-W de baixo angulo. A primeira variedade destes litotipos, que ocorre predominantemente na porção norte, tem ocorrência restrita. Com intensa deformação e prováveis feições de anatexia (migmatitos) podem indicar que estas rochas tenham sido afetadas por um retrabalhamento crustal, ligado à geração dos leucogranitos dominantemente descritos na área. Os trondhjemitos do sul da área são mais enriquecidos em Fe2O3, MgO, TiO2, CaO, Zr, Rb, e na razão Rb/Sr em relação aos trondhjemitos da porção norte da área. Estas exibem ainda padrões fracionados de ETR, com variações nos conteúdos de ETRP, além da ausência de anomalias de Eu e Sr, e baixos conteúdos de Y e Yb. Tais feições são tipicamente atribuídas à magmas gerados por fusão parcial de uma fonte máfica em diferentes profundidades, com aumento da influência da granada no resíduo e a falta de plagioclásio tanto na fase residual como na fracionante. Em uma análise geral, a disposição dos trends geoquímicos evolutivos de ambas as variedades sugere que estas unidades não são comagmáticas. As afinidades geoquímicas entre as rochas da área de Nova Canadá com aquelas do Domínio Mesoarqueano Rio Maria, poderiam nos levar a entender a região de Nova Canadá como uma extensão do Rio Maria para norte, enquanto que para aquelas do Leucogranito Velha Canadá, que são mais jovens e geradas já no Neoarqueano, se descarta a idéia de associação com os mesmos eventos tectono-magmáticos que atuaram em Rio Maria.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, petrografia e geoquímica dos diques da região de Rio Maria, SE-PA
(Universidade Federal do Pará, 1996-09-09) SILVA JÚNIOR, RENATO OLIVEIRA DA; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Na região de Rio Maria, SE do Pará, foram mapeados diversos diques, intrusivos principalmente no Granodiorito Rio Maria (GdRM) e, subordinadamente, no granito anorogênico Musa (GM). Formando pequenas cristas alongadas que sobressaem na morfologia com um relevo positivo, dispondo-se, principalmente, segundo os trends NW-SE e E-W e, subordinadamente, N-NE. A largura máxima desses corpos é de 30 m, e têm extensão aflorante de 1.500 a 2.000 m, podendo alcançar 3.000 m. Foram identificados petrograficamente cinco grupos de diques: diabásios, dioritos, quartzo-dioritos, dacitos e riolitos. Os perfis transversais e longitudinais à direção desses corpos, mostram diminuição na granulação da rocha, no sentido centro-borda do corpo, culminando geralmente com rochas afaníticas, que representam, via de regra, a borda de resfriamento do dique. Próximo a essas bordas observam-se frequentemente, encraves e amigdalas preenchidas por material quartzo-feldspático. Os contatos com suas encaixantes são abruptos, por vezes marcados pela presença de bordas de resfriamento, cuja espessura é variável desde poucos centímetros até, excepcionalmente, 2 m. As idades K-Ar desses diques são: (1) 700 ± 8 Ma em qz-diorito (rocha total); (2) 883 ± 10 Ma em diorito (plagioclásio); (3) 1.099 ± 39 Ma em diabásio (plagioclásio); (4) 1.802 ± 22 Ma em diabásio com olivina (concentrado máfico). As três primeiras idades são interpretadas como idades mínimas para esses corpos. A idade 1.802 ± 22 Ma é compatível com a de 1.707 ± 17 Ma (Rb-Sr em RT) obtida para os dacitos e granitos pórfiros. Os dados geocronológicos disponíveis para os diques da região de Rio Maria permitem situá-los no Proterozóico, e as idades mais confiáveis sugerem que, pelo menos parte desses diques, seja contemporânea ao magmatismo granítico anorogênico. Os diabásios foram divididos em quatro subtipos: (1) diabásio com olivina- exibe textura subofítica. É constituído por labradorita (An55-65), augita + pigeonita, olivina, opacos e hornblenda; (2) microdiabásio porfirítico- corta o diabásio com olivina, é formado por fenocristais de plagioclásio imersos em matriz pilotaxítica formada por ripas de plagioclásio, augita, opacos e anfibólio; (3)) anfibólio-diabásio- exibe textura granular com tendência subofítica, é constituído de labradorita (An54-64), augita minerais opacos, anfibólio tárdio (tremolita-actinolita) e, raramente, hiperstênio; (4) auginita-diabásio (RJ-18B) com textura ofítica, é formado por labradorita (An56), augita, opacos e, anfibólio secundário. Os dioritos e quartzo-dioritos mostram, em geral, textura granular tendendo a subofítica ou, porfirítica com matriz rica em intercrescimentos granofíricos. Os dioritos são formados por plagioclásio bastante saussuritizado, augita, quartzo, hornblenda e opacos. Os quartzo-dioritos têm mineralogia similar aos dioritos, diferindo apenas quanto ao conteúdo modal de quartzo e intercrescimentos granofíricos. Alguns dioritos e diabásios apresentam fenocristais de plagioclásio com textura em peneira, sugerindo a atuação de processos de mixing e/ou mingling. Os dacitos são formados por dacitos pórfiros e dacitos pórfiros ricos em máficos. Ambos apresentam textura porfirítica, localmente glomeroporfirítica, formada por agregados de fenocristais de plagioclásio, bastante saussuritizados, hornblenda envolvendo localmente augita, além de fenocristais isolados de quartzo. Os dois subtipos apresentam matriz dominantemente granofirítica, por vezes, esferulítica. Notou-se a presença de quartzo microcristalino formando agregados amendoados (ocelos), atribuídos a processos de mixing. Os riolitos exibem textura porfirítica, localmente glomeroporfirítica, formada por fenocristais de plagioclásio e quartzo, imersos em matriz microcristalina com tendência micrográfica. Ocorrem também agregados microcristalinos constituídos por clorita, biotita e opacos. O diagrama TAS exibe boa correlação entre a classificação modal e os dados geoquímicos. Neste diagrama os diabásios e dioritos plotaram dentro do campo de seus correspondentes vulcânicos. Os quartzo-dioritos situam-se em geral no campo dos dacitos de baixa sílica. Os dacitos propriamente ditos são um pouco mais ricos em sílica que o grupo precedente, embora ambos incidam no mesmo campo. No diagrama AFM as amostras situam-se no campo subalcalinos tholeítico. A presença de hiatos composicionais entre os grupos, principalmente entre diabásios e dioritos, e destes para os quartzo-dioritos, reforça a hipótese que esses grupos de rochas estudados não apresentam uma evolução magmática contínua. A amostra RJ-18B, embora apresente características de diabásio, mostra geoquimicamente maiores afinidades com os dioritos. Os dados geoquímicos, reforçam também a hipótese que os diques de Rio Maria, embora apresentem uma filiação tholeítica, provavelmente, foram gerados a partir de líquidos distintos, uma vez que são muito acentuados os hiatos composicionais entre os vários grupos. Os dacitos, embora apresentem, em alguns diagramas, uma superposição com os quartzo-dioritos, deles diferem petrografica e geoquimicamente, também, e, em termos de ocorrência no campo. Há evidências petrográficas de que a cristalização dos diabásios foi comandada principalmente pelo fracionamento da olivina, enquanto nos dioritos, augita e plagioclásio tiveram papel dominante. Os dados petrográficos e geoquímicos mostram que os diabásios, com exceção da amostra RJ-18B, são inteiramente distintos dos demais grupos em termos de evolução magmática. Os dioritos e quartzo-dioritos, por sua vez, embora mostre-se petrograficamente similares, apresentam hiato composicional que enfraquece e hipótese imediata desde último representar um termo mais evoluído, derivado dos primeiros. A amostra RJ-18B é interpretada como um concentrado máfico desses dioritos. Esta hipótese pode ser justificada pela composição modal e química dessa amostra. Os dacitos e riolitos, estão, provavelmente, vinculados geneticamente ao magmatismo granítico anorogênico, com prováveis processos de mixing associados, principalmente, no caso dos dacitos.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, petrografia e geoquímica dos granitóides de Canaã dos Carajás, SE do estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2003-10-11) GOMES, Alan Cardek Brunelli; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, petrologia e geoquímica dos granitóides cálcico-alcalinos da região de Portovelo-Zaruma, El Oro-Equador
(Universidade Federal do Pará, 1996-07-30) LOYOLA PAZ, Jorge Eduardo; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Na região de Portovelo-Zaruma, no sudoeste do Equador, na encosta Ocidental da Cordilheira Ocidental dos Andes Equatorianos, ocorrem cinco corpos granitóides (El Prado, Guayabo-Porotillo, Ambocas, Rios Luis-Ambocas e Amarillo-Pindo) os quais foram mapeados na escala 1: 60.000. As demais unidades aflorantes na região ainda carecem de estudos mais aprofundados, tendo sido efetuado apenas um reconhecimento regional nas mesmas. Destacam-se : o Grupo Tahuin, subdividido nas Formações San Roque e Capiro, ambas provavelmente do Paleozóico. A primeira é composta de quartzitos, xistos, gnaisses, migmatitos e anfibolitos, este último pertencente possivelmente ao Grupo Piedras. A segunda é representada por quartzitos, filitos e xistos; Formação Celica, possivelmente de idade Cretácea, composta por basaltos e andesitos; acha-se dobrada e recoberta discordantemente por outra sequência vulcânica terciária formada por rochas piroclásticas e derrames andesíticos. Os vários corpos granitóides afloram em áreas muito próximas e, tendo em vista as suas semelhanças geológicas e petrográficas, é possível que representem partes descontínuas de um único batólito, exposto descontinuamente no atual nível de erosão. As idades desses granitóides não são definidas sendo, entretanto, consideradas triássicas a cretáceas. O granitóide El Prado secciona a Formação Capiro. Apresenta forma alongada na direção NW-SE, com dimensões aproximadas de 10 km de comprimento por 3 km de largura. O granitóide Guayabo-Porotillo está colocado no Grupo Tahuin e apresenta forma alongada na direção NW-SE, e dimensões aproximadas de 7 km de comprimento por 3 km de largura. O granitóide Ambocas apresenta forma grosseiramente circular, com aproximadamente 3 km de diâmetro e secciona a Formação Capiro. Os granitóides Rios Luis-Ambocas e Amarillo-Pindo são muito pequenos e seccionam as Formações San Roque e Capiro, respectivamente. As relações desses granitóides com a Formação Celica não são conclusivas, pois os contatos existentes acham-se encobertos ou em áreas inacessíveis. Considerando o conjunto de granitóides, as fácies presentes caracterizam uma série expandida que inclui: gabros, quartzo-gabros, quartzo-dioritos, tonalitos, granodioritos e monzogranitos. No diagrama Q-A-P, seguem preferencialmente o trend cálcio-alcalino tonalítico, mas há amostras granodioríticas e monzograníticas que se dispõem segundo o trend cálcio-alcalino granodiorítico. Foram distinguidos dois conjuntos de rochas: (a) relativamente enriquecidas em minerais máficos, com rochas máficas a intermediárias, em que são dominantes gabros, quartzo-gabros e quartzo-dioritos. (b) rochas granitóides tonalíticas, granodioríticas e monzograníticas de caráter mais félsico. os minerais máficos são piroxênios, anfibólios e biotita no primeiro grupo e biotita no segundo. As rochas félsicas do corpo Guayabo-Porotillo apresentam frequentemente muscovita primária e enriquecimento em quartzo, bem como intensa alteração hidrotermal. A muscovita também é uma fase importante nos granitóides dos corpos Ambocas, rios Luis-Ambocas e rios Amarillo-Pindo. O anfibólio é expressivo em alguns granitóides do corpo El Prado. As texturas das rochas máficas a intermediárias são porfiríticas, pilotaxíticas, ou seriadas, havendo localmente texturas em peneira nos plagioclásios. As rochas félsicas apresentam textura granular hipidiomórfica dominante, granulação média e não exibem evidências de deformação. Os dados geoquímicos desses granitóides revelam a existência de um intervalo composicional entre as rochas máfico-intermediárias e as félsicas. Entretanto, o conjunto enquadra-se perfeitamente em uma série cálcio-alcalina, cujas características são análogas às observadas no magmatismo plutônico andino de arco continental. As rochas máficas intermediárias são claramente metaluminosas. As rochas enriquecidas em muscovita são peraluminosas a fortemente peraluminosas, havendo uma descontinuidade entre os dois conjuntos ao invés de uma passagem gradual. No diagrama razão logarítmica de cálcio/álcalis vs. sílica, as rochas situam-se dominantemente no campo dos granitóides cálcio-alcalinos de arcos normais. Porém, diversas amostras dos granitóides enriquecidos em sílica localizam-se fora do trend geral, refletindo contaminação crustal ou forte alteração hidrotermal. Dentre os vários corpos, as amostras de El Prado parecem as menos perturbadas. Elas seguem um trend muito similar ao das séries do cinturão móvel da Nova Guiné e dos granodioritos tardios do Panamá. Os elementos traços confirmam um ambiente tectônico de arco vulcânico (VAG). Dentre os dois conjuntos de granitóides, os metaluminosos assemelham-se em termos petrográficos e geoquímicos aos granitos do tipo I australiano. Entretanto, em relação ao ambiente tectônico, correspondem melhor aos granitos do tipo I cordilheirano. Os granitóides peraluminosos, à primeira vista análogos aos granitos do tipo S australianos, deles divergem uma vez que não exibem cordierita, mineral típico dos granitóides do tipo S australiano. Admite-se que os granitóides peraluminosos derivaram de magmas do tipo I, contaminados localmente com material metassedimentar através de processos de assimilação, assemelhando-se ao descrito no SW da América do Norte. Outras possibilidades, válidas, sobretudo para as rochas extremamente peraluminoas, seriam a sua descrição a partir de uma fonte sedimentar ou o seu empobrecimento acentuado em álcalis ser devido a transformações subsolidus.
Acesso aberto (Open Access)
Geology, petrology, U-Pb (shrimp) geochronology of the Morrinhos granite -Paraguá terrane, SW Amazonian craton: implications for the magmatic evolution of the San Ignácio orogeny
(2014-09) FRANÇA, Ohana; RUIZ, Amarildo Salina; SOUSA, Maria Zélia Aguiar de; BATATA, Maria Elisa Fróes; LAFON, Jean Michel
O Granito Morrinhos é um corpo batolítico levemente alongado segundo a direção NNW, de aproximadamente 1.140 km2, localizado no município de Vila Bela da Santíssima Trindade, estado de Mato Grosso. Situa-se no Terreno Paraguá, Província Rondoniana-San Ignácio, na porção SW do Cráton Amazônico. Essa intrusão exibe uma variação composicional entre tonalito a monzogranito, textura inequigranular média a grossa, localmente, porfirítica, tendo biotita como máfico predominante em uma das fácies e hornblenda na outra, ambas metamorfizadas na fácies xisto verde. As rochas estudadas caracterizam uma sequência intermediária a ácida formada por um magmatismo subalcali no, do tipo álcali-cálcico, metaluminoso a levemente peraluminoso evoluído por meio de mecanismos de cristalização fracionada. Dados estruturais exibem registros de duas fases deformacionais, representadas pela foliação penetrativa (S1) e dobras abertas (D2) ambas, provavelmente, relacionadas à Orogenia San Ignácio. A investigação geocronológica (U-Pb SHRIMP) e geoquímica isotópica (Sm-Nd) dessas rochas indicaram, respectivamente, idade de cristalização 1.350 ± 12 Ma, TDM em torno de 1,77 Ga e valor negativo para εNd(1,35) de -2,57, sugerindo uma geração relacionada com processo de fusão parcial de uma crosta continental paleoproterozoica (estateriana). Os resultados aqui obtidos indicam que o Granito Morrinhos foi gerado em arco magmático continental, em estágio tardi a pós-orogênico, da Orogenia San Ignácio e permite reconhecê-lo como pertencente à Suíte Intrusiva Pensamiento.
Acesso aberto (Open Access)
Geoquímica, petrogênese e evolução estrutural dos granitóides arqueanos da região de Xinguara, SE do Cráton amazônico
(Universidade Federal do Pará, 2001-05-25) LEITE, Albano Antônio da Silva; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
A região de Xinguara está situada na parte norte do Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria, na porção sudeste do Cráton Amazônico, é um terreno Arqueano onde afloram greenstone belts e plutons granitóides. Granitóides e gnaisses, anteriormente agrupados no Complexo Xingu, foram individualizados em duas novas unidades: (1) Complexo Tonalítico Caracol (CTc), que possui enclaves e megaenclaves de greenstone belts (GB); (2) Trondhjemito Água Fria (THaf), intrusivo no GB de Sapucaia e no CTc e contemporâneo do Granito Xinguara (Gxg), conforme os dados estruturais e geocronológicos. Corpos granodioríticos correlacionáveis ao Granodiorito Rio Maria (GDrm), presente em outras regiões, também ocorrem em Xinguara, sendo intrusivos no CTc e cortados pelo THaf e pelo Gxg. O CTc mostra um bandamento N-S, preservado em seu domínio NW. Esta estrutura é transposta para um trend WNW-ESE regional, registrado em diferentes plútons graníticos da região e também no domínio sul do CTc. O GDrm mostra enclaves máficos fortemente achatados, definindo uma foliação paralela ao trend regional. O THaf apresenta um bandamento magmático também de orientação próxima ao trend regional. O Gxg possui forma alongada segundo este mesmo trend. A foliação é fraca, sendo subhorizontal no centro e com mergulhos fortes na borda da intrusão. Microscopicamente, o Gxg mostra recristalização variável, mas muitas vezes moderada a forte dos feldspatos. Quanto ao esforço regional predominante na época de colocação dos granitóides, a orientação do seu eixo principal de esforço (σ1) foi N40E horizontal. Esse esforço regional atuou durante o estágio submagmático do CTc, pois afetou o seu bandamento, formando dobras e boudins. Este esforço foi também responsável pela transposição de estruturas N-S para a estruturação WNW-ESE. Esforços com estas mesmas orientações geraram também as principais estruturas de deformação, desde o estágio submagmático ao subsolidus, no GDrm, THaf e no Gxg. A orientação dos esforços, pouco variou durante as duas etapas de evolução arqueana da região. As variações observadas na atitude da foliação do CTc sugerem que os seus corpos formaram estruturas dômicas, posteriormente obliteradas pela deformação e pelas intrusões dos granitóides mais jovens. Para o GDrm, os dados de geobarometria em anfibólio indicam uma pressão de cerca de 3 kbar, que corresponde a uma profundidade de 10 km e, portanto uma colocação em ambiente epizonal. Os efeitos de metamorfismo de contato registrados nas rochas metabásicas do GB de Identidade são coerentes com esta afirmativa e sugerem uma colocação não diapírica para este granitóide. Algumas características estruturais do Gxg, tais como a variação na intensidade e na atitude da foliação e a deformação nas suas encaixantes sugerem uma colocação por bailooning. A colocação do Thaf deu-se provavelmente por diapirismo. O CTc é um típico granitóide TTG da série trondhjemítica. Entretanto, o comportamento dos elementos litófilos e, sobretudo, terras raras, revelou duas assinaturas geoquímicas distintas em rochas desta unidade: grupos com altas e baixas razões Lan/Ybn. O GDrm ao contrário, segue o trend cálcico-alcalino, é comparativamente rico em MgO e mostra características distintas das associações TTG. É similar aos granodioritos ricos em Mg de Suítes Sanukitóides. O THaf, apesar de mais novo, mostra-se similar ao CTc, no sentido de possuir afinidade com os granitóides TTG, No entanto difere do CTc, pelo enriquecimento relativo em K20. O Gxg mostra afinidade geoquímica com os granitóides cálcico-alcalinos fortemente fracionados, onde o alto K2O e padrão de terras raras são indicativos de uma origem crustal. O líquido gerador das rochas dominantes no CTc (altas razões Lan/Ybn), seria oriundo da fusão de metabasaltos não enriquecidos, previamente transformados em granada-anfibolito. Fontes com composição similar à da média de metabasaltos arqueanos ou a dos metabasaltos de Identidade seriam adequadas para gerar tal líquido, porém a partir de diferentes graus de fusão, respectivamente 25-30% ou 10-15%. O líquido formador dos tonalitos com baixas razões Lan/Ybn, poderia também ser derivado de uma fonte similar às mencionadas, porém sem granada. Os dados de Nd indicam para o primeiro grupo fonte mantélica com pouco tempo de residência crustal. Uma amostra isolada do segundo grupo e um enclave no Gxg apresentaram valores de εNd negativos e idades TDM >3,2 Ga, sugerindo participação de uma fonte mais antiga e com maior tempo de residência crustal. O THaf pode ter sido gerado a partir de 5 a 10% de fusão de metabasaltos de composição química similar aos de Identidade, transformados em granada-anfibolito. Os líquidos do Gxg tiveram origem a partir de diferentes graus de fusão de fonte de composição similar aos granitóides TTG mais antigos. A evolução geológica arqueana de Xinguara ocorreu em duas fases. A primeira deu-se no período de <2,95 a 2,91 Ga e revela analogias com a evolução dos crátons Pilbara (Autrália) e Dharwar (Índia). A segunda fase ocorreu a partir de 2,88 Ga, quando há fortes evidências de mudanças no comportamento da crosta. Neste estágio se daria o espessamento e estabilização da mesma, o que a tornaria mais rígida. A partir daí os processos de convergência e subducção de placas foram mais efetivos. Neste contexto, a fusão do manto enriquecido geraria o magma parental do GDrm. A fusão de granada-anfibolito da crosta oceânica subductante geraria o magma do THaf. A ascensão dos magmas do THaf e do GDrm forneceria calor para a fusão dos granitóides TTG da base da crosta e geração dos magmas graníticos do pluton Xinguara.
Acesso aberto (Open Access)
Metodologia de interpretação radargeológica: exemplo da sinéclise do Parnaíba e de seu embasamento
(Universidade Federal do Pará, 1995-09-29) LIMA, Mário Ivan Cardoso de; COSTA, João Batista Sena; http://lattes.cnpq.br/0141806217745286
Desenvolve-se nesta tese o Método Sistemática de Elementos Radargráficos, inédito em termos mundiais, na interpretação geológica em imagens de Radar de Visada Lateral (Radargeologia), uma técnica de grande relevância no campo dos recursos naturais, tendo em vista ser a década de 90, a década do Radar. O Método Sistemática de Elementos Radargráficos (SER) revela de forma sistemática o roteiro metodológico adotado, quer através do texto, quer através de Figuras esquemáticas ou em imagens Radar de Visada Lateral (RVL), os elementos radargráficos (feições), auferidos em cinco diferentes estádios (etapas): Leitura, Reconhecimento, Identificação, Análise e Interpretação (stricto sensu). O Estádio Leitura visa lêr o significado dos elementos de imagem no terreno, objetivando entender seu significado; o Reconhecimento procura agrupá-los de acordo com a textura e tom radargráficos, a fim de obter zonas radargráficas homogéneas; o Identificação visa o estudo das formas de relevo em tais zonas, no que concerne a topo e pendente, como tambem o estudo dos padrões de drenagem, grau de dissecação e resistência à erosão; e o Análise estabelece as relações espacial e temporal das formas de relevo pesquisadas, através das feições lineares, planares e tabulares. De posse de tais informações, atinge-se o Estádio Interpretação, propriamente dito, no qual é possível a definição de litologias, estruturas circulares, descontinuidades, dobras e suas inter-relações, objetivando a execução do Mapa Radargeológico. Com efeito, selecionou-se uma área modelo para servir de paradigma aos diferentes estádios metodológicos acima reportados. Como um exemplo da aplicação do "Método Sistemática de Elementos Radargráficos", utilizou-se a região abrangida pela Sinéclise do Parnaíba e seu embasamento, com uma área em torno de 925 000 km2 , envolvendo principalmente os estados do Maranhão e Piauí, dispostos na região nordeste ocidental do território brasileiro. Tal exemplo visa enfatizar a aplicabilidade do sensoriamento remoto em terrenos sedimentares e seu embasamento metamórfico, haja vista a importância acadêmica e econômica que a mesma se reveste. Para a realização desta etapa utilizaram-se 52 mosaicos de imagem de Radar de Visada Lateral, escala 1:250 000, GEMS, banda X, resultando na definição de 39 unidades radargeológicas principais, com posicionamento temporal relativo, e 19 estruturas regionais e 30 locais, em que mais da metade são inéditas. Tais resultados estão expressos em texto explicativo e ilustrações, dentre os quais um Mapa Radargeológico na escala ao milionésimo, e um esboço estrutural na escala 1:2 000 000. Conclui-se pela potencialidades das imagens de Radar de Visada Lateral em mapeamentos geológicos, cujas dificuldades na definição dos elementos radargráficos (feições), devido principalmente a extensas sombras, encurtamento de pendentes, "layover" e efeitos paralaxe serão superados em Sistemas de Radar mais sofisticados (modo digital, estereoscopia, multifreqüência, diferentes ângulos de incidência, etc), a exemplo do SIR-C e RADARSAT . Finalmente, atestou-se a excelência do Método Sistemática de Elementos Radargráficos, em vista dos resultados alcançados no estudo da Sinéclise do Parnaíba e de seu embasamento, como seja: definição de unidades radargeológicas, as quais guardam estreita relação com as unidades litoestratigráficas já descritas na literatura; arcabouço estrutural com identificação de quase meia centena de morfoestruturas de caráter regional e local, em sua maioria inéditas; e perfeita correlação com mapas aeromagnéticos.