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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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Aspecto tectôno-sedimentares do fanerozóico do nordeste do estado do Pará e noroeste do Maranhão, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 1992-09-16) IGREJA, Hailton Luiz Siqueira da; FARIA JUNIOR, Luis Ercílio do Carmo; http://lattes.cnpq.br/2860327600518536
Este trabalho representa a primeira tentativa de uma síntese evolutiva dos aspectos tectono-sedimentares do Fanerozóico do nordeste do Pará e do noroeste do Maranhão. As características geológicas da área estão relacionadas a dois núcleos ígneos e metamórficos pré-cambrianos (Cândido Mendes e Gurupi) e a duas bacias sedimentares fanerozdicas (Bragança-Viseu e São Luís). Foram definidas as seguintes seqüências sedimentares: Pi-(Cambro-Ordoviciano - Siluriano); Itapecuru Inferior (Cretáceo Inferior); Itapecuru Superior (Cretáceo Superior); Pirabas-Barreiras (Oligo-Mioceno - Plioceno); Pará (Quaternário). Para elaborar a evoluo tectono-sedimentar do Fanerozóico da área foram implementados estudos tert8nicos, que subsidiados por interpreta4es de dados gravimétricos, magnetométricos, sísmicos e de poços, facilitaram uma melhor delineação das seqüências sedimentares e forneceram os principais elementos do arcabouço estrutural das bacias. As propriedades sedimentares e tectônicas da seqüência Piriá-Camiranga são compatíveis com um modelo tectono-sedimentar constituído de ambiente marinho litorâneo sob influência flúvio-glacial, desenvolvido num conjunto de blocos escalonados componentes de um sistema direcional. Este estágio evolutivo da área foi geneticamente relacionado ao paroxismo Paleozóico Eo-herciniano, que finalizou com o fechamento do Atlântico I, representando, assim,o primeiro ciclo geotectônico do continente Gondwana. As seqüências Itapecuru Inferior e Superior, Pirabas-Barreiras e Pará, por estarem associadas à abertura do Atlântico Equatorial, a partir do Mesozóico, foram alvos de intensos estudos, que resultaram nos seguintes modelos tectono-sedimentares: 1) Modelo das zonas de fraturas; 2) Modelo da rotação anti-horária do continente Africano; 3) Modelo de intumescência e fraturamento; 4) Modelo de cisalhamento; 5) Modelo da rotação horária da placa Sul-Americana; 6) Modelo de transcorrência. Estes modelos foram testados na região de estudo, embora confirmem o sincronismo e a equivalência ambiental das seqüências acima com aquelas constituintes das fases "rift" e "pós-rift" das bacias da faixa equatorial brasileira, não são plenamente aplicáveis com relação aos aspectos tectônicos. O modelo aqui apresentado para geração e evolução das bacias, preconiza um mecanismo simples de distensão NE-SW, resultando em dois grandes semigrábens com polaridades similares para Bragança-Viseu e São Luís. A carta tectono-sedimentar proposto para o Fanerozóico do nordeste do Pará e do noroeste do Maranhão demonstra que os modelos deposicionais e tectónicos das seqüências são compatíveis com dois períodos de abertura continental na borda norte do continente Gondwana.
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Evolução geotectônica do pré-cambriano da região meio norte do Brasil e sua correlação com a África Ocidental
(Universidade Federal do Pará, 1990-12-04) ABREU, Francisco de Assis Matos de; HASUI, Yociteru; http://lattes.cnpq.br/3392176511494801
Uma proposta de evolução geotectônica para o Pré-Cambriano da região meio norte do Brasil e sua correlação com a África Ocidental é apresentada, tendo por base a integração de informações geológicas multidisciplinares. Dois tipos fundamentais de entidades geotectônicas são reconhecidas: áreas estabilizadas ao final do Proterozóico inferior/ inicio do Proterozóico Médio (núcleos cratônicos) e áreas adjacentes cuja instabilidade tectônica prosseguiu até o Fenerozóico (cinturões móveis). No primeiro caso encontram-se o Cratón Amazônico, não analisado neste trabalho, e o Cráton Oeste-Africano/São Luis. No segundo caso, enquadra-se toda a vasta região que no Brasil corresponde à Faixa Araguaia e à parte noroeste da Província Borborema, as quais, com a porção a sudoeste do Cinturão Tentugal, dão continuidade para sul ao embasamento da Bacia do Parnaíba. No lado da África, na borda oriental do Cráton Oeste-Africano, aqueles cinturões móveis correspondem às faixas Farusiana e Daomeana e, do lado ocidental, às faixas Rokellana e Mauritaniana, esta última com evolução configurada até o Evento Herciniano. No núcleos cratônicos encontram-se preservados aspectos geométricos fundamentais das relações pretéritas entre a crosta siálica mais antiga onde se vislumbram a presença de batólitos polidomais globulares, introduzidos em gnaisses de alto grau, fortemente deformados, e sua cobertura muitas vezes representada por seqüências do tipo greenstone belt. A formação dessa crosta continental ter-se-ia dado inicialmente por underplating, tendo sido em seguida aumentada horizontalmente pela interação de núcleos cratônicos primários. Nas áreas onde perdurou a instabilidade tect8nica, a litosfera continental foi extremamente modificada dando condições para o estabelecimento de bacias de sedimentação por colapso da supraestrutura, geração de magmas sincronicamente com as deformações plásticas, as quais estabeleceram relações complexas entre os gnaisses e as raízes dessas bacias, gerando terrenos de alto grau, formações de baixo mergulho e zonas de migmatização. Na região enfocada, sobretudo para a porção brasileira, essas áreas de instabilidade tectônica compreendem um macrocinturão de cisalhamento de direção NE-SW, que, estendendo-se desde a África, atravessa o noroeste do Ceará e prossegue para sul sob os sedimentos da Bacia do Parnaíba. Em Serra Leoa e na Costa do Marfim, tais orientações se modificam para E-W à proporção que se dirigem para a costa africana, assim prosseguindo na borda do Cráton Amazônico, modificando-se para NW-SE no Escudo das Guianas. Essas direções estruturais compreendem de forma fundamental o Cinturão Noroeste do Ceará (NE-SW) e fortes assinaturas gravimétricas de mesma orientação. As rochas de médio e alto grau dessa região cedem lugar, para noroeste, a rochas de baixo e médio graus do Cráton São Luis e do complexo de bacias vulcano-sedimentares birrimianas. Cinturão Tentugai, que possui orientação NW-SE, se estabelece discordantemente em relação as estruturas NE-SW do Cinturão Noroeste do Ceará. Zonas com largura menos expressiva e com essas mesmas direções são encontradas na borda ocidental do Cráton Amazônico. Naquele cinturão teria ocorrido toda uma fenomenologia, em termos de processos deformacionais, que culminou em expressiva granitogênese e cratonização com Idades Rb/Sr de 1.900-2.0130 Ma, situando assim, temporalmente, o período no qual tiveram lugar esses fenômenos, no Arqueano e inicio do Proterozóico. Elementos planares e lineares definem geometricamente nos vários segmentos analisados as posições espaciais dos eixos principais do elipsóide de deformação. Sob o ponto de vista cinemático, a movimentação geral ao longo dos segmentos NE-SW a E-W foi dextral, tendo se definido direções secundárias de cisalhamento NW-SE e ENW-SSE sinistrais. As condições metamórficas reinantes durante o período considerado assinalam a presença de assembléias minerais estabilizadas em condições degraus baixo a médio no domínio cratônico, enquanto que no cinturão as condições de alto grau e anatexia aconteceram por grandes áreas. Essa matriz geotectônica passou a condicionar então os fenômenos geológicos acontecidos na região. A estabilidade tectfinica advinda deu lugar ao aparecimento de condições para a deposição de seqüências plataformais importantes com início por volta de 1.600-1.700 Ma (Tarkwalano, Gorotire, Guelb el Hadld etc.). As condições de Instabilidade voltaram a se manifestar por volta de 800-1.000 Ma de forma mais restrita em termos de área de atuação e resultou na formação de uma extensa zona de mobilidade crustas, contornando as áreas cratônicas estabilizadas no início do Proterozólco, a exemplo das faixas Faruslana, Daomeana, Noroeste do Ceará, Tentugal, Rokellana, Mauritaniana e Araguaia. Os processos distensivos foram mais importantes na Faixa Farusiana com a formação de uma crosta oceânica (oflolitos de Bou Azzer-Marrocos) e de uma crosta continental fortemente percolada por rochas básico-ultrabásicas na Faixa Araguaia. Nas outras áreas os processos distensivos foram menos importantes. Retrabalhamento crustas em grande escala com homogeneização total ou parcial de rochas acontece nessa região bem como granitogênese com idade situada ao redor de 500-600 Me. Efeitos tardi-cinemáticos que se expressam através de movimentações tectônicas ao longo de zonas lineares estreitas e molassas restritas, acompanham toda essa fenomenologia e são representados pelo Grupo Jaibaras, Formação Piriá, Formação Rio das Barreiras etc., no limiar do Eon Fanerozóico.
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Evolução tectono-estrutural da região de Dianópolis-Almas, SE do estado de Tocantins
(Universidade Federal do Pará, 1993-12-17) BORGES, Maurício da Silva; COSTA, João Batista Sena; http://lattes.cnpq.br/0141806217745286
No interior do Bloco Brasília, na Região de Dianópolis-Almas (SE do Estado de Tocantins), encontram-se registros de terrenos granito-"greenstone" do Arqueano-Proterozóico Inferior, metassedimentos proterozóicos do Grupo Bambuí, depósitos continentais cretácicos e colúvios e alúvios lateritizados, além de depósitos flúvio-lacustres holocênicos ligados à evolução cenozóica. O Arqueano-Proterozóico Inferior compreende vários feixes de rochas supracrustais do Grupo Riachão do Ouro e corpos de granitóides da Suíte Serra do Boqueirão, ambos embasados por gnaisses do Complexo Alto Paranã. O Complexo Alto Paranã é representado por gnaisses de composição tonalítica, bandados, milonitizados, parcialmente migmatizados, e com enclaves granulíticos e anfibolíticos. O Grupo Riachão do Ouro é composto de filitos bandados, xistos, metadacitos, metariolitos, formação ferrífera, quartzitos, metaconglomerados e brechas; os filitos, os xistos e as metavulcânicas são os tipos litológicos dominantes. A Suíte Serra do Boqueirão engloba granítóides de composição tonalítica, trondhjemítica, granodiorítica e granítica, deformados nas bordas e cortados por fases tardias de auto-injeção ligadas a aplitos e pegmatitos. Estas unidades litológicas estão afetadas por zonas de cisalhamento orientadas nas direções N10-20E, N45E, N25W e N55W, as quais definem um padrão anastomosado. Ao longo dos feixes de zonas de cisalhamento reconhecem-se duplexes transpressivos simétricos ou assimétricos, alternados com faixas de movimentação dominantemente direcional. Tais estruturas estão pronunciadamente desenvolvidas na interface rochas supracrustais-granitóides. Mesoscopicamente as zonas de cisalhamento são caracterizadas pela foliação milonítica, paralela ou em ligeira obliqüidade ao bandamento composicional. Outras estruturas são representadas por duplexes internos, bandas de cisalhamento, lentes de rochas menos deformadas e clivagem extensional do tipo "C'" (clivagem de crenulação), além de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil marcadas por estruturas de dilatação. Uma forte trama linear é definida por bastões e barras de quartzo, eixos de agregados elípticos de minerais e minerais placóides alongados e alinhados. A rotação dextral associada é facilmente deduzida a partir de vários critérios cinemáticos. Os estudos de microtrama sugerem que a deformação foi acomodada principalmente por plasticidade cristalina e as tramas de forma e cristalográficas corroboram o sentido de movimentação dextral. Apenas os feixes de zonas de cisalhamento de direção N55W têm movimentação sinistral. Esse conjunto de estruturas é atribuído à atuação de um binário dextral orientado preferencialmente na direção N20E, de modo que as zonas de cisalhamento N10-20E, N45E, N25W e N55W são interpretadas como feições do tipo Y, R, P e R', respectivamente. A evolução da área no Arqueano-Proterozóico Inferior envolveu provavelmente colisão oblíqua entre massas continentais, resultando no soerguimento de rochas granulíticas, seguida de transtensão que originou várias bacias onde se instalaram as rochas supracrustais do Grupo Riachão do Ouro, sendo acompanhada de ascensão dos granitóides da Suíte Serra do Boqueirão. A progressão da deformação é expressa através de transpressão materializada pelas zonas de cisalhamento dúctil e transformações minerais e hidrotermais. O Proterozóico Médio a Superior é representado pelo Grupo Bambuí, o qual compreende ardósias, metassiltitos e filitos, com intercalações de calcários. Como estruturas tectógenas, ligadas à inversão da- Bacia do São Francisco no Proterozóico Superior, destacam-se os cavalgamentos oblíquos submeridianos e as rampas laterais NE-SW. Durante o Mesozóico, depositou-se o pacote de sedimentos da Formação Urucuia (Cretáceo Superior), caracterizado por três litofácies, a saber: (i) fácies conglomerática, que representa pavimentos residuais de deflação eólica e, em parte, acumulações interdunares e "wadi fans" ligados a drenagem intermitente; (ii) fácies arenosa com estratificação cruzada de grande porte, constituída de ortoquartzito e arcóseos/subarcóseos que representam acumulações arenosas eólicas; e (iii) fácies silex estratificado, com estratificação ondulada e irregular, que representa depósitos químicos lacustrinos. A bacia Alto Sanfranciscana, que acolheu esses sedimentos na região estudada, é um hemigráben, cuja arquitetura compreende uma carapaça, falhas normais sintéticas e antitéticas orientadas na direção geral NNW-SSE e falhas de transferência com direção NE-SW e de movimentação principalmente dextral. As falhas normais sintéticas formam um leque imbricado lístrico, mergulhando para E, desenvolvido a partir do colapso da lapa e ligado a um eixo extensional N50E. Durante o Cenozóico, no Terciário, houve a deposição de colúvios e alúvios que foram posteriormente lateritizados sob a forma de um perfil imaturo. No Quaternário instalou-se um sistema flúvio-lacustre. O sistema de drenagem ligado a bacia coletora dos rios Manoel Alves e Araguaia encontra-se fortemente adaptado a lineamentos NE-SW, cuja interação promoveu a edificação de cunhas e romboédros extensionais tipo "pull-apart", provavelmente relacionados à atuação de um binário dextral.
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Geologia do setor nordeste da zona de cisalhamento de Granja - noroeste do Ceará
(Universidade Federal do Pará, 1992-03-20) GAMA JÚNIOR, Theodomiro; OLIVEIRA, Marcos Aurélio Farias de; http://lattes.cnpq.br/6704755061378988
Este trabalho aborda a geologia da porção nordeste da Zona de Cisalhamento de Granja, na região noroeste do Estado do Ceará. Esta porção da zona de cisalhamento consiste de rochas dos complexos Gameleira e Granja, e do Grupo Martinópole. Estas unidades foram individualizadas através de um mapeamento geológico, petrografia, litoquímica, regime tectôtico e geocronologia. O Complexo Gameleira que ocorre na porção mais setentrional da área, fornece na imagem de radar e nas fotografias aéreas convencionais um padrão de relêvo peneplanizado. Seus tipos litológicos compreendem gnaisses kinzigíticos, granulitos ultramáficos, máficos e enderbíticos. O estudo litoquímico dessas rochas permitiu interpretá-las como de origem para e ortoderivadas. A foliação milonítica apresenta um padrão entrelaçado com resultantes na direção NE-SW, com mergulhos fortes e moderados para SE, e a lineação de estiramento com concentrações de polos em torno de N 75 E, com mergulhos que não ultrapassam 25º. As idades radiométricas obtidas através do método Rb/Sr, Rocha Total, forneceram valores de 1.915 ± 19 Ma e 1,929 ± 60 Ma. O complexo Granja domina a porção central da área e mostra um relêvo arrasado. Predominam gnaisses tonalíticos-granodioríticos, com gnaissesbtrondhemíticos e monzo-graníticos, e corpos de anfibolitos subordinados. Estas rochas provalvemente originaram-se de rochas ígneas, com tendência cálcio-alcalinas. O padrão geométrico da foliação milonítica obedece o trend regional NE-SW, com mergulhos para SE, e a lineação de estiramento com valores próximos daqueles observados no Complexo Gameleira. As idades radiométricas obtidas também através do método Rb/Sr, Rocha Total, nesses gnaisses foram de 2.402 ± 82 Ma, 1.796 ± 105 Ma, 1.791 ± 141 Ma, 1.581 ± 43 Ma e 498 ± 31 Ma O Grupo Martinópole ocorre na porção sul da área, formando serras alongadas na direção NE-SW. Encontra-se representado por quartzitos e gnaisses cálcio-silicáticos, paraderivados. A foliação milonítica S tem direção nE-SW, e mergulhos médios a fortes para SE. A idade de 2.4 Ga obtida para os gnaisses do Complexo Granja, sugere que a formação da Zona de Cisalhamento Granja foi um evento tectônico do final do Arqueano, quando rochas da crosta infrior ascenderam através de um sistema oblíquo, durante o movimento do Bloco Ceará para WSW cavalgando o bloco São Luís. As idades mais novas encontradas nas rochas dos complexos Gameleira e Granja são interpretadas como rejuvenescimentos isotópicos importantes, relacionados ao cisalhamnto, metamorfismo e fusão parcial, durante os efeitos termais do Proterozóico Inferior e Superior.
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Geologia e petrogênese do “Greenstone Belt” identidade: implicações sobre a evolução geodinâmica do terreno granito - “Greenstone” de Rio Maria, SE do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1994-10-07) SOUZA, Zorano Sérgio de; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Este trabalho trata da geologia e petrogênese do "greenstone belt" Identidade, situado entre as cidades de Xinguara e Rio Maria, SE do Estado do Pará. Os dados obtidos permitiram discutir a evolução geodinâmica do terreno granito - "greenstone" da região de Rio Maria, inserindo-a no contexto da Província Mineral de Carajás (PMC), SE do cráton Amazônico. O "greenstone" em lide compõe um cinturão "sinformal" direcionado WNW-ESE, correspondendo a um pacote metavulcãnico, com xistos ultramáficos (UM), basaltos (BAS) e gabros (GB) na base, e, no topo, rochas hipabissais dacíticas (DAC - ca. 2,94 Ga, Pb/Pb). O conjunto foi intrudido por metaplutônicas Mesoarqueanas, os tipos mais precoces sendo quartzo dioríticos, seguidos sucessivamente por granodioritos (com enclaves máficos), trondhjemitos / tonalitos e leucogranitos. O embasamento gnáissico (GN - aflorante a norte e reconhecido por conter uma fábrica mais antiga Sn-1/D1), o "greenstone" e os metagranitóides foram intrudidos no final do Paleoproterozôico por enxames de diques riolíticos (ca. 1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos. O "greenstone" apresenta estruturas e texturas ígneas reconhecíveis, porém obliteradas em regiões de contato com metagranitóides e em zonas de cisalhamento. As ultramáficas ocorrem como tremolititos, tremolita - talco xistos e talco xistos; o anfibólio é bastante alongado e fino, comumente em arranjos paralelos, interpretados como fantasmas de texturas "spinifex". Os basaltos são maciços ou almofadados, freqüentemente variolíticos. Mostram diferentes graus de recristalização, sendo identificados restos de texturas hialofiticas, pilotaxíticas e traquitóides. Clinoanfibólio (hornblenda actinolítica), epídotos e plagioclásio (albita - andesina) são os minerais mais abundantes. Os gabros são maciços a porfiriticos, distinguindo-se relíquias de texturas subofiticas e granofiricas. Os dacitos são porfiríticos, com fenocristais de quartzo e plagioclásio (oligoclásio), além de hornblenda e nódulos máficos (biotita, clorita, opacos, epidotos, titanita, apatita) nas variedades menos evoluídas. Dentre os metagranitóides, os leucogranitos e trondhjemitos contêm biotita cloritizada, enquanto granodioritos e parte dos tonalitos portam biotita ou biotita + hornblenda (também em quartzo dioritos). O "greenstone" e os metagranitóides foram afetados por uma deformação dúctil, heterogênea, que evoluiu para zonas miloníticas. A estruturação da área é marcada por uma fábrica planar (Sn//Sm/D2) direcionada WNW-ESE a E-W, de mergulhos divergentes. Lineações de estiramento E-W, WNW-ESE ou NW-SE, meso e microestruturas assimétricas S-C, peixes de micas e de clinoanfibólios, e rotações de porfiroclastos a e 15 indicaram uma megaestrutura resultante de um binário com encurtamento NW-SE. A geometria atual do "greenstone" seria derivada de transpressão dextrógira, com o "greenstone" compondo uma estrutura em flor positiva. O regime transpressivo favoreceu a criação de regiões transtrativas, onde se alojaram plútons graníticos no NW, além de clivagens de crenulação extensional (Sn+i/D2) no SW. A quantificação da deformação revelou encurtamento da ordem de 60%, extensão subhorizontal, paralela ao "trend" do "greenstone", de 68 a 500%, e extensão vertical de 101 a 280%. O elipsóide de deformação variou de oblato a prolato, com mudanças de densidade e rotação do eixo de estiramento máximo (X) nas zonas miloníticas. A inversão da deformação permitiu reconstruir a forma original do "greenstone", que seria também alongada WNW-ESE, embora de excentricidade menor que a atual. Estes dados, juntamente com a petrofábrica do eixo c do quartzo, sugeriram que a deformação progressiva envolveu mecanismos de cisalhamento puro e simples, sendo o arcabouço final resultante deste último. Falhas e fraturas rúpteis diversas, afetando também diques riolíticos e diabásicos, marcaram o último evento (D3). As paragêneses minerais do metamorfismo principal (Mn/M2) originaram-se de recristalização estática, pré-tectônica, que modificou parte das texturas e quase totalmente a mineralogia das rochas do "greenstone". Formaram-se anfibólio verde azulado (hornblenda actinolítica), epídotos (pistacita predominante), titanita e quartzo em BAS e GB; tremolita, talco e clorita em UM. Saussuritização e sericitização de plagioclásio, biotitização de anfibólio, cloritização de biotita e transformação de hornblenda em titanita verificaram-se nos metagranitóides. A coexistência de hornblenda + plagioclásio (An> 17) e/ou hornblenda actinolítica + epidotos + clorita em rochas metabásicas mostrou que o evento supra foi de pressão baixa e temperaturas transicionais entre as fácies xisto verde e anfibolito. Este episódio essencialmente térmico refletiu o aquecimento crustal produzido pelo plutonismo do final do Mesoarqueano, tendo obliterado as associações prévias do metamorfismo de fundo oceânico. Ligeiramente concomitante a francamente subseqüente, houve um evento de recristalização dinâmica extensiva (Mm/M2) na fácies xisto verde, particularmente em zonas de cisalhamento e contatos litológicos. Em tais locais, existem evidências de aporte de fluidos (blastomilonitos xistosos e abundantes veios de quartzo) e remobilização da maioria dos elementos químicos (Al, Fe, Ca, K, Na, Rb, Sr, Zr). Em condições PT ainda menores, deu-se finalmente a ação de um evento discreto, relacionado com crenulações e formando clorita, epídotos e quartzo (Mn+1/M2). O evento M2, bem como aquele detectado somente em GN (M1 em fácies anfibolito), foram de natureza dúctil, o que os distinguiu nitidamente do último episódio (D3/M3). Este foi posicionado no final do Paleoproterozóico, tendo caráter hidrotermal e associado á feições rúpteis de alto nível crustal. A evolução progressiva do metamorfismo M2, com pico térmico precoce ao pico da deformação, sugeriu uma trajetória P-T-t anti-horária, correspondente á evolução metamórfica de bacias marginais fanerozóicas. Algumas análises químicas de rochas metavulcânicas permitiram a definição de séries magmáticas e discussão de modelos petrogenéticos. Reconheceram-se três séries geoquímicas, a saber, da mais antiga para a mais nova, komatiítica (UM), toleitica (BAS e GB) e cálcio-alcalina (DAC). A primeira corresponde a komatiitos peridotíticos, com MgO>18% em peso (base anidra), com um "trend" de enriquecimento em Al, tal como em Geluk e Munro, e menos cálcico do que Barberton. Os padrões de terras raras leves são irregulares, com razões (La/Sm)N entre 0,42 e 4,2 e anomalias negativas de Eu. Os terras raras pesadas pareceram menos afetados por processos pós-eruptivos, sendo planos ou ligeiramente fracionados (1,0<(Gd1Yb)N<2,3). Modelos quantitativos foram de dificil execução em virtude da remobilização de vários elementos, porém, em termos qualitativos, foi possível estimar cumulados ricos em olivina e ortopiroxênio. Dentre os toleítos, BAS e GB apresentaram padrões geoquímicos muito similares entre si. Ambos são toleítos de baixo potássio, comparáveis a toleítos arqueanos empobrecidos. Os elementos terras raras são quase planos, com valores 10X o condrito, e anomalias fracas ou inexistentes de Eu. Modelos preliminares sugeriram cumulados semelhantes para BAS e GB, compostos essencialmente de clinopiroxênio e plagioclásio. De acordo com alguns cálculos geoquímicos, a fonte dos magmas que originaram os komatiitos e toleítos seria o lherzolito a granada. Os DAC apresentaram características geoquímicas afins à metavulcânicas e metaplutônicas cálcio-alcalinas tanto modernas quanto arqueanas, seguindo o "trend" trondhjemítico. A diferenciação magmática teria decorrido por fracionamento de plagioclásio>quartzo>hornblenda>K-feldspato, com quantidades accessórias de biotita, magnetita, titanita, alanita e zircão. A fonte do magma dacítico seria crustal do tipo toleíto metamorfisado em fácies granada anfibolito e ligeiramente enriquecido em terras raras leves. No modelo geodinâmico proposto, já existia um embasamento gnáissico antes de 2,96 Ga. Entre 2,96 e 2,90 Ga, a conjugação de alto gradiente geotérmico com extensão litosférica provocou o rifteamento continental, formando bacias marginais, onde se daria a extrusão de komatiitos e toleítos. Em torno de 2,94(?)-2,90 Ga, geraram-se os DAC através de fusão de crosta oceânica em zonas de subducção, evoluindo por fracionamento a baixas pressões. Os mesmos mecanismos geradores dos DAC também seriam responsáveis pelo plutonismo cálcio-alcalino, culminando com a inversão estrutural do "greenstone", espessamento crustal e forma final do terreno granito - "greenstone" (transpressão dextrógira ca. 2,88-2,86 Ga). A região sofreu ainda um episódio de (rea)quecimento, detectado a nível de minerais, sem deformação e metamorfismo correlatos, ao final do Eoarqueano (2,69-2,50 Ga), e intrusão de enxames de diques riolíticos (1,60 Ga, Rb/Sr) e diabásicos ao final do Paleoproterozóico. A correlação com o conhecimento atual da PMC permitiu admitir que o terreno granito - "greenstone" de Rio Maria já estava configurado quando da implantação do Supergrupo Itacaiúnas (ca. 2,76 Ga) e da granitogênse alcalina na Serra dos Carajás. Assim, a transpressão sinistrógira que inverteu aquele supergrupo corresponderia a um evento posterior e bem distinto da transpressão dextrógira da região de Rio Maria.
Acesso aberto (Open Access)
Maciço granítico Musa: mapeamento, petrologia e petroquímica, Rio Maria, SE do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1987-07-01) GASTAL, Maria do Carmo Pinto; DALL'AGNOL, Roberto
O maciço granítico Musa, situado no extremo-sudeste do estado do Pará (porção sul na Província Mineral'de Carajás), é uma intrusão permissiva, colocada em níveis crustais rasos. Secciona rochas do embasamento regional, anteriormente englobadas no Complexo Xingú, incluindo o granodiorito Rio Maria, a seqüência tipo greenstone belt da Pedra Preta e os gnaisses arqueanos. Falhas e fraturas pré-existentes exerceram papel importante na colocação do maciço. Há importantes mineralizações de wolframita em veios de quartzo, nas adjacências do granito, onde o mesmo secciona a seqüência tipo greenstone, na área da Pedra Preta (a oeste). A origem da mesma se deve ao retrabalhamento termometamórfico do W contido nas rochas da seqüência greenstone, à época de intrusão do maciço Musa. As relações de contato com as encaixantes revelam alto contraste de viscosidade entre o magma granítico e as mesmas e, que foram atingidas condições de metamorfismo de grau médio e pressões inferiores a 4 kbar. A faciologia do maciço inclue biotita granitos leucocráticos a hololeucocráticos, contendo anfibólio e titanita, os quais foram divididos em monzogranitos e sienogranitos e, rochas hipoabissais intermediárias e ácidas (microdioritos, dacitos pórfiros e granitos pórfiros). As relações entre as diversas fácies indicam que os monzogranitos são as de colocação mais precoce, sendo cortadas pelos diques e ambos, por sua vez, truncados pelos sienogranitos. Nos monzogranitos é comum a existência de enclaves de composição monzo a granodiorítica, interpretados como resíduos cristalinos carregados em equilíbrio pelo magma. Variações texturais e mineralógicas constatadas nos dois grupos de fácies graníticas permitiram subdividi-los em sete fácies petrográficas distintas: Biotita-anfibólio monzogranito, anfibólio-biotita monzogranito, biotita-monzogranito, leucomonzogranito, anfibólio-biotita sienogranito, leucosieno-granito e microsienogranito. Algumas rochas graníticas que ocorrem associadas aos veios mineralizados da Pedra Preta assemelham-se às fácies leucosienograníticas heterogranulares, rindo por mostrarem-se mais intensamente transformadas eventos tardi-magmáticos. As diferentes fácies graníticas exibem composição sub-alcalina, são calci-alcalinas, metaluminosas a ligeiramente peraluminosas e apresentam-se relativamente enriquecidas em Si02, K20, FeO(t), Ti02, P205, Ba e Y e empobrecidos em MgO. Em conjunto, mostram maiores analogias com os granitos Cordilheranos (tipo I - Chappell e White, 1974) ou da série a Magnetita (Ishihara, 1981), embora os termos de sienogranitos hololeucocráticos diferem um pouco dos demais. Segundo a classificação de Pearce et alii (1984) , enquadram-se como granitos intraplaca, desenvolvidos em crosta continental atenuada. O comportamento dos elementos traços não caracterizam as diversas fácies como granitos especializados metalogeneticamente, porém algumas amostras de microsienogranitos podem ser vistas como tal. Dados geocronológicos, Rb/Sr em R.T., obtidos para as diferentes fácies presentes no maciço Musa, embora não inteiramente conclusivos, parecem coerentes com a ordem de colocação observada. Por outro lado, a idade fornecida, tomando-se o conjunto de amostras das várias fácies, é de 1692 ± 11 Ma e R.I. 0,78777 : 0,00023. Esta idade evidencia o não relacionamento deste maciço com o evento Uatumã, aproximando-o mais da intrusão do maciço Jamon (1601 ± 21 Ma). O quimismo das rochas hipoabissais não confirma o relacionamento das mesmas com as vulcânicas do grupo Uatumã. O "trend de afinidades toleíticas" em diagrama AFM, apresentado pelo conjunto das amostras do maciço difere daquele "calci-alcalino" das vulcânicas Uatumã. A proximidade espacial e temporal entre os maciços Musa e Jamon e a presença nos mesmos de fácies monzograníticas muito similares, conduz a interpretação dos mesmos terem se originado e evoluiram através de processos análogos. Isto permite a definição do Magmatismo Ácido e Intermediário de Rio Maria do Proterozóico Médio (1700-1600 Ma), incluindo os dois maciços, rochas hipoabissais intermediárias e ácidas e, granito Marajoara. O conjunto de dados confirmam a cogeniticidade das várias fácies ocorrentes no maciço, porém revelam possíveis variações nas rochas fontes.É visualizada a existência de um percursor mantélico, talvez, de afinidade toleítica, que teria promovido a fusão parcial de rochas ígneas da base da crosta, às quais se misturaria. A ampliação dos processos de fusão parcial propiciaram a inclusão nos mesmos das rochas mais superficiais, relacionadas as seqüências vulcanossedimentares. Este modelo, coerente com as idéias de Hildreth (1981), revela a existência de, no mínimo, dois líquidos magmáticos (monzogranítico e sienogranítico) ligeiramente diferentes, formados à diferentes profundidades da crosta e os quais teriam evoluido de modo, independente, mas através de processos de cristalização fracionada prolongada. A respeito do ambiente tectônico à época de geração do maciço Musa, os dados deixam dúvidas, quanto o mesmo ser um granito intraplaca, anorogênico ou estar relacionado a uma margem continental proterozóica.
Acesso aberto (Open Access)
Petrogenesis and U-Pb and Sm-Nd geochronology of the Taquaral granite: record of an orosirian continental magmatic arc in the region of Corumba - MS
(Universidade Federal do Pará, 2015-09) REDES, Letícia Alexandre; SOUSA, Maria Zélia Aguiar de; RUIZ, Amarildo Salina; LAFON, Jean Michel
O Granito Taquaral situa-se no sul do Cráton Amazônico, na região de Corumbá, extremo ocidente do estado de Mato Grosso do Sul (MS), próximo à fronteira Brasil-Bolívia. Ocorre como um batólito, sendo parcialmente recoberto pelas rochas sedimentares das formações Urucum, Tamengo, Bocaina e Pantanal e pelas aluviões atuais. Seus litotipos são classificados como quartzo monzodioritos, granodioritos, quartzo-monzonitos, monzogranitos e sienogranitos. Dois tipos de enclaves de natureza e origens diferentes são encontrados, um de composição máfica correspondente a xenólito e outro como enclave microgranular félsico. Observam-se duas fases deformacionais, uma de natureza dúctil (F1) e outra rúptil (F2). Os dados geoquímicos indicam composição intermediária a ácida para essas rochas e um magmatismo cálcio-alcalino de médio a alto-K, metaluminoso a peraluminoso e sugerem uma colocação em ambiente de arco. A análise geocronológica pelo método U-Pb (SHRIMP) em zircão foi realizada em um granodiorito aponta para uma idade de 1861 ± 5,3 Ma para sua cristalização. Análises Sm-Nd em rocha total fornecem valores de εNd(1,86 Ga) de -1,48 e -1,28 e TDM de 2,32 e 2,25 Ga indicando uma provável fonte crustal riaciana. Admite-se que o Granito Taquaral corresponda a um magmatismo desenvolvido no final do Orosiriano, constituinte do Arco Magmático Amoguijá.
Acesso aberto (Open Access)
Petrogenesis, U-Pb and Sm-Nd geochronology of the Furna Azul Migmatite: partial melting evidence during the San Ignácio Orogeny, Paraguá Terrane, SW Amazon Craton
(Universidade Federal do Pará, 2016-06) NASCIMENTO, Newton Diego Couto do; RUIZ, Amarildo Salina; PIEROSAN, Ronaldo; LIMA, Gabrielle Aparecida de; MATOS, João Batista; LAFON, Jean Michel; MOURA, Candido Augusto Veloso
O Migmatito Furna Azul é um complexo de ~10 km2 localizado em Pontes e Lacerda, Mato Grosso, Brasil. Pertence ao Terreno Paraguá, próximo ao limite com o Terreno Rio Alegre, sudeste da Província Rondoniana - San Ignácio - Cráton Amazônico. O migmatito consiste de metatexitos transicionais com enclaves anfibolíticos e injeções dioríticas. Os metatexitos são distinguidos em ricos em resíduo e ricos em leucossoma e exibem três fases deformacionais marcadas pelo bandamento estromático dobrado afetado por uma xistosidade espaçada e metamorfisados na fácies anfibolito alto, representada por granada, biotita e sillimanita, bem como pela formação de clinopiroxênio nos enclaves. O retrometamorfismo para a fácies xisto verde é marcado pela formação de clorita, muscovita/sericita e prehnita. O metatexito rico em resíduo apresenta maiores teores de CaO, Na 2O, separando-os do metatexito transicional enriquecidos em K2O, Ba e Rb. Comparando com produtos de anatexia, nota-se uma afinidade com produtos de protólitos tonalíticos e/ou anfibolíticos. Os dados geocronológicos (U-Pb SHRIMP em zircão e Sm-Nd em rocha total) mostraram que o metatexito rico em resíduo teve sua cristalização em 1436 ± 11 Ma, com idade modelo TDM de 1,90 Ga e ε Nd(1,43) de -0,54, enquanto a injeção diorítica cristalizou em 1341.7 ± 17 Ma com idade modelo TDM de 1,47 Ga e ε Nd(1,34) de 3,39. Esses resultados evidenciam que o protólito do Migmatito Furna Azul teria sido formado durante a Orogenia San Ignácio (1.43 Ga) posteriormente retrabalhado, servindo de embasamento para o magmatismo tardi a pós-colisional representado pela Suíte Intrusiva Pensamiento.
Acesso aberto (Open Access)
Petrologia dos granitóides brasilianos da região de Caraúbas-Umarizal, oeste do Rio Grande do Norte
(Universidade Federal do Pará, 1993-05-07) GALINDO, Antonio Carlos; MCREATH, Ian; http://lattes.cnpq.br/5299851252167587; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
O mapeamento da área de Caraúbas-Umarizal, no oeste do Rio Grande do Norte, levou à identificação de seis grandes corpos granitóides relacionados ao Ciclo Brasiliano: granitóides Umarizal, Tourão, Caraúbas, Prado, Complexo Serra do Lima e Quixaba. Todos os granitóides, à exceção do Granitóide Umarizal, encontram-se deformados, exibindo uma foliação de "trend" dominantemente NE, com mergulhos principalmente para SE. Este "fabric" reflete a tectônica brasiliana principal. A deformação frágil-ductil é representada por fraturas, falhas e zonas de cisalhamento, que são as feições estruturais mais marcantes da área. Dentre esses cisalhamentos destaca-se a Zona de Cisalhamento Portalegre-ZCP, com mais de 200 km de extensão e até 2 km de largura. A colocação desses granitóides foi condicionada e em grande parte controlada pelas zonas de cisalhamento. A presença constante de estruturas do tipo "brechas magmáticas" no Granitóide Umarizal sugere que o mesmo intrudiu urna crosta já fria. Para o Granitóide Tourão e tipos similares admite-se uma colocação por diapirismo seguido de baloneamento. O Granitóide Umarizal é dominado por rochas de textura grossa e de composição quartzo-monzonitica a quartzo-sienitica, com biotita, anfibólio e clinopiroxênio em proporções variáveis, acompanhados por faialita e mais raramente ortopiroxênio. O Granitóide Quixaba é de textura grossa a muito grossa, com composição dominantemente quartzo-monzodioritica e quartzo-monzonítica. Os granitóides Tourão, Caraúbas, Prado e Complexo Serra do Lima apresentam uma grande identidade entre si. São representados dominantemente por monzogranitos porfiríticos com megacristais de feldspato potássico de até 6 cm e, subordinadamente, por leuco-microgranitos. Ao Granitóide Prado associa-se urna fácies de natureza dioritica, a qual ocorre principalmente como encraves nos granitos. Geoquimicamente esses seis granitóides se agrupam em quatro grandes familias: Granitóide Quixaba, Associação Dioritica do Prado, Granitóide Umarizal e o conjunto dos granitóides Tourão, Caraúbas, Prado (fácies granítica) e Complexo Serra do Lima. Os dois primeiros apresentam baixa sílica e urna assinatura geoquímica similar à de rochas shoshoníticas plutônicas, porém são de caráter relativamente mais alcalino do que o normal para esse tipo de associação. Os demais possuem sílica intermediária a alta. O granitóide Umarizal é de afinidade alcalina com muitas características de granitos do tipo-A. Os demais granitóides mostram assinatura geoquímica similar a rochas das associações subalcalinas ácidas. Datações geocronológicas pelo método Rb-Sr em rocha total indicam que, dentre os granitóides brasilianos os granitóides Caraúbas e Prado (630 ± 23 Ma) são os mais antigos da área, seguidos pelos granitóides Tourão e o Complexo Serra do Lima (600 + 7 - 575 ± 15 Ma) e, finalmente, pelo Granitóide Umarizal (545 + 7 Ma). As razões isotópicas iniciais 87Sr/86Sr são superiores a 0,708, indicando uma fonte dominantemente crustal para os magmas desses granitóides. O Granitóide Quixaba e a associação diorítica do Prado mostram características geoquímicas de fonte mantélica. Com base na presenca de clinopiroxênio e faialita no Granitóide Umarizal e de clivo e ortopiroxênio no Granitóide Quixaba, estima-se que o inicio da cristalização desses dois granitóides deu-se em temperaturas próximas de 900 °C, sendo as pressões provavelmente da ordem de 8 a 9 kbar. As condições de fugacidade de oxigênio durante a cristalização foram relativamente baixas, sendo controladas no caso do Granitóide Umarizal pelo tampão FMQ, e possivelmente também para o caso Granitóide Quixaba. Admite-se que o magma gerador do Granitóide Umarizal seria derivado da fusão de rochas de composição mangerítica, ao passo que os magmas formadores do granitóides Tourão, Caraúbas, Prado e Complexo Serra do Lima, proviriam de uma fonte monzonítica. Cristalização fracionada foi o processo dominante na evolução dos magmas desses diversos granitóides. O Granitóide Umarizal encontra um único tipo similar descrito na Província Borborema, que é o Granito Meruoca, no Ceará, que também apresenta uma fácies com faialita, porém há diferencas significativas em termos petrográficos e geoquímicos entre ambos. Associações shoshoníticas plutônicas são descritas com freqüência no âmbito dessa província, porém composicionalmente elas são distintas do Granitóide Quixaba. Os granitóides Tourão, Caraúbas, Prado e Complexo Serra do Lima, encontram similares amplamente distribuídos na Província Borborema, constituindo-se nos tipos mais freqüentes de granitóides brasilianos.
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Quartzo magmático e hidrotermal do depósito de ouro São Jorge, Província Aurífera do Tapajós, Pará: petrografia, microscopia eletrônica de varredura-catodoluminescência e implicações metalogenéticas
(Universidade Federal do Pará, 2015-12) SOTERO, Aldemir de Melo; LAMARÃO, Cláudio Nery; MARQUES, Gisele Tavares; RODRIGUES, Paulo Roberto Soares
Estudos em cristais de quartzo presentes nas associações minerais para a área do depósito de ouro São Jorge, Província Aurífera do Tapajós, sudoeste do estado do Pará, identificaram quatro tipos morfológico-texturais (Qz1, Qz2, Qz3 e Qz4) com base em imagens de microscopia eletrônica de varredura-catodoluminescência. Nas rochas mais preservadas do Granito São Jorge Jovem, ricas em anfibólio e biotita (associações 1 e 2), dominam cristais anédricos de quartzo magmático com luminescência alta a moderada (Qz1). Nas rochas parcialmente alteradas (associações 2 e 3), fluidos pós-magmáticos a hidrotermais afetaram o granito e percolaram fraturas do Qz1 e cristalizaram Qz2 não luminescente (escuro). Nas rochas mais intensamente alteradas (associação 4), sucessivos processos de alteração, dissolução e recristalização deram origem a cristais de quartzo zonados subédricos (Qz3) e euédricos (Qz4). Imagens por elétrons retroespalhados e análises semiquantitativas por espectroscopia por dispersão de energia identificaram duas gerações de ouro: Au1, enriquecido em Ag (4,3 a 23,7%) e associado a cristais de pirita; Au2, enriquecido em Te (1,1 a 17,2%) e incluso ou associado ao Qz4. O estudo de microscopia eletrônica de varredura-catodoluminescência forneceu informações importantes que foram preservadas na estrutura do quartzo. A evolução morfológico-textural desse mineral em diferentes estágios evidencia a ação gradativa do hidrotermalismo nas rochas e nas associações minerais do depósito São Jorge. A mineralização aurífera do depósito foi caracterizada quimicamente (espectroscopia por dispersão de energia) e parageneticamente (pirita, esfalerita e Qz4), podendo ser dividida em gerações ou eventos mineralizantes distintos. A eficiência da metodologia utilizada neste estudo foi comprovada, permitindo sua aplicação em estudos de outros depósitos hidrotermais.