Navegando por Assunto "Litoestratigrafia"

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Ambiente flúvio-deltáico influenciado por maré e tempestade da Formação Rio Maria, leste da Província Carajás (SE) do Cráton Amazônico
(2012-12) NASCIMENTO, Marivaldo dos Santos; OLIVEIRA, Camila Vilar de; ALTHOFF, Fernando Jacques
A Formação Rio Maria compreende uma sucessão sedimentar progradante depositada em mar epicontinental desenvolvido ao longo da borda leste da Província Carajás – a mais antiga província do Cráton Amazônico – tendo sido intrudida por granitos em torno de 1.88 Ga. Quatro associações de fácies foram reconhecidas: prodelta-barras distais, frente deltaica-shoreface, planície deltaica-distributários e canais fluviais. Estratificações cruzadas hummocky e swaley de grande porte (> 1 m) atestam influência de ondas de tempestade nos depósitos de shoreface (tempestitos) e estratificações bipolares com recobrimento argiloso indicam atuação de processos de maré. As composições modais dos componentes detríticos do quartzarenito, sublitarenito e arcóseo indicam fontes de blocos continentais (Cráton interior, segundo a classificação de Dickinson). Os minerais pesados (por exemplo, zircão, turmalina, estaurolita, epidoto, etc.) sugerem contribuições de rochas plutônicas félsicas e metamórfica. Grãos de zircão muito bem arredondados podem ser relacionados a sedimentos reciclados ou intensamente retrabalhados, ou fontes metamórficas. Esses litotipos podem ser atribuídos às rochas que constituem o Bloco Rio Maria, que inclui granitos e rochas metamórficas do terreno granito-greenstone de Rio Maria (3.0 – 2.86 Ga).
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Field and petrographic data of 1.90 to 1.88 Ga I- and A-type granitoids from the central region of the Amazonian Craton, NE Amazonas State, Brazil
(2012-12) VALERIO, Cristóvão da Silva; MACAMBIRA, Moacir José Buenano; SOUZA, Valmir da Silva
O SW do município de Presidente Figueiredo, localizado no Estado do Amazonas, Nordeste do Cráton Amazônico Central, Brasil, hospeda granitoides do tipo I de idade entre 1890 a 1898 Ma (Terra Preta Granito, Suíte Água Branca), hornblenda-sienogranitos do tipo A (Sienogranito Canoas da Suíte Mapuera), rochas vulcânicas ácidas à intermediárias (Grupo Iricoumé) e granitos rapakivi de idades entre 1883 a 1889 Ma (Granito São Gabriel da Suíte Mapuera), e rochas afins (quartzo-gabro-anortosito e diorito), além de quartzo-monzonito Castanhal, milonitos e hornfels. A fácies quartzo-diorito do granito Terra Preta foi formada por processos de mistura entre um dique quartzo-gabro sinplutônico e um granodiorito hornblenda. Glóbulos parcialmente assimilados de sienogranitos hornblenda Canoas e seus contatos com o granodiorito hornblenda Terra Preta sugerem que o sienogranito Canoas é um pouco mais jovem do que o Granito Terra Preta. Xenólitos do sienogranito Canoas no interior do Granito São Gabriel mostram que o granito é mais jovem do que o sienogranito Canoas. Novas evidências geológicas e petrográficas avançam na compreensão petrológica destas rochas e sugerem que, além de cristalização fracionada, assimilação e mistura de magma, desempenharam um papel importante, pelo menos em escala local, na evolução e variação composicionais dos plutons. Tal evidência é encontrada no Granito Terra Preta misturado com materiais quartzo-diorito, félsico associado ao sienogranito Canoas e nos enclaves microgranulares intermediários, que apresentam biotita e hornblenda primárias, além de dissolução plagioclásio, corrosão de feldspatos, mantos feldspatos alcalinos, segunda geração de apatita, e elevados teores xenocristais em enclaves intermediários formados a partir da fragmentação de intrusões máficas. Análises petrográficas mostram que um evento deformacional registrado na parte Ocidental da área de estudo (com deformação progressiva de E para W) é estimado entre o magmatismo pós-colisional de 1,90 Ga e as invasões do Granito São Gabriel e rochas afins máficas/intermediárias (intraplaca). No entanto, torna-se extremamente necessário obter idades absolutas para este evento metamórfico.
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Geologia do perfil entre os municípios de Colina e Couto Magalhães no estado do Tocantins-Brasil
(Universidade Federal do Pará, 1997-02-18) MORAES JÚNIOR, Ofir; BORGES, Maurício da Silva; http://lattes.cnpq.br/1580207189205228; GÓES, Ana Maria; http://lattes.cnpq.br/2220793632946285
A área está inserida no quadro geológico da Província Tocantins, dentro da porção mais meridional da Amazônia oriental. Está compreendida entre os paralelos 08° 00’ 00’’ e 08° 30’ 00’’ e os meridianos 48° 30’ 00’’ e 49° 30’ 00’’. A região pesquisada engloba uma seção geológica que tem inserção na cidade de Colinas do Tocantins, com prosseguimento através da rodovia estadual TO-280 e término ocorrendo às proximidades da cidade de Couto Magalhães/TO, perfazendo cerca de 107 km em perfil. Adota-se nesse trabalho a divisão cronoestratigráfica para o Supergrupo Baixo Araguaia, que inclui da base para o topo, os grupos Estrondo e Grupo Pequizeiro. Optou-se por incluir no Grupo Estrondo os litotipos atribuídos à Formação Xambioá (além da inclusão, neste grupo, da Formação Couto Magalhães). Esta unidade, em sua porção leste, está constituída dominantemente por xistos e quartzitos, sendo mais comuns biotita xistos, xistos feldspáticos (gnaissóides) e quartzitos puros; na sua porção oeste, aflora a unidade denominada, por alguns autores, de Formação Couto Magalhães, cuja litologia principal é representada por metassedimentos, dominantemente filitos. O Grupo Pequizeiro, em alguns trabalhos denominado Formação Pequizeiro (incluída no antigo Grupo Tocantins), situa-se na pare centro-oeste da área e exige rochas fundamentalmente formadas por micaxistos, sendo mais frequentes clorita xistos e biotita xistos intercalados. A bacia do Parnaíba está representada, em sua borda oeste (porção leste da área de trabalho) pelos sedimentos pelíticos da Formação Pimenteira e arenitos da Formação Cabeças. Também foram observadas unidades essencialmente conglomeráticas atribuídas à Formação Rio das Barreiras e à unidade Conglomerado Cipó, as quais, por alguns autores, têm sido consideradas como variações deposicionais da Formação Cabeças, ou da Formação Piauí ou até da Formação Pedra de Fogo. Estes conglomerados são aqui considerados como de idade eopaleozóica. As características sedimentológicas da Formação Rio das Barreiras não permitem correlacioná-la a nenhuma unidade da bacia do Parnaíba; já os Conglomerados Cipó podem ter relação com a Formação Serra Grande desta bacia. Os aspectos estruturais identificados dentro do Supergrupo Baixo Araguaia segregam não apenas dois grupos litoestratigráficos enfeixados nos grupos Estrondo e Pequizeiro, mas também duas classes de estruturas: uma originada por sistema de tectônica puramente dúctil e não-coaxial; e outra oriunda de uma tectônica predominantemente rúptil e coaxial, implantada posteriormente. São marcados pela presença constante de três tipos mais importantes de estruturas tectógenas: [a] foliação milonítica e xistosidade; [b] lineação de estiramento; além de uma terceira estrutura identificada pontualmente; [c] bandamento composicional. Outras feições, não menos importantes, são descritas como dobras, clivagem de crenulação, veios e lentes. Dentro do domínio de estruturas de caráter rúptil são reconhecidas falhas de diferentes tipos, juntas ou fraturas, além do lineamento de orientações várias que podem representar distintos tipos de estruturas. As estruturas identificadas no âmbito da bacia do Parnaíba são caracterizadas fundamentalmente através da atuação de processos originados por falhamentos de caráter normal. São estruturas oriundas de regime de tectônica frágil que gerou falhas normais importantes, tanto em escala regional como em escala de afloramento. De igual importância, são as descontinuidades descritas como juntas que constituem marcantes impressões registradas nas duas unidades sedimentares mapeadas dentro desta porção da bacia. A correlação entre as feições exibidas em escala de afloramento (falhas, fraturas, estrias) com os lineamentos de escala regional evidencia o direcionamento principal segundo uma direção preferencial norte-sul. Esta orientação pode ser visualizada através dos registros (diagramas) de tratamentos estatísticos baseados em medidas de campo. As estruturas glaciotectônicas estudadas referem-se às geometrias deformadas e caóticas existentes nos depósitos areno-conglomeráticos devonianos pertencentes à Formação Cabeças da bacia do Parnaíba. Ocorrem em boa parte da área de trabalho, ao longo da porção mais oriental da região. São principalmente tilitos que exibem exuberantes feições cisalhantes, atribuídas ao tectonismo de paleogeleiras do final da sedimentação marinha dos arenitos Cabeças, no Fameniano. São descritos tilitos deformados e pouco deformados originados em regime de deformação progressiva através de movimentos tangenciais em zonas de cisalhamento simples e heterogêneo, geradas em ambientes subglaciais distais e de contato glacial. Dois principais compartimentos de relevo estão expostos dentro da área de trabalho: [1] aquele atribuído ao cinturão Araguaia e [2] aquele correlacionado à cobertura sedimentar da bacia do Parnaíba. No âmbito do cinturão Araguaia, que faz parte do Planalto do Interflúvio Araguaia-Tocantins, foram individualizadas as seguintes unidades de relevo diferenciado: [a] relevo de serras alinhadas de topos aguçados; [b] relevo de morros de topos tabulares; [c] relevo de morrotes isolados de topos abaulados; [d] relevo colinoso de topos arredondados; [e] pedeplano terciário; [f] planície fluvial do rio Araguaia; [g] aluviões holocênicos. As duas últimas sub-unidades estão inseridas na Depressão do Araguaia. Na área pertencente à bacia do Parnaíba, englobada na Depressão do Tocantins, foram individualizadas apenas duas unidades morfológicas; [h] relevo de morros de topos planos; [i] relevo de colinas amplas de topos planos e arredondados. A evolução da área no contexto do cinturão Araguaia é entendida através do modelo de distensão-compressão litosférica, onde a fase distensiva promoveu a formação de hemigraben dominado por falhas normais inclinadas para leste; a fase compressiva caracterizou-se pela reativação das falhas normais em cavalgamentos. A acomodação desses tensores deu-se através da formação de sistema imbricado com nappes associadas. O Supergrupo Baixo Araguaia possui características de seqüência marinha transgressiva. A instalação da bacia do Parnaíba ocorreu através de um eixo extensorial de direção NW-SE durante o início do Paleozóico, no Ordoviciiano-Siluriano. Os efeitos dessa abertura levaram à formação de falhas extensionais que se concentraram nas bordas W, E e SE que foram controladas por lineamentos antigos pré-cambrianos. Os depósitos clásticos do Grupo Canindé, registros do Devoniano da bacia, representam a alternância de ciclos regressivos (pelitos das formações Pimenteira e Longá) e transgressivos (arenitos das formações Itaim e Cabeças) e são caracterizados por deposição em climas temperados a frios nas proximidades de geleiras.
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Síntese geológica e geocronológica do Cráton São Luís e do Cinturão Gurupi na região do Rio Gurupi (NE-Pará / NW-Maranhão)
(2013-08) KLEIN, Evandro Luiz; MOURA, Candido Augusto Veloso
A região do Gurupi, na fronteira norte dos estados do Pará e Maranhão, é historicamente dividida em dois domínios geocronológicos (Rb-Sr, K-Ar): um paleoproterozóico (Cráton São Luís), outro neoproterozóico (Cinturão Gurupi). Dados geocronológicos em zircão (evaporação de Pb), recentemente disponibilizados, além de dados inéditos aqui apresentados, contemplam a maioria das unidades litoestratigráficas e litodêmicas regionais e, juntamente com poucos dados de Sm-Nd em rocha total, mostram ser o período entre 2,0 e 2,2 Ga a época de formação da quase totalidade das unidades rochosas (juvenis ou não). Apenas um granitóide possui idade de cristalização neoproterozóica (~0,55 Ga) e o Arqueano apresenta-se somente como vestígio em cristais herdados de zircão e em idades modelo Sm-Nd (TDM) de protólitos de algumas unidades. A avaliação das características composicionais, metamórficas, estruturais, geofísicas e geocronológicas das diversas unidades sustenta a divisão prévia em dois domínios, mas mostra que o domínio (cinturão) Gurupi possui história orogênica paleoproterozóica comum ao domínio (cráton) São Luís. O domínio Gurupi possui características de orógeno colisional, enquanto que o domínio São Luís possui características acrescionárias e ambos participaram da colagem orogênica Paleoproterozóica (2,2 - 2,0 Ga), muito importante em escala global. No Neoproterozóico, a borda sul desse conjunto foi afetada por forte atividade tectônica direcional e litogênese muito limitada, como reflexo da colagem orogênica Brasiliana, definindo a configuração atual do Cinturão Gurupi e da borda sul do Cráton São Luís.