Considerações sobre a Evolução Tectôno-Metamórfica do Complexo Xingu

A idade de 3.066 ± 6,6 Ma obtida em zircão do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse é atribuída à cristalização da suíte TTG durante evento de subducção de placa oceânica em ambiente de arco continental. Essa idade é correlata às idades obtidas por Moreto et al. (2011; 2013) para a cristalização do Tonalito Bacaba e do Granito Sequeirinho caracterizados nas proximidades e na Mina Sossego em Canaã dos Carajás. No entanto, esses diferem dos litotipos caracterizados nesse estudo por representarem rochas apenas localmente cisalhadas, sem evidências de metamorfismo regional e fusão parcial. Idades semelhantes (3.002 ± 14 Ma Ga;

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MSWD=0,072; U-Pb em zircão) também foram obtidas por Pidgedon et al. (2000) e interpretadas como relativas à cristalização dos protólitos dos granulitos máficos do Complexo Pium. Adicionalmente, Feio et al. (2013) obtiveram idades análogas em alguns cristais de zircão nos granitos Bom Jesus e Cruzadão da região de Canaã dos Carajás, interpretadas como devidas a zircão herdado.

Esse conjunto de idades próximas a ca. 3,0 Ga coincide com as idades modelos Sm-Nd TDM obtidas pararochas graníticas (Barros et al., 2004; Teixeira et al., 2002; Feio et al., 2012) e

supracrustais (por exemplo, Supergrupo Itacaiúnas; Pimentel et al., 2003) do Domínio Carajás, indicando um importante evento de diferenciação manto-crosta no Mesoarqueano (Sato & Tassinari 1997; Tassinari & Macambira 1999), possivelmente com extração do magma em ca. 3,0 Ga, próximo de sua colocação na crosta.

O bandamento gnáissico (S1) dos ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e diopsídio-hornblenda-

plagioclásio gnaisse se desenvolveu na primeira fase de deformação relacionada ao encurtamento crustal oblíquo. Concomitante ao desenvolvimento da S1, a formação de ortopiroxênio em

equilíbrio com feldspato potássico a partir da quebra de biotita e quartzo ocorreu no pico metamórfico em condições próximas às da transição para a fácies granulito.

A segunda fase de deformação é relacionada ao desenvolvimento das dobras de arrasto verticais, com foliação axial (S2) com atitude variável entre N69W/85SW e N88E/80SE, que

teriam se formado em um contexto de deformação progressiva no qual a foliação milonítica (C1)

E-W também se desenvolveu. Os quartzo anfibolitos encaixados no bandamento do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse são envolvidos nos sistema de transcorrências dúcteis formando

boudins de bandas de cisalhamento (Passchier & Trouw, 2005).

A trama milonítica de alta temperatura das rochas do Complexo Xingu no Domínio Carajás (Docegeo, 1988; Araújo e Maia 1991; Macambira et al. 1994; Pinheiro & Holdsworth, 2000; Pinheiro et al. 2013) tem sido relacionada à um evento de transpressão sinistral, no qual sistemas de transcorrência dúcteis e zonas de cavalgamento oblíquos foram instalados (Araújo e Maia, 1990; Costa et al. 1995). Este evento, segundo Machado et al. (1991) e Rodrigues et al. (1992), seria posicionado no Mesoarqueano Médio (entre ca. 3,0 e 2,8 Ga).

Associada ao desenvolvimento das zonas de cisalhamento dúcteis, a foliação C1

representa o principal conduto dos bolsões graníticos que formam os schollen nos diatexitos e as injeções graníticas nos demais litotipos. Nesse processo, o retrometamorfismo em fácies

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anfibolito foi responsável pela substituição do diopsídio e do ortopiroxênio no paleossoma e por possível metassomatismo potássico do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e do quartzo anfibolito, resultando em formação de biotita rica em titânio que substitui a hornblenda em ambos os litotipos.

A discórdia estabelecida pela perda de chumbo na amostra do mesossoma do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse define um intercepto superior em 2.994 ± 72 Ma (MSWD=45; U-Pb em zircão; SHRIMP IIe). Esta idade ainda tem um significado geológico impreciso de acordo com os dados disponíveis, mas poderia estar relacionada ao metamorfismo de fácies granulito anterior a anatexia. Por sua vez, a discórdia estabelecida pelos grãos de zircão do leucossoma em 2.959 ± 15 Ma (MSWD=3,4; U-Pb em zircão; SHRIMP IIe) pode ser correlacionada com o principal evento de migmatização reconhecido na área de estudo. Considerando-se os erros, essa idade é bastante próxima daquela atribuída à cristalização do protólito do ortopiroxênio-diopsidio gnaisse, o que pode implicar que o pico metamórfico foi atingido concomitantemente à sua formação. Um evento de granitogênese com idades entre 2,96- 2,93 Ga, também análogas a idade do leucossoma, considerando-se os respectivos erros, foi caracterizada por Feio et al. (2013) e seria representado na área, principalmente, pelo Granito Canaã dos Carajás.

A maioria dos leucossomas e injeções graníticas estudados apresentam textura granoblástica semelhantes à do diopsídio-hornblenda-plagioclásio, com exceção da amostra SM45, que apresenta uma textura foliada com aspecto anastomosado. Machado et al. (1991) aventaram a possibilidade de que a anatexia do Complexo Xingu tenha ocorrido em mais de um evento, mas a relação entre esses eventos ainda precisa ser melhor compreendida. No entanto a presença de leucossomas deformados e cisalhados e de leucossomas apenas foliados mostra um quadro no qual a deformação estaria vinculada a eventos de anatexia associados ao fluxo de água e, possivelmente, com cisalhamento.

A idade obtida por Machado et al. (1991) em leucossomas indeformados da região de Curionópolis (2.859 ± 2 Ma; U-Pb em zircão), relacionados de acordo com os autores com o segundo evento de migmatização, se correlaciona com aquela do metamorfismo de fácies granulito (2.859 ± 9 Ma; U-Pb em zircão) caracterizado por Pidgeon et al. (2000) nos granulitos máficos do Complexo Pium. Dessa forma, esse evento metamórfico regional de alto grau poderia ter sido responsável pela gnaissificação dos leucossomas gerados durante o primeiro evento de

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migmatização, resultando em suas texturas granoblásticas. Esse último evento foi acompanhado pela colocação de granitos pré- a pós-colisionais (eg. Granito Serra Dourada) em ca. 2,86-2,83 Ga (Feio et al., 2012) no Domínio Carajás, concomitantemente à estabilização tectônica do Domínio Rio Maria.

Durante o Neoarqueano, a colocação de unidades intrusivas no Complexo Xingu, tais como o Granito Planalto e o Diopsídio Norito Pium, foi possivelmente acompanhada pelo desenvolvimento ou reativação de importantes zonas de cisalhamento. De acordo, com Pinheiro

et al. (2013), o cisalhamento resultaria de um vetor de convergência NNE-SSW resultando em

encurtamento regional em ca. 2,70 Ga, relacionado ao desenvolvimento de foliação de orientação geral E-W, além de dobramentos e falhas reversas e direcionais associadas a três sistemas de cisalhamento: i) Cinzento, a norte, ii) Carajás, na parte central, e iii) Canaã dos Carajás na porção sul do Domínio Carajás. A intrusão do Granito Rio Branco em ca. 1,88 Ga corresponde ao último evento magmático registrado na área.

As diferenças entre os litotipos caracterizados nesse estudo e aqueles cartografados por outros autores na região de Canaã de Carajás, a exemplo de Feio (2011) e Feio et al. (2013), são atribuídos às escalas de estudo, que ainda não permitem grande detalhamento da geologia da área. As diferenças, principalmente, litoquímicas, entre os granitos Bom Jesus e Cruzadão e os gnaisses atribuídos ao Complexo Xingu nesse estudo não permitem correlacioná-los, sendo possível, portanto, uma maior diversidade de litotipos na região.

A relação genética entre a evolução metamórfica do Complexo Xingu, incluindo os processos de anatexia, e geração de magmas associados aos granitos mesoarqueaos já caracterizados na região de Canaã de Carajás em ca. 3,05-3,0 Ga, 2,96-2,93 Ga e 2,86-2,83 Ga (Feio et al. 2013) ultrapassa o escopo desse estudo. Entretanto,os resultados obtidos reforçam a importância do estudo dos migmatitos por representarem secções da crosta inferior exumadas, nas quais registro da formação de magmas está impresso e pode ser correlacionado com a evolução dos orógenos.