MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

(1)

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

FLÁVIA REGINA PEREIRA SANTOS

GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRUPO ALTO JAURU, NA REGIÃO DA FAZENDA RETIRO, SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – EVIDÊNCIAS DE UM PRISMA ACRESCIONÁRIO ESTATERIANO

Orientador

Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva

Co-Orientadora

Prof. Dr. Ana Cláudia Dantas da Costa

CUIABÁ

2014

(2)

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA Diretor

Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS Chefe

Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Coordenador

Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz Vice-Coordenador Profª. Dr. Ronaldo Pierosan

(3)

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 47

GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRUPO ALTO JAURU, NA REGIÃO DA FAZENDA RETIRO, SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – EVIDÊNCIAS DE UM PRISMA ACRESCIONÁRIO ESTATERIANO

FLÁVIA REGINA PEREIRA SANTOS

Orientador

Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva

Co-Orientadora

Prof. Dr. Ana Cláudia Dantas da Costa

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Recursos Minerais do Instituto de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal de Mato Grosso como requisito para a obtenção do Título de Mestre em Geociências.

CUIABÁ

2014

(4)

(5)

GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRUPO ALTO JAURU, NA REGIÃO DA FAZENDA RETIRO, SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – EVIDÊNCIAS

DE UM PRISMA ACRESCIONÁRIO ESTATERIANO

BANCA EXAMINADORA

_______________________________________

Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva

Orientador (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. Paulo César Correa da Costa

Examinador Interno (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. João Batista de Matos

Examinador Externo (UFMT)

(6)

Dedicatória Aos meus pais Edson e Kleydette

e à meu filho César

(7)

VII

Agradecimentos

À minha família por todo apoio, sem o qual nada disso seria possível.

Ao meu filho, César, que sempre deixou a mamãe estudar o quanto fosse preciso; mesmo querendo muito brincar.

Ao meu noivo, Antonio Carlos, pelo apoio e ajuda em todo este período.

Aos meus orientadores pela disposição e esforço em sempre procurar fazer o melhor.

À CAPES e à FAPEMAT pelo apoio financeiro.

Aos professores do Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal de Mato Grosso.

Aos meus colegas de mestrado, com os quais pude aprender muito e pelos momentos de descontração que tornavam os dias mais agradáveis.

À Roanny Assis de Souza que pelo auxílio nos trabalhos de campo e na descrição petrográfica. E à Kauan Camargo também pelo auxílio no trabalho de campo.

Agradeço a todos que contribuíram para a realização deste trabalho: familiares, amigos, professores e orientadores.

(8)

VIII

Sumário

Agradecimentos --- VII Sumário --- VIII Lista de Ilustrações --- XI Lista de Tabelas--- XIII Resumo --- XV Abstract --- XVII

CAPÍTULO 1 -INTRODUÇÃO --- 19

1.1. Apresentação do Tema--- 19

1.1.1. Localização e Acesso à Área --- 19

1.2. Objetivos --- 20

1.3. Métodos da pesquisa --- 21

1.3.1. Atividades de escritório --- 21

1.3.2. Trabalhos de campo --- 21

1.3.3. Atividades de laboratório --- 22

1.4. Revisão Bibliográfica --- 24

1.4.1. Quadro Geológico Regional --- 24

1.4.2. Terreno Jauru --- 25

1.4.3. Evolução tectônica --- 29

CAPÍTULO 2 - ARTIGO SUBMETIDO --- 31

Resumo --- 31

Abstract --- 32

Introdução --- 33

Contexto geológico --- 34

Geologia e petrografia--- 37

Xistos --- 37

Biotita-muscovita-quartzo xisto--- 37

Clorita-biotita-muscovita xisto --- 39

Granada-cordierita-biotita xisto --- 41

Estaurolita-andalusita-biotita xisto --- 43

Gnaisses --- 44

Granada-sillimanita-biotita gnaisse --- 45

(9)

IX

Biotita gnaisse --- 47

Anfibolito --- 48

Muscovita granito --- 50

Deformação e metamorfismo --- 52

Geocronologia --- 54

Conclusões --- 57

Agradecimentos --- 59

Referências --- 59

CAPÍTULO 3 - CONSIDERAÇÕES FINAIS E SUGESTÕES --- 62

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS --- 67

(10)

X

(11)

XI

Lista de Ilustrações

CAPÍTULO 1

Figura 1.1 Localização e vias de acesso à área de pesquisa. ... 20 Figura 1.2 Mapa de situação de afloramentos. ... 22 Figura 1.3 Divisão em províncias geocronológicas do Cráton Amazônico de Tassinari &

Macambira (2004). ... 25 Figura 1.4 Mapa geológico-tectônico da região sudoeste do Mato Grosso mostrando os principais orógenos, terrenos e cinturões, elementos tectônicos, e unidades litológicas (extraído e modificado de Bettencourt et al. 2010). ... 26 CAPÍTULO 2

Figura 2.1 Mapa geológico-tectônico da região sudoeste do Mato Grosso mostrando os principais orógenos, terrenos e cinturões, elementos tectônicos, e unidades litológicas (extraído e modificado de Bettencourt et al. 2010). ... 35 Figura 2.2 Mapa geológico simplificado e perfil esquemático da Região da Fazenda Retiro, município Araputanga, SW do estado de Mato Grosso. ... 39 Figura 2.3 Forma de afloramento dos xistos na região: em blocos (A) ou em lajedos (B). ... 39 Figura 2.4 Imagens dos biotita-muscovita-quartzo xisto: (A) Aspecto macroscópico dos xistos com textura foliada; (B) textura lepidoblástica marcada por biotita e textura granoblástica nas bandas de quartzo;

(C) granada esqueletal na matriz. Imagens dos clorita-biotita-muscovita xistos: (D) rocha de cor amarela clara com xistosidade proeminente; (E) lentes de quartzo orientadas segundo à foliação; (F) foliação antiga marcada pelos cristais de muscovita e clorita. Fotomicrografias com polarizadores paralelos. ... 40 Figura 2.5 Imagens dos granada-cordierita-biotita xisto: (A) amostra de mão com estrutura xistosa de cor cinza escura; (B) cristais de granada zonados e poiquiloblasto de cordierita. (C) cordierita associada ao quartzo na matriz; (D) estaurolita inclusa em cordierita. Imagens do estaurolita-andalusita-biotita xisto:

(E) aspecto macroscópico do xisto; (F) cristal de andalusita e cristais alongados de biotita. Fotomicrografias com polarizadores paralelos. ... 42 Figura 2.6 Imagens do estaurolita-andalusita-biotita xisto: (A) poiquiloblasto de andalusita com inclusões de biotita e opacos; (B) poiquiloblasto de cordierita com inclusões de estaurolita, opacos e cianita;

(12)

XII

(C) cianita com clivagem em duas direções; (D) clorita como pseudomorfo de biotita. Fotomicrografias em polarizadores paralelos ... 44 Figura 2.7 Imagens do granada-silimanita-biotita xisto: (A) bloco apresentando veio de quartzo;

(B) amostra de mão mostra bandamento composicional; (C) porfiroblasto de granada com inclusões de opacos, biotita, estaurolita, quartzo e clorita; (D) agregado de fibrolita associado à poiquiloblasto de granada; (E) foliações marcadas por biotita e sillimanita; (F) biotita e muscovita euédricas marcam foliação.

Fotomicrografias com polarizadores paralelos. ... 46 Figura 2.8 Imagens do biotita gnaisse: (A) forma de afloramento em pequenos blocos; (B) clivagem de crenulação em amostra de mão; (C) foliações marcadas pelos cristais de biotita; (D) cristais de biotita de granulação maior. (E) e (F) quartzo ribbon em meio à matriz fina. Fotomicrografias com polarizadores paralelos, exceto em F. ... 48 Figura 2.9 Imagens dos anfibolitos: (A) afloramento na forma de pequenos blocos; (B) bandamento composicional descontínuo; (C) cristal de granada e hornblenda poiquiloblásticos; (D) actinolita-tremolita como pseudomorfo de hornblenda. Imagens do muscovita granito: (E) afloramento em bloco; (F) aspecto macroscópico da rocha; (G) textura granoblástica, cristais de muscovita primária; (H) cristal de granada com hábito esqueletal em meio aos cristais de quartzo. Fotomicrografias com polarizadores paralelos, exceto em G. ... 51 Figura 2.10 Aspecto das estruturas em campo das estruturas: (A) bandamento marca a foliação Sn;

(B) relação de corte das foliações Sn (baixo ângulo) e Sn+1 (alto ângulo). Diagramas de densidade de polos em rede equiárea de Schmidt, hemisfério inferior, para a foliação Sn (C) e Sn+1 (D). ... 53 Figura 2.11 Imagem de CL de cristais de zircão, com os respectivos spots: (A) 1.2 e 1.1; (B) 2.1;

(C) 3.1; (D) 4.1 e 4.2; (E) 5.1; (F) 6.1; (G) 7.1; (H) 9.1. A imagem ilustra os locais de aplicação do feixe iônico das análises. ... 55 Figura 2.12 Diagrama concórdia U/Pb (SHRIMP) da amostra AL-24, mostrando a idade concórdia no intercepto superior em 1819±6,7 Ma. ... 56 CAPÍTULO 3

Figura 3.1 Esquema de correlação das fases de deformação com os eventos metamórficos...63 Figura 3.2 Esquema evolutivo para o Grupo Alto Jauru...64

(13)

XIII

Lista de Tabelas

Tabela 2.1 Síntese dos dados obtidos através da análise U/Pb (SHRIMP) em zircões para a amostra AL-24. ... 56

(14)

XIV

(15)

XV

Resumo

A Província Rondoniana-San Ignácio, na porção sudoeste do Cráton Amazônico, é marcada por um complexo amalgama de terrenos de diferentes idades e origens. O embasamento do Terreno Jauru é constituído por rochas metavulcano-sedimentares e intrusivas ácidas, básicas e ultrabásicas. As rochas metavulcano-sedimentares vem sendo comumente designadas de Grupo Alto Jauru. Mapeamento geológico, petrografia, análise estrutural e geocronologia realizados na região da Fazenda Retiro, a norte da cidade de Araputanga, SW do estado de Mato Grosso, revelam que este Grupo é constituído por biotita- muscovita-quartzo xistos; clorita-biotita-muscovita xistos; granada-cordierita-biotita xisto e estaurolita- andalusita-biotita xisto; associados à granada-sillimanita-biotita gnaisse, biotita gnaisse, anfibolitos e muscovita granito. A petrografia e as relações estruturais indicam que estas rochas foram afetadas por dois eventos deformacionais, Dn e Dn+1, com as foliações associadas Sn (xistosidadee bandamento gnáissico) e Sn+1 (clivagem de crenulação); e três eventos metamórficos: o primeiro evento metamórfico (M1), contemporâneo à Sn de fácies xisto verde inferior; o segundo (M2) associado a fase Sn+1 de fácies xisto verde a anfibolito; e o terceiro evento térmico (M3) de fácies hornblenda-hornfels. A idade de cristalização do biotita gnaisse obtida pelo método U/Pb (SHRIMP) em zircão é de de 1819 ± 6,7 Ma. A interpretação desses dados permite considerar que as rochas do Grupo Alto Jauru são parte de um prisma acrescionário formado no Estateriano.

Palavras-chave: Grupo Alto Jauru; Terreno Jauru; SW do Cráton Amazônico.

(16)

XVI

(17)

XVII

Abstract

The Rondoniana-San Ignácio Province, southwestern portion of the Amazonian Craton, is marked by a complex amalgam of terrains from different ages and sources. The basement of one Jauru Terrain consists of metavolcano-sedimentary rocks and intrusive acidic, basic and ultrabasic. The metavolcano-sedimentary rocks has been commonly called Alto Jauru Group. Geologic mapping, petrography, geochronology and structural analysis performed on Retiro Farm region, north of the Araputanga city, SW of Mato Grosso state, reveal that this Group consists of biotite-muscovite-quartz schists, chlorite-biotite-muscovite schists, garnet- cordierite-biotite schist and staurolite-andalusite-biotite schist, garnet-sillimanite associated with biotite- gneiss, biotite gneiss, amphibolite and muscovite granite. The petrography and structural relationships indicate that these rocks were affected by two deformational events Dn and Dn+1, Sn associated with the foliation (schistosity and gneissic banding) and Sn+1 (crenulation cleavage), and three metamorphic events:

first metamorphic event (M1), the contemporary Sn lower greenschist facies, the second (M2) associated with Sn+1 phase greenschist to amphibolite facies, and the third thermal event (M3) hornblende hornfels facies. The crystallization age of the biotite gneiss obtained by the method U/Pb (SHRIMP) zircon is 1819

± 6.7 Ma. The interpretation of these data suggest that the rocks of the Alto Jauru Group are part of a accretionary prism formed in Statherian.

Keywords: Alto Jauru Group; Jauru Terrain; SW Amazon Craton.

(18)

XVIII

(19)

19

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

1.1. APRESENTAÇÃO DO TEMA

Prismas acrescionários consistem de uma série de fatias de rochas sedimentares e vulcânicas limitadas por falhas posicionadas acima de uma lasca descendente. Estas fatias representam segmentos da crosta oceânica e dos sedimentos depositados na trincheira oceânica que foram acrescidos na região de ante-arco (Condie, 2005).

A composição dos prismas acrescionários varia dependendo do tipo de material da placa oceânica subductada (Moore, 2001). A sequência ideal para uma zona de subducção consiste de rochas ígneas basálticas cobertas por sedimentos oceânicos ou pelágicos que gradam para sedimentos continentais derivados de arenitos, folhelhos e mesmo conglomerados. Em zonas de subducção limitadas em sedimentos o material disponível para a construção de prismas acrescionários podem ser rochas ígneas de placas oceânicas com fina cobertura sedimentar. Alternativamente, o tipo dominado por sedimentos são cobertos com uma sequência espessa de sedimentos disponíveis na acresção.

Resultando de prismas acrecionários consistindo de finas fatias de rochas ígneas dispersas em meio de lentes de sedimentos clásticos continentais. Os prismas acrescionários dominados por sedimentos são mais volumosos e tendem a ser bem reconhecidos no registro estratigráfico.

O presente trabalho tem por objetivo apresentar o resultado de mapeamento geológico, petrografia, análise estrutural e geocronologia de um complexo arranjo de rochas metassedimentares e metavulcânicas que ocorrem na região da Fazenda Retiro, situado a norte da cidade de Araputanga, têm sido atribuídas ao Grupo Alto Jauru (Monteiro et al., 1986; Souza et al. 2009), que é parte do embasamento do Terreno Jauru da Província Rondoniana-San Ignácio (Bettencourt et al. 2010). A interpretação desses dados permitiu considerar que as rochas deste Grupo são parte de um prisma acrescionário de idade Paleoproterozoica.

1.1.1. Localização e Acesso à Área

O acesso à área, partindo de Cuiabá (MT) até a cidade de Araputanga (MT), está apresentado em vermelho na Figura 1.1. A cidade de Araputanga, região em que se situa a área de pesquisa, localiza- se na porção sudoeste do Estado de Mato Grosso. Está distante cerca de 355 km de Cuiabá, e o acesso pode ser feito através da BR 070 até o município de Cáceres, de onde segue-se pela BR 174 e MT 248 até Araputanga. O trajeto até a área de pesquisa, região na qual o mapeamento foi realizado, foi feita pela rodovia não pavimentada MT 175 (20 km) e estradas vicinais não pavimentadas.

(20)

Santos, F. R. P. 2014. Geologia e petrografia do Grupo Alto Jauru, na região da fazenda Retiro, SW do Cráton Amazônico.

20 Figura 1.1 Localização e vias de acesso à área de pesquisa.

1.2. OBJETIVOS

O presente trabalho tem por objetivo apresentar resultados de mapeamento geológico, petrografia e geocronologia de um complexo arranjo de rochas reconhecido como parte do Grupo Alto Jauru (Monteiro et al. 1986; Souza et al. 2009).

Os seguintes objetivos específicos foram alcançados: (1) Detalhar o Grupo Alto Jauru, a partir do mapeamento geológico na escala 1:30.000; (2) Caracterização petrográfica; (3) Análise estrutural dos xistos do Grupo Alto Jauru; (4) Entendimento da inter-relação das unidades e determinação do

(21)

21

contexto geotectônico que possibilitou os variados tipos de rocha existirem tão próximos; (5) Aplicar o método geocronológico U-Pb SHRIMP para auxiliar no entendimento da evolução petrogenética das rochas.

1.3. MÉTODOS DA PESQUISA

Para atingir os objetivos propostos, foram executadas atividades de escritório; trabalhos de campo e de laboratório, detalhadas a seguir.

1.3.1. Atividades de escritório

Esta etapa consiste na revisão bibliográfica; interpretação de imagem de satélites; confecção de mapa base; confecção do mapa geológico estrutural. A revisão bibliográfica consiste no levantamento da literatura geológica sobre a região com objetivo de sintetizar o conhecimento prévio das características lito-estratigráficas e tectônicas da área, bem como dos principais modelos de evolução geológica propostos para região.

O levantamento bibliográfico realizado a partir de trabalhos de conclusão de curso da Universidade Federal de Mato Grosso, dissertações e teses, e artigos que mostram as divisões de províncias do SW do Cráton Amazônico, além da evolução de prismas acrescionários no Brasil e no mundo.

A interpretação de imagens de satélite em escala de 1:30.000 permitiu a extração dos principais elementos do relevo, tais como: traços de foliação, alinhamentos estruturais e contatos geológicos das principais unidades litológicas. Nesta etapa foi confeccionado um mapa base a partir da fotointerpretação de imagens de satélite SPOT e Landsat, obtidas no software Google Earth.

A partir do mapa base, dos elementos fotointerpretados e dos dados coletados em campo foram confeccionados os mapas de pontos e litológico-estrutural para a região estudada. Em escritório foi realizada a construção de mapas e edição das figuras utilizando-se os programas ArcGIS 10.1 e CorelDRAW X4; e integração e processamento dos dados obtidos para elaboração do artigo e dissertação.

1.3.2. Trabalhos de campo

O levantamento geológico-estrutural da área ocorreu utilizando-se dos mapas base em escala 1:30.000, durante o qual foram executados perfis, coleta de amostras para posteriores análises em laboratório, coleta de amostras orientadas dos principais tipos litológicos mapeáveis na escala de trabalho. Foram realizadas duas etapas de campo, nas quais foram descritos 62 afloramentos, conforme apresenta o mapa de pontos (Figura 1.2), onde foram caracterizadas as rochas de cada unidade, com descrição das relações de contato entre as unidades litológicas mapeáveis, além da coleta de dados

(22)

22

estruturais (foliações e lineações). Além disso, foram utilizadas informações de campo obtidas no Trabalho de Conclusão de Curso de Kalix (2008).

Figura 1.2 Mapa de situação de afloramentos.

1.3.3. Atividades de laboratório

As atividades de laboratório incluem: estudos petrográficos e geocronologia. Os estudos petrográficos foram realizados em seções delgadas de 30 amostras visando à caracterização mineralógica, metamórfica e aspectos micro-estruturais das rochas aflorantes na área.

(23)

23

As seções delgadas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação do Departamento de Recursos Minerais - DRM/UFMT e no Laboratório de Laminação do Departamento de Petrologia e Metalogenia, Instituto de Geociências e Ciências Exatas – UNESP. A análise das seções delgadas foi realizada no Laboratório de Microscopia do DRM/ICET/UFMT, utilizando microscópio de luz polarizada transmitida, Microscópio Óptico (modelo Olympus Bx 41). As fotomicrografias das seções delgadas foram feitas com polarizadores paralelos e cruzados utilizando uma câmera acoplada ao microscópio.

Para análise geocronológica foi utilizado o método U/Pb (SHRIMP) na amostra AL-24, coletada nas proximidades na Fazenda Retiro, um biotita gnaisse do Grupo Alto Jauru (localização no mapa de pontos, Figura 1.2). A amostra foi preparada no Laboratório de Preparação de Amostras do DRM/ICET/UFMT por métodos convencionais: britagem, moagem; peneiramento e concentração da fração 63 mesh; o concentrado deste intervalo foi submetido à separação dos minerais magnéticos com imã de mão; bateamento e em seguida pelo separador magnético (Frantz), variando-se a inclinação e a intensidade do campo eletromagnético. Após a concentração do material, foram separados manualmente cerca de 50 zircões em lupa binocular marca Zeiss, modelo Stemi 2000-C, no Laboratório de Microscopia do DRM/ICET/UFMT.

Estes zircões foram montados em fita adesiva, e posteriormente foram preparados em uma superfície com epóxi, a qual foi polida e metalizada com ouro. Dos cristais de zircão selecionados manualmente, 8 (oito) grãos foram utilizados para obter imagens de catodoluminescência (CL) e posterior análise com o equipamento Microssonda Iônica de Alta Resolução do tipo SHRIMP IIe (Sensitive High Resolution Ion Microprobe); a qual tem a capacidade analisar um mineral em pontos de 5 a 30 µm (microns).

Os dados isotópicos U-Pb (SHRIMP) em zircão foram obtidos no laboratório do Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo- IGC/USP) que foi operado pelo professor Dr. Carlos Humberto da Silva. As idades foram calculadas utilizando-se o programa Isoplot de Ludwig (1999) e estão representados em diagrama concórdia.

Os procedimentos analíticos e de calibração do aparelho utilizados, foram segundo a metodologia descrita em Stern (1998) e Williams (1998). As constantes de desintegração e a razão atual

238U/²³⁵U utilizadas nos cálculos são aquelas fornecidas por Steiger & Jäger (1977). Para o cálculo de idade integrada foram feitas médias ponderadas tendo como base a interpretação de imagens CL (cátodo luminescência) como pertencentes a uma mesma geração de zircão.

(24)

24 1.4. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

1.4.1. Quadro Geológico Regional

O Grupo Alto Jauru está localizado no SW do Cráton Amazônico, unidade geotectônica que tem sido considerada nas últimas décadas como um complexo sistema de amalgamento envolvendo terrenos de diversas origens e idades, arranjados de uma maneira complexa, conforme atestam os trabalhos de Saes (1999), Matos et al. (2004), Ruiz (1992, 2005, 2009), Tassinari & Macambira (1999) e Bettencourt et al. (2010).

O Cráton Amazônico pode ser compartimentado de acordo com a proposição de Tassinari &

Macambira (1999), Figura 1.3, onde os autores definiram compartimentos tectono-geocronológicos, denominados de leste para oeste como: Maroni-Itacainas (2,2 a 1,95 Ga.), Ventuari-Tapajós (2,0 a 1,8 Ga), Rio Negro-Juruena (1,8 a 1,55 Ga.), Rondoniana-Sang-Ignácio (1,55 a 1,30 Ga.), Sunsás-Aguapeí (1,30 a 1,0 Ga.). De acordo com esta divisão o Grupo Alto Jauru está localizado na Província Rondoniana-San Ignácio segundo Tassinari e Macambira (1999, 2004).

Esta região pode ser dividida na concepção de Saes (1999) em cinco terrenos que se formaram em diferentes processos. O mais antigo é representado pelo Orógeno Alto Jauru (1,79 – 1,74 Ga) seguido pelo Orógeno Cachoeirinha (1,58 – 1,52 Ga) (Van Schumus et al., 1998 e Ruiz et al., 2004), mais a oeste afloram os Orógenos Santa Helena (1,44 – 1,42 Ga; Geraldes et al. 2000), Rio Alegre (1,51-1,49 Ga) e intrusivas associadas (Matos et al. 2004) e San Ignácio (1,34 – 1,32 Ga). Todas as unidades são recobertas por rochas do Grupo Aguapeí (Souza & Hildred, 1980; Saes, 1999).

Ruiz (2005) utilizou o termo domínio tectônico para subdividir o SW do Cráton Amazônico.

Sugeriu-se a divisão em cinco Domínios Tectônicos: Cachoeirinha, Jauru, Rio Alegre, Santa Bárbara e Paraguá. Nesta divisão a área de estudo localiza-se no Domínio Tectônico Cachoeirinha, que segundo Ruiz (2005) é constituído pelas unidades geológicas: assembléias metavulcano-sedimentares (Complexo Quatro Meninas), suítes intrusivas máfico-ultramáficas (metagabros Cannã e Araputanga), unidades ortognáissicas (Suítes Intrusivas Quatro Marcos, Aliança e São Domingos), granitos sin-cinemáticos, tipo I, foliados (Suíte Intrusiva Santa Cruz), granitos tardi a pós-cinemáticos, maciços a discretamente foliados (Suíte Intrusiva Alvorada), suíte bimodal, pós-cinemática (Suíte Intrusiva Rio Branco), Grupo Aguapeí e sills e diques máficos (Suíte Intrusiva Salto do Céu).

Uma publicação rescente com relação ao SW do Cráton Amazônico em Bettencourt et al.

(2010), os autores sugerem que a Província Rondonian-San Ignácio (RSIP) é um orógeno composto pelo: o Terreno Paraguá, Terreno Jauru, Terreno Rio Alegre e no Alto Guaporé Belt. O intervalo de tempo da RSIP considerado nesta publicação é de 1.56–1.30 Ga. Adotando a divisão de terrenos de Bettencourt et al. (2010) a área de estudo se localiza no Terreno Jauru (Figura 1.4).

(25)

25

Figura 1.3 Divisão em províncias geocronológicas do Cráton Amazônico de Tassinari &

Macambira (2004).

1.4.2. Terreno Jauru

O Grupo Alto Jauru, a unidade litoestratográfica em foco neste trabalho, é parte do embasamento paleoproterozoico do Terreno Jauru (Saes & Fragoso Cesar, 1996), que é composto pela Suíte Intrusiva

(26)

26

Figueira Branca, Complexo Metamórfico Alto Guaporé e Tonalito Cabaçal. O Terreno Jauru agrega ainda os orógenos mesoproterozoicos Cachoeirinha e Santa Helena. A oeste uma zona de cisalhamento dúctil marca o limite com o Terreno Rio Alegre, a norte, leste e sul tem os seus limites ocultos por rochas sedimentares fanerozóicas.

O Grupo Alto Jauru definido por Monteiro et al. (1986) é constituído por três sequências metavulcano-sedimentares: Cabaçal, Araputanga e Jauru. Rochas vulcânicas têm idades U-Pb de 1,76- 1,72 Ga, e no final ƐNd(t) entre os valores +2,6 e +2,2, ou seja, uma derivação de manto juvenil para estas rochas.

Figura 1.4 Mapa geológico-tectônico da região sudoeste do Mato Grosso mostrando os principais orógenos, terrenos e cinturões, elementos tectônicos, e unidades litológicas (extraído e modificado de Bettencourt et al. 2010).

(27)

27

O Orógeno Alto Jauru foi pioneiramente estudado por Monteiro et al. (1986) que atribuiu estas rochas ao Greenstone Belt Alto Jauru, que seria composto por três faixas subparalelas, orientadas segundo N-NW/S-SE, denominadas de leste para oeste em: Faixa Cabaçal, Faixa Araputanga e Faixa Jauru. Os autores supracitados descreveram que as faixas seriam constituídas de rochas vulcanossedimentares, separadas por terrenos granito-gnássicos-migmatíticos, com enclaves e lentes de anfibolitos, em contato transicional e/ou por falha entre um domínio e outro.

A área estudada situa-se na Faixa Cabaçal, situada ao longo do Rio Cabaçal, estendendo-se da localidade de Santa Fé, ao Sul, até Reserva do Cabaçal, a norte. Muito embora estas rochas não sejam atribuídas a um Greenstone Belt, no presente trabalho será utilizado as nomenclatura de Monteiro et al.

(1986). Esses autores reconheceram um empilhamento estratigráfico com três Formações: Mata Preta, Manuel Leme e Rancho Grande, descritas a seguir.

A Formação Mata Preta, formada por derrames básicos de caráter toleítico, vulcanismo intermediário a ácido e sedimentos terrígenos. Pinho & Fyfe (1994) com base em dados geoquímicos atribuíram a essas rochas um ambiente de arco de ilhas. As rochas vulcânicas intermediárias a ácidas, ocorrem intercaladas na porção média a superior e formam níveis descontínuos de até centenas de metros de extensão. A contribuição sedimentar é subordinada, constituída por clorita-sericita xisto, clorita- sericita-quartzo xisto às vezes biotíticos e sericita-quartzo xisto com níveis magnéticos e granatíferos.

A fácies metamórfica é anfibolito inferior.

A Formação Manuel Leme é caracterizada por um conjunto de rochas vulcânicas ácidas e intermediárias (dacitos, riodacitos, tufos félsicos) e sedimentos terrígenos e químicos, metamorfizados na fácies xisto verde a anfibolito. Esta formação aflora em núcleos sinformais, segundo faixas estreitas com direção NW/SE, sobrepondo as metavulcânicas básicas da Formação Mata Preta. É intrudida pelo Tonalito Cabaçal, por diques básicos e corpos graníticos do tipo Alvorada. Os metassedimentos clásticos e químicos são mais comuns no topo desta formação, são representados por sericita xistos e clorita sericita xisto. A idade dessas rochas foi determinada por Pinho (1996) que apresentou duas idades para as rochas vulcânicas félsicas: 1769 ± 29 Ma e 1724 ± 30 Ma. Van Schmus et al. (1998) obtiveram idade de 1767 ± 24 Ma, U/Pb em zircões de metatufos a qual foi interpretada como idade de cristalização.

Geraldes (2000) apresentou a idade modelo TDM de 1,87 a 2,6 Ga para os mesmos metatufos. Pinho et al. (2001) obtiveram para estas rochas idade U/Pb que variam entre 2101 ± 11 Ma e 578 ± 11 Ma, o que vem a ressaltar dúvidas sobre o posicionamento das mesmas na Formação Manoel Leme.

A Formação Rancho Grande posicionada no topo da Sequência Vulcano-Sedimentar do Greenstone Belt do Alto Jauru é de caráter predominantemente sedimentar (detrítico-químico), localmente com vulcanismo básico em sua porção inferior.

(28)

28

Toda a sequência vulcanossedimentar, de acordo como Monteiro et al. (1986) é cortada pelas intrusões de composição granítica. Dentre as principais citam: Tonalito Cabaçal, Granodiorito Água Clara e Suíte Intrusiva Alvorada. Além de rochas básicas que ocorrem como diques tardios.

Nos trabalhos de Ruiz (1992, 2005) o Grupo Alto Jauru foi denominado como Complexo Metavulcano-sedimentar Cabaçal, constituído principalmente por rochas metassedimentares clásticas e, em menor proporção, metavulcânicas básicas com subordinada participação de manifestações ácidas.

As rochas metassedimentares representadas principalmente por muscovita-quartzo xistos, biotita- muscovita-granada xistos/gnaisses, granada-muscovita-sillimanita xistos e, mais raramente, clorita- sericita-quartzo xistos. As rochas metavulcânicas básicas são representadas por anfibolitos e as metavulcânicas ácidas com composição dominantemente dacítica a riodacítica e apresentam-se como lavas, tufos e vulcanoclásticas.

Durante o Paleo e Mesoproterozóico, rochas graníticas, tonalíticas e básicas intrudiram as rochas do Grupo Alto Jauru. As mais antigas são as rochas do Complexo Metamórfico Alto Guaporé, definido por Menezes et al. (1993), que consistem de ortognaisses granodioriticos a tonalíticos. Essas rochas foram metamorfizados em fácies xisto verde a anfibolito. Apresentam idades U/Pb em zircão entre 1,8 e 1,7 Ga. com ƐNd(t) variando de +2,4 a +0,8, sugerindo contribuição crustal a manto derivada (Pinho, 1996; Geraldes et al. 2000; Ruiz 2005). Idades Ar–Ar de 1,51 Ga. (De Paulo, 2005) indicam que estes gnaisses foram termalmente afetados durante a Orogenia Cachoeirinha (Ruiz 2005).

Na área estudada o Complexo Metamórfico Alto Guaporé é representado pelo Gnaisse Aliança, que é um corpo de dimensões batóliticas, associado ao quais ocorrem ortognaisses meso a leucocráticos, de cor cinza escura a cinza rosado, granulação média a grossa, comumente exibem o bandamento gnáissico, definido pela intercalação de níveis descontínuos e irregulares ou bandas contínuas e paralelas de agregados máficos (biotita ± hornblenda) e félsicos (quartzo-feldspáticos). A estrutura gnáissica mostra-se deformada, com superposição de pelo menos duas foliações (Ruiz 1992).

O Tonalito Cabaçal definido por Monteiro et al (1986), ocorre em forma de intrusão linear que se estende da parte sul a norte da Faixa Cabaçal (Figura. 1.4). Apresenta uma coloração verde escura com granulação predominantemente média, comumente equigranulares e aspecto gnáissico. Seus principais constituintes são: andesina, quartzo, biotita, hornblenda e microclina, calcita e epidoto ocorre como alteração do plagioclásio. A deformação é marcada por foliação NW e por milonitos de diferentes rochas, em geral estes estão orientados paralelos à foliação. O metamorfismo observado é da fácies anfibolito. Poucas são as idades deste tonalito. Ruiz (1992) reportou idade de Rb/Sr de 1558 ± 250 Ma.

Pinho et al. (2001) apresentaram idade U/Pb em zircões, variando entre 2560 ± 120 Ma e 646 ± 20 Ma.

As idades mais antigas foram explicadas como sendo de zircões herdados de rochas encaixantes, porém as idades mais recentes não foram esclarecidas. Lima et al. (2009) apresentou para o Tonalito Cabaçal idade U-Pb em zircões de 1708 ± 49 Ma., indicando a idade de cristalização da unidade.

(29)

29

Ruiz (1992) descreveu a Suíte Intrusiva Santa Cruz como um corpo batolítico de direção NNW, com duas fácies petrográficas distintas uma monzogranítica a sienogranítica rosa de granulação média a grossa e orientada e a segunda de ocorrência restrita, granodiorítica com coloração cinza escura, granulação grossa e orientada. Geraldes (2000) apresentam idades U-Pb em zircões entre 1587 ± 04 Ma.

e 1549 ± 10 Ma. as quais provavelmente indicam a idade da cristalização desta unidade.

A Suíte Intrusiva Alvorada (Monteiro et al.,1986; Ruiz 1992) corresponde ao conjunto de plútons graníticos intrusivas nos ortognaisses e nas rochas metavulcanosedimentares. Ruiz (1992) restringiu a Suíte Intrusiva Alvorada a um conjunto de granitos de composição dominantemente monzogranítica. Datações U-Pb em zircão realizadas por Geraldes (2000) e Ruiz et al. (2004) fornecem idades de 1440 ± 06 Ma. e 1389 ± 03 Ma. sendo estas consideradas como a idade de cristalização de rochas da Suíte.

A Suíte Intrusiva Máfica-Ultramáfica que ocorre nessa região foi inicialmente descrita por Ruiz (2005), são ocorrências localizadas em intrusões de natureza máfica e ultramáfica alojada nas assembléias vulcanossedimentares. Apresentam-se em corpos alongados com direção NW e na forma de stocks de composição gabróica. Comumente são encontrados metagabros, anfibolitos e metaperidotitos.

Como cobertura sedimentar de todas as rochas paleo- e mesoproterozóicas ocorre o Grupo Aguapeí. Afloramentos desta unidade ocorrem na Serra de Monte Cristo, a leste da Faixa Cabaçal.

Afloram arenitos e localmente conglomerados da Formação Fortuna (Souza & Hildred, 1980). Estas rochas apresentam características de deposição em ambiente continental a marinho raso, mostrando camadas horizontais, marcas de ondas e estratificações cruzada. Na Serra de Monte Cristo o Aguapeí não apresenta evidências de metamorfismo.

1.4.3. Evolução tectônica

Os principais dados estruturais da Faixa Cabaçal estão descritos nos trabalhos de Ruiz (1992 e 2005). Este autor descreve em seu trabalho que há pelo menos três fases de deformação de caráter regional, denominando-as de D1, D2 e D3, sendo estas responsáveis pelo desenvolvimento de estruturas tectônicas e pela geração das paragêneses metamórficas principais.

A fase D1 seria responsável pelo desenvolvimento da foliação penetrativa regional S1, identificada como um bandamento composicional ou xistosidade. O metamorfismo atuante durante esta fase deformacional é da fácies anfibolito. A fase de deformação D2 é definida pela formação de dobras desenhadas pela deformação D1. A foliação S2, plano axial as dobras D2, apresenta-se como uma clivagem de crenulação nos ortognaisses, xistos, anfibolitos e paragnaisses bandados ou com uma foliação contínua do tipo xistosidade no Tonalito Cabaçal e nos ortognaisses. O metamorfismo atuante durante esta fase deformacional foi de fácies anfibolito. A fase de deformação D3 mostra-se localizada

(30)

30

e menos marcante que as demais. Seus registros tectônicos são observados apenas localmente e a direção dos esforços compressivos é aproximadamente ortogonal a D1 e D2. A foliação S3 é representada por uma clivagem de crenulação ou fratura, evidenciadas no Gnaisse Aliança e no Tonalito Cabaçal.

Provavelmente ocorreu um retrometamorfismo durante o desenvolvimento desta fase deformacional, evidenciada pela transformação das biotitas em clorita.

A história evolutiva da área é marcada, segundo Ruiz (2005), por períodos orogênicos de natureza acrescionária. A orogenia Santa Fé (Estateriana 1790 a 1750 Ma), marcada pelo vulcanismo básico-intermediário (Sequência Vulcanossedimentar Cabaçal) e ortognaisses cálcio-alcalinas, ambos, formados em um ambiente de arcos de ilhas vulcânicos, em um regime de soft collision. A Orogenia Cachoeirinha (Calimmiana) evoluiu em dois estágios, o primeiro, 1590 a 1560 Ma, é dominado por arco de ilhas vulcânicos intra-oceânicos e o segundo, 1560 a 1520 Ma, é caracterizado por expressivo magmatismo granítico (batólito Santa Cruz e Cabaçal) de arco magmático continental. Os dados geocronológicos Ar40-Ar39 apontam para um resfriamento regional do domínio em torno de 1500-1450 Ma com implantação de um longo período de quiescência tectônica. Os dados estruturais apontam uma compressão regional com transporte principal de SWW para NEE.

(31)

31

CAPÍTULO 2

ARTIGO SUBMETIDO

GEOLOGIA E PETROGRAFIA DO GRUPO ALTO JAURU, NA REGIÃO DA FAZENDA RETIRO, SW DO CRÁTON

AMAZÔNICO – EVIDÊNCIAS DE UM PRISMA ACRESCIONÁRIO ESTATERIANO

Flávia Regina Pereira Santos¹, Carlos Humberto da Silva², Ana Cláudia Dantas da Costa² (1) Programa de Pós-graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de

Mato Grosso - UFMT, Av. Fernando Corrêa 2376 – Boa Esperança, CEP 78060-900, Cuiabá, MT, BR (frpsantos@hotmail.com).

(2) Departamento de Geologia Geral, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso- UFMT, Av. Fernando Corrêa 2376 – Boa Esperança, CEP 78060-900, Cuiabá, MT, BR (chsilva@ufmt.br),

(anacos@gmail.com).

Introdução

Contexto Geológico Geologia e petrografia

Xistos

Biotita-muscovita-quartzo xisto Clorita-biotita-muscovita xisto Granada-cordierita-biotita xisto Estaurolita-andalusita-biotita xisto Gnaisses

Granada-sillimanita-biotita gnaisse Biotita gnaisse

Anfibolito

Muscovita granito

Deformação e Metamorfismo Geocronologia

Conclusões Agradecimentos

Referências bibliográficas

RESUMO

O Grupo Alto Jauru localizado no sudoeste do Cráton Amazônico, região da fazenda Retiro, é constituído por biotita-muscovita-quartzo xistos; clorita-biotita-muscovita xistos; granada-cordierita-biotita xisto e

(32)

32

estaurolita-andalusita-biotita xisto; associados à granada-sillimanita-biotita gnaisse, biotita gnaisse, anfibolitos e muscovita granito. Este grupo apresenta evidências de ser um prisma acrescionário dominado por sedimentos, segundo a definição de Moore (2001). A petrografia e as relações estruturais indicam que foi afetado por dois eventos deformacionais, Dn e Dn+1, com as foliações associadas Sn (xistosidadee bandamento gnáissico) e Sn+1 (clivagemde crenulação); e três eventos metamórficos M1, M2 e M3): o primeiro é contemporâneo à Sn de fácies xisto verde inferior; o segundo associado a fase Sn+1 de fácies xisto verde a anfibolito; o terceiro evento térmico de fácies anfibolito, resultado da intrusão do Tonalito Cabaçal.

A determinação geocronológica obtida pelo método U/Pb (SHRIMP) em zircão, forneceu idade de 1819 ± 6,7 Ma. para a cristalização do biotita gnaisse. Do ponto de vista geotectônico o Grupo Alto Jauru corresponde à um prisma acrescionário formado no Estateriano.

Palavras-chave: Grupo Alto Jauru; Cráton Amazônico; geocronologia U/Pb; Prisma Acrescionário.

ABSTRACT

The Alto Jauru Group located in southwestern Amazon Craton, region of Retiro Farm, consisting of biotite-muscovite-quartz schists, chlorite-biotite-muscovite schists, garnet-cordierite-biotite schist and staurolite-andalusite-biotite schist associated with garnet-sillimanite-biotite gneiss, biotite gneiss, amphibolite and muscovite granite. This group shows evidence of being an accretionary prism adominated by sediments, as defined by Moore (2001). Petrography and structural relationships indicate that it was affected by two deformational events Dn and Dn+1, associated with Sn foliation (schistosity and gneissic banding) and Sn+1 (crenulation cleavage), and three metamorphic events M1, M2 and M3): the first is contemporary Sn in lower greenschist facies, associated with the second phase of Sn+1 greenschist to amphibolite facies, the third thermal event of amphibolite facies result of intrusion of Cabaçal tonalite. The determination obtained by the method geochronological U/Pb (SHRIMP) zircon, provided age 1819 Ma±

6.7 for the crystallization of biotite gneiss. From the tectonic view the Alto Jauru Group corresponds to an acrescionário prism formed in Statherian.

(33)

33

Keywords: Alto Jauru Group; Amazon Craton; geocronology U/Pb; accretionary prism.

INTRODUÇÃO

Prismas acrescionários consistem de uma série de fatias de rochas sedimentares e vulcânicas limitadas por falhas posicionadas acima de uma placa descendente. Estas fatias representam segmentos da crosta oceânica e dos sedimentos depositados na trincheira oceânica que foram acrescidos na região de ante-arco (Condie, 2005). A composição dos prismas acrescionários varia dependendo do tipo de material da placa oceânica subductada (Moore, 2001).

A sequência ideal para uma zona de subducção consiste de rochas ígneas basálticas cobertas por sedimentos oceânicos ou pelágicos que gradam para sedimentos continentais derivados de arenitos, folhelhos e mesmo conglomerados. Em zonas de subducção limitadas de sedimentos os prismas acrescionários são constituídos em rochas ígneas de placas oceânicas e uma fina cobertura sedimentar, portanto, são mais finos e dominados por basaltos e rochas ígneas ultramáficas. Alternativamente, os prismas dominados por sedimentos são de centenas de metros de espessura, portanto mais volumosos, resultando em finas fatias de rochas ígneas dispersas em meio a sedimentos clásticos continentais.

O presente trabalho tem por objetivo apresentar o resultado de mapeamento geológico, petrografia, análise estrutural e geocronologia de um complexo arranjo de rochas metassedimentares, metavulcânicas e plutônicas que ocorrem na região da Fazenda Retiro, a norte da cidade de Araputanga, sudoeste do estado de Mato Grosso. Essas rochas têm sido atribuídas ao Grupo Alto Jauru (Monteiro et al. 1986; Souza et al.

2009), que é parte do embasamento do Terreno Jauru da Província Rondoniana-San Ignácio (Bettencourt et al. 2010). A interpretação desses dados permitem considerar que as rochas deste Grupo são parte de um prisma acrescionário de idade Paleoproterozoica.

(34)

34

CONTEXTO GEOLÓGICO

A área de estudo situa-se no sudoeste do Cráton Amazônico na Província Rondoniana-San Ignácio (Tassinari & Macambira 1999; Bettencourt et al. 2010) composta pelos terrenos: Paraguá, Jauru, Rio Alegre e Cinturão Alto Guaporé, mais especificamente no Terreno Jauru (Fig. 2.1) que é constituído por rochas do embasamento Paleoproterozoico (Grupo Alto Jauru, Suíte Intrusiva Figueira Branca, Complexo Metamórfico Alto Guaporé e Tonalito Cabaçal) e os orógenos mesoproterozóicos Cachoeirinha (1,56-1,52 Ga.) e Santa Helena (1,48-1,42 Ga.).

O Grupo Alto Jauru (GAJ) foi pioneiramente estudado por Leite et al. (1985) que denominaram a associação de rochas como Sequência Vulcanossedimentar Quatro Meninas. A primeira proposta de individualização dessas rochas foi sugerida por Monteiro et al. (1986) que reconheceu três formações denominadas da base para o topo: Mata Preta, Manuel Leme e Rancho Grande.

A Formação Mata Preta composta por metabasaltos, lavas e tufos dacíticos e riodacíticos com contribuição sedimentar subordinada. A Formação Manuel Leme é um conjunto de rochas vulcânicas ácidas e intermediárias (dacitos, riodacitos, tufos félsicos) e sedimentos terrígenos e químicos. A Formação Rancho Grande é de caráter predominantemente sedimentar (detrítico-químico), localmente com vulcanismo básico em sua porção inferior.

O GAJ foi denominado Complexo Metavulcanossedimentar Cabaçal por Ruiz (1992, 2005) que o descreveu como composto predominantemente por rochas metassedimentares clásticas e, em menor proporção, metavulcânicas básicas com subordinada participação de manifestações ácidas. Ruiz (1992) descreve três fases de deformação de caráter regional, denominando-as de D1, D2 e D3, sendo estas responsáveis pelo desenvolvimento de estruturas tectônicas e pela geração das principais paragêneses metamórficas.

(35)

35

Figura 2.1 Mapa geológico-tectônico da região sudoeste do Mato Grosso mostrando os principais orógenos, terrenos e cinturões, elementos tectônicos, e unidades litológicas (extraído e modificado de Bettencourt et al. 2010).

Trabalhos de mapeamento sistemático realizados por Souza et al. (2009) na Folha Rio Branco (SD-21- Y-D-I) delimitam o GAJ ao longo de calhas sinformais de direção média N30°W, as quais são reconhecidas regionalmente como Faixa Cabaçal e Faixa Araputanga. Reconhecem que o GAJ mantém contatos de

(36)

36

natureza tectônica e intrusiva com as rochas do Complexo Metamórfico Alto Guaporé, Tonalito Cabaçal, Suítes Intrusivas Santa Cruz e Alvorada; a leste é recoberta, discordantemente, pelos ruditos e psamitos da Formação Fortuna do Grupo Aguapeí.

Até o presente momento para as rochas do GAJ se tem dados geocronológicos determinados por Pinho (1996) que apresentou duas idades efetuadas em riolitos da Formação Manuel Leme pelo método U-Pb em zircão, de 1769 ± 29 Ma. e de 1724 ± 30 Ma. Van Schmus et al. (1998) obtiveram idade U/Pb de 1767 ± 24 Ma. em zircões de metatufos interpretada como idade de cristalização. E Geraldes (2000) apresentou a idade modelo TDM de 1,87 a 2,6 Ga. para os mesmos metatufos.

Outras unidades associadas ao embasamento do Terreno Jauru na região da Fazenda Retiro são o Complexo Metamórfico Alto Guaporé e o Tonalito Cabaçal. O Complexo Metamórfico Alto Guaporé, definido por Menezes et al. (1993), consiste de ortognaisses granodioriticos a tonalíticos que intrudem as sequências metavulcanossedimentares. Na área estudada, este complexo é representado pelo Gnaisse Aliança, um ortognaisses meso- a leucocráticos de dimensões batóliticas, marcado por estrutura gnáissica com superposição de pelo menos duas foliações (Ruiz, 1992). Idades U-Pb apresentadas por Geraldes (2000) indicam que tais rochas cristalizaram-se em torno de 1750 Ma. O Tonalito Cabaçal, definido por Monteiro et al. (1986), é uma intrusão linear que se estende de sul a norte da Faixa Cabaçal, como um batólito de composição tonalítica, metamorfizado em fácies anfibolito, que intrude no GAJ. A idade de cristalização da unidade U-Pb em zircão, Lima et al. (2009), é 1708 ± 49 Ma.

Intrusivas nas rochas do embasamento do Terreno Jauru ocorrem as rochas da Suíte Intrusiva Santa Cruz, definida por Ruiz (1992) como um corpo batolítico com idades U-Pb em zircões entre 1587 ± 04 Ma. e 1549

± 10 Ma. (Geraldes, 2000), e as rochas da Suíte Intrusiva Alvorada (Monteiro et al.,1986; Ruiz 1992) corresponde ao conjunto de plútons graníticos de composição dominantemente monzogranítica, com idades U-Pb em zircão de Geraldes (2000) e Ruiz et al. (2004) de 1440 ± 06 Ma. e 1389 ± 03 Ma.

(37)

37

GEOLOGIA E PETROGRAFIA

Na área estudada foram identificadas as rochas do GAJ e do Complexo Metamórfico Alto Guaporé, além do Tonalito Cabaçal, e das suítes intrusivas Santa Cruz, Máfica-Ultramáfica e Alvorada. Recobrindo o embasamento e intrusivas é observada a formação Fortuna do Grupo Aguapeí (Fig. 2.2). O GAJ é composto por: xistos, granada-sillimanita-biotita gnaisse, biotita gnaisse, anfibolitos e muscovita granito. Estas rochas afloram na forma de um complexo arranjo, com corpos maiores apresentando forma tabular e os menores com forma lenticular. As imagens da petrografia apresentam abreviações dos nomes dos minerais segundo Kretz (1983).

XISTOS

Os xistos abrangem grande parte da área mapeada e fazem contato principalmente com gnaisses e afloram em blocos ou em lajedos (Fig. 2.3). São de composição muito variável, desta maneira, foram separados em: biotita-muscovita-quartzo xisto; clorita-biotita-muscovita xisto; granada-cordierita-biotita xisto e estaurolita-andalusita-biotita xisto.

Biotita-Muscovita-Quartzo Xisto

Os biotita-muscovita-quartzo xistos são rochas de cor branca a amarela de granulação fina a média (Fig.

2.4A), compostos de quartzo (30%), muscovita (28%), biotita (22%) e plagioclásio (20%). Como acessórios estão presentes granada, opacos e zircão. Apresentam estrutura xistosa, por vezes bandada com bandas compostas predominantemente por quartzo intercaladas a outras com filossilicatos. Ao microscópio apresentam textura lepidoblástica predominante e subordinadamente granoblástica (Fig. 2.4B).

O quartzo apresenta hábito poligonal (Fig. 2.4C) com contatos retos entre si e com outros minerais. O plagioclásio ocorre com hábito semelhante ao do quartzo, apresenta-se em maioria sem geminação. Quando ocorre é do tipo polissintética e a sua composição remete a albita. Os cristais de biotita e muscovita apresentam hábito de palhetas euédricas e marcam a foliação.

(38)

38

(39)

39

Figura 2.2 Mapa geológico simplificado e perfil esquemático da Região da Fazenda Retiro, município Araputanga, SW do estado de Mato Grosso.

Figura 2.3 Forma de afloramento dos xistos na região: em blocos (A) ou em lajedos (B).

A granada exibe-se em cristais esqueletais, e ocorre principalmente em torno de cristais de quartzo (Fig.

2.4C). O zircão ocorre associado a biotita e muscovita em cristais de hábito arredondado.

Clorita-Biotita-Muscovita Xisto

Estes xistos apresentam cor amarela e granulação fina a média (Fig. 2.4D), são compostos por: muscovita (30%), quartzo (25%), biotita (25%), clorita (15%) e opacos (5%). São marcadas por duas foliações:

xistosidade e clivagem de crenulação. Lentes de quartzo são abundantes (Fig. 2.4E) onde apresentam granoblástica poligonal, granulação grossa, extinção ondulante, lamelas de deformação e subgrãos. Ao microscópio apresentam textura lepidoblástica marcada por biotita, muscovita e clorita, que apresentam hábito sub- a euédrico. São observados arcos poligonais da xistosidade (Sn) definida por muscovita e clorita, as quais são transpostas em uma clivagem de crenulação (Sn+1), também marcada por muscovita (Fig. 2.4F).

São observados ainda porfiroblastos euédricos de biotita que sobrecrescem a clivagem de crenulação Sn+1.

(40)

40

Subordinadamente é reconhecida a textura granoblástica marcada por cristais de quartzo que apresentam hábito poligonal, fazem contatos retos entre si e com biotita e muscovita. Minerais opacos ocorrem abundantemente em agregados de grãos com forma arredondada em meio à foliação.

Figura 2.4 Imagens dos biotita-muscovita-quartzo xisto: (A) Aspecto macroscópico dos xistos com textura foliada; (B) textura lepidoblástica marcada por biotita e textura granoblástica nas bandas de quartzo; (C) granada esqueletal na matriz. Imagens dos clorita-biotita-muscovita xistos:

(D) rocha de cor amarela clara com xistosidade proeminente; (E) lentes de quartzo orientadas segundo à foliação; (F) foliação antiga marcada pelos cristais de muscovita e clorita. Fotomicrografias com polarizadores paralelos.

(41)

41 Granada-Cordierita-Biotita Xisto

Estes xistos apresentam cor cinza escura (Fig. 2.5A) e granulação média a grossa. Destaca-se bandamento composicional definido pela alternância de bandas escuras, compostas ora por granada e quartzo, ora por cordierita, biotita, estaurolita e granada, e bandas claras compostas por quartzo, cordierita e biotita. Os principais afloramentos dessas rochas ocorrem nas proximidades da sede da Fazenda Retiro, neste local o xisto é composto por biotita (30%), cordierita (26%), quartzo (20%), granada (20%) e estaurolita (4%); como minerais acessórios ocorrem clinoanfibólio, monazita, apatita, zircão e opacos.

A textura predominante é a porfiroblástica que é marcada pelos cristais de cordierita (Fig. 2.5B), que são poiquiloblastos com até 1 cm de comprimento, com inclusões de estaurolita, biotita, quartzo e por vezes granada. A cordierita também ocorre em cristais de hábito granular anédrico associada aos cristais de quartzo na matriz (Fig. 2.5C). Como feições distintas apresentam aspecto “turvo” nos cristais, por vezes, apresentam geminação do tipo periclina e alterações típicas de cor escura nas bordas dos cristais. Podendo conter inclusões de apatita e zircão no entorno dos quais pode ocorrer halo pleocróico.

A granada exibe-se em porfiroblastos idioblástica a subidioblásticos (Fig. 2.5B), com núcleo de cor escura, com muitas inclusões de quartzo e opacos, e borda límpida sem inclusões. A estaurolita ocorre com hábito esqueletal (Fig. 2.5D), com até 1 mm, com inúmeras inclusões de quartzo, e somente como inclusão nos cristais de cordierita. Na matriz o quartzo apresenta textura granoblástica, com hábito granular subédrico, apresenta subgrãos e extinção ondulante indícios de deformação plástica intracristalina.

A biotita exibe-se de duas formas: como inclusões arredondadas anédricas presentes nos cristais de cordierita, ou dispersa na matriz como palhetas subédricas, algumas com inclusões de monazita as quais exibem halos pleocróicos. Ambos os tipos possuem pleocroísmo de amarelo claro a marrom escuro.

O clinoanfibólio, caracterizado como da série cumingtonita-grunerita, apresenta pleocroísmo de amarelo claro a verde escuro, hábito prismático, relevo moderado e extinção oblíqua. Ocorre disperso na matriz em meio ao quartzo e cordierita, não chega a compor 1% da rocha. Em algumas porções ocorrem cristais de

(42)

42

hábito acicular a fibroso, alguns com até 4 mm de comprimento, com clivagem perpendicular ao alongamento e cor verde escura similar ao anfibólio. Essa feição o sugere que são pseudomorfos de sillimanita.

Figura 2.5 Imagens dos granada-cordierita-biotita xisto: (A) amostra de mão com estrutura xistosa de cor cinza escura; (B) cristais de granada zonados e poiquiloblasto de cordierita. (C) cordierita associada ao quartzo na matriz; (D) estaurolita inclusa em cordierita. Imagens do estaurolita-andalusita-biotita xisto: (E) aspecto macroscópico do xisto; (F) cristal de andalusita e cristais alongados de biotita. Fotomicrografias com polarizadores paralelos.

(43)

43 Estaurolita-Andalusita-Biotita Xisto

Esta rocha aflora nas proximidades do contato com o Tonalito Cabaçal, ponto AL-05, conforme pode ser observado no mapa geológico (Fig. 2.2). Esta rocha é cinza escura, apresenta granulação média a grossa (Fig. 2.5E). Ao microscópio é uma rocha holocristalina com predominância de textura poiquiloblástica, pontualmente podem ser observadas as texturas lepidoblástica e granoblástica. É composta por: biotita (30%), andalusita (25%), quartzo (23%), estaurolita (6%), plagioclásio (5%), cordierita (4%), cianita (4%) e opacos (3%). Como minerais acessórios e de alteração ocorrem sericita, clorita, monazita e zircão.

A andalusita nos domínios granoblásticos ocorre como porfiroblastos de continuidade ótica preenchendo os espaços entre os cristais (Fig. 2.5F). Nos domínio onde predomina a textura lepidoblástica são poiquiloblastos alongados (Fig. 2.6A); com trilhas de inclusões de quartzo, biotita e estaurolita orientadas as quais que definem uma foliação interna (Si) cuja orientação é semelhante à foliação externa (Se). Na borda de alguns cristais ocorrem simplectitos com quartzo. A cordierita exibe-se em poiquiloblastos anédricos (Fig. 2.6B), com geminação periclina, e halos pleocróicos em torno das inclusões de zircão. Outras inclusões comuns são: cianita, estaurolita e biotita.

A biotita se apresenta de duas formas principais, uma geração em palhetas subédricas definindo a xistosidade Sn e aclivagem de crenulação Sn+1 (Fig. 2.6C), com inúmeras inclusões de monazita evidenciadas por halos pleocróicos; e a segunda como palhetas anédricas inclusas nos porfiroblastos de andalusita e cordierita.

A estaurolita ocorre como cristais esqueletais com pleocroísmo de amarelo claro a escuro (Fig. 2.6B).

Em geral apresentam inclusões arredondadas de quartzo e opacos. A cianita exibe-se em cristais alongados subédricos em seções transversais, ou com clivagem em duas direções de aproximadamente 90° nas seções basais e baixa birrefringência com hábito prismático anédrico (Fig. 2.6C).

(44)

44

Figura 2.6 Imagens do estaurolita-andalusita-biotita xisto: (A) poiquiloblasto de andalusita com inclusões de biotita e opacos; (B) poiquiloblasto de cordierita com inclusões de estaurolita, opacos e cianita; (C) cianita com clivagem em duas direções; (D) clorita como pseudomorfo de biotita.

Fotomicrografias em polarizadores paralelos

O quartzo ocorre na matriz como cristais com textura granoblástica poligonal. O plagioclásio ocorre em cristais de hábito tabular anédrico, geminação periclina preferencialmente em meio aos cristais de biotita.

Os minerais opacos são sulfetos e óxidos de ferro e ocorrem com tamanho que varia de 1 a 8 mm e apresentam hábito prismático anédrico a subédrico e fazem contatos retos como os cristais de biotita. A clorita ocorre associada à biotita como resultado de retrometamorfismo (Fig. 2.6D), com pleocroísmo de branco a verde claro e hábito em palhetas subédricas.

GNAISSES

Os gnaisses abrangem menor área no mapa geológico com relação aos xistos e foram distinguidos dois tipos: granada-sillimanita-biotita gnaisse e o biotita gnaisse. O primeiro é um metassedimento e o segundo uma rocha metavulcânica.

(45)

45 Granada-Sillimanita-Biotita Gnaisse

Esta rocha é cinza escura a avermelhada, apresenta granulação média a grossa e bandamento composicional marcado pela alternância de bandas félsicas compostas de quartzo e plagioclásio com bandas máficas com biotita, granada, sillimanita, muscovita e estaurolita (Fig. 2.7 A e B). Em geral apresenta uma xistosidade paralela ao bandamento composicional, a qual remete a uma antiga intercalação de camadas de composições diferentes. Afloram na porção oeste da área estudada (ponto AL-11 na Fig. 2.2). Ao microscópio são rochas holocristalinas de textura porfiroblástica e subordinadamente lepidoblástica e granoblástica. A rocha é composta por: quartzo (20%), plagioclásio (5%), biotita (30%), granada (23%), sillimanita (16%), muscovita (4%) e estaurolita (2%). Como minerais acessórios e de alteração ocorrem epidoto, sericita, opacos e clorita.

A granada ocorre na forma de porfiroblastos de hábito esqueletal, alguns cristais maiores que 1 cm (Fig.

2.7C). Interpreta-se que a forma de crescimento desses cristais deve-se a disponibilidade de biotita que nesta rocha marca a xistosidade Sn e também a clivagem de crenulação Sn+1, os porfiroblastos mimetizam a geometria dessas foliações, sobre os cristais de biotita. Apresentam trilhas de inclusões orientadas de opacos, biotita e estaurolita.

A sillimanita se apresenta na forma de fibrolita (forma acicular), em geral, forma agregados alongados ou radiais (Fig. 2.7D). Alguns cristais exibem típicas fraturas ortogonais ao eixo maior do cristal. É comum a associação entre este mineral e a biotita. Nas bordas dos agregados de sillimanita ocorre clorita, que pseudomorfiza os cristais de biotita.

A biotita marca as duas foliações presentes na rocha, a xistosidade Sn (Fig. 2.7E) e a clivagem de crenulação Sn+1. Em ambas as ocorrências apresentam cristais com hábito de palheta a fibrosos, com halos plecróicos. A clorita ocorre em palhetas subédricas com pleocroísmo de branco a verde claro, em geral associada à biotita. A muscovita ocorre associada à biotita marcando a foliação Sn (Fig. 2.7F), apresentam hábito de palhetas subédricas a euédricas, são incolores e fazem contatos retos com os cristais no entorno.

(46)

46

Figura 2.7 Imagens do granada-silimanita-biotita xisto: (A) bloco apresentando veio de quartzo; (B) amostra de mão mostra bandamento composicional; (C) porfiroblasto de granada com inclusões de opacos, biotita, estaurolita, quartzo e clorita; (D) agregado de fibrolita associado à poiquiloblasto de granada; (E) foliações marcadas por biotita e sillimanita; (F) biotita e muscovita euédricas marcam foliação. Fotomicrografias com polarizadores paralelos.

A estaurolita ocorre em cristais de hábito esqueletal como inclusão nos cristais de granada, apresenta pleocroísmo amarelo claro a escuro. O quartzo ocorre cristais com textura granoblástica poligonal e o plagioclásio não apresenta geminação e hábito e a tamanho semelhantes ao do quartzo, mas pode ser