O BATÓLITO GUAPOREÍ – UMA INTRUSÃO
MESOPROTEROZÓICA DO COMPLEXO GRANITÓIDE PENSAMIENTO EM MATO GROSSO, SW DO CRÁTON
AMAZÔNICO.
ii
iii
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO Reitora
Maria Lúcia Cavalli Neder Vice-Reitor
Francisco José Dutra Souto Pró-Reitora de Pós Graduação
Leny Caselli Anzai
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA Diretor
Edinaldo de Castro e Silva
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS Chefe
Jackson Douglas Silva da Paz
Coordenadora do Programa de Pós-Graduação em Geociências
Márcia Aparecida de Sant’ana Barros
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CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Nº13
O BATÓLITO GUAPOREÍ – UMA INTRUSÃO MESOPROTEROZÓICA DO COMPLEXO GRANITÓIDE PENSAMIENTO EM MATO GROSSO, SW DO
CRÁTON AMAZÔNICO.
Patrícia Alves Nalon
Orientadora
Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa
Co-Orientador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Geologia da Faculdade de Geologia da Universidade Federal de Mato
Grosso como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geologia Área de Concentração: Evolução Crustal e Geologia Regional
CUIABÁ 2010
vi
Universidade Federal de Mato Grosso – http://ufmt.br Instituto de Ciências Exatas e da Terra – http://ufmt.br Curso de Geologia – http://ufmt.br
Departamento de Recursos Minerais – http://ufmt.br
Programa de Pós-Graduação em Geociências – ppgec@cpd.ufmt.br Campus Cuiabá – Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó
78.060-900 – Cuiabá, Mato Grosso
Fone: (65) 3615-8000 – Fax: (65) 3628-1219 – E.mail: – http://ufmt.br
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Nalon, Patrícia Alves
O BATÓLITO GUAPOREÍ – UMA INTRUSÃO MESOPROTEROZÓICA DO COMPLEXO GRANITÓIDE PENSAMIENTO EM MATO GROSSO, SW DO CRÁTON AMAZÔNICO.
[manuscrito]. / Patrícia Alves Nalon – 2010
xiv, 68f.; il. Color. (Contribuições às Ciências da Terra, n. 13).
Orientadora: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa Co-Orientador: Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Dissertação (Mestrado): Universidade Federal de Mato Grosso. Instituto de Ciências Exatas e da Terra.
Faculdade de Geologia. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Geociências.
Área de Concentração: Evolução Crustal e Geologia Regional
1. Geologia – Dissertação. 2. SW do Cráton Amazônico – Dissertação. 3. O Batólito Guaporeí – Dissertação. 4. Estudo petrológico – Dissertação. I. Universidade Federal de Mato Grosso.
Departamento de Geologia. II. Título.
CDU: ...
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Dedicatória
Aos meus pais!
viii Agradecimentos
Os meus mais sinceros agradecimentos vão para todas as pessoas que contribuíram para a realização e conclusão deste trabalho. Agradecimento especial às pessoas:
A minha querida orientadora Maria Zélia Aguiar de Sousa por ter me aceito “aos 45’do segundo tempo”e por todo conhecimento geológico, sabedoria, apoio incondicional e estima a mim dispensados;
Ao meu co-orientador Dr. Amarildo Salinas Ruiz por ter me presenteado com o Guaporeí, pela ajuda em campo, por todo o auxílio em estrutural e na realização deste trabalho.
À mestre e amiga Maria Elisa Fróes Batata, pelas inúmeras ajudas (principalmente com material para leitura e sites) além da grande generosidade;
Ao amigo mestrando Fernando Lisboa P. de Figueiredo pelas valiosas discussões sobre geologia, principalmente sobre o terreno Paraguá, pelo incansável auxílio em estrutural e na confecção dos mapas;
A CAPES pela concessão de bolsa durante todo o mestrado e ao PROCAD nº.
096/2007 pelo custeio das análises químicas/geocronológicas.
Muito obrigada a todos!
ix Sumário
Agradecimentos ... viii
Sumário ... ix
Lista de Figuras ... x
Lista de Tabelas ... xii
Resumo ... xiii
Abstract ... xiv
Capítulo 1 ... 1
Introdução ... 1
APRESENTAÇÃO DO TEMA... 1
OBJETIVO ... 1
LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ... 1
MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA ... 2
ETAPA DE PREPARAÇÃO... 2
ETAPA DE AQUISIÇÃO DOS DADOS ... 3
CAMPO ... 3
LABORATÓRIO ... 3
Análises Petrográficas ... 3
Geoquímica de rocha ... 3
Geocronologia ... 4
Geocronologia Pb-Pb em zircão (evaporação) ... 4
Análises isotópica Sm-Nd (rocha total) ... 5
ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DOS DADOS ... 6
ETAPA DE ELABORAÇÃO DA DISSERTAÇÃO ... 6
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 7
SUDOESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO ... 8
Província Rondoniana – San Ignácio ... 8
Terreno Paraguá ... 9
PETROGRAFIA DO BATÓLITO GUAPOREÍ ... 14
CARACTERIZAÇÃO DEFORMACIONAL DO GRANITO GUAPOREÍ ... 20
GEOQUÍMICA ... 22
GEOCRONOLOGIA ... 30
Pb-Pb em zircão (evaporação) ... 30
Resultado Sm-Nd em Rocha Total ... 32
CONCLUSÕES ... 32
REFERÊNCIAS ... 33
Capítulo 2 ... 37
Artigo ... 37
x
Lista de Figuras
Figura 1 - Mapa de localização da área de estudo. ... 2
Figura 2 - Localização da área estudada no mapa de compartimentação geocronológica e
tectônica do cráton Amazônico. ... 8
Figura 3 - Localização da área estudada no Mapa Tectônico do SW do cráton Amazônico, em
Mato Grosso, Rondônia e oriente da Bolívia. ... 10
Figura 4 - Mapa geológico do terreno Paraguá na região de Vila Bela da Santíssima Trindade-
MT. ... 12
Figura 5 – Ilustrações de afloramentos e amostras do batólito Guaporeí.. ... 15
Figura 6 – Fotografias de rochas do batólito Guaporeí ilustrando variedades composicionais e
texturais. ... 16
Figura 7 – Diagrama classificatório QAP para as rochas do batólito Guaporeí. ... 17
Figura 8 - Fotomicrografias das rochas do batólito Guaporeí.. ... 19
Figura 9 - Aspectos de campo ilustrando a foliação penetrativa S
1e as discretas zonas de
cisalhamento paralelas a S
2... 21
Figura 10 – Estereograma para pólos da foliação S
1do Granito Guaporeí. ... 21
Figura 11 - Fotomicrografia das rochas do Batólito Guaporeí. ... 22
Figura 12 -: Diagramas de variações de Harker para elementos maiores (expressos em óxidos)
das rochas do batólito Guaporeí.. ... 25
Figura 13: Diagramas de variações de Harker para elementos traços de rochas do batólito
Guaporeí. ... 26
Figura 14 - Diagramas classificatórios para o Granito Passagem: (A) Al
2O
3versus TiO
2(Cattalani & Bambic 1994); (B) álcalis versus sílica (Le Maitre 1989); (C) SiO
2versus
Zr/TiO
2(Winchester & Floyd 1977); (D) R
1–R
2(La Roche 1980).. ... 27
Figura 15 - Diagramas geoquímicos para as rochas do batólito Guaporeí: (A) Total de álcalis
versus sílica e (B) AFM (Irvine & Baragar 1971); (C) Total de álcalis versus sílica
(Middlemost 1991); (D) K
2O% versus SiO
2% (Le Maitre 2002); (E) A/NK versus A/CNK
(Maniar & Piccoli 1989).. ... 28
Figura 16 - Padrões de distribuição das rochas do batólito Guaporeí nos diagramas: Em (A) a
(D) ETR, normalizados pelos valores condríticos (Nakamura 1977). (E) Elementos traço e
K
2O das rochas do batólito Guaporeí, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira
Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984). ... 29
xi
Figura 17: Diagramas de classificação tectônica para o Batólito Guaporeí: (A) Rb versus
Y+Nb (Pearce et al. 1984, Pearce 1996); (B) Hf-Rb/30-Ta*3 (Harris et al. 1986). ... 30
Figura 18- Fotomicrografia de cristais de zircão da amostra JR76 selecionados para a datação. . 31
Figura 19 – Diagrama idade versus cristais de zircão para a amostra JR76 do Batólito
Guaporeí. ... 32
xii
Lista de Tabelas
Tabela 1 – Coluna estratigráfica com as principais unidades que constituem o terreno Paraguá na área estudada. ... 11 Tabela 2- Relação dos granitos que configuram o Complexo Granitóide Pensamiento. ... 13 Tabela 3 - Composição química de elementos maiores, menores e traços (óxidos % em peso e ppm) de rochas do batólito Guaporeí. ... 23 Tabela 4 -. Continuação composição química de elementos maiores, menores e traços (óxidos
% em peso e ppm) de rochas do batólito Guaporeí. ... 24
Tabela 5 – Dados isotópicos de Pb de multigrãos de zircão do Batólito Guaporeí. ... 31
Tabela 6 – Dados analíticos de Sm-Nd do Batólito Guaporeí. ... 32
xiii Resumo
O batólito Guaporeí é um corpo de aproximadamente 240km
2com trend NW, localizado na região de Vila Bela da Santíssima Trindade, estado de Mato Grosso. Situa-se na interface tectônica dos domínios da província Rondoniana-San Ignácio, no terreno Paraguá, na porção meridional do cráton Amazônico. É formado por sieno a monzogranitos, granodioritos e quartzo-monzonitos e, subordinadamente, trondjemitos caracterizados por textura inequigranular fina - grossa a porfirítica/porfiroclástica, que têm biotita como mineral máfico primário, por vezes, associado a anfibólio, metamorfizadas na fácies xisto verde e milonitizadas quando em zonas de cisalhamento. Estudos litoquímicos identificam um magmatismo cálcio- alcalino de alto potássio, metaluminoso a levemente peraluminoso, gerado em ambiente de arco magmático sin-colisional, evoluído por cristalização fracionada associada à assimilação crustal.
Duas fases de deformação marcam a evolução compressional da orogenia San Ignácio impressas, nestas rochas, pelo estiramento e alinhamento mineral evidenciados pelas foliações S
1e S
2. Determinação geocronológica obtida pelo método de evaporação Pb-Pb em zircão, forneceu idade de 1314 +2,5 Ma para sua cristalização, enquanto dados Sm-Nd, em rocha total, indicam idade modelo T
DMem torno de 1,7 Ga e valor negativo para εNd
(t=1,3)(-14), corroborando a idéia de participação crustal. Tais resultados permitem interpretar as rochas do batólito Guaporeí como produtos derivados do manto superior segregados para a crosta durante o paleoproterozóico. Os resultados obtidos apontam semelhanças entre estas rochas e aquelas da contra-parte boliviana, reforçando a idéia de continuidade crustal do Complexo Granitóide Pensamiento em território brasileiro.
Palavras-chave: batólito Guaporeí, Complexo Granitóide Pensamiento, Terreno Paraguá.
xiv Abstract
THE GUAPOREÍ BATHOLITH - AN MESOPROTEROZOIC INTRUSION OF PENSAMIENTO GRANITOID COMPLEX IN MATO GROSSO, SW AMAZONIAN CRATON
The Guaporeí batholith is a 240km
2body of extension with a NW direction, located in Vila Bela da Santíssima Trindade, at Mato Grosso State. It is situated in the domains of Rondoniana-San Ignacio Province, in Paragua terrane, in the southern portion of Amazon craton. It consists of the syeno to monzogranite, granodiorite and quartz-monzonite and trondhjemite subordinate characterized by inequigranular fine to coarse and porphyritic/porphyroclastic texture. The biotite is the mafic primary mineral, sometimes associated with amphibole, metamorphosed in the greenschist facies and mylonitized, when near shear zones areas. Litochemistry data showed a calcium-alkaline of high potassium magmatismo with metaluminous to peraluminous character, generated in syn-collisional magmatic arc environment, evolved by fractional crystallization associated to crustal assimilation. Two stages of deformation mark the evolution of San Ignacio compressional orogeny characterized by stretching and alignment mineral and by S
1and S
2foliations.
Geochronological determination obtained by the single zircon Pb-evaporation method yield a crystallization age of 1314 +2,5 Ma, whereas Sm-Nd whole rock indicate T
DMmodel ages of ca. 1,7 Ga and negative value εNd
(t = 1,3)values of -14, revealing crustal participation. These results show that the Guaporeí batholith is a upper mantle product segregated to the crust in the Paleoproterozoic. The obtained data indicate similarities between these rocks and those of the Bolivian counterpart, supporting the idea of Pensamiento Granitoid Complex crustal continuity in Brazilian territory.
Keywords: Guaporeí batholith, Pensamiento Granitoid Complex, Paragua terrane.
1
Capítulo 1 Introdução
APRESENTAÇÃO DO TEMA
O terreno Paraguá tem sido descrito como um fragmento crustal alóctone, acrescido à margem do proto-cráton Amazônico durante o Mesoproterozóico ou Neoproterozóico (Boger et al. 2005, Ruiz 2009, Bettencourt et al. 2010). Segundo Boger et al. (2005) sua aglutinação teria ocorrido durante a orogenia Sunsás (1,0 a 0,9 Ga), enquanto Ruiz (2005, 2009) e Bettencourt et al. (2010) sugerem a orogenia San Ignácio (1,37 a 1,3 Ga) como responsável pela colisão do terreno Paraguá ao cráton Amazônico.
Desde Litherland et al. (1986) se reconhece em território boliviano um expressivo e volumoso magmatismo de natureza plutônica ácida, cujas idades variam desde 1,37 Ga até 1,30 Ga. Tais rochas foram agrupadas sob a designação Complexo Granitóide Pensamiento e classificadas, conforme o momento de sua colocação, como sin a pós-cinemáticos, em relação ao pico metamórfico e deformacional da orogenia San Ignácio.
Na região de Vila Bela da Santíssima Trindade, sudoeste do estado de Mato Grosso, aflora a porção extremo oriental do terreno Paraguá limitada a leste pelo terreno Rio Alegre.
Entre as unidades litoestratigráficas que constituem este terreno nessa região, destacam-se o embasamento gnáissico com idades Pb-Pb de 1651±4 (Figueiredo et al. 2009) que serve de encaixante para o granito Guaporeí além de plugs e diques do granito Passagem, ambos correlacionados ao Complexo Granitóide Pensamiento (Nalon et al. 2009 c). O Grupo Aguapeí depositou-se, em discordância erosiva, sem apresentar deformação dúctil e metamorfismo, sobre os gnaisses e granitóides.
OBJETIVO
O propósito deste trabalho é caracterizar o batólito Guaporeí do ponto de vista petrográfico e estrutural e, com o emprego de litogeoquímica (elementos maiores, traços e terras raras) e geocronologia (Pb-Pb e Sm-Nd) definir seu significado petrológico e idade.
Buscar-se-á também identificar seu posicionamento tectônico na evolução do Complexo Granitóide Pensamiento no terreno Paraguá, em território brasileiro.
LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
A área de estudo está localizada na região de Vila Bela da Santíssima Trindade –
estado de Mato Grosso, na porção SW da Serra de Ricardo Franco; contida nos domínios da
Folha Casalvasco (SD - 20 - Z - D – II), na escala de 1:100.000, delimitada pelas seguintes
coordenadas geográficas: 14º 45’ 00’’ S e 60º 26’ 10” W; 15º 35’ 10” S e 59º 36’ 00” W. A
área do batólito perfaz cerca de 240 km
2e o acesso é feito, a partir de Cuiabá através da BR –
070 até Cáceres, em seguida pela BR-174 até Pontes e Lacerda e pela MT-246 até a cidade de
Vila Bela da Santíssima Trindade (Fig.1). O trajeto à área é realizado por estradas secundárias
2
não pavimentadas que permitem o acesso às fazendas da região. As condições de tráfego durante a estação de seca são boas, porém, no período das chuvas a locomoção em alguns trechos fica comprometida.
Figura 1 - Mapa de localização da área de estudo.
MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA
Os métodos empregados na realização desta pesquisa são os mesmos utilizados em mapeamentos geológicos sistemáticos e podem ser subdivididos em quatro fases: etapa de preparação; etapa de aquisição de dados (em campo e laboratório); etapa de tratamento e sistematização de dados e etapa de elaboração da dissertação.
ETAPA DE PREPARAÇÃO
Nesta etapa, fez-se o levantamento bibliográfico de trabalhos geológicos realizados na região sudoeste do cráton Amazônico, tendo por base, o Proyeto Precambrico, artigos científicos e, principalmente, monografias de conclusão do curso de geologia da Universidade Federal de Mato Grosso desenvolvidas na área de estudo. Posteriormente, realizou-se o levantamento quantitativo das amostras de mão, seções delgadas e pontos de afloramento disponíveis a fim de se gerar um banco de dados.
A elaboração do mapa base foi a partir da interpretação de imagens de satélite, com o
auxílio dos softwares ArcMap, versão 9.1 e Corel Draw, versão 12.
3 ETAPA DE AQUISIÇÃO DOS DADOS
Este item descreve as atividades realizadas para a obtenção dos dados em campo e em laboratório (análise petrográfica, geoquímica de rocha e geocronologia Pb-Pb e Sm-Nd).
CAMPO
Corresponde à complementação do mapeamento geológico sistemático, na escala de 1:100.000, realizado em anos anteriores através de trabalhos de conclusão do curso de geologia. Os novos trabalhos de campo foram realizados em duas etapas, uma em abril e outra em dezembro de 2009, buscando detalhamento de afloramentos-chave com coleta de amostras para análises petrográficas e químicas além da caracterização dos diversos litotipos que constituem este batólito. Os pontos amostrados e descritos foram registrados por um aparelho GPS (Global Position System) GARMIN e-Trex H e as medidas de foliações foram obtidas com uma bússola do tipo CLAR, da marca Krantz.
LABORATÓRIO
Análises Petrográficas
A realização do estudo qualitativo envolveu descrições de 150 amostras e 50 seções delgadas com o intuito de se caracterizar detalhadamente os tipos petrográficos, enfatizando feições mineralógicas, texturais e paragêneses das rochas do batólito Guaporeí.
As seções delgadas foram confeccionadas e estudadas nos laboratórios de Laminação e Pesquisa Petrográfica do Departamento de Recursos Minerais (DRM) da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), com o auxílio de um microscópio petrográfico Olimpus BX 41. Para as fotomicrografias e captura de imagens das seções delgadas utilizou-se o equipamento Infinity 1 e o software de mesma denominação, além do Corel Draw, versão 12.
As análises modais foram realizadas em microscopia e ao microscópio de luz transmitida com auxílio de um vernier e um contador e o número de pontos determinados por seção variou em função da textura e granulação apresentada. Os critérios adotados quanto à granulação (em mm) para a caracterização petrográfica foram os sugeridos pela IUGS: muito fina (Ø≤0,1);
fina (0,1<Ø≤1,0); média (1,0<Ø≤5,0) e grossa (5,0<Ø≤20,0).
Geoquímica de rocha
Para as análises geoquímicas foram selecionadas 17 amostras de rochas como as
mais representativas do Batólito Guaporeí considerando sua distribuição na área de estudo,
bem como sua diversidade textural e mineralógica. Inicialmente, estes exemplares foram
serrados e britados nos laboratórios de Laminação e Preparação de Amostras do DRM-UFMT
4
e, em seguida, fez-se a separação individual de cerca de 50g de amostra, sendo todas enviadas ao Acme Analytical Laboratories (Acmelab)-Vancouver/Canadá para determinações através dos métodos ICP (Inductively Couple Plasma) e ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Espectrometry) para elementos maiores e menores (SiO
2, TiO
2, Al
2O
3, FeO
total, MnO, MgO, CaO, Na
2O, K
2O e P
2O
5) e elementos traços (Rb, Sr, Cr, Ni, Zr, Y, Ce, Ba, Be, Nb, Cu,Lu, Dy, Gd, Er, Yb, Y, La, Eu, Nd, Ce e Sm).
Geocronologia
A preparação das amostras foi feita no Laboratório de Preparação de Amostras, do DRM-UFMT. As datações Pb-Pb em zircão (evaporação) foram realizadas no Laboratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso), da Universidade Federal do Pará, enquanto as análises Sm-Nd em rocha total foram realizadas no Laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências, da Universidade de Brasília. Ambas as análises foram feitas em um espectrômetro de massa Finnigan MAT 262. As rochas datadas correspondem às amostras: JR76, JR83 (Pb-Pb em zircão - evaporação) e GJ15 (Sm-Nd em rocha total).
Geocronologia Pb-Pb em zircão (evaporação)
As amostras selecionadas para datação foram cominuídas em um britador de mandíbulas, moídas em moinho de disco, lavadas para o deslamamento, posteriormente secas em estufa a 180
0e em seguida, peneiradas em diferentes intervalos de granulometria, reservando-se o concentrado das frações menores que 80 mesh.
Este concentrado foi levado a um separador magnético do tipo Frantz, cuja finalidade é separar a fração não magnética (zircão) para posterior processamento em líquidos densos (Bromofórmio d=2,6). O concentrado de zircão resultante é então lavado com HNO
3para eventual remoção de capa de alteração.
Os cristais de zircão foram escolhidos manualmente da granulação 0,170 mm da fração menos magnética, com o auxilio de uma lupa binocular e dispostos em um filamento de rênio sob a forma de canoa. As fotomicrografias dos melhores cristais, incluindo os analisados foram também realizadas.
Fez-se o uso de mais de um grão de zircão por canoa, devido a suas baixas concentrações de Pb radiogênico.
A técnica analítica empregada no espectrômetro FINNIGAN MAT 262 utiliza dois
filamentos posicionados frente a frente, como preconizado por Kober (1986, 1987), sendo um
filamento de evaporação, o qual contém o zircão, e um filamento de ionização, a partir do
qual o Pb é analisado. O filamento de evaporação é aquecido gradativamente em temperaturas
pré-estabelecidas, constituindo três etapas de evaporação: 1450
oC, 1500
oC e 1550
oC. Mais
raramente, dependendo da quantidade de Pb que o zircão contém, podem ser realizadas até
cinco etapas de evaporação. Durante cada etapa de aquecimento, que dura aproximadamente 5
minutos, ocorre à liberação do Pb do retículo cristalino do zircão. Esse Pb deposita-se
imediatamente no filamento de ionização, o qual é mantido em temperatura ambiente.
5
Em seguida, após desligar o filamento de evaporação o filamento de ionização é aquecido a uma temperatura em torno de 1050
oC quando o Pb ali depositado é ionizado. As intensidades das emissões dos diferentes isótopos de Pb podem ser medidas de duas formas: a primeira, quando se tem baixa intensidade de sinal, com monocoletor (um contador de íons) segundo uma varredura na seguinte seqüência de massa: 206, 207, 208, 206, 207 e 204. A segunda, quando se tem alta intensidade, é feita em multicoletor (contador de íons e caixas de Faraday) segundo uma varredura na seguinte seqüência de massa: 206, 207, 208 e 204. Em ambos os modos, cada conjunto de 10 varreduras define um bloco. Um bloco obtido no contador de íons fornece 18 razões
207Pb/
206Pb e no multicoletor 10 razões
207Pb/
206Pb. A cada etapa de evaporação são obtidos, em geral, até cinco blocos de dados nas análises em monocoletor, e dez, nas análises em multicoletor. A média das razões
207Pb/
206Pb desses blocos define uma idade correspondente para cada etapa. Esses dados são representados em um diagrama Idade (Ma) versus Etapas de evaporação. As idades obtidas nas diferentes etapas de evaporação podem apresentar diferentes valores, sendo que, normalmente observa-se um aumento nas idades no sentido das etapas de mais alta temperatura. Quando isso ocorre, são consideradas apenas as idades obtidas em temperaturas mais altas, pois nesse caso, o Pb analisado é proveniente das porções mais retentivas do cristal de zircão e, portanto, mais representativas da idade de cristalização do mineral.
Os resultados são apresentados com desvios a 2 e as correções do Pb comum são feitas mediante uso do modelo de evolução do Pb em estágio duplo proposto por Stacey &
Kramers (1975), utilizando a razão
204Pb/
206Pb.
Os dados obtidos são tratados estatisticamente segundo princípios metodológicos estabelecidos no Pará-Iso (Gaudette et al. 1998). Resultados de blocos, etapas ou cristais podem ser eliminados do cálculo final da idade segundo alguns critérios. Entre eles destacam-se os seguintes:
Os blocos com razões isotópicas
204Pb/
206Pb superiores a 0,0004 são desprezados, para tornar mínima a correção de Pb de contaminação ou inicial.
São eliminados blocos com desvios superiores a 2 em relação à média das idades dos cristais de zircão.
Faz-se, além disso, a eliminação subjetiva, onde são desprezados blocos, etapas de evaporação, ou cristais que apresentem idades discordantes da média das idades obtidas nas temperaturas mais altas da maioria das análises.
Análises isotópica Sm-Nd (rocha total)
A digestão química das amostras de rocha total para análises isotópicas Sm-Nd
foram realizadas em bombas de teflon em forno microondas na potência média. Após pesar
aproximadamente 0.100 g de amostras e adicionar o traçador (spike), partiu-se para as fases
de digestão química das amostras em 2 etapas: com uma mistura de HF + HNO3, por 1
minuto e 30 segundos em forno microondas e secagem em placa aquecedora e 1 etapa com
HCl, em forno microondas por 1 minuto e 30 segundos. Depois de dissolvidas as amostras,
fez-se a extração dos elementos terras raras (ETRs) em colunas de troca iônica com resina
6
BIO-RAD AG50W-X8 e a extração do Sm e do Nd dos demais ETRs foi realizada em colunas de teflon com resina LN SPEC (resina líquida HDEHP-ácido di-(etilhexil) fosfórico impregnada em pó de teflon).
As medidas dos conteúdos e razões isotópicas de Nd resultaram de ionização termal, com sistemas de coletores simples e múltiplos. As razões
143Nd/
144Nd foram normalizadas pelos valores de
146Nd/
144Nd = 0,7219 e, posteriormente, ajustadas pelos padrões NBS987 e La Jolla, respectivamente. Os cálculos das idades-modelo foram feitos com base na curva de evolução do manto empobrecido de DePaolo (1981).
ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DOS DADOS
Nesta fase da pesquisa foram confeccionados os Mapas de Pontos e Geológico (Preliminar e Final) com o auxilio dos softwares ArcMap, versão 9.1 e CorelDraw, versão 12.
Os resultados geoquímicos obtidos foram tratados com o auxilio de software para processamento de dados petrológicos Minpet for Windows (versão 2.02, Richard 1995) e Newpet for DOS (versão 7.10, Clarke 1992). Os gráficos obtidos foram posteriormente tratados no software CorelDraw, versão 12. As idades Sm-Nd foram tratadas no software Isoplot.
Os dados estruturais foram tratados no software Stereonet for Windows para a confecção de estereogramas.
ETAPA DE ELABORAÇÃO DA DISSERTAÇÃO
A partir dos dados obtidos, tratados e interpretados, foi possível confeccionar a
presente dissertação e a elaboração de um artigo científico, pré-requisitos necessários para
obtenção do título de mestre no programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade
Federal de Mato Grosso.
7 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
No decorrer do tempo, muitas pesquisas e discussões foram feitas objetivando a compreensão do cráton Amazônico. A idéia mais aceita atualmente é de que a evolução proterozóica do cráton Amazônico foi dada pela acresção de cinturões móveis que se amalgamaram sucessivamente ao núcleo arqueano do proto-cráton Amazônico.
Estes cinturões foram definidos como províncias tectono-geocronológicas e suas compartimentações quanto à definição de limites temporais e físicos assim como nomenclatura não são coincidentes e encontram-se propostas em diversos autores, dentre eles, Tassinari & Macambira (1999), Santos et al. (2000 , 2008), Tassinari et al. (2000), Ruiz (2005), Cordani & Teixeira (2007), Cordani et al. (2009).
Neste trabalho utiliza-se a proposta de Tassinari & Macambira (2004) onde foram individualizadas seis províncias geocronológicas, a saber: Província Amazônia Central (2,5 Ga), Província Maroni-Itacaiúnas (2,25 – 2,00 Ga), Província Ventuari-Tapajós (1,95 – 1,80 Ga), Província Rio Negro–Juruena (1,80 – 1,55 Ga), Província Rondoniana-San Ignácio (1,55 –1,30 Ga) e Província Sunsás (1,30–1,0 Ga).
Santos et al. (2000) redenominaram as unidade geocronológicas do cráton Amazônico em sete principais províncias geocronológicas e um cinturão de dobramento que se dispõem da seguinte maneira: Província Carajás e Imataca (3,10-2,53 Ga), Província Transamazônica (2,25 - 2,00 Ga), Província Tapajós-Parima (2,10 - 1,87 Ga), Província Amazônia Central (1,88 - 1,70 Ga), Província Rio Negro (1,86 - 1,52 Ga), Província Rondoniana-Juruena (1,76 - 1,47 Ga), Província Sunsás (1,33 - 0,99 Ga) e o cinturão K’Mudku.
A área de estudo encontra-se inserida dentro dos domínios da Província Rondoniana-
San Ignácio (Ruiz 2005), situada na porção sudoeste do cráton Amazônico que tem o bloco
Rio Apa configurando seu extremo sul (Fig. 2).
8
Figura 2 - Localização da área estudada no mapa de compartimentação geocronológica e tectônica do cráton Amazônico (Ruiz 2005).
SUDOESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO
Província Rondoniana – San Ignácio
A porção SW do cráton Amazônico está representada por 4 províncias proterozóicas sub-paralelas (Cordani & Teixeira 2007, Cordani et al. 2009), dentre elas está a Província Rondoniana-San Ignácio (1,50–1,30 Ga) onde encontra-se inserido o batólito Guaporeí, objeto deste estudo.
Segundo Cordani & Teixeira (2007), a evolução da Província Rondoniana-San Ingácio ocorreu através da amalgamação de arcos magmáticos intra-oceânicos e prismas acrescionários formados durante uma colisão continental desenvolvida ao longo do limite SW da Província Rio Negro-Juruena. Sua cratonização teria ocorrido por volta de 1,30 Ga (idade Ar-Ar) e 1,25 Ga (idade K-Ar), sendo seguida por reativação tectônica, deformação, sobreposição termal e magmatismo relacionado ao orógeno Sunsás (Bettencourt et al. 2010).
Inserido nesta província está o Cinturão Acrescionário Rondoniano-San Ignácio que corresponde ao evento mais jovem e mais difundido ocorrido no Mesoproterozóico. Este
Área de estudo
9
cinturão compreende o arco continental San Ignácio (Bolívia) e os Complexos Colorado e Mamoré (Brasil). O arco San Ignácio (1,37 – 1,28 Ga) caracteriza-se por volumosas suítes meta-ígneas, de caráter subalcalino e natureza cálcio-alcalina de alto-K, denominadas de Complexo Granitóide Pensamiento, localizadas na região do Paraguá, na Bolívia (Teixeira et al. 2009). As maiores unidades tectônicas que compõem esta província são, segundo Ruiz (2009), os terrenos: Paraguá, Rio Alegre, Jauru, Alto Guaporé e Nova Brasilândia.
Terreno Paraguá
A denominação “cráton Paraguá” foi inicialmente usada por Litherland et al. (1986) para se reportarem as unidades geológicas pré-cambrianas do escudo boliviano, que permaneceram tectonicamente estáveis durante as deformações meso a neoproterozóicas dos cinturões Sunsás e Aguapeí. Posteriormente, Saes e Fragoso César (1996) propuseram o termo terreno e subdividiram o escudo pré-cambriano em dois, o terreno Paraguá e terreno San Pablo. Tohver et al. (2004) expandiram os limites desse cráton e definiram que o trend E- W do cinturão Nova Brasilândia marca o limite entre os crátons Paraguá e Amazônico.
Segundo Santos et al. (2007) a idéia de que a unidade Paraguá seja um cráton é questionável, controversa e alvo de grandes discussões. Dessa forma, adota-se neste trabalho o termo terreno Paraguá para se referir a uma área complexa sob o ponto de vista geológico e uma entidade tectônica que configura grande parte do escudo pré-cambriano boliviano (Fig.
3). A área de estudo está contida neste terreno que é representado por um embasamento paleoproterozóico (Complexo Gnáissico Chiquitania, Grupo de Xistos San Ignácio e Complexo Lomas Maneches) e granitóides cálcio-alcalinos mesoproterozóicos (Complexo Granitóide Pensamiento) amalgamados ao proto-cráton Amazônico durante a orogenia San Ignácio (Litherland et al. 1986). Novas informações sobre a cronoestratigrafia das rochas do terreno Paraguá são fornecidas por Boger et al. (2005) e Matos et al. (2009). Estes últimos autores sugeriram uma cronoestratigrafia para este terreno disposta da seguinte forma:
Complexo Chiquitania (1,79 Ga), Grupo San Ignácio (<1,76 Ga), Suíte Lomas Maneches (1,68 Ga) e Complexo Granitóide Pensamiento.
No estado de Mato Grosso, o terreno Paraguá aflora próximo à região da Serra de Santa Bárbara e Serra de Ricardo Franco, sendo limitado a leste pelo terreno Rio Alegre.
Nessa região, este terreno é constituído pelas unidades litoestratigráficas (Fig. 4) que estão
listadas da base para o topo, na tabela 1.
10
Figura 3 - Localização da área estudada no Mapa Tectônico do SW do cráton Amazônico, em
Mato Grosso, Rondônia e oriente da Bolívia (Ruiz 2009).
11
Tabela 1 – Coluna estratigráfica com as principais unidades que constituem o terreno Paraguá
na área estudada.
12
Figura 4 - Mapa geológico do terreno Paraguá na região de Vila Bela da Santíssima Trindade-
MT.
13
Na Bolívia, o Complexo Granitóide Pensamiento compreende grandes volumes de rochas graníticas e gnáissicas que guardam os registros metamórficos e deformacionais da orogenia San Ignácio. Segundo Litherland et al. (1986), este Complexo é composto por granitos, sienitos, granodioritos, tonalitos, trondjemitos e, subordinadamente, dioritos, que ocorrem no oriente boliviano, de idades Rb/Sr e K/Ar entre 1,39 a 1,24 Ga. Estas rochas foram subdivididas por estes autores como sin a tardi-cinemáticos e tardi a pós-cinemáticos (Tab. 2) conforme o momento de sua colocação e em relação ao pico metamórfico/deformacional da orogenia San Ignácio. Os termos sin a tardi-cinemáticos (1373-1347 Ma) caracterizam-se por apresentar rochas porfiríticas e foliadas enquanto os termos tardi a pós-cinemáticos (1340 Ma) exibem rochas de granulação fina com pouca ou nenhuma foliação. Dados geocronológicos mais recentes (Boger et al. 2005) sugerem que os limites para os intervalos de idades entre estes termos sejam ampliados.
Tabela 2- Relação das unidades que configuram o Complexo Granitóide Pensamiento.
Complexo Granitóide Pensamiento (1,36 – 1,30 Ga) – Bolívia-* Brasil
Granitóides Sin a Tardi Cinemáticos (1373 – 1347 Ma) Granitóides Tardi a Pós Cinemáticos (1340 Ma)
La Junta Diamantina
Flórida Porvenir
Puerto Alegre Padre Eterno
San Martin Três Picos
Campamento Orobayaya
Discordância El Tigre
San Cristobal e granófiro Piso Firme
*Passagem
O primeiro mapeamento de corpos graníticos no SW do estado de Mato Grosso foi feito em trabalhos de conclusão do curso de Geologia da UFMT. Dentre esses, Nogueira &
Oliveira (2007) denominaram Granito Passagem ao conjunto de corpos intrusivos da região de Vila Bela da Santíssima Trindade e o dividiram em fácies fina, grossa e porfirítica.
Posteriormente, Figueiredo & Ribeiro (2008) individualizaram como Granito Guaporeí a fácies porfirítica. Alguns outras pesquisas têm sido feitas visando a definição desses corpos, dentre as quais, Campos et al. (2007), Jesus et al. (2007), Nalon et al. (2009 a, b, c) e Jesus et al. (no prelo). Estes últimos autores caracterizaram o Granito Passagem compreendendo stocks, plugs e diques, próximos à Serra de Ricardo Franco, formados por monzo a sienogranitos e, mais raramente granodioritos, que têm biotita como o único máfico essencial.
Definiram ainda uma idade 1284 ± 20 Ma para cristalização dessas rochas que foram geradas
por um magmatismo de natureza cálcio-alcalina de alto potássio, levemente peraluminoso,
gerado em ambiente de arco magmático, em época pós-colisional e reconheceram essa
unidade como pertencente ao Complexo Granitóide Pensamiento.
14 PETROGRAFIA DO BATÓLITO GUAPOREÍ
O batólito Guaporeí é constituído por meta-granitos anisotrópicos com foliação bem marcada, a localmente incipiente, caracterizada pelo estiramento, orientação preferencial de minerais félsicos e arranjo planar dos máficos. Quando situados próximos às zonas de cisalhamento, esses litotipos encontram-se milonitizados. Suas exposições típicas correspondem a lajedos de dimensões decamétricas, blocos e matacões sub-arredondados (Fig. 5 A e B), por vezes, cortados por veios e vênulas centimétricas de composição quartzo- feldspática e por diques do granito Passagem (Fig. 5 C)
As rochas desta unidade apresentam textura dominantemente inequigranular média a porfirítica/porfiroclástica (Fig. 5 D), com raros exemplares de granulação grossa, de cores claras que variam de branco-acinzentado a rosa-avermelhado. De forma subordinada, encontram-se litotipos de granulação fina e cor branco a cinza-esverdeado (Fig. 6).
Classificam-se mineralogicamente como biotita-granitóides e hornblenda-biotita-granitóides e de acordo com o diagrama QAP (Streckeisen 1976; Fig. 7) como sieno a monzogranitos, quartzo-monzonitos e granodioritos, com ocorrência restrita de tonalito caracterizado como trondjemito pela pouca quantidade de máficos (aproximadamente 20 % de hornblenda e 10 % de biotita) e pela composição albítica do plagioclásio.
Exibem fenocristais de feldspato alcalino rosa a branco, com dimensões entre 2 e 4
cm, por vezes estirados, imersos em uma matriz composta por quartzo, feldspato alcalino e
plagioclásio que tem, principalmente, biotita como mineral máfico primário e, às vezes,
biotita e hornblenda (Figura 5 D).
15
Figura 5 – Ilustrações de afloramentos e amostras do batólito Guaporeí: (A) ocorrência em lajedo; (B) matacões e blocos subarredondados; (C) detalhe de dique do granito Passagem cortando o Guaporeí; (D) aspecto macroscópico – textura porfirítica/porfiroclástica em matriz inequigranular média.
.
16
Figura 6 – Fotografias de rochas do batólito Guaporeí ilustrando variedades composicionais e
texturais.
17
Figura 7 – Diagrama classificatório QAP para as rochas do batólito Guaporeí.
Opticamente, as rochas estudadas apresentam textura inequigranular, porfirítica a porfiroclástica onde se destacam fenocristais de feldspatos e quartzo em uma matriz de mesma composição predominantemente recristalizada. Os minerais máficos primários correspondem à biotita e, por vezes, também ao anfibólio que ocorrem em cristais isolados ou em agregados isso-orientados. A paragênese acessória está representada por allanita, titanita, apatita, zircão, monazita, rutilo e opacos; enquanto clorita, sericita, epidoto, clinozoizita, argilo-minerais e opacos constituem a produtos de alteração ou fases de metamorfismo de baixo grau da fácies xisto verde. Quando em zonas de cisalhamento, a trama destas rochas configura feições típicas de milonitização resultantes de mecanismos de deformação, tais como, recristalização dinâmica e deformação intracristalina. Esses litotipos podem ser classificados, segundo proposta de Sibson (1977), como protomilonitos e, mais restritamente, como ultramilonitos, caracterizados por 40 e 80% de matriz, respectivamente.
Os feldspatos alcalinos ocorrem em fenocristais e porfiroclastos, principalmente em grãos anédricos com bordas cominuídas. Estão representados tanto pela microclina quanto pelo ortoclásio, com geminações, respectivamente, em grade (combinadas albita + periclina) e do tipo Carlsbad. Em geral, apresentam-se pertíticos, tanto em grãos/gotas quanto em filmes e flâmulas (Fig. 8 A), bem como podem exibir intercrescimento gráfico. Às vezes, observam-se também porfiroclastos de ortoclásio que ainda preservam a macla Carlsbad primária, associada a uma geminação em grade incipiente, sugerindo sua microclinização. Compõem ainda a matriz, como grãos anédricos primários ou principalmente secundários, provenientes de recristalização, exibindo geminação em grade. Evidências de processos de alteração são comuns, tais como, argilização e sericitização.
Os plagioclásios dispõem-se como porfiroclastos anédricos a subédricos (Fig. 8 B),
ou em pequenos grãos recristalizados compondo a matriz, exibindo geminações polissintéticas
do tipo albita e/ou periclina, sendo classificados pelo método estatístico de Michel-Levy como
albita, no sienogranito, quartzo-monzonito e trondjemito e como oligoclásio no monzogranito
e granodiorito. Apresentam, por vezes, textura mirmequítica e, em algumas amostras
18
encontram-se intensamente turvos em decorrência dos processos pós-magmáticos, como sericitização, argilização e saussuritização com grande quantidade de epidoto/clinozoizita, sericita e calcita.
O quartzo ocorre como subgrãos anédricos e como cristais poligonais formando textura em mosaico (Fig. 8 C), bem como constitui matriz recristalizada que se associa com os porfiroclastos de feldspatos. Deformação intracristalina é evidenciada, principalmente nas rochas milonitizadas (Fig. 8 D), pela formação de ribbons, extinção ondulante, lamelas e bandas de deformação e recristalização em subgrãos que por vezes caracterizam feição tabuleiro de xadrez (Fig. 8 E).
A biotita apresenta-se em palhetas milimétricas anédricas a subédricas, com pleocroísmo castanho-claro a marrom-escuro, formando agregados intimamente associados à clorita, epidoto e opacos, por vezes deformadas em kink. Observa-se também em lamelas isoladas ou inclusas nos feldspatos alcalinos, constituindo uma fase primária associada ao anfibólio, bem como, pode representar produto de alteração deste último. Encontra-se, em geral, substituída parcial a totalmente pela clorita de coloração verde-claro, caracterizada como peninita (Fig. 8 F) e localmente ocorre alterada para cristais fibrosos de muscovita.
O anfibólio ocorre em alguns litotipos como cristais subédricos (Fig. 8 G) ou em grãos anédricos, formando agregados com biotita e opacos. Apresenta pleocroísmo intenso que varia de marrom a verde-escuro, exibindo por vezes, discreta zonação e textura poiquilítica com quartzo. Exibe ainda feições retrometamórficas, tais como, transformação em biotita e/ou clorita principalmente nas bordas, nos traços de clivagens e fraturas.
A titanita está representada em duas gerações sendo a fase primária formada por cristais de hábito romboédrico, por vezes, inclusa nos feldspatos, enquanto a secundária é definida por grãos poiquiloblásticos subédricos a anédricos de coloração mais alaranjada (Fig.
8 H). Localmente, é resultante de processo de desopacitização e se dispõe como uma borda de mineral opaco, possivelmente ilmenita, caracterizando textura coronítica.
A allanita que corresponde a uma fase primária é reconhecida em cristais subédricos de cor amarelo-alaranjada, às vezes zonada ou isotrópica exibindo estrutura parcialmente destruída devido a processo de metamictização. Além da allanita, outros minerais do grupo do epidoto são comumente encontrados disseminados ou concentrados nos grãos de plagioclásio, associados à sericita e à calcita, provenientes de saussuritização.
O zircão é uma fase acessória comum ocorrendo em minúsculos cristais variando de euédricos prismáticos a anédricos, dispersos na matriz ou inclusos, preferencialmente, na biotita onde desenvolve halos pleocróicos.
A apatita ocorre com hábito acicular, inclusa nos feldspatos e na allanita ou disseminados na matriz.
Os minerais opacos apresentam-se em cristais euédricos a anédricos, localmente dendríticos, pretos com tonalidades amareladas a avermelhadas, ocorrendo isolados ou interdigitados com máficos, por vezes, como produto de sua alteração. São observados também, parcialmente desopacitizados originando titanita, biotita, clorita e rutilo.
O rutilo representa geralmente um produto de alteração da ilmenita e da titanita,
sendo encontrado associado aos opacos e, por vezes, à clorita com hábito fibroso a acicular.
19
Figura 8 - Fotomicrografias das rochas do batólito Guaporeí ilustrando: (A) microclina anédrica com intercrescimento pertítico do tipo flâmula e gotas; (B) parte de porfiroclasto de plagioclásio com bordas cominuídas formada por minúsculos subgrãos de feldspatos e quartzo neo-cristalizados associados à palhetas orientadas de biotita; (C) agregado de grãos de quartzo em mosaico com junções tríplices de 120
oe porfiroclasto de quartzo com extinção ondulante (D) ultramilonito com matriz fina recristalizada e ribbons de quartzo; (E) ribbons de quartzo com subgrãos intercalados por matriz quartzo-feldspática recristalizada; (F) palheta de biotita parcialmente transformada em clorita; (G) grão anédrico de hornblenda orientado segundo a foliação marcada por ribbons de quartzo. (H) cristais subédricos de titanita poiquiloblástica.
Polarizadores cruzados em A, B, C, D e G e paralelos em F e H.
20
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL E DEFORMACIONAL DO GRANITO GUAPOREÍ
Os elementos estruturais reconhecidos em rochas do Batólito Guaporeí foram agrupados em duas fases de deformação, F
1e F
2, com base nos critérios rotineiros de hierarquização das estruturas deformacionais, especialmente as observações das relações de corte entre foliações.
A fase de deformação F
1é de natureza dúctil, sendo representada pelo desenvolvimento de uma foliação regional penetrativa (S
1), lineação mineral e de estiramento (l
1) e zonas de cisalhamento estreitas subparalelas a foliação regional. A S
1é definida como uma xistosidade marcada pela orientação preferencial da matriz quartzo-feldspática e dos porfiroclastos de feldspato alcalino (Fig. 9). Os máficos, principalmente a biotita e em menor proporção o anfibólio, completam a trama planar penetrativa. A xistosidade S
1é observada ao longo de todo o batólito, no entanto a sua orientação varia gradualmente de N30–45W/65- 80NE ou, mais raramente, SW, em sua porção central e sul, para N75-65E/70-80SE (Fig. 10) na parte norte.
Zonas de cisalhamento paralelas a S
1foram reconhecidas nas bordas e no interior do batólito, sendo caracterizados por estreitas e contínuas faixas, com expressivo desenvolvimento de proto a ultramilonitos, e mais comumente milonitos com a textura ocelar típica. Lineação de estiramento e mineral (l
2)
,down dip a levemente oblíqua, e os porfiroclastos de feldspato alcalino rotacionados, indicam um movimento de topo de NE para SW.
Em análise microscópica, a foliação S
1é confirmada principalmente pelo alinhamento de biotitas+hornblenda e/ou opacos nos sieno e monzogranitos (Fig. 11 A). Nas rochas granodioríticas, trondjemíticas e quartzo-monzoníticas têm-se o estiramento de quartzo e o alinhamento descontínuo de biotitas e/ou hornblenda configurando a foliação S
1(Fig. 11 B). O quartzo comumente exibe feições de deformação intracristalina e plasticidade cristalina tais como extinção ondulante, lamelas de deformação, ribbons e subgrãos, respectivamente.
Quando os sienogranitos a granodioritos situam-se próximos às zonas de cisalhamento, observa-se uma diminuição na quantidade de feldspatos e um maior grau de arredondamento destes porfiroclastos; aumento na proporção de quartzo em ribbons e na matriz recristalizada além de subgrãos de quartzo.
A fase F
2é marcada pela formação de dobras suaves da foliação S
1que resulta em
uma foliação não penetrativa S
2. A foliação S
2é obliqua a S
1e coincide com a nucleação e
desenvolvimento de discretas e estreitas zonas de cisalhamento dúcteis-rúpteis orientadas
(Fig. 9) segundo a direção N70-80W com mergulhos elevados, entre 70º a 80º, para o
quadrante NE.
21
Figura 9 - Aspectos de campo (em planta) ilustrando a foliação penetrativa S
1e as discretas zonas de cisalhamento paralelas a S
2.
Figura 10 – Estereograma para pólos da foliação S
1do Granito Guaporeí. O máximo obtido,
N40W/75NE, reflete a porção sul e central da intrusão e os valores próximos a N75E/75SE
foram obtidos no setor norte do corpo.
22
Figura 11 - Fotomicrografia das rochas do Batólito Guaporeí ilustrando a foliação S
1em: (A) alinhamento de palhetas de biotita e cristais anédricos de hornblenda, no monzogranito; (B) intercalação de ribbons de quartzo e alinhamento de palhetas de biotita nos quartzo- monzonitos.
GEOQUÍMICA
As rochas do batólito Guaporeí são de natureza ácida pouco expandida, com valores de SiO
2entre 63,1 e 74,3 % (Tab. 3). Os diagramas de Harker (Fig. 12) mostram tendências de variação coerentes com correlações lineares negativas entre sílica e Al
2O
3, Fe
2O
3total, TiO
2,MgO, CaO e P
2O
5, que refletem o empobrecimento em plagioclásio cálcico e em minerais máficos primários, tais como hornblenda, biotita, ilmenita-magnetita, titanita e apatita, durante a diferenciação. Os comportamentos de MnO e K
2O não evidenciam um padrão de evolução, exibindo relativa dispersão em função dos baixos teores do primeiro e dos altos do segundo que caracterizam as rochas estudadas como granitóides cálcio-alcalinos de alto K, bem como, podem estar ligados às alterações pós-magmáticas (sericitização). O Na
2O apresenta uma discreta correlação positiva com SiO
2e seu aumento com a evolução é refletido numa maior proporção do componente albítico do plagioclásio, principalmente no trondjemito, e numa quantidade expressiva de intercrescimento dos feldspatos alcalinos, petrograficamente caracterizado por lentes de pertitas bem desenvolvidas, nos sienogranitos.
Entre os elementos traços (Fig. 13), tendências de diferenciação são observadas para
Ba, Sr, Rb, V e Zr que apresentam distribuições relativamente semelhantes e correlações
negativas com a SiO
2provavelmente vinculadas ao empobrecimento em minerais máficos
primários (biotita e hornblenda) e plagioclásio, bem como, pelo fracionamento de zircão. A
correlação negativa do Ba com a SiO
2confirma a atuação do fracionamento de biotita,
mineral mais comum nas rochas menos diferenciadas não devendo, portanto, estar associado
aos feldspatos alcalinos.
23
Tabela 3 - Composição química de elementos maiores, menores e traços (óxidos % em peso e ppm) de rochas do batólito Guaporeí.
Amostras AT42D JR116 AT07 FL12A FL15 AT44 GJ10 FL45 JR05 Elementos
SiO2 63,11 63,81 63,93 65,05 66,48 66,60 67,01 67,34 68,11
TiO2 0,94 0,88 0,49 1,05 0,65 0,46 0,34 0,52 0,58
Al2O3 14,13 15,21 15,27 13,67 14,85 15,84 16,15 14,68 14,72
Fe2O3 total 6,10 5,83 3,48 6,5 5,21 3,92 2,72 4,71 3,77
MgO 1,16 1,60 1,09 1,27 1,10 1,02 0,76 0,99 0,82
MnO 0,08 0,08 0,03 0,08 0,04 0,03 0,03 0,03 0,05
CaO 2,55 3,25 1,93 3,05 1,99 2,39 2,02 1,95 2,18
Na2O 2,94 2,98 3,10 2,68 2,81 3,19 3,47 2,70 3,01
K2O 4,94 4,55 5,16 4,86 5,67 5,09 6,29 5,82 5,77
P2O5 0,42 0,29 0,13 0,45 0,17 0,28 0,14 0,13 0,18
Cr2O3 0,002 0,005 0,003 0,003 0,008 0,002 0,003 0,006 <,001
LOI 3,2 1,1 5,0 0,7 0,6 0,9 0,8 0,8 0,6
Total 99,53 99,55 99,64 99,53 99,61 99,68 99,74 99,63 99,79
Sc 10 13 5 14 7 6 3 7 8
Ba 2142 1387 1443 1644 1222 1276 1751,1 1088 1229,6
Co 10,8 10,7 7,1 29,8 22,0 7,0 58,9 22,2 83,8
Cs 0,4 0,6 1,9 1,9 1,5 2,1 1,3 1,4 0,4
Ga 17,3 20,3 18,6 21,1 19,9 22,1 21,8 20,1 22,2
Hf 11,9 18,7 7,0 16,3 12,6 8,0 7,7 10,9 14
Nb 17,6 22,5 17,0 26,4 22,7 11,5 11,3 15,7 14,7
Rb 164,5 155,5 183,2 180,9 246,2 217,3 210 250,3 172,1
Sn 3 5 <1 6 4 2 3 4 3
Sr 372,7 338,1 450,2 353,2 258,9 312,3 645,4 254,3 307,3
Ta 1,1 1,2 0,6 1,8 0,4 0,5 1,2 0,4 0,5
Th 21,9 14,9 50,8 20,2 114,9 35,4 50,8 102,6 26
U 0,8 1,5 2,2 3,4 2,0 3,6 2,9 1,8 0,8
V 77 71 37 90 56 44 43 51 50
W <0,5 <0,5 <0,5 198,3 113,2 <0,5 321,3 114,0 432,3 Zr 453,8 667,2 255,2 599,7 406,6 270,7 285,5 355,2 488,6
Yb 4,53 8,98 0,69 9,59 0,98 2,54 2,13 1,04 2,58
Mo 0,6 0,9 0,4 3,8 7,8 0,3 0,1 6,4 0,8
Cu 10,7 23,3 21,1 13,6 37,8 18,6 7 25,5 6,8
Pb 6,6 6,4 10,6 6,2 15,6 6,6 10,3 13,1 5,8
Zn 70 101 64 100 86 63 37 73 69
Ni 2,9 15,5 12,4 16,5 34,1 9,3 6,9 29,1 3,8
As <0,5 <0,5 <0,5 0,7 <0,5 <0,5 <,5 <0,5 <,5
Au 32,0 <0,5 <0,5 1,6 1,6 0,7 <,5 1,4 1,5
La 104,5 103,1 96,8 119,2 131,6 80,5 102,3 122,3 125,3 Ce 235,2 269,9 203,8 262,4 279,2 167,1 210,3 265,4 275,5 Pr 26,29 32,37 21,86 38,21 33,86 17,33 21,76 32,91 32,53 Nd 100,2 127,1 77,5 158,2 123,5 61,6 73,5 120,4 117,5 Sm 15,99 23,70 12,19 29,31 17,60 8,31 9,16 17,49 17,52
Eu 2,52 2,34 1,51 4,13 1,61 1,29 1,42 1,54 1,84
Gd 12,19 20,40 7,92 25,79 11,93 5,38 5,45 11,65 11,9
Tb 1,83 3,25 1,03 3,91 1,30 0,98 0,89 1,28 1,74
Dy 9,37 18,21 4,03 20,68 4,78 6,41 4,27 4,96 7,41
Ho 1,78 3,71 0,53 4,14 0,65 1,30 0,71 0,70 1,23
Er 4,94 10,77 1,04 11,09 1,39 3,57 1,97 1,49 3,03
Tm 0,74 1,53 0,13 1,64 0,16 0,46 0,35 0,19 0,48
Y 54,1 114,4 15,1 110,8 17,7 41,7 26,3 18,7 39,3
Lu 0,66 1,25 0,10 1,33 0,16 0,38 0,3 0,16 0,38
Eu/Eu* 0,55 0,33 0,47 0,46 0,34 0,59 0,62 0,33 0,39 La/Yb* 15,38 7,65 93,53 8,29 89,52 21,13 32,02 78,40 32,38
24
Tabela 4 -. Continuação composição química de elementos maiores, menores e traços (óxidos
% em peso e ppm) de rochas do batólito Guaporeí.
Amostras SL76 PN13 JR76 GJ09 GJ15 JR03 GJ05 JR115 Elementos
SiO2 68,42 69,62 69,75 70,73 71,22 71,84 73,96 74,30
TiO2 0,56 0,34 0,38 0,59 0,27 0,23 0,25 0,25
Al2O3 13,82 14,59 14,47 13,84 14,34 13,82 12,05 13,39
Fe2O3total 3,85 3,11 3,90 3,5 2,21 2,05 3,45 2,87
MgO 0,70 0,78 1,29 1,4 0,59 0,35 0,11 0,37
MnO 0,05 0,03 0,07 0,04 0,02 0,03 0,05 0,07
CaO 1,57 2,16 2,37 2,81 1,7 1,07 0,41 2,48
Na2O 2,85 3,21 4,32 3,38 3,29 2,81 2,97 4,61
K2O 5,61 4,76 2,41 3 5,29 6,59 5,95 1,18
P2O5 0,17 0,13 0,13 0,15 0,09 0,1 0,04 0,07
Cr2O3 0,002 0,002 0,005 0,005 0,002 <,001 0,004 0,007
LOI 2,0 0,9 0,7 0,4 0,7 0,9 0,4 0,1
Total 99,60 99,66 99,80 99,84 99,73 99,79 99,64 99,71
Sc 6 2 4 6 3 3 2 10
Ba 1277 1401 435 924,9 1091,3 1413,7 332 225
Co 5,2 5,4 6,0 55,1 75,4 111,2 162,5 177,3
Cs 4,5 1,3 2,1 2,7 1 0,9 0,5 0,2
Ga 19,0 18,0 25,6 22,3 19,1 17,8 26,5 18,2
Hf 18,0 9,1 5,0 9,6 6,4 8,5 23,0 7,4
Nb 24,4 8,8 29,3 16,5 5,2 6,8 15,8 6,5
Rb 244,0 156,4 128,1 140,6 183,2 246,5 135,0 25,2
Sn 5 2 2 2 1 2 3 2
Sr 279,5 538,9 293,1 351,7 315,7 376,4 93,4 283,7
Ta 1,4 0,7 0,5 0,7 0,3 0,9 0,8 0,8
Th 33,9 32,9 16,5 7,6 29,9 90,1 24,5 0,9
U 2,8 1,8 1,4 2 1,9 3,6 2,1 0,3
V 35 33 24 57 28 26 <8 11
W <0,5 <0,5 <0,5 282,9 405,4 598,3 941,6 1154 Zr 620,7 280,2 164,7 363,1 225,4 292,9 721,2 273,0
Yb 10,88 1,69 1,46 1,42 0,83 1,75 5,16 3,12
Mo 1,1 0,6 0,6 0,2 0,1 0,9 5,8 8,5
Cu 11,1 7,7 5,7 10 4,7 10,7 17,7 6,0
Pb 10,3 9,2 6,5 3,3 9 16,5 41,9 8,5
Zn 77 43 154 70 45 33 76 27
Ni 3,6 8,9 19,6 16 4,6 4,5 22,9 36,5
As 0,5 0,6 <0,5 <,5 <,5 <,5 <0,5 <0,5 Au <0,5 <0,5 1,5 <,5 <,5 <,5 <0,5 <0,5
La 107,6 94,8 41,6 33,8 38,6 143,5 87,5 18,1
Ce 263,5 197,3 91,3 77,9 79,5 297,3 232,9 40,0
Pr 30,23 19,13 10,30 8,67 8,16 31,95 23,67 5,57
Nd 117,4 63,7 40,0 33,7 27,3 104,5 88,1 24,4
Sm 22,72 8,01 7,97 5,57 3,62 13,37 16,61 6,25
Eu 1,97 1,21 0,90 1,47 0,92 1,33 1,05 2,05
Gd 19,66 4,74 7,55 4,07 2 6,9 14,52 6,64
Tb 3,33 0,70 1,13 0,61 0,33 0,96 2,24 1,21
Dy 19,32 3,48 5,69 3,18 1,84 4,16 11,51 6,87
Ho 3,96 0,65 1,00 0,5 0,29 0,61 2,25 1,43
Er 11,35 1,88 2,42 1,31 0,88 1,71 5,93 3,90
Tm 1,78 0,29 0,28 0,26 0,14 0,31 0,88 0,55
Y 114,0 18,8 26,2 18 11,5 22,3 147,4 37,3
Lu 1,57 0,25 0,20 0,22 0,12 0,24 0,81 0,45
Eu/Eu* 0,29 0,60 0,36 0,95 1,05 0,43 0,21 0,98 La/Yb* 6,59 37,40 19 15,87 31 54,67 11,30 3,87
