INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
RAISA FAGUNDES DE FIGUEIRÊDO
CONTEXTO TECTÔNICO DO COMPLEXO ALCALINO APIAÚ– RORAIMA: AEROGEOFÍSICA, PETROLOGIA E GEOCRONOLOGIA U-Pb
CAMPINAS 2016
RAISA FAGUNDES DE FIGUEIRÊDO
“CONTEXTO TECTÔNICO DO COMPLEXO ALCALINO APIAÚ – RORAIMA: AEROGEOFÍSICA, PETROLOGIA E GEOCRONOLOGIA U-Pb”
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APRESENTADO AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNICAMP PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRA EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
ORIENTADOR: PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELA ALUNA RAISA FAGUNDES DE FIGUEIRÊDO E ORIENTADA PELO PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS.
CAMPINAS 2016
Ficha catalográfica
Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Cássia Raquel da Silva - CRB 8/5752
Figueirêdo, Raisa Fagundes de,
1991-F469c FigContexto tectônico do Complexo Alcalino Apiaú - Roraima : aerogeofísica, petrologia e geocronologia U-Pb / Raisa Fagundes de Figueirêdo. – Campinas, SP : [s.n.], 2016.
FigOrientador: Ticiano José Saraiva dos Santos.
FigDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.
Fig1. Crátons - Roraima (Estado). 2. Geologia estrutural. 3. Magmatismo. I. Santos, Ticiano José Saraiva dos,1964-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Tectonic setting of Apiau Alkaline Complex - Roraima : airborne
geophysics, petrology and U-Pb geochronology
Palavras-chave em inglês:
Craton - Roraima (State) Structural geology Magmatism
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestra em Geociências
Banca examinadora:
Ticiano José Saraiva dos Santos [Orientador] Emilson Pereira Leite
Gastón Eduardo Enrich Rojas
Data de defesa: 28-03-2016
Programa de Pós-Graduação: Geociências
PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS NA ÀREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
AUTORA: Raisa Fagundes de Figueirêdo
“Contexto Tectônico do Complexo Alcalino Apiaú – Roraima: Aerogeofísica, Petrologia e Geocronologia U-Pb”
ORIENTADOR: Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos
Aprovado em: 28 / 03 / 2016
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos – Orientador
Prof. Dr. Emilson Pereira Leite
Prof. Dr. Gastón Eduardo Enrich Rojas
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora, consta no processo de vida acadêmica do aluno.
Aos amigos de luz que me inspiraram em cada vírgula que aqui escrevi, A minha mãe, que me ensinou a luta pela vida, em sua vida de batalhas.
Aos irmãos de luz que me inspiraram e iluminaram o meu caminho ao longo nesses dois anos em Campinas.
A SGM-Mineração que me permitiu fazer o mestrado no projeto Repartimento, dando-me todo o apoio logístico durante a etapa de campo. Aos senhores Paulo e Mide por ajudarem e acompanharem de perto todo o trabalho. Um agradecimento especial ao meu amigo Marcelo, geólogo da empresa, por toda a parceria em campo e pela bela geologada.
A Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM) por ceder os dados aerogeofísicos do Projeto Província Mineral Parima-Uraricoera.
A Capes pela concessão da minha bolsa de mestrado.
Ao meu querido orientador Dr. Ticiano Santos por me estender a mão desde o começo e acreditar que eu seria capaz de superar todas as minhas limitações. Um geólogo porreta mesmo, ensinou-me muito e serei eternamente grata! Um cheiro da macuxi!
Aos professores da Universidade Federal de Roraima, por terem me apresentado aos fascínios da geologia de Roraima durante todos os anos de graduação. Foi amor à primeira vista!
Aos professores Rogério Azzone e Gaston Rojas do IGc/USP por terem sido sempre muito solícitos e me passarem um pouco do seu enorme conhecimento sobre rochas alcalinas. Gratidão.
Ao professor Francisco Ferreira (UFPR) que me auxiliou bastante no tratamento e interpretação dos dados aerogeofísicos.
A toda a equipe do Instituto de Geociências da Unicamp, professores e técnicos, que guiaram o meu trabalho. Em especial aos professores que eu tive na pós-graduação e aos que avaliaram meu trabalho: Emilson, Elson, Jacinta, Wagner e Batezelli.
A técnica do IG/Unicamp Erica Tonetto pela datação em badeleíta.
Ao geólogo e companheiro Daniel pelo carinho e por ter sempre confortado meu coração nos momentos de tensão.
Aos amigos e colegas da pós graduação por todas as conversas construtivas. À querida Alice que sempre deu aquele “empurrãozinho” quando precisava. Ao Danilo enorme gratidão por me apresentar o mundo da geofísica.
A parceria da rep Clã do Cangaço: Patuca, Aquila, João, Alcione, JP e Fê. Valeu galera!
O teu importante rio chamado branco sem preconceito em um negro ele aflui és Alice neste país tropical, de um cruzeiro norteando as estrelas norte forte macuxi Roraimeira da coragem, raça, força garimpeira cunhantã roceira, tão faceira diamante, ouro, amo-te poeira, poeira... Zeca Preto
Roraimense, possui graduação em Geologia pela Universidade Federal de Roraima – UFRR (2013). Durante a graduação participou de projetos de iniciação científica na área de Estratigrafia. Estagiou na Companhia de Pesquisa de Recursos Naturais (CPRM) durante os anos de 2010 e 2011, onde adquiriu experiência com SIG e mapeamento geológico.
Em 2014 ingressou no programa de pós-graduação em Geociências, nível mestrado, na Universidade Estadual de Campinas. O projeto de mestrado englobou estudos na área de geofísica, petrologia e geocronologia. Participou do programa de estágio docente – PED como monitora da disciplina de Mineralogia para Química (2015). O mestrado lhe rendeu até o momento uma publicação no 14º Simpósio de Geologia da Amazônia (2015).
O Complexo Alcalino Apiaú está localizado no Escudo das Guianas, norte do Cráton Amazônico, mais precisamente no Domínio Guiana Central (DGC) - Roraima. O magmatismo alcalino dessa região distingue-se das outras ocorrências da Amazônia brasileira em ambiente tectônico e idade de cristalização. Para compreender o arcabouço estrutural da porção central do DGC e suas implicações no alojamento das rochas alcalinas, utilizou-se de ferramentas geofísicas (magnetometria e gamaespectrometria) e de sensoriamento remoto integradas aos dados estruturais obtidos em campo. Sendo assim, pode-se refinar a delimitação das unidades geológicas já mapeadas, individualizar corpos ainda não cartografados e identificar as estruturas relacionadas a eventos tectônicos regionais. Entretanto, a carência de dados geocronológicos robustos sobre a época de cristalização das rochas alcalinas amazônicas dificulta compreender os processos geológicos e geotectônicos responsáveis pela ascensão desse magmatismo. Foram estudados sienitos com nefelina e fonólitos que geoquimicamente são rochas de afinidade potássica e sódica, caracterizadas por um forte enriquecimento de ETR leves, anomalias negativas de Eu e Sr e positiva de Nb. Cristalização fracionada foi o principal processo formador dessas rochas e o forte paralelismo observado entre os padrões de ETR sugere tratar-se de uma evolução magmática. Análises do espectro da potência dos dados magnéticos indicaram que o trend NE-SW do DGC atinge profundidades em torno de 5 km e constituem extensas zonas de cisalhamento transcorrentes dúcteis. Representam grandes descontinuidades litosféricas reativadas em regime extensional durante a abertura do Atlântico e instalação da Bacia do Tacutu. Além disso, a disposição das rochas alcalinas ao longo desses importantes lineamentos indica que falhas e fraturas foram reativadas e serviram de conduto para o magmatismo alcalino. As idades U-Pb em zircão e badeleíta do sienito com nefelina do Complexo Alcalino Apiaú, concordante em 111 ± 1 Ma e 116 ± 3 Ma respectivamente, coincidem com o período de relativa estabilidade tectônica e ao assoreamento da Bacia do Tacutu, sugerindo que a progressiva subsidência foi capaz de reativar importantes estruturas na região. As idades U-Pb em zircão de 1931 ± 4 Ma e 1958 ± 7 confirmam a idade de cristalização paleoproterozoica para as rochas ortoderivadas da Suíte Metamórfica Rio Urubu.
Palavras-chave: Cráton Amazônico, Escudo das Guianas, Bacia do Tacutu, magmatismo alcalino mesozoico.
The Apiau Alkaline Complex is located in Guyana Shield in the Northern Amazonian Craton, precisely along its Central Guyana Domain (CGD) in state of Roraima. The alkaline magmatism in this region differs to the several other occurrences in the Brazilian Amazon in its tectonic settings and crystallization ages. Geophysical data (magnetometry and gamma-ray spectrometry) and remote sensing tools were combined with field structural data to understand CGD central region structural framework and its implications on alkaline rocks emplacement. Therefore, it was possible to enhance the previous mapped outlines of geological units, to recognize previously unknown alkaline bodies and to identify regional structures from different tectonic events. In fact, absence of robust geochronological information for these alkaline rocks crystallization hampers the understanding of its tectonic setting and geological processes responsible for the magma ascension and emplacement. The alkaline rocks in the area were identified as nepheline- bearing syenites and phonolites. These rocks present potassic and sodic affinity, strong enrichment in light REE, Eu and Sr negative anomalies and Nb positive anomaly. Rare Earth Elements patterns suggests that fractional crystallization played an important role in its magmatic evolution given the strong parallel patterns observed on normalized concentration diagrams. Power spectrum analysis of magnetic data points out that the CGD regional NE-SW structural trend reaches depths of around 5 km and constitute large areas of ductile transcurrent shear zones. These structures represent probably major lithospheric discontinuities, being reactivated in extensional tectonics regime, serving as conduits for the alkaline magmas due to enhanced permeability during the Atlantic Ocean opening and Takutu Basin evolution as suggested by alkaline rocks distribution along lineaments. U-Pb zircon and baddeleyite ages for nepheline bearing syenite, concordant in 111 ± 1 Ma and 116 ± 3 Ma respectively, coincide with the period of relative tectonic stability and filling of Takutu Basin, suggesting that progressive basin subsidence was able to activate important deeper structures in the region. Paleoproterozoic crystallization age for the wall rock, the Rio Urubu Metamorphic Suite, is confirmed by U-Pb zircon age of 1931 ± 4 Ma and 1958 ± 7 Ma.
Floresta Nacional. ... 22 Figure 1.2: Compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico. A) Modelo proposto por Santos et al. (2000, 2006a). B) Modelo proposto por Tassinari e Macambira (1999, 2004). Notar que a área de estudo insere-se entre os limites geográficos das Províncias Tapajós-Parima e K’Mudku, ou ainda na Província Ventuari-Tapajós... 24 Figure 1.3: Domínios estruturais do estado de Roraima (Reis et al., 2003). Observar que a maior parte da região estudada insere-se no Domínio Guiana Central, sendo a porção noroeste localizada no Domínio Parima. ... 25 Figure 1.4: Localização da Bacia do Tacutu na porção central do Escudo das Guianas (Silva e Porsani, 2006). ... 28 Figure 1.5: Mapa geológico da Bacia do Tacutu nas porções brasileira e guianense (Silva e Porsani, 2006). ... 29 Figure 1.6: Mapa geológico da região no entorno do Complexo Alcalino Apiaú (Reis et al., 2004). ... 31 Figure 2.1: Compartimentação do Cráton Amazônico segundo modelo de Santos et al. (2000, 2006a) com destaque para o estado de Roraima e seus domínios litoestruturais conforme Reis
et al. (2003). ... 45
Figure 2.2: Área do Projeto Província Mineral Parima-Uraricoera com destaque para a região processada, subdividida em três área. No detalhe, as especificações do aerolevantamento. ... 47 Figure 2.3: Métodos de realce aplicados ao campo magnético continuado a 500 m. A) Campo magnético anômalo. B) ASA. C) GHT. D) ISA. E) GHT-ISA. F) ISA-GHT... 50 Figure 2.4: Espectro da potência do campo magnético anômalo com as respectivas profundidades estimadas... 51 Figure 2.5: Imagens GHT e espectro da potência do campo magnético anômalo. A) GHT continuado a 500 m. B) GHT continuado a 2000m. C) GHT continuado a 5000 m. D) Feições com até 500 m de profundidade. E) Feições com até 2000 m de profundidade F) Feições com até 5000 de profundidade. ... 52 Figure 2.6: Imagens ISA-GHT continuadas a 500 m. A) Soluções de Euler representadas pelos pontos brancos, considerando o índice estrutural 1, tamanho da janela de 10x10 e tolerância de 5%. B) Principais lineamentos magnéticos sobrepostos ao ISA-GHT. ... 53
C) Lineamentos da área sul. ... 54 Figure 2.8: Mapas gamaespectrométricos. A) Contagem Total. B) Canal do K (%). C) Canal do U (ppm). D) Canal do Th (ppm). ... 56 Figure 2.9: Os principais lineamentos magnéticos e de relevo sobrepostos a imagem gamaespectrométrica integrada a imagem PALSAR. ... 60 Figure 2.10: Mapas ternários RGB com a integração dos canais K, Th e U (K-Red, Th-Green, U-Blue). Principais diques de fonólitos marcados por pontilhado amarelo e o stock sienítico marcado por pontilhado preto. A) Área regional. B) Área norte. C) Área sul. ... 62 Figure 2.11: Mapas geológico para a região central do DGC. A) Mapa proposto por Reis et al. (2004). B) Mapa modificado de Reis et al. (2004), com os principais lineamentos interpretados nesse trabalho, novos corpos alcalinos e delimitação mais precisa das unidades. ... 63 Figure 3.1: A) Mapa de localização do Cráton Amazônico com as províncias geocronológicas de acordo com Santos et al. (2000, 2006a). Notar a localização da área de estudo nas províncias Tapajós-Parima e K’Mudku B) Mapa geológico da região modificado de Reis et
al. (2004). ... 74
Figure 3.2: Aspectos macro e microscópio dos sienitos com nefelina e álcali feldspato sienito com nefelina. A) Aspecto macroscópico do sienito com nefelina. B) Nefelina completamente substituída por cancrinita e sericita. C) Cristal de nefelina euédrico. D) Ortoclásio pertítico. E) Cristais de oligoclásio substituídos por ortoclásio. F) Anfibólio com centro de piroxênio. G) Pargasita-hastingsita com bordas de arfvedsonita. H) Fragmento de arfvedsonita. I) Biotita com borda sericitizada. Or-ortoclásio; Pl-Oligoclásio; Prg-pargasita-hastingsita; Arf-arfvedsonita; Px-piroxênio; Nph-nefelina; Ccn-cancrinita. ... 78 Figure 3.3: Aspectos macro e microscópicos dos fonólitos. A) Afloramento de fonólito agpaítico, B) Aspecto macroscópico do fonólito. C) Fenocristal de nefelina com bordas de alteração. D) Xenocristais de olivina e piroxênio com bordas de anfibólio em fonólito. E) Sanidina geminada segundo a lei de Carlsbad. F) Aglomerados de nefelina. G) Cristais de cancrinita primária. H) Cristais de sodalita dispersos na matriz de clinopiroxênio. Ol-olivina; Px-piroxênio; Nph-nefelina; Ccn-cancrinita; Sdl-sodalita. ... 80
fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú. ... 81 Figure 3.5: Diagramas de variação geoquímica para fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú. A) Diagrama de alumina - saturação de Shand (1943) mostrando a tendência peralcalina da maioria das rochas. B) Diagrama K2O vs Na2O de Middlemost (1975) com os campos das séries alto potássio, potássica e sódica, mostrando o predomínio da série potássica para as rochas do Complexo Alcalino Apiaú e a tendência sódica dos fonólitos agpaíticos. .. 82 Figure 3.6: Diagramas D.I. (Thornton e Turttle, 1960) vs elementos maiores e menores (% em peso) para fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú. D.I. = Qz+Or+Ab+Ne+Lc+Ks. ... 82 Figure 3.7: Diagramas D.I. (Thornton e Turttle, 1960) vs elementos traço (ppm) para fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú. D.I. = Qz+Or+Ab+Ne+Lc+Ks. ... 83 Figure 3.8: Diagrama multi-elementar para os elementos traço dos fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú. Elementos normalizados segundo o manto primitivo de McDonough e Sun (1995). ... 84 Figure 3.9: Diagrama multi-elementar para os elementos terras raras dos fonólitos e sienitos do Complexo Alcalino Apiaú normalizados segundo o condrito de McDonough e Sun (1995). ... 84 Figure 3.10: Imagem de catodoluminescência dos zircões da amostra RRTJ-05 (A) e RRTJ-07 (B) da Suíte Metamórfica Rio Urubu. Círculo pontilhado marcando o local do spot. ... 87 Figure 3.11: A) Diagrama da concórdia para a amostra RRTJ-05 (Suíte Metamórfica Rio Urubu) definindo idade U-Pb concordante a partir de 14 cristais de zircão... 87 Figure 3.12: Idades U-Pb em zircão das rochas da Suíte Metamórfica Rio Urubu. A) Diagrama da concórdia para a amostra RRTJ-05 definindo idade concordante a partir de 14 grãos. B) Diagrama para a amostra RRTJ-07, na qual os zircões analisados (9 grãos) definem uma reta discórdia com intercepto superior definindo a idade de cristalização. ... 88 Figure 3.13: Imagens de catodoluminescência dos zircões cristalizados a partir do magma alcalino (A) e dos zircões herdados do embasamento (B)... 89 Figure 3.14: Diagrama da concórdia para a amostra RRTJ-21 (sienito com nefelina) do Complexo Alcalino Apiaú, com destaque para o intercepto inferior constituído por 8 grãos analisados. Os zircões do embasamento apresentam moderada perda de Pb. ... 90
Tabela 3.1: Composição química das rochas alcalinas... 85 Tabela 3.2: Resultados analíticos das análises em zircão no LA-ICP-MS. ... 92 Tabela 3.3: Resultados analíticos das análises em badeleíta no LA-ICP-MS. ND = não determinado. ... 93
1. INTRODUÇÃO ... 18
1.1 Apresentação ... 18
1.2 Objetivos ... 21
1.3 Localização e vias de acesso ... 21
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 23
2.1 Caracterização geotectônica ... 23
2.2 O Embasamento do Complexo Alcalino Apiaú ... 26
2.3 Bacia do Tacutu ... 27
2.4 Complexo Alcalino Apiaú ... 29
3. MATERIAIS E MÉTODOS ... 32
3.1 Aerogeofísica e Sensoriamento Remoto... 32
3.2 Trabalhos de campo ... 33 3.3 Petrografia ... 33 3.4 Geoquímica ... 33 3.5 Geocronologia ... 34 4. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 35 CAPÍTULO 2 ... 41
O ARCABOUÇO ESTRUTURAL DA PORÇÃO CENTRAL DO DOMÍNIO GUIANA CENTRAL E SUAS IMPLICAÇÕES PARA O MAGMATISMO ALCALINO ... 41
RESUMO ... 41
1. INTRODUÇÃO ... 42
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 43
3. MATERIAIS E MÉTODOS ... 46
7. O ARCABOUÇO ESTRUTURAL DO DGC ... 57
8. A INDIVIDUALIZAÇÃO DAS ROCHAS ALCALINAS ... 61
9. CONCLUSÕES ... 64
10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 65
CAPÍTULO 3 ... 69
GEOCRONOLOGIA U-Pb EM ZIRCÃO E BADELEÍTA E PETROLOGIA DAS ROCHAS ALCALINAS DO NORTE DO CRÁTON AMAZÔNICO: IMPLICAÇÕES NA ABERTURA DO OCEANO ATLÂNTICO. ... 69
RESUMO ... 69
1. INTRODUÇÃO ... 70
2. CONTEXTO GEOLÓGICO ... 71
3. MÉTODOS ANALÍTICOS ... 75
4. PETROLOGIA DO COMPLEXO ALCALINO APIAÚ ... 76
4.1 Petrografia dos sienitos com nefelina e álcali feldspato sienitos com nefelina ... 76
4.2 Petrografia dos fonólitos ... 79
4.3 Geoquímica ... 81 5. GEOCRONOLOGIA ... 86 6. CONSIDERAÇÕES PETROGENÉTICAS ... 94 7. CONTEXTO GEODINÂMICO ... 97 8. CONCLUSÕES ... 99 9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 101
CAPÍTULO 1
1. INTRODUÇÃO 1.1 Apresentação
Rochas alcalinas são caracterizadas pela alta concentração de álcalis, maior que a necessária para formar feldspatos, e esse excesso aparece em feldspatóides, piroxênios e anfibólios alcalinos, e outras fases minerais ricas em álcalis (Sørensen, 1974). Apesar de constituírem menos de 1% do volume de rochas ígneas do planeta (Daly, 1933), a diversidade mineralógica e a importância econômica das rochas alcalinas as tornam alvo de diversas pesquisas.
A importância econômica das rochas alcalinas está associada às elevadas concentrações de elementos incompatíveis e de grande raio iônico, tais como o Tântalo, Nióbio, Titânio e Elementos Terras Raras (ETR) bem como a sua associação com depósitos de apatita e de diamante. A maioria dos recursos mundiais de Nb, Ta e ETR são encontrados em corpos alcalinos ou ao redor destes (Fitton e Upton, 1987).
Complexos alcalinos intracontinentais normalmente estão associados a rifteamento, responsável por localizada perda de voláteis da astenosfera que resulta no metassomatismo do manto litosférico e na fusão parcial (Pirajno, 2015). A localização dos complexos alcalinos é controlada por zonas de fraqueza na litosfera, na qual a sua idade e espessura determinam a alcalinidade e saturação em sílica das rochas. (Black et al., 1985). Sendo assim, a arquitetura litosférica influenciará tanto o local do magmatismo intraplaca quanto será fundamental para o transporte de fluidos e magmas profundos (Bailey, 1977; Begg et al., 2009).
O magma tende a tornar-se mais peralcalino ao intrudir regiões cratônicas. Apesar da crosta continental ser constituída predominantemente por rochas peraluminosas, as zonas cratônicas tendem a ser mais férteis por já terem sido afetadas por diversos eventos de subducção e acresção, fertilizando o manto litosférico (Bailey e Macdonald, 1987; Renjith et
Complexos alcalinos e alcalinos-carbonatíticos de diferentes idades e diversas associações de rochas são conhecidos no Brasil. No entanto, a maioria das ocorrências concentram-se nas regiões sudeste e centro-oeste do país. Foram agrupadas em 15 províncias, totalizando mais de cem ocorrências de rochas alcalinas, com idades permo-triássicas a paleógenas, cujo alojamento é claramente controlado por regime tectônico extensional e reativações de estruturas regionais (Riccomini et al., 2005; Gomes e Comin-Chiaramonti, 2005).
Entretanto apenas cerca de 20 complexos alcalinos e alcalinos-carbonatíticos são descritos para a porção brasileira do Cráton Amazônico, em sua maioria com idades pré-cambrianas, predominando no Meso e Neoproterozoico, localizados ao longo de zonas de cisalhamento relacionadas a extensão intracontinental (Ulbrich e Gomes, 1981; Teixeira, 1978; Gomes et al., 1990; Tassinari, 1996; Biondi, 2005; Cordani et al., 2010). Em razão das dificuldades de acesso ao campo, a densa cobertura vegetal e as espessas coberturas de solo, o conhecimento das rochas alcalinas amazônicas é limitado a mapeamentos de escala regional.
Importantes estruturas do Escudo das Guianas, Cráton Amazônico, foram reativadas pelo regime distensivo durante a abertura do oceano Atlântico, resultando na instalação de riftes e ascensão de magmas alcalinos. Trazendo para um contexto global, a ruptura do Pangea tem início com o rifteamento e formação de bacias na América do Norte há aproximadamente 230 Ma, seguido por gigantescos enxames de diques há 200 Ma, e formação de crosta oceânica entre América do Norte e América do Sul começando há 180 Ma (Schlische, 2003; Golonka, 2007; Beutel, 2009; Spikings et al., 2015).
Assim, os esforços distensivos mesozoicos que atingiram o Escudo das Guianas culminaram com a instalação da Bacia do Tacutu. Localizada entre o estado de Roraima e a Guiana e alongada na direção NE-SW, teve seu início marcado pela presença de diques em torno de 200 Ma (Marzoli et al., 1999; Leal et al., 2000; Reis et al., 2004, 2006), e o assoreamento durante o Cretáceo Inferior (Eiras e Kinoshita, 1988, 1990; Vaz et al., 2007). Essa bacia está inserida no Domínio Guiana Central, este caracterizado por importantes lineamentos NE-SW, composto predominantemente por ortognaisses paleoproterozoicos e intrudido por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito rapakivi) mesoproterozoica (Gaudette et al., 1996; Fraga et al., 1997; Fraga, 2002; Reis et al., 2003; Costa, 2005).
A geologia de Roraima tornou-se conhecida a partir do programa de levantamento geológico do projeto RADAM na década de 1970. Os primeiros relatos de rochas alcalinas no estado deram-se nessa época. Tratam-se de rochas alcalinas félsicas inseridas em um embasamento proterozoico, relacionadas a instalação do rifte Tacutu durante a abertura do Atlântico Norte (Salas e Santos, 1974; Montalvão et al., 1975; Borges, 1990; Freitas e Brandão 1994; CPRM, 1999). Entretanto, devido a problemas de infraestrutura e densa cobertura vegetal, o conhecimento da região ainda é limitado a mapeamentos regionais (Montalvão et al., 1974; CPRM, 1999, 2000; Fraga, 2002; Reis et al., 2004; Almeida, 2006).
Devido à escassez de afloramentos na região amazônica, a análise estrutural do embasamento é imprescindível para compreender o contexto tectônico em que os complexos alcalinos foram alojados. Dessa forma, os aerolevantamentos geofísicos e sensoriamento remoto são importantes ferramentas para mapeamentos litológicos e estruturais em áreas de difícil acesso, bem como para revisão de mapas anteriores. Logo, tratam-se de ferramentas chave para o avanço do conhecimento geológico e do potencial metalogenético da Amazônia. A partir de dados magnetométricos, gamaespectrométricos e de RADAR fez-se um estudo sobre o arcabouço estrutural da porção central do Domínio Guiana Central e suas implicações ao magmatismo alcalino mesozoico. Esse trabalho apresenta processamento e interpretação de dados aerogeofísicos do Projeto Parima-Uraricoera, com o objetivo de identificar as estruturas relacionadas a eventos tectônicos regionais, refinar a delimitação das unidades geológicas já mapeadas e definir as assinaturas geofísicas das rochas félsicas do Complexo Alcalino Apiaú. Assim, os métodos geofísicos forneceram parâmetros que auxiliaram na interpretação de feições relacionadas a evolução do complexo, bem como as que compõem o arcabouço crustal da área pesquisada.
A carência de dados geocronológicos robustos sobre a época de cristalização das rochas alcalinas amazônicas dificulta compreender os processos geológicos e geotectônicos responsáveis pela ascensão do magma alcalino. Em vista disso, para determinar a idade de cristalização do Complexo Alcalino Apiaú, utilizou-se o método U-Pb em zircão e badeleíta. Entretanto, foi importante também datar as rochas ortoderivadas da Suíte Metamórfica Rio Urubu, uma vez que o magma alcalino pode ser altamente reativo com rochas graníticas do embasamento (Markl et al., 2001) sendo capaz de incorporar zircões.
A estruturação dos capítulos dessa dissertação procura direcionar os diferentes tópicos para futuras publicações. Assim, cada capítulo aborda um assunto de maneira independente, atentando-se para o limite de extensão de texto estipulado por grande parte das revistas
científicas. Uma ressalva é feita ao primeiro capítulo, que aborda os aspectos introdutórios e metodológicos empregados nessa pesquisa.
1.2 Objetivos
O principal objetivo dessa dissertação é caracterizar o ambiente geotectônico em que estão inseridas as rochas do Complexo Alcalino Apiaú – Roraima, bem como compreender sua relação com o embasamento. Como objetivos específicos têm-se:
Caracterizar a evolução estrutural do entorno por meio de dados de campo, aliados ao sensoriamento remoto e aerogeofísica;
Compreender os processos magmáticos através da caracterização geoquímica e petrográfica das rochas do Complexo Alcalino Apiaú;
Estabelecer as idades de cristalização das rochas alcalinas e suas hospedeiras.
1.3 Localização e vias de acesso
A região da pesquisa inclui uma área de densa floresta tropical e constitui uma das regiões do Brasil menos conhecida geologicamente. Situa-se na porção central do estado de Roraima, a sudoeste da capital Boa Vista, inserida nos municípios de Mucajaí e Iracema (Figura 1.1).
Para facilitar a visualização, optou-se por dividir a área de pesquisa em área norte e área sul. Para ambas, o acesso é o mesmo até a Vila Campos Novos, no município de Iracema. Partindo da capital Boa Vista segue-se para sul pela BR-174 por 60 km até a cidade de Mucajaí. Ao passar pela cidade, segue-se pela RR-325 por aproximadamente 50 km até a rodovia MUC-445 (antiga vicinal 7), continuando por 35 km até a vila Campos Novos.
Ao chegar à vila, para a área norte, segue-se pela vicinal 3 por 6 km e para a área sul, segue pela vicinal 6 por 25 km até o cruzamento com a vicinal 1 do assentamento Ajarani, seguindo por 20 km até chegar à estrada particular da SGM mineração, que prossegue por cerca de 50 km até o acampamento da empresa, utilizado como base para a pesquisa.
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 2.1 Caracterização geotectônica
O Cráton Amazônico consiste em uma das maiores áreas cratônicas do mundo, que é limitada a leste, sul e sudeste por faixas móveis neoproterozoicas geradas durante o Ciclo Brasiliano (Santos, 2003; Tassinari e Macambira, 2004). A noroeste e sudoeste é recoberto por bacias foreland relacionadas a Cordilheira dos Andes (Cordani et al., 2009). O cráton é subdivido em Escudo das Guianas e Escudo Brasil Central (Almeida et al., 1976), separados pelas extensas bacias Solimões e Amazonas.
O Escudo das Guianas corresponde ao seguimento norte do cráton e abrange o Brasil, Colômbia, Venezuela, Guiana, Suriname e Guiana Francesa. É composto por um embasamento de rochas graníticas e metamórficas, possuindo um importante registro Arqueano a Mesoproterozoico. Segundo reconstrução paleogeográfica de Cordani et al. (2009), o escudo estava conectado ao sistema Birimian no Cráton do Oeste Africano durante o Paleoproterozoico.
Os modelos mais usuais da compartimentação geocronológica do cráton aparecem na Figura 1.2. O primeiro, de Tassinari e Macambira (1999, 2004), propõe que parte das províncias geocronológicas formaram-se a partir de materiais derivados do manto e evoluíram através de uma sucessão de arcos magmáticos, enquanto que outras estão associadas a processos colisionais envolvendo reciclagem da crosta mais antiga. O segundo, de Santos et
al. (2000, 2006), as províncias seriam geradas por acresção crustal relacionada a processos
orogenéticos e por retrabalhamento da crosta arqueana.
A porção estudada do Cráton Amazônico corresponde ao Escudo das Guianas, localizando-se no norte da província Tapajós-Parima de Santos et al. (2000, 2006) ou Ventuari-Tapajós de Tassinari e Macambira (1999, 2004). Esta província é considerada um cinturão orogênico paleoproterozoico com idades entre 2,03 e 1,88 Ga, onde ocorrem unidades metavulcânicas e metassedimentares, deformadas e metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito, bem como por terrenos granulíticos e gnáissicos-migmatíticos (CPRM, 1999; Fraga, 2002; Tassinari e Macambira, 2004; Reis et al., 2004; Almeida, 2006). Santos et
al. (2000, 2006) argumentam que essa região foi afetada pelo evento colisional K’Mudku com
direção N45-55E e desenvolvido entre 1490 e 1147 Ma, associado às colisões Sunsás na margem ocidental do cráton durante o Mesoproterozoico.
Figure 1.2: Compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico. A) Modelo proposto por Santos et al. (2000, 2006a). B) Modelo proposto por Tassinari e Macambira (1999, 2004). Notar que a área de estudo insere-se entre os limites geográficos das Províncias Tapajós-Parima e K’Mudku, ou ainda na Província Ventuari-Tapajós.
Reis et al. (2003) descrevem 4 domínios litoestruturais para o estado de Roraima (Figura 1.3): o Domínio Uraricoera com trends WNW-ESE e E-W, constituído predominantemente por granitos cálcio-alcalinos, além de coberturas vulcanossedimentares; o Domínio Guiana Central com trend NE-SW, contendo rochas metamórficas de alto grau intrudidas por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito rapakivi); Domínio Parima com lineamentos NW-SE e terrenos granito-greenstone pós-transamazônicos; Domínio Anauá Jatapu com trends NW-SE e NE-SW e ampla variedade de granitos alcalinos e cálcio-alcalinos.
De acordo com o arranjo tectônico para Roraima (Reis et al., 2003), a área de estudo situa-se no Domínio Guiana Central (DGC), que ocupa a porção centro-norte do estado, correspondendo a porção roraimense do Cinturão Guiana Central. Kroonenberg (1976)
descreveu esse cinturão como uma megaestrutura que atravessa o escudo desde o Suriname, estendendo-se até o Amazonas, passando pela Guiana e por Roraima.
Figure 1.3: Domínios estruturais do estado de Roraima (Reis et al., 2003). Observar que a maior parte da região estudada insere-se no Domínio Guiana Central, sendo a porção noroeste localizada no Domínio Parima.
O Domínio Guiana Central é marcado por importantes lineamentos NE-SW, composto predominantemente por ortognaisses de fácies anfibolito a granulito com idades entre 1,96-1,91 Ga (Gaudette et al., 1996; Fraga et al., 1997; Fraga, 2002; Reis et al., 2003) metamorfizados em 1,91 Ga (Costa, 2005), intrudido por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito rapakivi) de cerca de 1,5 Ga (Gaudette et al., 1996; Fraga, 2002; Reis et al., 2003).
Alguns eventos tectônicos são propostos para o DGC:
i) O evento pós-transamazônico entre 1,96-1,91 Ga responsável pela instalação do Cinturão Guiana Central (Gaudette et al., 1996; CPRM, 1999; Fraga et al., 1997; Fraga, 2002; Almeida, 2006). A idade 1,91 Ga obtida em titanita metamórfica de um biotita ortognaisse (Costa, 2005) confirma o que já havia sido sugerido por Fraga (2002) que esse evento, mais jovem que o Transamazônico, não tenha sido sincrônico ao longo do Escudo das Guianas;
ii) Evento Itã com aproximadamente 1,72 Ga, descrito para o limite sudeste do DGC, é representado por milonitos e granitos foliados, exibindo apenas uma fase de deformação normalmente associada a amplas zonas de cisalhamento NE-SW (Almeida, 2006; Almeida et
al., 2008);
iii) K’Mudku entre 1,49 e 1,15 Ga (Santos et al., 2000, 2006; Fraga, 2002). De acordo com Fraga e Reis (1996), Fraga (2002) e Fraga et al. (2009) corresponde a um episódio produzido por um conjunto de zonas de cisalhamento dúctil com foliação NE-SW bem como falhas strike-slip com geração de cataclasitos, mas apesar do episódio ter reativado estruturas mais antigas do DGC, não foi capaz de reorientar e transpor de forma importante as estruturas paleo e mesoproterozoicas pré-existentes. Entretanto, Santos et al. (2006) argumentam que o evento K’Mudku corresponde a uma zona colisional de aproximadamente 300 Ma, que produziu zonas transcorrentes sinistrais de médio e alto grau metamórfico, reflexo intracontinental da colisão Sunsás na margem ocidental do Cráton Amazônico durante o Mesoproterozoico.
2.2 O Embasamento do Complexo Alcalino Apiaú
O Complexo Alcalino Apiaú é intrusivo nas rochas ortoderivadas da Suíte Metamórfica Rio Urubu e na sequência gabro-anortosítica da unidade Anortosito Repartimento.
2.2.1 Suíte Metamórfica Rio Urubu
A Suíte Metamórfica Rio Urubu compreende biotita e biotita-hornblenda gnaisses e metagranitoides, com subordinadas lentes de quartzo-mangeritos quartzo-jotunitos gnáissicos e leucognaisses, exibindo foliação desenvolvida em fácies anfibolito (CPRM, 1999; Fraga, 2002). Gaudette et al. (1996) obtiveram pelo método U-Pb em zircão idade de cristalização para os ortognaisses de 1.943 ± 7 Ma, 1.921 ± 15 Ma e 1.911 ± 13 Ma e Fraga et al. (1997) encontraram a idade de 1.966 ± 37 Ma para um hiperstênio gnaisse. Fraga (2002) determinou a idade de 1937 ± 5 Ma e 1.935 ± 5 Ma, pelo método Pb-Pb, para um hornblenda-biotita gnaisse e um hornblenda-biotita metagranito, respectivamente.
2.2.2 Anortosito Repartimento
Essa unidade foi definida por CPRM (1999) para englobar gabros toleíticos e anortositos de natureza calcioalcalina que afloram em toda a porção central do estado de Roraima. Santos et al. (1999) obtiveram idade de 1.527 ± 7 Ma através do método U-Pb em zircão e badeleíta.
Juntamente com os ortognaisses da Suíte Metamórfica Rio Urubu, os gabros constituem as principais rochas do embasamento proterozoico da região. Aparecem como
stocks, exibem aspecto maciço e homogêneo, cores cinza escuro a cinza esbranquiçado,
textura inequigranular e granulação fina a média. Borges (1990) e Brandão e Freitas (1994) sugerem que os corpos anortosíticos foram afetados por processos cataclásticos e miloníticos vinculados ao evento K’Mudku durante o Mesoproterozoico.
2.3 Bacia do Tacutu
A Bacia do Tacutu corresponde a um aulacógeno mesozoico situado na porção central do Escudo das Guianas. Alongada na direção NE-SW, com cerca de 300 km de comprimento e 30 a 50 km de largura, a bacia está localizada na fronteira do estado de Roraima com a Guiana (Figura 1.4). As grandes falhas de Lethem e Kanuku estabelecem os limites sul/sudeste da bacia, enquanto que as falhas Surumu, Maú e Pirara delimitam a borda norte (Figura 1.5), sendo consideradas as ombreiras do rifte, facilmente identificadas por afloramentos de rochas vulcânicas (Silva e Porsani, 2006; Vaz et al., 2007).
Fraga (2002) propõe que as principais zonas milonítica relacionadas ao K’Mudku foram reativadas em níveis crustais rasos, em ambiente rúptil, durante a evolução da Bacia do Tacutu. Diferente das bacias da margem continental brasileira, essa bacia está relacionada à abertura do Atlântico Central e implantada em uma zona de reativação do Cinturão Guiana Central (Berrangé e Dearnley, 1975; Eiras e Kinoshita, 1988; Vaz et al., 2007; Reis et al., 1994). Trata-se de um meio gráben que se originou por rifteamento ativo que evoluiu para um rifteamento passivo, oblíquo e fortemente controlado por antigas zonas de fraqueza do embasamento (Eiras e Kinoshita, 1988).
O arcabouço estratigráfico da bacia compreende rochas sedimentares e vulcânicas, o qual são reconhecidas seis unidades estratigráficas, sendo que algumas porções ultrapassam seis mil metros de espessura (Berrangé e Dearnley, 1975; Crawford et al., 1984; Eiras e Kinoshita, 1988; CPRM, 1999; Vaz et al., 2007).
As seções sísmicas levantadas pela Petrobras na década de 1980 mostram um espessamento predominantemente de noroeste para sudeste, refletindo o forte controle tectônico exercido pelas falhas da borda sudeste, onde se encontram os maiores rejeitos e maior espessura sedimentar, apresentando geometria assimétrica de meio gráben (Vaz et al., 2007). Além disso, no Mioceno a bacia passou por um evento transcorrente que afetou toda a seção vulcânica e sedimentar, resultando na formação de dobras e estruturas em flor positiva, além de reativação de antigos falhamentos (Eiras e Kinoshita, 1988).
Figure 1.5: Mapa geológico da Bacia do Tacutu nas porções brasileira e guianense (Silva e Porsani, 2006).
O início da fase rifte é marcado pelo magmatismo toleítico da Formação Apoteri, que compreende a formação de diques em torno de 200 Ma e o extravasamento vulcânico entre 153 e 135 Ma (Marzoli et al., 1999; Leal et al., 2000; Reis et al., 2004, 2006). Logo, a bacia passou a ser preenchida por sedimentos clásticos finos da Formação Manari, discordante sobre os basaltos, e compõe-se de siltitos, folhelhos e dolomitos. A terceira sequência é a Formação Pirara, constituída por halitas, seguida de siltitos vermelhos da Formação Tacutu. A última sequência rifte corresponde a Formação Serra do Tucano, que se trata predominantemente de arenitos, e com menor frequência conglomerados e pelitos, cuja deposição marca o assoreamento da bacia no Eocretáceo. A seção mais recente corresponde a Formação Boa Vista, inferida como pleistocênica.
2.4 Complexo Alcalino Apiaú
O Complexo Alcalino Apiaú é constituído por variedades plutônicas e vulcânicas. As plutônicas são representadas por nefelina sienito, álcali feldspato sienito, sienito e monzonito, enquanto que as rochas vulcânicas correspondem a traquitos e fonólitos (Salas e Santos, 1974; Montalvão et al., 1975; Borges, 1990; Brandão e Freitas, 1994; CPRM, 1999; Figueiredo e Santos, 2015).
Em Borges (1990) foram descritos diques de traquibasalto com larguras centimétricas a métricas que cortam rocha granítica de granulação média a grossa. Destaca que próximo as bordas do principal corpo alcalino há uma generalizada feldspatização e às vezes silicificação e/ou oxidação das rochas encaixantes, o que leva a crer numa fenitização destas, transformando sua composição original para quartzo-sienitos, feldspato-sienitos e produtos silico-feldspáticos de difícil classificação.
A idade sugerida por Reis et al. (2004) aponta valores de 140 Ma pelo método Rb-Sr para o Complexo Alcalino Apiaú, que até então não tinha sido datado. No entanto, não se tem informações mais detalhadas sobre essa datação (litologia e localização) e Reis et al. (2003) já haviam comentado que tal idade tratava-se apenas de informação verbal.
Conforme CPRM (1999) o Complexo Alcalino Apiaú parece estar associado a domínios crustais diretamente vinculados ao desenvolvimento de falhamentos e rifteamento continental e abertura do Atlântico, durante o Mesozoico com a evolução da Bacia do Tacutu. Falhas ao longo da litosfera continental atuaram essencialmente como condutos magmáticos, ajustando- se às zonas de rifteamento e fornecendo condições à formação de stocks. Diques alcalinos estenderam-se às encaixantes em preenchimento de fendas tracionais.
Outra ocorrência de rochas alcalinas em Roraima é limitada ao corpo Sienito Catrimani, composto por nefelina sienitos, sienitos, fonólitos e traquitos. Trata-se de uma serra localizada na região sul do estado de Roraima, descrita primeiramente por Salas e Santos (1974) que relataram a presença de pequenos diques de fonólitos recortando irregularmente um corpo de nefelina sienito, com área de aproximadamente 2 km2. Montalvão et al. (1975) classificaram a rocha como nefelina sienito com sodalita e cancrinita. A variedade mais fina, fonólito, com textura traquítica e feições de fluxo, é composta essencialmente por nefelina, sanidina e aegirina.
Alguns estudos geocronológicos trazem idades para as rochas alcalinas do Sienito Catrimani. Salas e Santos (1974), apresentam uma idade de 180 ± 5,2 Ma obtida pelo método do coeficiente de dispersão da birrefringência, executado em cristal de sanidina, realizada em amostra de fonólito. Os dados do Projeto RADAMBRASIL (Montalvão et al., 1975), através do método Rb-Sr, acusaram valor de 100 Ma. Levando-se em consideração esta última idade, bem como a área de ocorrência, Montalvão et al. (1975) associam esta à Formação Apoteri, colocando-o como posterior ao magmatismo básico ligado à abertura do Tacutu.
3. MATERIAIS E MÉTODOS
3.1 Aerogeofísica e Sensoriamento Remoto
Buscou-se tanto individualizar rochas alcalinas quanto compreender a compartimentação estrutural da região onde as mesmas estão inseridas, totalizando uma área de aproximadamente 8.000 km2. Com o intuito de detalhar a região onde afloram as rochas alcalinas, fez-se dois recortes, denominados de área norte e área sul (Figura 2.2).
Para o recobrimento total da área, foram utilizadas duas cenas do satélite ALOS, sensor PALSAR, com resolução espacial de 25 m. Através do software Envi, gerou-se duas imagens do relevo sombreado para uma melhor visualização tridimensional, uma com iluminação a 45º e outra a 315º para que ficassem claras as estruturas NE-SW e NW-SE.
3.1.1 Descrição do aerolevantamento
O banco de dados aerogeofísicos (gamaespectrometria e magnetometria) utilizado nesse trabalho pertence à série 1000, código 1058 – Projeto Província Mineral Parima-Uraricoera, projeto conduzido pelo DNPM e CPRM. A base de dados foi cedida pela CPRM em forma de arquivo digital XYZ, cujo X e Y correspondem às coordenadas UTM (Datum WGS-84 – Zona 20N) e Z as medidas de magnetometria (nT) e gamaespectrometria (cps).
O levantamento foi realizado na porção noroeste do estado de Roraima, entre os anos de 2000 e 2001, com linhas de voo N-S com espaçamento de 500 m, linhas de controle perpendiculares (E-W) com espaçamento de 10 km, altura de voo de 100 m (Figura 2.2), totalizando uma área de 68.270 km2. O intervalo de amostragem da leitura do campo magnético foi de 5,5 m, enquanto que as leituras do gamaespectrômetro foi a intervalos de aproximadamente 55 m.
3.1.2 Processamento dos dados
Os dados aerogeofísicos foram processados no software Oasis Montaj e interpolados numa malha regular de 125 x 125 metros (1/4 do espaçamento da linha de voo). Para os dados de magnetometria foi utilizado o método interpolador bidirecional, e para gamaespectrometria o método da curvatura mínima.
Após a interpolação dos dados, verificaram-se ruídos de alta frequência alongados segundo a direção da linha de voo que não foram totalmente corrigidos durante o
levantamento. Para corrigir essas irregularidades, foi aplicada a rotina de micronivelamento desenvolvido por Blum (1999).
3.2 Trabalhos de campo
Foram realizadas duas etapas de campo, uma no período de 5/12/2014 a 10/12/2014 (6 dias) e outra entre 27/12/2014 e 30/12/2014 (4 dias), ambas apoiadas pela empresa SGM Mineração, onde se realizou: i) checagem das anomalias geofísicas selecionadas; ii) caracterização de alguns lineamentos obtidos pelos métodos indiretos e iii) levantamento dos litotipos alcalinos e do embasamento, além de coleta de amostras para petrografia, geoquímica e geocronologia.
3.3 Petrografia
A petrografia, macro e microscópica, consistiu na identificação da assembleia mineral e texturas presentes nessas rochas. Visando melhor estimativa percentual da composição mineralógica, foram efetuadas análises modais quantitativas nas rochas plutônicas, com uso do charriot ao longo de toda a lâmina delgada.
Buscou-se refinar esse estudo petrográfico com o auxílio do microscópio eletrônico de varredura que foi útil no reconhecimento de fases minerais complexas menores e inclusas, bem como na obtenção da composição química aproximada de minerais máficos e de feldspatóides das rochas alcalinas. As análises foram realizadas no Laboratório de Microscopia Eletrônica do Instituto de Geociências da Unicamp, utilizando-se o microscópio LEO 430i Zeiss com um espectrômetro de energia dispersiva (EDS) da Oxford Instruments acoplado.
3.4 Geoquímica
Foram selecionadas 8 amostras de rochas do Complexo Alcalino Apiaú para análises geoquímicas de elementos maiores e menores por fluorescência de raios-X e dos traços por ICP-MS. Essas análises foram realizadas no Laboratório de Geoquímica Analítica da Unicamp. Para que a contaminação fosse a menor possível, foram analisadas amostras frescas e removidas as porções intemperizadas. As rochas foram britadas e pulverizadas em moinho de ágata, a fim de que ficassem em forma de pó, homogêneas e representativas para que as análises químicas fossem as mais eficientes possíveis.
Os elementos maiores e menores foram determinados pela técnica de fluorescência de raios X (FRX), através de um espectrômetro sequencial (Philips, PW2404) equipado com tubo de raios X com ânodo de ródio. Os procedimentos seguidos estão descritos em Vendemiatto e Enzweiler (2001). A confecção do disco de vidro garante a homogeneização da amostra e foi usado na determinação de elementos maiores e menores constituídos por uma mistura de metaborato e tetraborato de lítio. No entanto, este método provoca uma inevitável diluição da amostra, que no caso de elementos-traço é indesejável, e por isso essa determinação foi realizada em pastilhas prensadas, confeccionadas com 9 g de amostra e 1,5 g de cera em pó.
A análise no ICP-MS requer a diluição da amostra, procedimento que seguiu o proposto por Cotta e Enzweiller (2011), utilizando-se de HF/HNO3 para digestão das rochas.
A mistura de 100g de amostra com o ácido foi fechada e aquecida a 180ºC por 4 dias. Depois foi acrescentado HClO4 e evaporado a 150ºC por mais 4 horas, procedimento que foi
importante para a decomposição dos fluoretos resultantes do processo. 3.5 Geocronologia
Para determinação das idades de cristalização das rochas alcalinas e seu embasamento, foram selecionadas duas amostras da Suíte Metamórfica Rio Urubu (um metasienogranito protomilonítico e um meta-álcali feldspato sienito milonítico) para datação U-Pb em zircão, além de um sienito com nefelina do Complexo Alcalino Apiaú para datação em zircão e badeleíta por LA-ICP-MS. Os cristais selecionados foram os mais transparentes e com menos fraturas e inclusões. As imagens de catodoluminescência de zircão foram obtidas por microscópio eletrônico de varredura para examinar as estruturas internas dos grãos.
A datação em zircão foi realizada no Laboratório de Geologia Isotópica da Unicamp, por LA- SF- ICP-MS, usando o espectômetro de massa Element XR (Thermo Scientific) com laser acoplado Excite 193 com spot 40 µm de diâmetro, utilizando-se o padrão 91500 e o zircão Peixe como referência (Navarro et al., 2015). Para separação dos grãos, as amostras foram britadas e moídas, posteriormente os minerais pesados foram obtidos por separação gravimétrica usando-se bateia, separador magnético do tipo Frantz e iodeto de metileno. Entre 50 e 70 cristais de zircão foram catados em cada amostra e montados em resina epóxi, lixados e polidos para que a superfície dos grãos ficasse exposta para posterior análise no laser.
A datação em badeleíta deu-se na Universidade de Estocolmo, por LA-Q-ICP-MS usando o espectrômetro de massa 72 Thermo XSeries2 com laser acoplado Excimer
ESI-NWR 193 com spot de 25 µm, seguindo-se a metodologia descrita em Wohlgemuth-Ueberwasser et al. (2015). As idades U-Pb em badeleíta foram calculadas usando padrão Phalaborwa e Duluth Gabro como referência. A separação de badeleíta foi realizada inicialmente com a bateia comum e posteriormente com a mesa Wilfley seguindo a metodologia de Soderlund e Johansson (2002). A fração magnética do concentrado foi retirada por uma caneta magnética e os grãos de badeleíta catados em lupa binocular. Esses cristais selecionados foram colocados em resina epóxi e cuidadosamente polidos para que não fossem perdidos, dada a fina espessura da badeleíta.
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