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Metatexitos e diatexitos do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás : implicações para a evolução mesoarqueana do Domínio Carajás

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Academic year: 2021

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MARCO ANTONIO DELINARDO DA SILVA

METATEXITOS E DIATEXITOS DO COMPLEXO XINGU NA REGIÃO DE CANAÃ DOS CARAJÁS: IMPLICAÇÕES PARA A EVOLUÇÃO MESOARQUEANA DO

DOMÍNIO CARAJÁS

CAMPINAS 2014

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

MARCO ANTONIO DELINARDO DA SILVA

“METATEXITOS E DIATEXITOS DO COMPLEXO XINGU NA REGIÃO DE CANAÃ DOS CARAJÁS: IMPLICAÇÕES PARA A EVOLUÇÃO MESOARQUEANA DO

DOMÍNIO CARAJÁS” Volume: 01/02

ORIENTADOR(a): PROFA. DRA. LENA VIRGÍNIA SOARES MONTEIRO

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNICAMP PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE(A) EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE CONCENTRAÇÃO GEOCIÊNCIAS E RECURSOS NATURAIS

ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA

DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO MARCO ANTONIO DELINARDO DA SILVA E ORIENTADO PELA PROFA. DRA. LENA VIRGÍNIA SOARES MONTEIRO

CAMPINAS 2014

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Ficha catalográfica

Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Cássia Raquel da Silva - CRB 8/5752

Delinardo da Silva, Marco Antônio,

1984-D379m DelMetatexitos e diatexitos do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás : implicações para a evolução mesoarqueana do Domínio Carajás / Marco Antonio Delinardo da Silva. – Campinas, SP : [s.n.], 2014.

DelOrientador: Lena Virgínia Soares Monteiro.

DelDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.

Del1. Carajás, Serra do (PA). 2. Migmatito. 3. Geocronologia. 4. Geoquímica. I. Monteiro, Lena Virgínia Soares,1970-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.

Informações para Biblioteca Digital

Título em outro idioma: Metatexite and diatexite of the Xingu Complex in the Canaã dos Carajás region : implications to the Carajás Domain evolution

Palavras-chave em inglês: Carajás, Serra do (PA) Migmatite

Geochronology Geochemistry

Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências

Banca examinadora:

Lena Virgínia Soares Monteiro [Orientador] Wagner da Silva Amaral

Rudolph Allard Johanner Trouw Data de defesa: 11-04-2014

Programa de Pós-Graduação: Geociências

Powered by TCPDF (www.tcpdf.org)

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AGRADECIMENTOS

Em primeiro lugar gostaria de agradecer minha mãe, a senhora Shirley Aparecida Delinardo, que, apesar de não entender muito bem o que venho fazendo neste últimos dois anos, sendo sempre uma pessoa bastante simples e humilde, sempre me deu todo seu apoio... Muito obrigado Mãe!!! Fica tranquila que tá tudo certo! Obviamente quero agradecer outra mulher importantíssima na minha vida. Essa sim sabia muito bem o que eu estava fazendo e acreditou em toda essa loucura transcrita nas próximas páginas. Muito obrigado Professora Doutora Lena Virgínia Soares Monteiro, pela orientação nesta pesquisa, por sempre estar do lado de seus alunos e por nunca deixar de nos apoiar, mesmo nos momentos difíceis para você e mesmo que hora ou outra nós a deixassemos de cabelo em pé.... Eu sei que deixamos, apesar de você disfarçar muito bem!

Gostaria de agradecer o apoio da CAPES que pelo financiamento desta pesquisa nestes dois anos, o pessoal da Universidade Federal do Pará, Campus Marabá, pelo apóio logístico no Campo, valeu Roberto!! Gostaria de agradecer também o apoio do GEOCIAM na realização das atividades de campo e na participação em congressos. Também gostaria de agradecer as pessoas que fazem todo esse Universo Estadual de Campinas e o Instituto de Geociências funcionar... O pessoal ali da secretaria de graduação, a querida Jo, em especial... O pessoal aqui da secretaria de pós-graduação, Valdirene e Gorete, em especial!!

Não posso esquecer de agradecer as pessoas que fazem parte desse produtivo grupo de pesquisa muito fera coordenado pela grande Doutora Lena e pelo Professor Xavier (o lider dos X-Men), Gustavo Melo, Carolina Moreto, Soraya Damasceno, Erika Santiago... Enfim gostaria de agradecer também todos os mestres aqui do Instituto de Geociências, pois cada um contribuiu com aquilo que tinha de melhor para minha formação, dentre eles Lena, Ticiano, Elson, Giorgio, Wanilson, Bernardino....

Bom e para finalizar, gostaria de agradecer todos os meus amigos, aqueles sempre estiveram por perto quando eu precisei reclamar de alguma coisa... Um grande abraço pro pessoal da M1, Johann, Daniel, Gediel, Gulosa... Um grande abraço pro pessoal da Sala 11 (e 15), Cebolera, Carol Moreto, Lobato, Maurício, Danilo, ZÉ, Verônica, Paulo, Bilica, Camila, Thiara, enfim toda a galera da pós-graduação. Agradeço também meus grandes amigos de geologia Bill, Isadora, Boneco, Danoninho, Dani, Alinão, Camila Chava, Xeila, Pedrinha, e todos os camaradas do IGe...

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E que fique por aqui um caminho aberto para que outros jovens que vão ter um ensino público todo detonado por mais de 20 anos de governo tucano em São Paulo e vão ter que batalhar um espaço no meio da elite brasileira com muito esforço e dedicação. Espero que mais e mais jovens como eu ocupem este espaço, mostrando para a classe privilegiada que nós somos tão capazes quanto eles. Se é público, é para todos!!

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SÚMULA CURRICULAR

Marco Antonio Delinardo da Silva

É geólogo (2011) pela Universidade Estadual de Campinas. Tem experiência na área de Geociências, com ênfase em mapeamento, petrografia e petrologia de rochas ígneas e metamórficas, geologia estrutural, geocronologia, geotectônica e evolução crustal. Atuou como auxiliar didático em diversas disciplinas da Graduação em Geologia pela UNICAMP, incluindo Ciência do Sistema Terra I e II, Petrologia e Petrografia Metamórfica, Geologia Estrutural, Geologia de Campo e Prospecção.

Atualmente está finalizando o mestrado na área de Geociências pela Universidade Estadual de Campinas com ênfase em estudos petrogenéticos em migmatitos do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás a partir de caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica. As suas principais publicações são a co-autoria em um capitulo de livro dedicado a revisão sobre os depósitos de oxido Fe-Cu-Au de Carajás e em um artigo dedicado a geocronologia destes mesmos depósitos e publicações em congressos nacionais e internacionais.

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Metatexitos e diatexitos do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do Domínio Carajás

RESUMO

Na área a oeste de Canaã dos Carajás, na Província Carajás, o Complexo Xingu é constituído por ortopiroxênio-diopsídio gnaisses (ODG) migmatizados, com intercalações de diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (DHPG) e boudins de quartzo anfibolito (QA). As características geológicas e litoquímicas do ODG são semelhantes aos dos TTG sódicos de médio ETRP, incluindo: (a) associação de ortognaisse polifásico com encraves e leucossoma; (b) conteúdo de Na2O entre 4,36 e 4,66%; (c) razão K2O/Na2O entre 0,21 e 0,53; (d) conteúdo de Al2O3 entre 15 e

16%; (e) conteúdo de Yb entre 0,18 e 1,23 ppm; (f) valores de (La/Yb)N entre 12 e 49; (g) valores

de Sr/Y entre 43 e 168; (h) anomalias negativas de Nb-Ta e Ti; (i) ausência de anomalia significativa de Sr e (h) anomalias negativas de Eu pouco expressivas a positivas (Eu/Eu* = 0,81 a 2,1). O protólito dos ODG do Complexo Xingu foi cristalizado em 3.066 ± 6.6 Ma (MSWD= 0,072; U-Pb em zircão do mesossoma; SHRIMP IIe) a partir de magma gerado pela fusão de metabasaltos hidratados em condições compatíveis com a estabilidade de granada e hornblenda no restito em ambiente de arco magmático continental. O metamorfismo progressivo, com pico metamórfico na fácies granulito, foi concomitante ao desenvolvimento do bandamento gnáissico (S1) do ODG, seguido pelo desenvolvimento de dobras de arrasto com foliação axial (S2) com

atitude variável entre N69W/85SW e N88E/80SE e foliação milonítica (C1) com direção E-W. O

primeiro evento de anatexia, em 2.959 + 15 Ma (MSWD=U-Pb em zircão do leucossoma; SHRIMP IIe), reflete o influxo de H2O em zonas de cisalhamento permitindo a redução da

temperatura do solidus nestas rochas e fusão parcial assistida por fluidos. Os produtos da migmatização nos ODG incluem desde metatexitos com estrutura patch a diatexitos com estrutura schlieren e schollen. O conjunto de dados obtidos nesse estudo indica que o Complexo

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Xingu representa uma secção da crosta inferior exumada, na qual estão, possivelmente, registradas evidências da evolução de orógenos mesoarqueanos em ca. 3,0-2,93 e 2,86-2,83 Ga, que podem ser intrinsecamente relacionados aos eventos de granitogênese já reconhecidos na região de Canaã de Carajás.

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Metatexite and diatexite of the Xingu Complex in the Canaã dos Carajás region: Implications to the Carajás Domain mesoarchean evolution.

ABSTRACT

The Xingu Complex, located in the western area of the Canaã dos Carajás, Carajás Province, is composed of migmatized orthopyroxene-diopside gneiss (ODG) juxtaposed to diopside-hornblende-plagioclase gneiss (DHPG), and with boudins of quartz amphibolites (QA). The geological and geochemical characteristics of the ODG are similar to sodic TTG suites with intermediate HREE content, including: (a) the association of polyphasic orthogneiss with enclaves and leucossome; (b) Na2O content between 4.36 and 4.66%; (c) K2O/Na2O ratio of 0.21

to 0.53; (d) Al2O3 content between 15 and 16%; (e) Yb content of 0.18 to 1.23 ppm; (f) (La/Yb)N

between 12 and 49; (g) Sr/Y of 43 to 168; (h) Nb-Ta and Ti negative anomalies; (i) no significant Sr anomalies; (h) absence of expressive Eu negative anomalies (Eu/Eu* = 0.81 to 2.1). The crystallization of ODG protolith was dated at 3,066 ± 6.6 Ma (U-Pb zircon from mesosome; SHRIMP IIe). Its genesis, in a continental arc environment, was related to magma generated by melting of hydrated metabasalts under conditions compatible with those of the garnet and hornblende stability in the restite. The progressive metamorphism, in granulite facies, was synchronous to the ODG gneissic banding development (S1), followed by the drag folds with

axial foliation of direction between N69W/85SW and N88E/80SE and E-W-trending mylonitic foliation (C1). The first anatetic event occurred at 2,959 ± 15Ma (U-Pb zircon from leucosome; SHRIMP IIe) and reflects the influx of H2O in the shear zones allowing the solidus temperature

decrease and water-assisted partial melting of the ODG. The products of anatexis include patch metatexites and schlieren and schollen diatexites. The data obtained in this work indicates that the Xingu Complex represents a section of the exhumed lower crust, in which are, possibly, recorded evidences of evolution of Mesoarchean orogens developed in ca. 3.0-2.93 and 2.86-2.83Ga, which are likely related to the granitegenesis events recognized in the Canaã dos Carajás area.

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xiv SUMÁRIO AGRADECIMENTOS ... vii SÚMULA CURRICULAR ... ix RESUMO ... xi ABSTRACT ... xiii 1. Introdução... 1

2. Localização da Área de Estudo ... 2

3. Objetivos ... 3

4. Materiais e Métodos ... 4

4.1. Revisão Bibliográfica ... 4

4.2. Trabalho de Campo ... 4

4.3. Estudos Petrográficos ... 5

4.4. Geoquímica de Rocha Total ... 5

4.5. Geocronologia U-Pb SHRIMP IIe ... 6

5. Contexto Geológico Regional ... 7

6. Contexto geológico da região oeste de Canaã dos Carajás ... 15

6.1. Complexo Xingu ... 17

6.1.1. Diopsídio-Hornblenda-Plagioclásio Gnaisse (DHPG) ... 19

6.1.2. Quartzo Anfibolito ... 22

6.1.3. Ortopiroxênio-Diopsídio Gnaisse Granodiorítico a Tonalítico (ODG) ... 24

6.1.4. Migmatitos e Injeções Graníticas ... 31

6.2. Litotipos Instrusivos nos migmatitos do Complexo Xingu ... 38

6.2.1. Diopsídio Norito Pium ... 38

6.2.2. Suite Planalto ... 40

6.2.3. Granito Rio Branco ... 44

7. Geoquímica ... 44

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xv

7.1.1. Classificação Geoquímica ... 44

7.1.2. Geoquímica de Elementos Traço ... 48

7.1.3. Ambiente Tectônico ... 52

7.2. Ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (ODG) e Migmatitos e injeções graníticas (L) ... 56

7.2.1. Classificação geoquímica ... 56

7.2.2. Geoquímica dos Elementos Traço ... 61

8. Geocronologia ... 69

9. Discussões ... 75

9.1. O Complexo Xingu: natureza dos protólitos ... 75

9.2. Metamorfismo e fusão parcial: registro nos migmatitos do Complexo Xingu ... 80

9.3. Considerações sobre a Evolução Tectôno-Metamórfica do Complexo Xingu ... 83

10. Conclusões... 86

11. Referências Bibliográficas ... 88

Anexo I – Mapa Geológico ... 103

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1 1. Introdução

A Província Carajás (Santos, 2003), localizada na porção sudeste do Cráton Amazonas, representa o maior terreno arqueano conhecido da América do Sul. Essa província é atualmente dividida nos domínios Carajás, a norte, e Rio Maria, a sul (Dall’Agnol et al., 2006; Vasquez et

al., 2008).

O Domínio Rio Maria é um exemplo clássico de um terreno granito-greenstone que teve sua evolução restrita ao Mesoarqueano, relacionada à amalgamação de arcos intra-oceânicos (Almeida et al., 2011). O Domínio Carajás apresenta embasamento mesoarqueano de médio a alto grau composto por granulitos, migmatitos e granitoides, além de rochas metavulcânicas. Entretanto, diferencia-se notadamente do Domínio Rio Maria por sua história geológica neoarqueana, registrada pela implantação da Bacia Carajás, vulcano-sedimentar, e pela expressiva granitogênese sin-tectônica em relação ao desenvolvimento de extensas zonas de cisalhamento (Docegeo, 1988; Machado et al., 1991; Ricci et al., 2006; Vasquez et al., 2008; Feio et al., 2013; Dall’Agnol et al., 2005). Contudo, a evolução mesoarqueana do Domínio Rio Maria é melhor documentada que a do Domínio Carajás e esta discrepância inviabiliza a construção de um modelo geotectônico consistente para explicar a relação entre esses domínios.

Migmatitos, agrupados no Complexo Xingu (Silva et al., 1974), têm ampla ocorrência apenas no embasamento mesoarqueano do Domínio Carajás (Fig. 4), mas têm sido alvo de escassos estudos (Docegeo,1988; Machado et al.1991), embora estudo de tais litotipos seja fundamental em antigos blocos cratônicos. Estudos de migmatitos possibilitam o reconhecimento de processos petrogenéticos e tectônicos atuantes na crosta inferior e podem explicar as relações evolutivas entre granulitos, migmatitos e granitoides, assim como os mecanismos de diferenciação e estabilização da crosta continental, de forma análoga ao que é reportado em relação aos migmatitos em terrenos arqueanos da Província Superior (Sawyer, 2008), no Complexo de Itsaq (Nutman et al., 2007) e no Craton do Kapvaal (Kröner et al., 1996),

Assim, esse estudo inclui caracterização geológica e petrográfica e a definição da assinatura geoquímica e isotópica dos migmatitos do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás, no sudeste do Pará, e visa à compreensão de processos envolvidos na gênese dos migmatitos e as implicações destes processos para a definição do ambiente tectônico de formação e exumação desses litotipos. Dessa forma, esse estudo poderá fornecer subsídios para a

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2

compreensão dos eventos tectono-metamórficos atuantes no Mesoarqueano na Província Carajás, contribuindo ao debate sobre o modelo de tectônica vigente no Arqueano (Hamilton et al., 1998; Martin, 1994).

2. Localização da Área de Estudo

A área de estudo se localiza na região sudeste do Pará, no município de Canaã dos Carajás, área de ocorrência dos principais depósitos de cobre e níquel da Província Carajás, como Sossego, Sequeirinho, Vermelho, entre outros. O acesso à região de estudo é feito por meio da estrada PA-150 a partir de Marabá, passando por Parauapebas e seguindo até Canaã dos Carajás. A partir de Canaã dos Carajás, o trajeto é realizado pelas estradas vicinais da PA-150 até a área de estudo (Em laranja; Fig. 1), que se localiza na zona rural do município, a oeste do centro de Canaã dos Carajás (Detalhe no Mapa de Pontos; Anexo 1).

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Fig. 1.a) Mapa do Brasil com localização da Província Carajás; b) mapa da Província Carajás com indicação dos

domínios Carajás (DC), Rio Maria (DRM) e Bacajá (DB); c) localização da Área de Estudo no Estado do Pará com indicação das principais rodovias e municípios vizinhos de Canaã dos Carajás (IPR, 2001).

3. Objetivos

O estudo proposto teve como objetivo principal a identificação de processos petrogenéticos relacionados à evolução do embasamento mesoarqueano do Domínio Carajás, a

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4

partir dos migmatitos que o compõem, visando à compreensão dos eventos tectono-metamórficos atuantes no Mesoarqueano na Província Carajás. Nesse sentido as seguintes metas foram definidas:

a) Reconhecimento do modo de ocorrência, distribuição espacial, relações de contato e tipologia dos migmatitos aflorantes na porção oeste de Canaã dos Carajás, em uma área de aproximadamente 450 km2;

b) Identificação de paragêneses minerais relativas às relíquias ígneas, ao metamorfismo progressivo e retrógrado e aos eventos hidrotermais registrados nos litotipos presentes na área; d) Definição das assinaturas geoquímicas e das idades de eventos magmáticos e metamórficos.

4. Materiais e Métodos

4.1. Revisão Bibliográfica

A revisão bibliográfica, realizada ao longo do desenvolvimento da pesquisa, enfatizou o contexto geológico da Província Carajás. Além disso, a pesquisa bibliográfica abordou aspectos específicos sobre a petrogênese de rochas arqueanas da série TTG (Tonalitos, Trondhjemitos e Granodioritos). Dentre estes aspectos, destacam-se as características macroscópicas e microscópicas de rochas ortoderivadas metamorfisadas e parcialmente fundidas em regime de alta tensão e os métodos geoquímicos e geocronológicos adequados a estudos de processos de migmatização.

4.2. Trabalho de Campo

O trabalho de campo foi realizado em uma etapa entre os dias 18 e 29 de julho de 2012. Durante os 11 dias de mapeamento foram descritos 82 afloramentos, discriminados no mapa de pontos em do Anexo II. As siglas utilizadas na identificação dos pontos correspondem às iniciais dos nomes dos membros das equipes de campo (Tabela 1). Nos afloramentos, a caracterização macroscópica dos litotipos foi realizada, considerando aspectos relativos a morfologia dos corpos e sua composição mineral. Quando possível, relações de contato entre os litotipos foram verificadas e dados estruturais foram coletados. O mapa geológico, em anexo, foi confeccionado a partir da compilação com dados do mapeamento realizado pela CPRM em 2008, na escala

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1:1.000.000. Imagens SRTM foram utilizadas para auxiliar na definição de contatos, geometria dos corpos e estruturas.

Tabela 1 - Equipes de Campo

Sigla (Pontos) Equipe de Campo

MC (0-4) Marco A. Delinardo da Silva e Dra.

Carolina P. Natividade Moreto

CMS (0-22) Dra. Carolina P. Natividade Moreto, Marco

A. Delinardo da Silva e Soraya Damasceno

SM (0-55) Soraya Damasceno e Marco A. Delinardo

da Silva

4.3. Estudos Petrográficos

A petrografia de luz transmitida e refletida foi realizada em cerca de 40 seções delgadas e 5 seções delgadas-polidas confeccionadas na Universidade de São Paulo. Destas 45 seções, 3 são do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse, 13 são de leucossomas e de veios graníticas, 5 são do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse, 10 são da Suíte Planalto e 7 são do Granito Rio Branco. As analises foram realizadas no Laboratório de Microscopia do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, objetivando à caracterização de associações minerais, paragênesese suas relações de blastese com as microestruturas, assim como aspectos texturais e evidências de passagem, extração ou aprisionamento de um fundido silicático e de reações metamórficas progressivas e retrometamórficas.

4.4. Geoquímica de Rocha Total

As amostras para estudos litoquímicos foram coletadas de acordo com os critérios definidos por Grant & Olsen (1991) e Best (2003). Dessa forma, 14 amostras dos litotipos do Complexo Xingu foram coletadas, de acordo com a disponibilidade nos afloramentos. Dentre eles estão: 3 amostras do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse; 1 amostras do quartzo anfibolito; 3 amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse; e 7 amostras do leucossoma e de veios graníticos. As amostras coletadas foram trituradas em um britador de mandíbulas e quarteadas no Instituto de Geociências da UNICAMP. Cerca de 100 g de cada amostra foram pulverizadas em

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moinho de ágata até aproximadamente 200 mesh. Essa fração fina foi novamente quarteada e uma alíquota de dois quartos (aproximadamente 50g) foi encaminhada para a análise no Laboratório Acme, em Vancouver, Canadá.

Os elementos maiores e menores foram analisados no Espectrômetro de Emissão com Plasma Indutivamente Acoplado (Inductively Coupled Plasma Emission Spectrometry, ICP-ES), enquanto elementos traço e terras raras foram quantificados em Espectrômetro de Massa com Plasma Indutivamente Acoplado (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, ICP-MS), após fusão com metaborato/tetraborato de lítio e digestão com ácido nítrico. A determinação de metais preciosos e de base e dos farejadores destes metais no ICP-MS foi realizada em 0,5 g de amostra lixiviada com água régia a 95 °C. Os voláteis foram determinados na perda ao fogo por sinterização a 1000 °C e o total de carbono e enxofre pela combustão em forno de indução com alta frequência (técnica LECO; Buccianti & Prati, 1994).

A avaliação da qualidade dos dados geoquímicos foi feita com base nos critérios definidos por Hollinson (1993) e o tratamento dos dados foi efetuado no programa Microsoft Office Excell 2007 e no programa livre GCDkit 3.0 (Janousek et al., 2006). A normalização dos elementos, quando necessária, foi realizada a partir dos dados de Nakamura (1974), de Sun et al. (1980) e de Sun & McDonough (1989).

4.5. Geocronologia U-Pb SHRIMP IIe

Concentrados de zircão foram extraídos de duas amostras dos migmatitos do Complexo Xingu relativas ao ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (CMS22P) e ao leucossoma (SM46N). A separação do zircão foi realizada por meio de métodos gravimétricos e magnéticos convencionais nos laboratórios de Preparação de Amostras e de Concentração de Minerais do Instituto de Geociências da Universidade de Campinas.

As análises geocronológicas foram realizadas no Laboratório de Geocronologia de Alta Resolução (LGAR) do Centro de Pesquisa em Geocronologia, Universidade de São Paulo, Brasil.

Os concentrados foram enviados para o LGAR da Universidade de São Paulo, onde foi feita a montagem (mounts) dos grãos de zircão juntamente ao padrão TEMORA em epóxi e polimento até que seções quasi-centrais fossem atingidas. Após a metalização com ouro, os

mounts polidos foram examinados com o microscópio de varredura eletrônica FEI-QUANTA

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usadas nas analise de CL foram: corrente de emissão de 60µm; voltagem de aceleração de 15kV, feixe de abertura de 7µm, tempo de aquisição de 200µs e resolução de 1024x884. Os mesmos

mounts foram posteriormente analisados pela técnica isotópica U-Pb usando o SHRIMP-IIe no

LGAR seguindo os procedimentos analíticos apresentados por Williams (1998). Correções para Pb comum foram feitas com base no conteúdo de 204Pb medido. O erro típico para o componente

206Pb/238U foi menor que 2% e a abundância de urânio e as razões U/Pb foram calibradas em

relação o padrão TEMORA. O cálculo das idades foi feito com o software Isoplot© 3.0 (Ludwing, 2003).

5. Contexto Geológico Regional

A Província Carajás (Figura 2), limitada ao norte, sul e oeste por rochas paleoproterozóicas (Domínio Bacajá, Domínio Santana do Araguaia, Província Amazônia Central) e ao leste por unidades neoproterozóicas (Província Tocantins; Cordani et al., 1984; Tassinari, 1996; Tassinari & Macambira, 1999), foi subdividida nos domínios Carajás e Rio Maria (Santos, 2003). O limite entre esses dois domínios foi atribuído a uma falha de direção geral E-W localizada a norte da cidade de Sapucaia (Dall’Agnol et al., 2006).

O Domínio Rio Maria (Figura 3) teria evoluído em margem ativa intraoceânica entre 3,05 Ga e 2,90 Ga e entre 2,88 Ga e 2,82 Ga (Souza et al., 2001; Santos, 2003; Vasquez et al., 2008). É constituído por sequências metavulcano-sedimentares do tipo greenstone belt com unidades máfico-ultramáficas basais, recobertas por rochas vulcânicas intermediárias a ácidas e sedimentos clásticos e químicos que são seccionadas por complexos intrusivos acamadados máfico-ultramáficos, tonalitos, trondhjemitos, granodioritos e leucogranitos (Docegeo, 1988; Barbosa & Lafon, 1996; Leite et al., 2004; Dall’Agnol et al., 2006; Vasquez et al., 2008; Almeida et al., 2011). Estas unidades metavulcano-sedimentares apresentam foliação penetrativa E-W a WNW-ESE e paragênese metamórfica de fácies xisto verde a anfibolito (Souza et al., 1990).

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Fig. 2. Províncias Geocronológicas do Cráton Amazonas (Santos 2000; 2006; Vasquez et al., 2008)

No primeiro evento evolutivo (ca. 3,05-2,90Ga), a fusão do manto empobrecido teria gerado lavas almofadadas komatiíticas e tholeiíticas dos greenstone belts representados pelos grupos Gradaús, Serra do Inajá, Babaçu e Lagoa Seca (ca. 3,05-2,90 Ga, U-Pb em zircão; Sm-Nd em rocha total; Pimentel & Machado, 1994; Macambira & Lafon, 1995; Macambira & Lancelot, 1996; Tassinari et al., 2005, Rolando & Macambira, 2003) e dos complexos máfico-ultramáficos acamadados Serra Azul e Guará-Pará (2,97 Ga; U-Pb em zircão; Macambira et al., 1986; Pimentel & Machado, 1994). Neste evento, o magmatismo trondhjemítico, resultante da fusão da crosta oceânica em subducção, gerou os tonalitos Caracol, Arco Verde e Mariazinha e o Trondhjemito Mogno em ca. 2,96 a 2,93 Ga (U-Pb em zircão; Macambira & Lancelot, 1996; Almeida et al., 2011), além de magmatismo granítico potássico (Granito Guarantã; 2,93 Ga; Pb-Pb em zircão; Althoff, 1997; 1998), sin a tardi-orogênico em relação à amalgamação dos arcos intraoceânicos desenvolvidos neste período.

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Fig. 3.a) Mapa do Brasil com localização da Província Carajás no estado do Pará. O detalhe da Província Carajás

motra sua subdivisão nos domínios Carajás (DC), a norte, e Rio Maria, a sul (DRM) e o limíte com o Domínio Bacajá (DB); b) Mapa Geológico do Domínio Rio Maria (compilado de Vasquez et al., 2008; Oliveira et al., 2009; Almeida et

al., 2011).

O segundo evento (2,88-2,82 Ga) é representado predominantemente por magmatismo trondhjemítico (Tonalito Parazônia, Trondhjemito Água Fria; 2,87-2,86 Ga; U-Pb em zircão; Pimentel & Machado, 1994; Leite et al., 2004) e sanukitóide (granodioritos Rio Maria e Cumaru; 2,88-2,82 Ga; Pb-Pb em zircão; Lafon & Scheller, 1994; Macambira & Lancelot, 1996; Dall’Agnol et al., 2006; Oliveira et al., 2009). Os sanukitóides refletem, de acordo com Oliveira

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et al. (2009), o metassomatismo prévio do manto sublitosférico devido ao processo de subducção

do primeiro evento. Neste segundo evento, magmatismo komatiítico a toleiítico máfico-ultramáfico é representado pela sequência greenstone belt do Grupo Tucumã (2,87 Ga; Pb-Pb em zircão; Huhn et al., 1986; Avelar et al., 1999; Macambira et al., 1997).

Os leucogranitos Mata Surrão, Xinguara e Rancho de Deus (2,88-2,87 Ga; Pb-Pb em zircão; Lafon et al., 1994; Barbosa & Lafon, 1996; Leite et al., 2004) representam unidades cálcio-alcalinas sin-colisionais relacionados ao fim do ciclo orogênico no Domínio Rio Maria.As unidades mesoarqueanas são recobertas por sedimentos plataformais sideriano-riacianos (Grupo Rio Fresco) e por sedimentos continentais imaturos riaciano-orosinianos (formações Gorotire e Castelo dos Sonhos) e seccionadas por granitos do tipo A de ca. 1.88 Ga (Cunha et al., 1984; Macambira et al., 1986; Dall’Agnol et al., 1999; 2005; Santos e Pena Filho, 2000; Dall’Agnol & Oliveira, 2007).

O Domínio Carajás apresenta embasamento composto por ortognaisses migmatíticos, granulitos e fatias de terrenos greenstone belt do Mesoarqueano Médio cortados por granitoides do Mesoarqueano Superior (Silva et al., 1974; Docegeo, 1988; Machado et al., 1991; Vasquez et

al., 2008; Moreto et al., 2011; Feio et al., 2012; Moreto, 2013; Figura 4). O embasamento é

recoberto pelas unidades metavulcano-sedimentares neoarqueanas da Bacia Carajás e cortado por suítes intrusivas félsicas e máficas neoarqueanas e plútons graníticos paleoproterozóicas (Gibbs

et al., 1986; Wirth et al., 1986; Docegeo, 1988, Machado et al., 1991; Dall’Agnol et al., 2005;

Vasquez et al., 2008).

As rochas do embasamento constituem corpos alongados na direção E-W e apresentam foliação gnáissica transposta por zonas de cisalhamento regionais de direção E-W a WNW-ESE (Araújo et al., 1998; Pinheiro & Holdsworth, 2000). Estas rochas foram inicialmente agrupadas no Complexo Xingu (Silva et al., 1974), que compreende granulitos, gnaisses, migmatitos, granitoides diversos, faixas de greenstone belts e complexos básicos e ultrabásicos (Silva et al., 1974; DOCEGEO 1988) e no Complexo Pium, consituído por granulitos máficos predominantemente (Pidgeon et al., 2000).

Posteriormente, Feio et al. (2013), Moreto et al. (2011) e Moreto (2013) individualizaram algumas unidades de granitoides variavelmente deformados antes atribuídas ao Complexo Xingu, relacionando-as a três eventos magmáticos e/ou tecno-metamórficos.

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No primeiro evento, entre ca. 3,05 e 3,0 Ga, teriam se formado os protólitos do Complexo Pium (ca. 3,0 Ga; U-Pb em zircão; Pidgeon et al., 2000), também denominado de Ortogranulito Chicrim-Cateté (Ricci et al., 2006; Vasquez et al., 2008), o Tonalito Bacaba (ca. 3,0 Ga; U-Pb em zircão; Moreto et al., 2011) e o Granito Sequeirinho (ca. 3,0 Ga, U-Pb em zircão; Moreto, 2013).

No segundo evento (ca. 2,95-2,93 Ga), cristalizaram-se os monzo e sienogranitos cálcio-alcalinos da unidade Granito Canaã dos Carajás (2,95-2,92 Ga, U-Pb em zircão; Feio et al., 2013) e as primeiras rochas da unidade Trondhjemito Rio Verde (2,93 Ga, U-Pb em zircão; Feio et al., 2013). O Granito Canaã dos Carajás apresenta foliação milonítica com direção geral E-W, mergulho para sudeste e indicadores cinemáticos que evidenciam movimentação inversa com topo para noroeste (Feio et al., 2013). O Trondhjemito Rio Verde apresenta bandamento de direção E-W e N-S em função de dobras com eixos verticais e subverticais com mergulho para leste (Feio et al., 2013).

O último evento relacionado à configuração do embasamento é representado por metamorfismo de médio a alto grau registrado em migmatitos e gnaisses do Complexo Xingu na região de Curionópolis (ca. 2,86 Ga; U-Pb em zircão; Machado et al., 1991) e de alto grau no Ortogranulito Chicrim-Cateté (ca. 2,86 Ga; U-Pb em zircão; Pidgeon et al., 2000, Vasquez et al., 2008). Feio et al. (2013) atribuiu a este evento a cristalização do Granito Serra Dourada (ca. 2,85-2,83 Ga; U-Pb em zircão), das rochas bandadas monzo e sienograníticas alcalinas a cálcio-alcalinas da unidade Granito Cruzadão (ca. 2,86-2,85 Ga; U-Pb em zircão; Feio et al., 2013), dos granodioritos e tonalitos do Complexo Tonalítico Campina Verde (ca. 2,87-2,85 Ga; U-Pb em zircão; Feio et al., 2013) e das rochas mais jovens do Trondhjemito Rio Verde (ca. 2,86 Ga;U-Pb em zircão; Feio et al., 2013).

Adicionalmente, monzo e sienogranitos cálcio-alcalinos bandados e milonitizados atribuídos ao Granito Bom Jesus (Feio et al., 2013) refletem uma evolução cronológica mais complexa, com idades U-Pb entre 3,05 Ga e 2,83 Ga (Feio et al., 2013), de modo análogo ao das rochas do Trodhjemito Rio Verde. Feio et al. (2013) consideram que os cristais datados não são herdados e os cristais antigos apresentam domínios internos e externos. Desta forma, pode haver alguma relação entre o metamorfismo de fácies anfibolito a granulito registrado por Machado et

al. (1991) e Pidgeon et al. (2000) no Complexo Xingu e no Ortogranulito Chicrim-Cateté e a

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Fig.4.a) Mapa do Brasil com indicação da Província Carajás; b) mapa da Província Carajás mostrando sua

subdivisão nos domínios Carajás (DC), a norte, e Rio Maria, a sul (DRM) e o limite com o Domínio Bacajá (DB); c) Mapa Geológico do Domínio Carajás da Província Carajás e domínios limítrofes (compilado de Vasquez et al., 2008 e Feio et al. 2013).

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A Bacia Carajás foi preenchida por sequências metavulcano-sedimentares do Grupo Rio Novo e do Supergrupo Itacaiúnas (2,76-2,73 Ga; U-Pb e Pb-Pb em zircão; Machado et al., 1991; Trendall et al., 1998; Galarza & Macambira, 2002) que são parcialmente recobertas por rochas metassedimentares da Formação Águas Claras (2,70 a 2,64 Ga; U-Pb em zircão; Dias et al., 1996; Mougeout et al., 1996).

O Grupo Rio Novo e as unidades basais do Supergrupo Itacaiúnas, os grupos Salobo e Pojuca, são compostos por paragnaisses, anfibolitos, metabasaltos tholeiíticos, metagrauvacas, metarcóseos, xistos pelíticos, e formações ferríferas bandadas em fácies xisto verde e anfibolito (Hirata et al., 1982; Docegeo, 1988). As unidades superiores do Supergrupo Itacaiúnas, os Grupos Grão Pará e Igarapé Bahia, são compostos por basaltos intercalados a riolitos, rochas vulcanoclásticas, sedimentares clásticas e formações ferríferas bandadas que são cortadas por soleiras e diques de gabros e dioritos (Docegeo, 1988; Zucchetti, 2007). A Formação Águas Claras é composta por metaconglomerados, metarenitos, mármores dolomíticos, filitos carbonosos, quartzitos sericíticos que refletem uma sedimentação marinha a fluvial (Nogueira et

al., 1995).

O magmatismo neoarqueano é caracterizado pela colocação do Complexo Acamadado Mafico-Ultramáfico Luanga (2,76 Ga; U-Pb em zircão; Machado et al., 1991) e da Suíte Intrusiva Cateté (2,77 Ga; U-Pb em zircão, Lafon et al., 2000) e pela colocação dos suítes graníticas alcalinas sin-tectônicas em relação às zonas de cisalhamento transcorrentes (Plaquê, Planalto, Estrela, Igarapé Gelado e Serra do Rabo; ca. 2,76-2,74 Ga; Huhn et al. 1999, Avelar et al. 1999, Barbosa, 2004, Sardinha et al. 2006, Barros et al., 2009, Feio et al. 2012a), intensamente deformadas. Granitos peralcalinos a meta-aluminosos (Old Salobo e Itacaiúnas; 2,57 Ga; Machado et al., 1991; Souza et al., 1996) apresentam ocorrência restrita no Domínio Carajás. Noritos, gabros e dioritos que afloramna região do Rio Pium, agrupados por Vasquez et al. (2008) na unidade Diopsídio Norito Pium (2.735±5 Ma; U–Pb em zircão; Feio et al., 2012) são também relacionados ao magmatismo neoarqueano e coevos à colocação dos granitos alcalinos.

O magmatismo paleoproterozóico no Domínio Carajás (ca. 1,88 Ga) é representado pelos granitos do tipo A alcalino a subalcalinos Central de Carajás, Young Salobo, Cigano, Pojuca, Breves e Rio Branco (Machado et al. 1991, Dall'Agnoll et al. 1994, Tallarico 2003).

O Domínio Carajás apresenta evolução estrutural complexa relacionada ao intenso metamorfismo dinâmico promovido pelo desenvolvimento de zonas de cisalhamento reativadas

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durante o Neoarqueano, motivo pelo qual o domínio fora denominado de Cinturão de Cisalhamento Itacaiúnas por Araújo et al. (1988). O Domínio Carajás também difere do Domínio Rio Maria pela granitogênese sin-tectônica em relação ao desenvolvimento de zonas de cisalhamento em ca. 2,74 Ga e pela instalação da Bacia Carajás durante o Neoarqueano (ca. 2,76 Ga).

Contextos geotectônicos distintos foram propostos para a instalação da bacia, associada à abertura de um rifte continental em ambiente intracontinental (Wirth et al., 1986, Gibbs et al. 1986, Docegeo, 1988, Tallarico et al. 2005) ou desenvolvida em ambiente de arco vulcânico associado à subducção de placa oceânica (Dardenne et al. 1988, Meirelles & Dardenne 1991, Teixeira & Eggler, 1994). Nos dois modelos, a bacia vulcano-sedimentar teria sido tectonicamente invertida devido à deformação transpressional e transtensional subsequente.

Os domínios Carajás e Rio Maria podem ter compartilhado uma evolução comum até o Mesoarqueano (Dall’Agnol et al., 2006; Pinheiro et al., 2013). No entanto, Feio et al. (2012) sustentam que a evolução dos domínios Carajás e Rio Maria foi distinta com base na curva de evolução do Nd que mostra idades modelo mais antigas para o Domínio Carajás (3,2 a 3,0 Ga) em relação àquelas do Domínio Rio Maria (3,0 e 2,9 Ga). Feio et al. (2012a) também consideram que o magmatismo granítico neoarqueano (e.g. Granito Planalto) é semelhante ao gerado em zonas quentes na crosta inferior, devido a processos tectônicos colisionais.

Segundo Teixeira et al. (2010), colisão continental em ca. 2,74 Ga seria responsável pela justaposição dos domínios Rio Maria e Carajás. No entanto, de acordo com Pinheiro & Holdsworth (2000), a colagem dos dois blocos tectônicos teria sido prévia à instalação da Bacia Carajás, ocasionando transpressão sinistral entre 2,85 e 2,76 Ga. Ainda segundo esses autores, esse evento colisional teria sido seguido por um evento de transtensão destral, responsável pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento Cinzento e Carajás, contemporâneas à sedimentação da Bacia Carajás e ao magmatismo neoarqueano. Após a inversão em 2,6 Ga ou 2,7 Ga (Domingos, 2009), eventos de transtensão seriam registrados em 1,9 Ga, contribuindo para a colocação dos plútons graníticos paleoproterozóicos.

Adicionalmente, Pinheiro et al. (2013) atribuiu a evolução tectônica e estrutural do Domínio Carajás a encurtamento crustal associado a um vetor de convergência de NNE para SSW que produziu foliação WNW-ESE, dobramento e falhamentos reversos e transcorrentes. As zonas de cisalhamento de Carajás, Cinzento e Canaã seriam associadas à transpressão sinistral de

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direção E-W, gerando faixas deformadas, ao longo das quais houve colocação de granitos sin-tectônicos em ca. 2,74 Ga. Grandes zonas de transcorrência rúpteis-dúcteis de direção NE-SW, comparáveis ao tipo R do cisalhamento de Riedel, seriam responsáveis pela feição sigmóidal da Bacia Carajás (Pinheiro et al. 2013).

6. Contexto geológico da região oeste de Canaã dos Carajás

No mapeamento geológico realizado na zona rural de Canaã dos Carajás, o Complexo Xingu, constituído por gnaisses, migmatitos e lentes subordinadas de anfibolitos, se distribui por mais de 50% da área mapeada (Fig. 5; Anexo I).

Os demais litotipos reconhecidos na região são intrusivos no Complexo Xingu. Entre esses, a Suíte Planalto é representada por um lacólito monzogranítico ductilmente deformado em zonas de cisalhamento ENE-WSW. Estas zonas de cisalhamento são envolvidas por halos de alteração potássica distal e de alteração sódica-cálcica com silicificação proximal. O Diopsídio Norito Pium ocorre como uma soleira alongada, balizada por lineamentos de direção aproximadamente E-W (Fig. 5; Anexo I: Mapa Geológico). Esta unidade é composta na área de estudo por quartzo noritos e diabásios. A relação de contato entre o Diopsídio Norito Pium e a Suíte Planalto é incerta e ambos não estabelecem contato com o Granito Rio Branco, intrusivo no embasamento.

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6.1. Complexo Xingu

Na região oeste de Canaã dos Carajás, o Complexo Xingu é constituído por diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e quartzo anfibolito intercalados a ortopiroxênio-diopsídio gnaisse granodiorítico a tonalítico, variavelmente migmatizado (Fig. 6). O ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e os migmatitos são predominantes na área estudada, ao passo que o ortopiroxênio- diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse ocorre como corpos tabulares métricos envolvidos pelo ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (Fig. 6a)

Ambos apresentam foliação gnáissica (S1) espaçada e paralela que localmente desenvolve

dobras fechadas a isoclinais com plano axial (S2) e eixo verticais. A foliação S2 é paralela ao

bandamento gnáissico e apresenta atitude variável entre N69W/85SW e N88E/88SE (Fig. 6b). As foliações S1/S2 são transpostas por zonas de cisalhamento verticais com direção geral EW que

desenvolvem localmente nos migmatitos uma foliação milonítica (C1) de atitude N88E/80SE com

lineação direcional (Fig. 6b). Falhas de atitude N24E/60SE e lineação oblíqua (N72W/50SE) representam o evento deformacional mais novo (Fig. 6b). O quartzo anfibolito ocorre em faixas pouco espessas (até 30 cm) ou lentes encaixadas no bandamento gnáissico do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e do ortopiroxênio-diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse, constituindo boudins no interior das bandas de cisalhamento (Fig. 6a).

Particularmente no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (mesossoma), os produtos da migmatização são morfologicamente distintos e incluem desde metatexitos com estrutura patch a diatexitos com estrutura schlieren e schollen. Os patch metatexitos apresentam bolsões discretos de leucossoma no interior das bandas quartzo-feldspáticas do mesossoma. Por sua vez, os

schlieren diatexitos são caracterizados por intercalações entre espessos bolsões graníticos

(leucossoma) e faixas melanocráticas delgadas constituídas predominantemente por biotita (melanossoma; Fig. 6c), nos quais o mesossoma não está mais presente.

Bolsões graníticos, encaixados ao longo das foliações S1/S2 e das zonas de cisalhamento,

envolvem de forma discordante fragmentos do mesossoma, caracterizando a estrutura do tipo

schollen (Fig. 6d). Estes bolsões graníticos extravasam o limite do mesossoma e também

interceptam o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e o quartzo anfibolito. Nesse contexto, eles caracterizam veios graníticos injetados em anisotropias presentes nestas rochas. A foliação milonítica se destaca no leucossoma dos migmatitos e nas injeções graníticas.

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Fig. 6.a) Diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (DHPG) e boundins de quartzo anfibolito (QA) em contato

abrupto com o ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e leucossomas foliados (Afloramento SM43); b) esquema da evolução detalhando a relação entre o bandamento gnáissico (S1), a foliação plano-axial (S2), relacionada as dobras fechadas

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a isoclinais com eixo vertical, e as zonas de cisalhamento de direção geral EW (Afloramento SM36); c) exemplar de schlieren diatexito demostrando as finas camadas de melanossoma rico em biotita envolvendo bolsões de leucossoma granítico (SM11); d) placas do mesossoma envolvidas por leucossoma de granulação grossa, caracterizando estrutura schollen (Afloramento SM36); e) melanossoma rico em hornblenda delimitando a interface entre leucossoma quartzo-feldspático e o mesossoma, no caso representado pelo diopsídio-plagioclásio-hornblenda gnaisse (Afloramento SM36).

No diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse a migmatização é local e caracterizada por faixas ricas em hornblenda ao longo da interface entre suas bandas quartzo-feldspáticas e máficas, definindo uma estrutura estromática (Fig. 6e). Os migmatitos, principalmente os

schollen diatexitos e as injeções graníticas são volumetricamente predominantes nos

afloramentos do Complexo Xingu encontrados na região.

6.1.1. Diopsídio-Hornblenda-Plagioclásio Gnaisse (DHPG)

O diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse ocorre essencialmente como matacões variavelmente basculados. Apresenta bandamento espaçado e paralelo definido por bandas melanocráticas (Fig. 7a), essencialmente máficas, com até 15 cm de espessura compostas por plagioclásio (40%), quartzo (35%) e hornblenda (15%) e quantidade menor de diopsídio (7%), magnetita (1%) e biotita (2%). Estas bandas se intercalam a bandas leucocráticas concordantes com composição quartzo-feldspática mais finas e com até 5 cm de espessura (Fig. 7a). O contato entre essas bandas é abrupto. No afloramento SM36, a interface entre duas bandas máficas e uma banda félsica é marcada por uma concentração maior de cristais de hornblenda. Esta feição indica uma estrutura estromática típica, na qual o leucossoma, alojado em seu sítio de formação (in

situ), está em contato com o melanossoma e o mesossoma. O bandamento destes gnaisses

apresenta dobras fechadas com plano-axial e eixo verticais. Estas anisotropias apresentam injeções graníticas de granulação grossa que localmente envolvem fragmentos do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (Fig. 7b).

As bandas máficas apresentam textura foliada e uma ditribuição bimodal dos grãos, formando uma matriz fina composta por quartzo e plagioclásio e domínios ricos em hornblenda. Nestes domínios de clivagem são observadas duas gerações de hornblenda. A primeira (Hbl1)

ocorre como porfiroblastos subidioblásticos a xenomórficos, orientados ao longo de uma foliação contínua e paralela e a segunda (Hbl2) é representada por cristais finos xenomórficos observados

principalmente nas bordas dos cristais de diopsídio (Fig 7c). Os porfiroblastos de hornblenda apresentam inclusões finas de magnetita que definem uma foliação interna paralela à foliação

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externa. A matriz fina é composta por arranjos poligonais de cristais de quartzo e plagioclásio que definem textura granoblástica. Os ângulos diedrais entre os cristais variam entre 60º e 120º (Fig. 10a-b). Os cristais de quartzo apresentam extinção reta em geral. No plagioclásio é comum observar a extinção ondulante e a presença de geminações cônicas da borda ao centro dos cristais.

Fig. 7. Características do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (DHPG). (a); Foto do afloramento SM36

acompanhada de sua representação esquemática a direita. O esquema destaca a maneira como as injeções graníticas envolvem o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse; (c) Dobra fechadas no DHPG envolvidas por injeções graníticas colocadas ao longo da foliação plano-axial; (d) Porfiroblastos de hornblenda (Hbl1) envolvidos por

cristais de diopsídio e plagioclásio globulares. Os cristais de diopsídio são substituídos pela segunda geração de hornblenda (HBl2; seção delgada SM41R; luz transmitida e polarizadores descruzados).

A interface entre a matriz e os porfiroblastos de hornblenda (Hbl1) é marcada pela

presença de cristais muito finos de diopsídio, quartzo e plagioclásio que definem localmente simplectitos de reação globulares e lamelares próximo às bordas da hornblenda (Fig. 8). Neste contato, a geometria das bordas dos cristais é interlobada a amebóide (Fig. 8; 9a-d). O diopsídio também ocorre como cristais finos a médios que apresentam contato curvado com as duas gerações de hornblenda. No entanto, nota-se a migração da borda do diopsídio sobre a primeira

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geração e o inverso em relação à segunda geração (Fig. 8; 9a-d). A biotita substitui as fases máficas ao longo de seus limites, migrando para o interior dos cristais. Apresenta pleocroísmo marrom avermelhando típico de fases ricas em titânio, cristalizadas a maiores temperaturas. Na seção SM36R, a biotita ocorre ao longo de uma foliação espaçada oblíqua à foliação definida pelos cristais de diopsídio (Fig. 9c). Nesta seção a textura simplectítica na hornblenda (Hbl1) não

é típica. A hornblenda (Hbl1) ocorre com inclusões nos cristais de diopsídio que tem conteúdo

maior nesta rocha (Fig 9d).

As bandas félsicas não foram amostradas para a petrografia em função da espessura muito fina. Como a Fig. 7a e o croqui mostram, estas bandas podem ser descontínuas, formando lentes delgadas entre as bandas máficas.

Fig. 8. Detalhe da textura de substituição que os cristais de diopsídio e plagioclásio desenvolvem na primeira

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Fig. 9. Feições microestruturais das bandas máficas do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse. (a) Extinção

ondulante e deformação das geminações nos cristais de plagioclásio (Secção SM51R). A foliação nesse litotipo é definida pela orientação dos cristais da primeira geração de hornblenda, que são em geral envolvidos pelo diopsídio (fotomicrografia em luz transmitida com polarizadores cruzados); (b) textura granoblástica definida pelos limites poligonais entre os cristais de quartzo e plagioclásio (Secção SM51R; fotomicrografia em luz transmitida com polarizadores cruzados); (c) secção SM36R exibindo uma segunda foliação discreta delineada pela orientação dos cristais de biotita (Secção SM36R), que substituem a hornblenda (Hbl2) da segunda geração (fotomicrografia em luz

transmitida com polarizadores descruzados); (d) cristais de diopsídio com inclusão de hornblenda (Hbl1), substituídos

por cristais de hornblenda (Hbl2) e biotita (Seção SM36R; fotomicrografia em luz transmitida com polarizadores

descruzados).

6.1.2. Quartzo Anfibolito

O quartzo anfibolito ocorre em lentes, com em média 10 cm de espessura, encaixadas no bandamento do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e como enclaves angulosos envolvidos por injeções graníticas (Fig. 10a). Localmente estas rochas formam boudins no interior do bandamento gnáissico transposto pela foliação milonítica (rever Fig. 6). Essa rocha é composta por hornblenda (cerca de 45%), plagioclásio (cerca de 30%), quartzo (10%) e por pequenas quantidades de biotita, magnetita e apatita (cerca de 15%). A rocha

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apresenta textura foliada, na qual cristais grossos e subidioblásticos de hornblenda estão inseridos em uma matriz composta essencialmente por cristais de plagioclásio e quartzo (Fig 11b).

Os cristais de hornblenda definem uma foliação suave, contínua e paralela (Fig. 11b). A exsolução de opacos e quartzo pode ser observada no interior e nas bordas dos cristais de hornblenda, definindo simplectitos globulares (Fig. 11b). No interior dos cristais de hornblenda, as exoluções de magnetita ocorrem ao longo dos planos intracristalinos (Fig. 11b). A hornblenda é localmente envolvida por cristais de biotita que apresentam pleocroísmo marrom avermelhado típico de biotita rica em titânio (Fig. 11b).

Os cristais de plagioclásio são subidioblásticos e apresentam extinção ondulante. A deformação das geminações dos cristais de plagioclásio é comum. As principais feições observadas são (1) geminações cônicas centrípetas ao cristal e (2) dobramentos suaves (Fig. 11c). Os cristais de plagioclásio e quartzo e plagioclásio e biotita apresentam bordas fortemente curvadas entre si (Fig. 11c). Os cristais de quartzo são em geral xenomórficos e apresentam extinção ondulante. Esses apresentam formação de subgrãos sem rotação (Fig. 11c).

Apatita é encontrada nos interstícios dos cristais de quartzo e plagioclásio da matriz. Apresenta extinção reta e é geralmente subidioblástica. As bordas dos cristais de apatita são lobadas no contato com os cristais da matriz e por vezes eles podem ser encontrados como inclusões idioblásticas em cristais de plagioclásio (Fig. 11c).

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Fig. 10.a) (topo) Lentes e corpos tabulares do quartzo anfibolito (QA) inseridos no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse

(ODG) do afloramento SM11; (base) o esquema mostra a relação entre as lentes de quartzo anfibolito (V) com a foliação do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (tracejado) e com leucossomas (+) alojados ao longo da foliação gnáissica; (b) fotomicrografia da secção delgada SM11A na qual, os traços brancos mostram as exoluções internas de magnetita nos cristais de hornblenda e as indicam, respectivamente, simplectitos globulares em hornblenda (Hbl) e cristais de biotita titanífera retrometamórfica (luz transmitida, polarizadores descruzados); (c) microfotografia da seção SM11A (quartzo anfibolito) exibindo a extinção pouco ondulante nos cristais de plagioclásio (Pl) e seus contatos fortemente curvados com cristais de biotita, o aspecto da apatita (Ap) na matriz e como inclusão em Pl e a ocorrência de quartzo globular nas bordas de cristais de hornblenda e como cristais xenomórficos na matriz (luz transmitida, polarizadores cruzados).

6.1.3. Ortopiroxênio-Diopsídio Gnaisse Granodiorítico a Tonalítico (ODG)

O ortopiroxênio-diopsídio gnaisse granodiorítico a tonalítico (ODG) ocorre em matacões com em média 8m3 e lajedos amplos, que são bastante restritos (Fig. 11a). Este litotipo apresenta bandamento composicional espaçado e suave (S1) que localmente apresenta dobras fechadas a

isoclinais (Fig. 11b-c). O bandamento composicional apresenta dobras cilíndricas verticais, fechadas a isoclinais, localmente rompidas em um dos flancos ao longo de bandas de cisalhamento paralelas à sua foliação plano-axial (Fig 11b).

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O ODG é composto por 20 a 25% de quartzo, 50% de plagioclásio, cerca de 10% de ortoclásio, 15% de biotita, 5% de ortopiroxênio, diopsídio e magnetita e até 1% de apatita, zircão, ilmenita, clorita, epidoto e sericita. Os cristais apresentam distribuição seriada e a geometria dos contatos é interlobada (Fig. 12a).

O bandamento composicional dos gnaisses granodioríticos e tonalíticos pode ser subdividido em bandas quartzo-feldspáticas e domínios ricos em bitota. Nos últimos, foram reconhecidas ao menos duas gerações de biotita. A primeira é representada por cristais subedrais muito finos que ocorrem com inclusões em ortopiroxênio, diopsídio, ortoclásio e plagioclásio, nos quais formam estrutura em pinos (pinning structure; Fig. 12b). Esses definem uma foliação interna paralela a S1/S2. A segunda geração de biotita apresenta cristais com extinção ondulante e

dobramentos suaves que apresentam pleocroísmo marrom avermelhado típico de fases ricas em titânio. Esta geração ocorre ao longo destes domínios ricos em biotita substituindo ao longo de contatos curvados a interdigitados os cristais de diopsídio e ortopiroxênio (Fig. 12c).

Os cristais de diopsídio e ortopiroxênio ocorrem com maior frequência no interior destes domínios ricos em biotita. No entanto, ambos também podem ocorrer nas bandas quartzo-feldspáticos, onde desenvolvem contatos côncavos e convexos com as fases presentes (Fig. 12c-d). O diopsídio ocorre como cristais subidioblásticos a xenomórficos médios a grossos localmente fraturados e sem orientação preferencial. Estes substituem o ortopiroxênio ao longo de contato côncavos e convexo a interdigitados e por vezes apresentam inclusões deste mineral.

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Fig. 11.a) Modo de ocorrência do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse no afloramento SM36. Os matacões com em média

8m3 são predominantes e localmente alguns lajedos podem ser observados; (b) Detalhe do ortopiroxênio-diopsídio

gnaisse em um lajedo do afloramento SM36 exibindo dobras fechadas a isoclinais rompidas nos flancos. Leucossomas graníticos (L) envolvem os fragmentos preservados do gnaisse; (c) Detalhe de pequenos bolsões de leucossoma em meio as bandas quartzo-feldspáticas do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (Afloramento SM11).

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Fig. 12. Características microtexturais do gnaisse granodioríticoa tonalítico (ODG) na seção SM11P. (a) Aspecto textural das bandas, respectivamente, mais

abundantes em minerais félsicos e máficos; (b) Primeira geração de biotita (Bt1) inclusa em ortopiroxênio (Opx) e formando pinos em cristais de plagioclásio (Pl);

(c) segunda geração de biotita substituindo cristais de diopsídio (Di) com inclusões de magnetita (Mgt) e ortopiroxênio; (d) Cristais de diopsídio envolvendo e

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Além de biotita, o diopsídio apresenta frequentemente inclusões de magnetita (Fig 12c). Os cristais de ortopiroxênio são subidioblásticos e apresentam pleocroísmo fraco ou ausente. Esses apresentam uma orientação preferencial segundo S1/S2 e também apresentam diversas

fraturas e inclusões de magnetita. Alguns cristais ocorrem inclusos no diopsídio ou isolados nos micrólitons quartzo-feldspáticos, geralmente em contato com cristais de plagioclásio (Fig 12d). Na seção delgada SM39P, os cristais de ortopiroxênio e diopsídio ocorrem muito fragmentados ao longo de uma foliação sutilmente anastomosada espaçada (C1) e são parcialmente substituídos

por cristais de biotita titanífera (II; Fig 13a). A magnetita ocorre como cristais anedrais, majoritariamente concentrados nos domínios da clivagem ricos em biotita, que apresentam limites lobados com os demais minerais presentes. Os cristais inclusos em ortopiroxênio e diopsídio são geralmente subedrais e definem foliação interna paralela a S1/S2 (Fig 12c-d).

Cristais finos de ilmenita se formam nas bordas da magnetita inclusa nos piroxênios. Os cristais de apatita apresentam extinção reta e são subedrais no contato com cristais de biotita e plagioclásio, ou ocorrem como inclusões euedrais em cristais de ortoclásio.

As bandas quartzo-feldspáticas são compostas principalmente por quartzo, plagioclásio e ortoclásio. É possível dizer que nas seções delgadas descritas, as características texturais deste domínio são híbridas, ou seja, uma mistura de texturas metamórficas e ígneas (ver abaixo o tópico Migmatitos e Injeções Graníticas). As amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse coletadas para a petrografia comumente mostram evidências da presença e formação inicial de fundido. Os cristais de plagioclásio têm forma bastante heterogênea. Esta heterogeneidade se dá pela combinação entre a concavidade e, por vezes, a convexidade nos cantos dos cristais (com baixa angulosidade) e os limites lobados em suas fácies. A extinção ondulante e a deformação das geminações nos cristais de plagioclásio são comuns, incluindo a presença de geminações cônicas com vértice voltado para o centro do cristal (Fig 13b).

O ortoclásio forma megacristais xenomórficos a subidioblásticos com inclusões de quartzo, plagioclásio, biotita (Bt1) e apatita. Estes cristais apresentam extinção ondulante e

localmente textura mirmequítica em suas margens, próximo do contato com os cristais de plagioclásio (Fig. 13c-d). Essa textura foi reconhecida alinhada ao bandamento composicional, localmente. Os cristais de quartzo são xenomórficos e apresentam extinção ondulante. Os cristais de quartzo metamórficos ocorrem preservados nos domínios de clivagem em meio aos cristais de biotita (Bt2; Fig.13a)

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Fig. 13. Microestruturas do gnaisse granodiorítico na seção delgada SM39P. (a) fratura dos cristais de diopsídio (Di) e ortopiroxênio (Opx) substituídos por biotita

(II; Bt2) orientados ao longo da foliação sutilmente anastomosada; (b) deformação das geminações e extinção ondulante em cristais de plagioclásio (Pl); (c)

textura mimerquítica entre cristais de ortoclásio (Or); (d) extinção ondulante em megacristais de ortoclásio. Fotomicrografias em luz transmitida com polarizadores cruzados.

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A ocorrência de clorita, epidoto e sericita é local. Esses minerais substituem as demais fases, ou preenchem estruturas rúpteis. Os cristais de plagioclásio são saussuritizados ao longo das faces, planos de clivagem e, por vezes, são completamente substituídos por sericita. Cristais de clinocloro (Mg-Chl) são muito finos e substituem preferencialmente minerais máficos. A chamosita (Fe-Chl) preenche vênulas delgadas que truncam as demais fases presentes e associa-se ao epidoto, que substitui cristais de clinocloro (Fig. 14a). Apatita e zircão ocorrem como inclusão em cristais de ortoclásio. Apatita também ocorre como cristais arredondados com contato lobado com cristais de plagioclásio (Fig 14b-d).

Fig. 14. Fases minerais subordinadas. (a) Vênulas preenchidas por chamosita (Fe-Chl), em vermelho, cortando

cristais de clinocloro (Mg-Chl), associadas a epidoto (Ep), que substituem biotita (seção SM11P); (b) inclusão euedral de apatita (Ap) em ortoclásio (Or) (seção SM39); (c) pequena inclusão de zircão (Zrn) em ortoclásio (Or) (seção SM39); (d) cristal de apatita (Ap) em contato lobado com plagioclásio (Pl; secção SM11P). Fotomicrografias em luz transmitida com polarizadores cruzados.

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31 6.1.4. Migmatitos e Injeções Graníticas

Os migmatitos comumente reconhecidos na área apresentam principalmente estrutura

patch, em placas (schollen) e schlieren.

A estrutura patch é representado por manchas de leucossoma nas bandas quartzo-feldspáticos do bandamento do ortopiroxênio-diopsídio-gnaisse (Fig. 15a). Tal leucossoma apresenta granulação mais grossa e é rico em quartzo, com feldspato subordinado (Fig. 15a). Ao microscópio, estas feições são representadas por bolsões ricos em quartzo e feldspato aprisionados nas junções tríplices entre os minerais ou filmes delgados quartzo-feldspáticos que acompanham seus contatos e localmente os envolvem (Fig 15 b-d). Os bolsões são amebóides e podem ou não apresentar cantos em cúspide, localmente, franjas mimerquíticas se formam em contato com estes bolsões (Fig 15d; 16d). Os bolsões de feldspato migram sobre os cristais de plagioclásio e ortoclásio do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e os consomem quase completamente (Fig 16 a-b). Os bolsões ricos em quartzo apresentam texturas de recristalização, tais como formação de subgrãos e extinção ondulante nos microgrãos neoformados. Estes pequenos sítios relacionados à presença inicial de fundido em meio à estrutura parcialmente preservada dos ortopiroxênio-diopsídio gnaisse permitem clasificar o migmatito com um metatextito (Brown, 1973).

Os migmatitos com estutura schollen apresentam leucossoma e mesosoma, de acordo com os critérios de Mehnert (1968) e Ashworth (1985), e correspondem a diatexitos (Brown, 1973). Nesse contexto, fragmentos dos ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (mesossoma) são envolvidos por bolsões graníticos (leucossoma; Fig. 17b). A ausência de melanossoma e o contato abrupto com o mesossoma mostram que os bolsões graníticos representam leucossomas do tipo in source, representando produtos da cristalização de um fundido anatético que migrou de seu lugar de formação (Fig 17b). Estes bolsões estão inseridos nos planos das foliações S1/S2 (foliação

gnáissica e planos axiais) e nas bandas de cisalhamento de C1. Ao longo dessas estruturas,

principalmente da foliação milonítica, veios graníticos interceptam os demais litotipos intercalados aos mesossoma, incluindo o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e o quartzo anfibolito (Fig 17c-f).

Os schlieren diatexitos são compostos por intercalações de bolsões do leucossoma com granulação grossa e faixas delgadas de melanossoma rico em biotita com granulação fina a média

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(Fig. 17a). Afloramentos dos schollen e schlieric diatexitos ocorrem espacialmente próximos, mas a continuidade entre os dois tipos de diatexitos não foi caracterizada em campo.

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Fig. 15. Texturas relacionadas à formação incial de fundido nos patch metatexitos. (a) Bolsões ricos em quartzo em meio aos microlitons quartzo-fledpáticos do

ODG; (b) Filmes quarzto-feldspáticos em meio aos cristais de ortoclásio (secção SM39P); (c) microfilmes envolvendo cristais de ortopiroxênio fragmentados; (d) Bolsão de quartzo recristalizado entre cristais de feldspato com geometria amebóide e cantos em cúspede. Fotomicrografias em luz transmitida com polarizadores cruzados.

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Fig. 16. Texturas relacionadas à formação inicial de fundido nos patch metatexitos (II). (a) Fusão intracristalina

registrada em cristais feldspato, formando filmes de feldspato; (b) filmes de feldspato e quartzo interdigitados com cristais de plagioclásio e ortoclásio; (c) Cristais de ortoclásio interdigitados a plagioclásio e quartzo formando filmes em cúspede com textura mimerquítica; (d) bolsão de quartzo em junção tríplice entre cristais envolvido por franjas com textura mimerquítica nos cristais de ortoclásio. Fotomicrografias em luz transmitida com polarizadores cruzados.

O leucossoma dos schlieren e schollen diatexitos e os veios graníticos que interceptam o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e o quartzo anfibolito, são composto por quartzo (45%), plagioclásio (40%) e menor quantidade de ortoclásio (cerca de 10%). Os máficos representam em média 4% destes veios e são representados por ortopiroxênio, biotita, clorita, magnetita e, localmente, diopsídio e hornblenda. Os cristais de quartzo, plagioclásio e ortoclásio apresentam distribuição bimodal. A matriz quartzo-feldspática apresenta textura granoblástica, na qual os cristais apresentam contatos poligonais a localmente interlobados entre si. Megacristais de ortoclásio e plagioclásio são envolvidos nesta matriz granoblástica que define embaiamentos nos mesmos (Fig. 18a-b). Estes cristais apresentam extinção ondulante e, no caso do plagioclásio, geminações variavelmente deformadas. Cristais de apatita e zircão (até 1%), que ocorre em aglomerados em meio à matriz constituída principalmente por quartzo e plagioclásio, também

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