UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
GUILHERME FOSTEK DE OLIVEIRA
TECTONIC EVOLUTION OF XAMBIOÁ DOME, ARAGUAIA OROGEN NORTHERN DOMAIN
EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO DOMO GNÁISSICO DE XAMBIOÁ, DOMÍNIO NORTE DO ORÓGENO ARAGUAIA
CAMPINAS 2019
TECTONIC EVOLUTION OF XAMBIOÁ DOME, ARAGUAIA OROGEN NORTHERN DOMAIN
EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO DOMO GNÁISSICO DE XAMBIOÁ, DOMÍNIO NORTE DO ORÓGENO ARAGUAIA
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS.
ORIENTADOR: PROF. DR. VINÍCIUS TIEPPO MEIRA
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO GUILHERME FOSTEK DE OLIVEIRA E ORIENTADA PELO PROF. DR. VINÍCIUS TIEPPO MEIRA
CAMPINAS 2019
Marta dos Santos - CRB 8/5892
Oliveira, Guilherme Fostek,
OL42t OliTectonic evolution of the Xambioá gneissic dome, Araguaia Orogen northern domain / Guilherme Fostek de Oliveira. – Campinas, SP : [s.n.], 2019.
OliOrientador: Vinícius Tieppo Meira.
OliDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.
Oli1. Orogenia. 2. Geologia estrutural. 3. Metamorfismo (Geologia). 4. Geocronologia. I. Meira, Vinícius Tieppo, 1983-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Evolução tectônica do domo gnáissico de Xambioá, domínio norte
do Orógeno Araguaia Palavras-chave em inglês: Orogeny Structural geology Metamorphism (Geology) Geochronology
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências
Banca examinadora:
Vinícius Tieppo Meira [Orientador] Ticiano José Saraiva dos Santos Frederico Meira Falleiros
Data de defesa: 26-08-2019
Programa de Pós-Graduação: Geociências Identificação e informações acadêmicas do(a) aluno(a)
- ORCID do autor: https://orcid.org/0000-0002-8506-0111 - Currículo Lattes do autor: http://lattes.cnpq.br/3665649705280014
TECTONIC EVOLUTION OF XAMBIOÁ DOME, ARAGUAIA OROGEN NORTHERN DOMAIN
EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO DOMO GNÁISSICO DE XAMBIOÁ, DOMÍNIO NORTE DO ORÓGENO ARAGUAIA
ORIENTADOR: Prof. Dr. Vinícius Tieppo Meira
Aprovado em: 26 / 08 / 2019
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Vinícius Tieppo Meira - Presidente Prof. Dr. Frederico Meira Faleiros
Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos
A Ata de defesa com as respectivas assinaturas dos membros, encontra-se disponível no SIGA - Sistema de Fluxo de Dissertação e na Secretaria de
Pós-graduação do IG.
BIOGRAFIA
Guilherme Fostek de Oliveira, nasceu e cresceu em Pariquera-Açu, interior de São Paulo. Concluiu a formação básica na Escola Técnica de Registro, SP (ETEC) em (2011) e formou-se em geologia (2016) pelo Universidade São Judas Unimonte. Durante a graduação realizou o Mapeamento Geológico da Ilha de Santo Amaro (Guarujá-SP) na Iniciação Científica e estagiou na CETESB no ano de 2015. Em seu trabalho de conclusão de concurso, realizou mapeamento do norte da Folha de Socorro SF-23-Y-A-VI-2, estudando a relação entre o embasamento arqueano do Complexo Amparo e rochas metassedimentares do Grupo Itapira. Entrou no ano de 2017 no Programa de Pós-graduação da Universidade Estadual de Campinas, realizando um estudo estrutural e geocronológico do Domo de Xambioá, no Domínio Norte do Orógeno Araguaia.
AGRADECIMENTOS
Primeiramente, gostaria de agradecer, claro, minha mãe, Elisa da Silva, e progenitora de todas os sentimentos bons que carrego comigo. Ela, que dentro de todas as dificuldades pelos quais passamos juntos, sempre esteve lá com um sorriso e quando eu merecia, me fez críticas mais que construtivas. Um obrigado mais que especial ao Edson Porfírio Zanella (meu pai por consideração e amigo por escolha) pelos conselhos e auxílio. Ao meu orientador e amigo dessa jornada de dois anos e meio, Vinícius Tieppo Meira, que mesmo sem me conhecer direito me adotou e acreditou nesse trabalho. Muito obrigado Vini, pelas orientações e puxões de orelha mais que merecidos!
Agradeço ao Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, por me acolher e um agradecimento especial a todos os professores e técnicos do instituto pela constante ajuda. Em especial, à Érica Tonetto e ao Daílton. Um agradecimento especial também aos professores Maria José e Ticiano José Saraiva pela excelente ajuda na platina universal e excelentes contribuições. Ao na Prof.º Giorgio Basilici que contribuiu com importantes questionamentos no processo de escrita. Agradeço também ao Prof.º Frederico Faleiros que me ajudou e muito no tratamento dos dados de eixo C.
À Fapesp pelo financiamento da pesquisa através do projeto 2016/06114-6 e a Capes e à Faepex pela bolsa de mestrado. O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001.
Aos geólogos e amigos que ajudaram demais durante os trabalhos de campo no Araguaia, como o Prof.º Marcos Pires Paixão, Ben McGee, Cauê Rodrigues Cioffi, Gabriel Bueno e Bruna Fernandes. Brigadão gente! Lajedo da Discórdia Team!
Aos amigos (ainda geologada) que de alguma forma estiveram presentes, como o meu querido Fabola (Fabiano Bandeira) pela constante ajuda com o SIG e nas horas de boteco. Ao professor e grande amigo Marcelo Garcia Galé, pelos constantes ensinamentos na geologia e na vida. A professora Samara Cazzoli que me apresentou essa bebida chamada geologia e por isso sou eternamente grato. A professora Elisete Paes pela revisão do inglês e aos amigos e professores Claudio Salazar Mora e Luiz Alberto Zafanni!
A galera da pós-graduação do IG, como Josué Passos, a Lolla, a Raisa Fagundes, Sanny Castro, Poliana Toledo, Robert Muniz, Endell, João Gabriel Motta, João
Pitombeira, Zé Henrique. E mais uma galera que por falta de espaço aqui, agradeço algum dia no bar. E claro, ao Dan (Daniel Martins), meu orientador de mount que esteve presente em todas as etapas deste trabalho, com conselhos geológicos e extra geológicos. E ao irmão que a pós-graduação me deu, o Lucão (Lucas Fracasso), que também esteve comigo em todos as etapas dessa jornada.
O meu mais sincero, contundente e todos os adjetivos existentes na língua portuguesa referentes a gratidão, oBRIGADAÇO!
Um leitor vive mil vidas antes de morrer. O homem que nunca lê, vive apenas uma.
RESUMO
O estudo de domos gnáissicos em orógenos e os processos de exumação que os geram, implicam no entendimento da geodinâmica da cadeia orogênica, podendo assim elucidar estágios evolutivos de determinado orógeno. Tais processos de exumação podem ser agrupados em mecanismos tectônicos como contracionais, direcionais ou extensionais. O Domo Gnáissico de Xambioá apresenta um eixo NW-SE, o que difere dos domos presentes no Orógeno Araguaia que são majoritariamente N-S. As rochas que o constituem são gnaisses granodioriticos a tonalíticos do Complexo Colméia que são envelopados por rochas metassedimentares do Grupo Estrondo. Aliado ao fato de que as condições e idades metamórficas no Orógeno Araguaia ainda serem relativamente desconhecidas, esta dissertação congrega estudos estruturais/microestruturais, análises de vorticidade e eixo-C de quartzo, além de datação em LA-MC-ICPMS U-Pb em zircão e titanita para contribuir na discussão acerca do metamorfismo do orógeno. Estudos estruturais permitiram a hierarquização de três estruturas planares como Sn-1, Sn, Sn+1. A foliação Sn-1 é atestada por
dobras intrafoliais presentes no núcleo dômico de Xambioá e pela foliação interna de porfiroblastos de cianita e titanita em rochas quartzíticas da Formação Morro do Campo e anfibolitos da Suíte Xambica, respectivamente. A foliação Sn milonítica, resultado do
segundo evento deformacional Dn,é a transposição da foliação Sn-1, onde está contida as
lineações de estiramento Ln de quartzo e plagioclásio. Esta foliação está presente tanto no
núcleo gnáissico, quanto no quartzito e anfibolito. A Sn+1 é uma clivagem de crenulação e é a
resultante do evento Dn+1 que gerou os eixos de crenulação N-S. Indicadores cinemáticos
presentes nos planos ortogonais a foliação Sn e paralelos a lineação de estiramento Ln,
apresentam o duplo caimento no núcleo gnáissico com topos para NW e SE. Análises de vorticidade mostram a contribuição mista de cisalhamento puro e simples com Wm (Mean kinematic vorticity number) de 0,5-0,9 na deformação destas rochas. Temperaturas de deformação extraídas de guirlandas de eixo C- de quartzo mostram índices de 460°C-622°C para rochas supracrustais quartzíticas da Formação Morro do Campo, enquanto que o núcleo gnáissico infracrustal apresentou temperaturas de 563°C-698°C das rochas do Complexo Colméia. Idades de cristalização mesoarqueanas de 2904 ± 7 Ma foram obtidas através de zircão U-Pb e um provável evento térmico no Ediacarano fora evidenciado pela perda de Pb. Idades de U-Pb em titanitas mostram um evento térmico em 2.83 Ga relacionado ao metamorfismo mesoarqueano do Cráton Amazônico. O fluxo deformacional com leve predominância de caráter coaxial com duplo caimento para NW e SE fora sobreposto por deformação não coaxial, que possibilitou a exumação do Domo de Xambioá, caracterizando um accelerating flow path. Com isto, observa-se que durante a fase colisional entre o Cráton Amazônico e o Bloco Parnaíba, a crosta orogênica apresentou encurtamento de direção NE/SW durante a fase de espessamento crustal de topo-para- NW que possibilitou a exumação do Domo de Xambioá.
The study of gneiss domes in orogens and the exhumation process that generate them, imply on comprehension of the orogenic belt geodynamics, being able elucidate evolutionary stages of this orogen. These exhumation process can be grouped in distinct mechanisms, including contractional, directional or extensional tectonics. The Xambioá Gneiss Dome shows NW-SE axis, which differs of domes present in Araguaia Orogens that are mostly N-S. The rocks that constitute it are granodioritic and tonalitic gneiss from Colméia Complex, that are enveloped by quartzites from Morro do Campo Formation and metasedimentary rocks from Estrondo Group. The ages and metamorphism conditions in Araguaia Orogen still unknown, and allied to this, this dissertation congregates structural/microstructural studies, vorticity C-axis of quartz analyses and zircon geochronology to contributes about the orogen metamorphism. Structural studies allowed the hierarchy of three planar structures like Sn-1,
Sn, Sn+1. The Sn-1 foliation is attested by intrafolial folds present in Xambioá dome core and by
porphyroblasts internal foliations trace of kyanite and titanite in quartzites from Morro do Campo Formation and amphibolites from the Xambica Formation, respectively. The Sn
mylonitic foliation, which is resulted by Dn deformational event, is a transposition of Sn-1
foliation that generates stretching lineation Ln. This foliation is present in gneiss core,
quartzite and amphibolite. Sn+1 is a crenulation cleavage and its resulted by the Dn+1 event,
which generates S-C’ foliations and crenulation axis of N-S. Kinematic indicators present in plans parallels to lineation Ln and orthogonal to foliation Sn (XZ plane), show the doubly
plunging in gneiss cores with NW and SE tops, while the NNW flanks show SE tops. Vorticity analyses presents the mixed contribution of simple and pure shear with Wm (Mean Kinematic Vorticity Number) of 0,5-0,9 in deformational process. Deformational temperatures extracted through C-axis girdles shows temperatures of 460-622°C for supracrustal rocks from Morro do Campo Formation and 563-698°C for gneiss core from Colméia Complex. Mesoarchean crystallization ages of 2904 ± 7 Ma was obtained by U-Pb zircon LA-MC-ICPMS and a probable thermic event in Ediacaran was evidenced by Pb lost. U-Pb titanite ages show a thermic event in 2827 ± 9 Ma, which is related to Mesoarchean metamorphism of the Amazonian Craton. The gentle coaxial deformation flux with top-to-NW/SE it was superimposed by a non-coaxial flux, characterizing an accelerating flow path. In addition to that, it is noted that during the collisional phase between Amazon Craton and Parnaíba Block, the orogenic crust experienced a crustal NE-SW crustal shortening with top-to-NW, allowing the Xambioá exhumation.
LISTA DE FIGURAS
CAPÍTULO 2Figura 1.1 - Mapa de Localização da Área de Estudo...21
CAPÍTULO 2
Figura 2.1 - Modelos de fluxos crustais de rochas parcialmente fundidas em cinturões orogênicos. Os modelos correspondem a sucessivos estágios da evolução tectono-termal de um orógeno e as principais estruturas como cavalgamentos (linhas negras), foliações (linhas tracejadas) e isotermas de 400° e 750° são mostradas em cada estágio. Extraído de Vanderhaegue (2009) ...26
Figura 2.2 - Estrutura interna e lineação de estiramento no modelo decouplado. A) Símbolos estirados estão localizados em uma profundidade de 42 km. B) Tectonograma ilustrando dobramento da foliação separada por uma zona de alta deformação (em vermelho) embaixo da foliação dobrada carregando uma lineação de estiramento curvada sobre o eixo da dobra (Símbolos de deformação negros e flechas curvadas). Extraído de Rey et al. (2017) ...28
Figura 2.3 - Modelos numéricos de core complex após 12 Ma de simulação...30
Figura 2.4 - Modelos análogos representando a duplicação de uma crosta a partir de um teto passivo (Passive Roof) ...32
Figura 2.5 - Modelos simulados após 7 Ma com um encurtamento total de 70 km. A) Modelo executado com φ 5° de fricção basal, gerando estruturas de baixo ângulo. B) Fricção basal com ângulo de φ 10°. C) Fricção basal de φ 15° (Ruh et al. 2013) ....33
CAPÍTULO 3
Figura 3.1 - Província Tocantins e seus setores e domínios, como os Orógenos Brasília, Paraguay e Araguaia, extraído de Hasui (2012) ...34
Figura 3.2 - Mapa litoestrutural simplificado da Faixa Araguaia e unidades do embasamento, extraído de Alvarenga et al. (2000) ...37
Figura 3.3 - Diagrama esquemático de nappismo no domínio norte do Orógeno Araguaia, retirado de Souza & Moreton (2001)...38
Figura 3.4 - Modelo esquemático da evolução do setor setentrional da Província Tocantins, extraído de Almeida & Hasui (1984)...39
Figura 3.5 - Modelo esquemático da evolução dos ofiolitos do Orógeno Araguaia, extraído de Paixão et al., (2008)...46
Figura 3.6- Perfil esquemático do Orógeno Araguaia, mostrando a relação entre a sequência supracrustal e o embasamento, além das paragêneses de mais baixo grau (Alvarenga et al., 2000)...49
Figura 3.7 - Perfil esquemático do Orógeno Araguaia, mostrando a relação entre a sequência supracrustal e o embasamento, além das paragêneses de mais alto grau (Alvarenga et al.,2000)...49
Figura 3.8- Perfil esquemático da sequência supracrustal do domínio norte do Orógeno Araguaia, extraído de Souza & Moreton (2001) ....51 Figura 3.9 - Perfil esquemático da braquianticlinal da Serra das Andorinhas (Souza & Moreton, 2001)...52
Figura 3.10- Modelo de evolução crustal em regime de cisalhamento dúctil mostrando a evolução de faixas delaminadas e/ou imbricadas (Souza & Moreton, 2001) ...53
CAPÍTULO 4
Figure 4.1 - Simplified geological map of the Araguaia Orogen and surrounding units. The inset shows the location of the Araguaia Orogen (red rectangle) in the context of the west Gondwana paleocontinent. Modified from Schmitt et al (2004) ……….58
Figure 4.2 - Geological Map of the Araguaia Northern Orogen and respective dome structures. The northern dome is Andorinhas Dome, Xambioá Dome and Lontra Dome in the south section in geological map. The number in the map are stereograms in Figure 4.6. The complete structural data of Xambioá Dome in red box are shown in APPENDIX A and Figure 4.7. Modified by Souza & Moreton, (2001)...60 Figure 4.3- Major orthogneiss textures and microstructures. ………..………..61
Figure 4.4 - Major amphibolites textures and microstrucutures. ……….…..63 Figure 4.5 – Major quartzites and calc-silicate rocks textures and microstrucutures.65
Figure 4.6 – Stereograms from Northern Araguaia Orogen. The numbers are referring to number in map from Figure 4.2………...………67
Figure 4.7 - Detailed Geological Map of Xambioá Dome. The Cross sections shows the wide antiform of Xambioá Dome and restricted synform. The map also shows the localization of the EBSD and universal stage samples, and Titanite/zircon geochronology samples……….………..68
Figure 4.8 - A) RGN Diagrams vorticity of the orthogneiss presents in Xambioá Dome. B) Wallis’ Plot diagrams. These diagrams show the mixed contribution between simple shear and pure shear in the deformation of these rocks………73
Figure 4.9 - Relationship between kinematic vorticity number and components of pure and simple shear for instantaneous 2D flow. Red circles are minimum and maximum Wm of DX-22. Blue circles are the minimum and maximum Wm of ARA-176. Green circles are minimum and maximum Wm of DX-11. Yellow circles are minimum and maximum of DX-41 on Wallis’ Plot. Yellow rectangles are minimum and maximum Wm of DX-41 on RGN diagram. Pale green rectangle is DX-10. Purple rectangle is DX-03. Orange rectangle is DX-48 and brown rectangle is ARA-212. Adapted from Law et al. (2004)………...………74
DX-03 is ky-quartzite and shows asymmetric single girdle with top-to-NW and deformation temperature of 628 °C. DX-48 ky-ms-quartzite shows a symmetric type I crossed girdle and deformation temperature of 616 °C. DX-10 is a ms-quartzite and present small circles in Z and deformation temperature of 461 °C obtained by universal stage. The orthogneiss of Xambioá Dome shows deformation temperatures of 470 to 644 °C (DX-22, DX-35 and DX-24). ARA-176, DX-22, DX-35 and DX-41 are obtained by EBSD. DX-24 and DX-11 are made in universal stage………77
Figure 4.11 - C-axis girdles from Estrondo Group outside Xambioá Dome. The main kinematic is top-to-NW, except in ARA-212 sample, which show top-to-SE. The OA varying from 42° to 61°…...………...………...78
Figure 4.12 - Wetherill plot of U-Pb zircon LA-MC-ICPMS from Xambioá Gneiss
Dome. ………...……….80
Figure 4.13 - Wetherill plot of U-Pb titanite LA-ICP-MS data from the orthogneissic core from Xambioá Dome ………...81
Figure 4.14 - The time-space diagram related to geochronological data from Amazonian Craton and Araguaia Orogen, highlighting the relationship between Amazonian Craton and Araguaia basement (Colméia Complex)…..………84
LISTA DE TABELAS
CAPÍTULO 4Table 1 – Vorticity number of Xambioá gneiss core and quartzites from Estrondo Group and pure shear quantities …………..……….74 Table 2 - CPO data from samples of the Xambioá Gneiss Dome and surroundings……….79
Capítulo 1 Apresentação da Dissertação ... 18
1.1 Introdução ... 18
1.2 Justificativa ... 18
1.3 Objetivos ... 19
1.4 Estrutura da Dissertação ... 20
1.4 Localização e Vias de Acesso ... 20
Capítulo 2 CONTEXTUALIZAÇÃO DO TEMA ... 22
2.1 Domos Gnáissicos em Orógenos ... 22
2.2 Mecanismos de Exumação ... 22
2.3 Fluxo Crustal e Modelos Numéricos ... 24
CAPÍTULO 3 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 34
3.1 PROVÍNCIA TOCANTINS ... 34
3.1.1 CINTURÃO ARAGUAIA ... 35
3.1.1.1 Complexo Colméia ... 40
3.1.1.2Gnaisse Cantão ... 41
3.1.1.3Suíte Xambica... 42
3.1.1.4Supergrupo Baixo Araguaia ... 43
3.1.1.5Complexos Ofiolíticos ... 45
3.1.1.6Granitos Sin-Tarditectônicos ... 46
3.1.1 GEOCRONOLOGIA E METAMORFISMO ... 47
3.1.2 EVOLUÇÃO ESTRUTURAL ... 50
TIMING AND DEFORMATIONAL CONSTRAINTS ON THE TECTONIC EVOLUTION OF GNEISS DOMES FROM NORTHERN ARAGUAIA OROGEN, BRAZIL ... 54
4.1 INTRODUCTION ... 55 4.2 GEOLOGICAL SETTING ... 55 4.2.1 Araguaia Orogen ... 55 4.3 LOCAL GEOLOGY ... 59 4.4 STRUCTURAL GEOLOGY ... 66 4.5 METHODS ... 69 4.5.1 CPO Analyses ... 69 4.5.2 Vorticity Analyses ... 69
4.5.2.1 Method 1: Rigid Grain Net ... 70
4.5.2.2 Method 2: Critical Aspect Ratio ... 70
4.5.3 Zircon and Titanite U-Pb dating and Zr-in-titanite thermometry ... 71
4.6. VORTICITY and CPO ANALYSES ... 72
4.7 ZIRCON GEOCHRONOLOGY ... 79
4.8 TITANITE GEOCHRONOLOGY AND THERMOMETRY ... 80
4.9 DISCUSSION ... 82
4.9.1 Orthogneissic dome cores ant the Amazonian Craton ... 82
4.10 CONCLUSION ... 87 APPENDIX A...103 APPENDIX B...104 APPENDIX C...105 APPENDIX D……….……….106 APPENDIX E……….………….107 APPENDIX F……….…………..……..108 APPENDIX G……….…………..……..109
Capítulo 1
Apresentação da Dissertação
1.1 Introdução
A presente dissertação tem a finalidade de apresentar os resultados obtidos no projeto de pesquisa de mestrado iniciado em fevereiro de 2017 e vinculado ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Geologia e Recursos Naturais da Universidade Estadual de Campinas (UNICAMP). A área de estudo se localiza próximo a cidade de Xambioá, no estado do Tocantins. Os campos foram realizados entre os dias 10 a 21 de julho do ano de 2017, com o objetivo de coleta das amostras dos núcleos dômicos e das rochas metassedimentares aflorantes no Orógeno Araguaia. Nos dois anos de pesquisa os trabalhos focaram na descrição petrográfica e micro-estrutural, análise estrutural, cinemática e geocronologia do núcleo ortognáissico e sequência metassedimentar do Domo de Xambioá. Tais estudos utilizaram como base descrição macro-micro estruturais, análises de vorticidade e Eixo-c de quartzo, além de geocronologia U-Pb de zircão e titanita. Com isso, o objetivo principal desta pesquisa é detalhar a evolução tectônica do Domo de Xambioá e propor um modelo de exumação.
1.2 Justificativa
Estudos cinemáticos, metamórficos e geocronológicos em orógenos são imprescindíveis para o entendimento da evolução de cadeias de montanhas antigas, pois auxiliam de forma quantitativa na compreensão de seus processos deformacionais. Tal entendimento contribui para a interpretação paleogeográfica em questão e até mesmo para o estudo comparado, como a evolução de orógenos clássicos. Aliado a isto, o estudo de domos gnáissicos podem ser a chave para o entendimento dos estágios evolutivos de determinado Orógeno, como é o caso dos domos gnáissicos localizados no Himalaia. As trajetórias metamórficas, de exumação, resfriamento e evolução cinemática e deformacional obtidas nos domos gnáissicos presentes no Himalaia são vinculadas ao desenvolvimento do orógeno em questão (Kohn & Corrie, 2011; Stearns et al. 2015; Walter & Kohn, 2017; Hacker et al. 2017; Rutte et al. 2017).
O Orógeno Araguaia, localizado no setor norte da Província Tocantins, é um cinturão de dobramentos carente de estudos tectono-metamórficos detalhados que discutam o papel deste orógeno na edificação do Gondwana Ocidental, durante o Neoproterozóico. Estudos geocronológicos foram conduzidos nas rochas do Orógeno Araguaia durante as últimas décadas, visando detalhar principalmente eventos de cristalização de rochas ígneas e protólitos de rochas metamórficas, além de proveniência das sequências metassedimentares (Souza et al. 1985; Moura & Gaudette, 1999; Moura et al. 2008; Pinheiro et al. 2011; Bordalo, 2016; Dias et al. 2017). No entanto, estudos metamórficos e cinemáticos no Orógeno Araguaia são escassos, tendo apenas trabalhos de cunho regional e poucos de detalhe (Macambira, 1983; Borges, 1993; Alvarenga et al. 2000; Moura et al. 2008; Pinheiro et al. 2012; Pinheiro, 2016; Dias et al. 2017; Gorayeb et al. 2017).
Os estudos vinculados a esse projeto de mestrado contribuirão à discussão sobre a evolução do Orógeno Araguaia com análises cinemáticas e metamórficas de detalhe tanto das rochas infracrustais (ortognaisses) como supracrustais (sequência metassedimentar) do Domo de Xambioá. Analisando a petrotrama presente nestas rochas, este projeto visa detalhar os estágios deformacionais de forma quantitativa durante o processo colisional que edificou o Orógeno. Adicionalmente, esta dissertação visa propor um modelo de exumação para o Domo de Xambioá e discutir seu significado geológico no contexto da evolução do Orógeno Araguaia, considerando os mecanismos de exumação de domos gnáissicos disponíveis na literatura (como exemplo, Yin, 2004).
1.3 Objetivos
O principal objetivo desta pesquisa é contribuir ao conhecimento geológico do domínio norte do Orógeno Araguaia com estudos cinemáticos e metamórficos em rochas no Domo Gnáissico de Xambioá e arredores. Com esses estudos integrados, espera-se propor um modelo de exumação para o Domo de Xambioá e discutir o seu significado geológico para a evolução do Orógeno Araguaia e as implicações na história de construção do Supercontinente Gondwana Ocidental durante o Neoproterozóico.
Esta Dissertação está estruturada em cinco (4) capítulos, sendo três introdutórios e um (1) em forma de artigo na língua inglesa. Os capítulos introdutórios abrangem a apresentação desta dissertação e localização da área de estudo (Capítulo 1), contextualização do tema com uma revisão sobre processos de exumação de domos gnáissicos (Capítulo 2) e contextualização geológica regional (Capítulo 3). O Capítulo 4 intitulado “Timing and deformational constraints on the tectonic evolution of gneiss domes from northern Araguaia Belt, Brazil” traz os resultados obtidos até o momento, incluindo a descrição das rochas estudadas e cinemática, assim como dados de vorticidade e orientação preferencial cristalográfica e geocronologia em zircão.
1.4 Localização e Vias de Acesso
A área de estudo se localiza próximo ao município de Xambioá, no Estado do Tocantins numa latitude 06º24'40" sul e a uma longitude 48º32'11" oeste, situando-se próximo ao Rio Araguaia, como apresentado na Figura 1.1. As vias de acesso à área, partindo do estado do Pará a oeste, é feito pela BR 153 e PA 477 e de Araguaína no estado do Tocantins, pelas rodovias BR 226 e TO 164.
2.1 Domos Gnáissicos em Orógenos
Domos gnáissicos são estruturas que se formam por diversos mecanismos vinculados à tectônica compressiva, direcional e extensional (ver revisão em Yin, 2004). Estes tipos de estrutura expressam fluxo crustal dirigido a partir de interações entre forças gravitacionais e esforços tectônicos laterais, durante processos orogênicos ou extensionais, e ocorrem desde o Arqueano até o presente (Teyssier & Whitney 2002; Whitney et al. 2004; Yin, 2004). Neste capítulo será abordada a evolução de domos gnáissicos em orógenos, incluindo os principais mecanismos de exumação, fluxo crustal, modelos numéricos e analógicos que simulam as histórias evolutivas destas feições.
2.2 Mecanismos de Exumação
Yin (2004) descreve as principais hipóteses disponíveis na literatura sobre os mecanismos de formação de domos gnáissicos incluindo esforços compressivos e distensivos, gradiente de pressão lateral, instabilidade de Raylegh-Taylor e fluxo diapírico, instabilidade induzida por variação vertical de viscosidade, tectônica direcional, superposição de dois ou mais eventos de dobramentos ou alguma combinação desses mecanismos. Os diferentes mecanismos propostos para a formação de domos gnáissicos foram baseados em modelos dinâmicos e cinemáticos, considerando estudos de modelagem numérica ou analógica e observação empírica, respectivamente (Yin, 2004).
Fluxos diapíricos produzidos pela inversão de densidade são utilizados para explicar os estágios iniciais e finais da formação do domo gnáissico (Fletcher, 1972; Ramberg, 1981; Gilbert & Merle, 1987). O diapirismo explica ainda a rápida descompressão associado a fusão parcial, comumente observado em níveis crustais intermediários, e ainda pode explicar o alongamento de lineações do tipo radiais nos topos de estruturas braquianticlinais (Yin, 2004). Diapirismo de magmas muito viscosos ou quase inteiramente cristalizados que intrudem em rochas de baixa rigidez, desenvolvendo um contraste de viscosidade com a encaixante, tem sido proposto para a formação de domos gnáissicos e arqueamento da crosta (Soula,
1982). Diapirismo de terrenos metamórficos também ocorrem a depender de elevadas taxas de temperatura e pressão, onde as rochas dos níveis inferiores tornam-se mais plásticas e móveis, penetrando em unidades mais rígidas e de grau metamórfico mais baixo que se deforma originando braquidobras ou domos (Loczy & Ladeira, 1976).
Domos gnáissicos formados por esforços compressivos e distensivos podem ocorrer em conjunto em cinturões orogênicos, onde a crosta superior, quando comprimida, se fratura perpendicularmente ao eixo de maior encurtamento (Yin, 2004). Estas hipóteses de compressão e fraturamento crustal são suportadas pela observação de dobramento simultâneo a falhas extensionais perpendiculares à contração, como expressado, por exemplo, por dobras com planos axiais paralelos à direção de extensão e desenvolvimento de falhas direcionais conjugadas (Yin, 2004). Em domos gnáissicos formados por gradiente de pressão ocorre a extrusão de crosta inferior a níveis mais rasos. Beaumount et al. (2001) demonstraram em modelos termomecânicos que a extrusão de porções da crosta inferior é controlada pelo contraste reológico entre os níveis crustais superiores e inferiores e a proporção de erosão na frente orogênica.
A tectônica direcional em grandes zonas de cisalhamento condicionadas por cisalhamento puro podem ser classificadas de acordo com a direção de transporte, em unidirecional, bidirecional e radiais (Yin, 2004). Os domos gnáissicos formados por zonas de cisalhamento puro unidirecional e bidirecional são geralmente produtos de um campo de deformação regional, enquanto que domos gnáissicos radiais são produzidos pelo campo de deformação local, provavelmente associados à inversão de densidade que conduz a fluxos diapíricos (Yin, 2004).
Ainda no trabalho de Yin (2004), o autor classifica essas estruturas em domos gnáissicos individuais e sistemas de domos gnáissicos, além de caracterizar as estruturas dômicas com participação ou não de falhas em sua gênese. Os domos gnáissicos não relacionados com falhas possuem como condicionante principal o magmatismo, o qual poderia ter influência causal (Amato et al. 1994; Edwards et al. 2002) ou seria o resultado deste soerguimento (Teyssier & Whitney, 2002). Em contrapartida, os domos gnáissicos não relacionados ao magmatismo requerem o envolvimento de uma contração horizontal e variação vertical de viscosidade e densidade. Já os domos gnáissicos relacionados a falhas são classificados segundo a natureza da falha, como: Falhas extensionais que representam o adelgaçamento
transcorrentes, condicionadas pela tectônica direcional.
2.3 Fluxo Crustal e Modelos Numéricos
Domos gnáissicos podem demarcar limites em orógenos colisionais e podem estar associados a possíveis zonas de sutura (Lee et al. 2004; Cunningham, 2013). Deste modo, entender o fluxo crustal de rochas parcialmente fundidas que se elevam a níveis superiores em uma crosta reologicamente frágil, devido a altas temperaturas, é vital para compreender a evolução de um sistema orogênico.
Vanderhaegue (2009) discute tipos de fluxo crustal que ascendem em camadas superiores na crosta e eles podem ser distinguidos segundo a geometria das camadas sin-migmatíticas. Fluxos laminados apresentam foliações grosseiramente planares, resultante de uma deformação homogênea. Fluxos turbulentos apresentam dobras como produtos de uma deformação heterogênea (Burg & Vanderhaeghe, 1993; Vanderhaeghe et al. 1999; Ledru et al. 2001; Solar & Brown, 2001a; Slagstad et al. 2005). Tais estruturas estão presentes na cadeia do Himalaya, onde rochas parcialmente fundidas formam sistemas dômicos inteiros (Ex: Domos de Pamir, Kangmar, Mabja). Segundo Vanderhaegue (2009) essas estruturas antiformais demarcam distintas situações tectônicas, como em cunhas orogênicas, platôs continentais e colapso orogênico, como apresentado na Figura 2.1:
a) Cunha Orogênica – Demarcam orógenos estreitos em que a extrusão migmatítica ocorre em zonais axiais como no Nordeste Appalachiano (Solar & Brown, 2001b) e Maciço da Bohemia (Schulmann et al. 2008). As foliações são geralmente inclinadas nos metatexitos e alongadas nos núcleos dômicos diatexíticos, propiciando assim uma extrusão vertical na crosta.
b) Platôs Continentais – Metatexitos possuem estruturas planas e estudos cinemáticos e metamórficos sugerem uma extrusão dúctil lateral destas rochas, tendo o Platô Tibetano como exemplo (Weinberg & Searle, 1998). Metatexitos são predominantes, sugerindo que a transição entre rochas parcialmente fundidas e magma não foi alcançada por conta de insuficiência de fundido ou devido a eficiência na migração de fundido para o alimento dos lacólitos. A transição de extrusão vertical para lateral corresponde a transição do desenvolvimento e
crescimento do formato da cunha orogênica para o desenvolvimento do Platô Continental (Vanderhaegue et al. 2003).
c) Colapso Orogênico – O colapso gravitacional aqui possibilita a extrusão dos migmatitos em zonas axiais. As foliações continuam de baixo ângulo descrevendo quilômetros de estruturas dômicas com núcleos de diatexitos, como ocorrem nos cinturões Caledoniano e Variscano (Chauvet et al. 1992; Andersen et al. 1994; Lardeaux et al. 2001; Ledru et al. 2001). Foliações sin-migmatíticas de baixo ângulo indicam fluxo crustal horizontal e ao contrário do Platô Continental, o fluxo horizontal resulta no afinamento crustal.
Figura 2.1 - Modelos de fluxos crustais de rochas parcialmente fundidas em cinturões orogênicos. Os modelos correspondem a sucessivos estágios da evolução tectono-termal de um orógeno e as principais estruturas como cavalgamentos (linhas negras), foliações (linhas
tracejadas) e isotermas de 400° e 750° são mostradas em cada estágio. Extraído de Vanderhaegue (2009)
Fluxo de rochas parcialmente fundidas limitado em zonas de cisalhamento (Channel Flow) também podem ser classificados segundo o seu número de vorticidade e velocidade do canal, em fluxos de Poiseuille e Couette. O Fluxo de Poiseuille, ou fluxo parabólico, se desenvolve entre placas rígidas e estacionárias
que produzem gradientes de pressões de alta velocidade no centro do canal e decréscimo de velocidade, além de sentido de cisalhamento opostos para a parte superior e inferior do canal. Este fluxo também é caracterizado por alto número de vorticidade (cisalhamento simples) na base e no topo do canal e sem nenhuma deformação em seu centro. O Fluxo Couette, ou linear, se desenvolve entre placas rígidas que se movem uma em relação a outra e é caracterizado pelo campo de velocidade linear na base e no topo do canal, além de um alto número de vorticidade em seu centro (White, 1974).
Além de técnicas termobarométricas e cinemáticas, uma alternativa para auxiliar no entendimento da exumação de domos gnáissicos é a modelagem numérica.
Rey et al. (2017) modelaram uma bacia pull-apart através de um modelo termo-mecânico que documentou um complexo fluxo crustal, resultando na formação de um domo gnáissico logo abaixo da bacia. O estudo utilizou manto desacoplado e acoplado à crosta obtendo uma extensão e afinamento da crosta superior por duas falhas dextrais. O modelo ainda mostra que o domo se desenvolve pela fusão por descompressão, devido a um decréscimo na viscosidade. O eixo do domo está alinhado com a direção da zona enfraquecida da crosta superior, como apresentado na Figura 2.2. A principal conclusão do modelo de Rey et al. (2017) é que a formação da foliação migmatítica e posterior dobramento e exumação do domo, D1 a D3 de Rey et al. (2017), ocorrem simultaneamente, mas em diferentes domínios de contraste e deformação coesos. Durante a exumação destas rochas através de domínios deformacionais contrastantes neste modelo, registram-se eventos deformacionais distintos, proporcionando dobramento de camadas migmatíticas durante a exumação do domo concomitante à extensão.
Figura 2.2 – Estrutura interna e lineação de estiramento no modelo decouplado. A) Símbolos estirados estão localizados em uma profundidade de 42 km. B) Tectonograma ilustrando dobramento da foliação separada por uma zona de alta deformação (em vermelho) embaixo da foliação dobrada carregando uma lineação de estiramento curvada sobre o eixo da dobra
(Símbolos de deformação negros e flechas curvadas). Extraído de Rey et al. (2017).
Estruturas conhecidas como metamorphic core complex são estruturas formadas pela extensão da crosta superior devido a falhas do tipo detachment, porém podem ter diferentes estágios e condições deformacionais distintas (Le Pourhiet et al. 2012; Whitney et al. 2013). Le Pourhiet et al. (2012) também utilizaram modelos numéricos termo mecânicos em 3D para observar o comportamento cinemático da extrusão de crosta dúctil. Na literatura ocorrem 2 (dois) tipos de metamorphic core complex: o primeiro possui o eixo ortogonal à lineação de estiramento, onde os domos são interpretados como formados
puramente pela extensão. Já metamorphic core complex que possuem seu eixo ao longo da lineação de estiramento são formados tanto por falhas transcorrentes, transpressão ou por extruturas extensionais a depender do contexto geodinâmico. Le Pourhiet et al. (2012) apresentaram 3 (três) diferentes tipos de modelos, como apresentado na Figura 2.3.
O primeiro, o modelo Extensional Cilíndrico, a exumação da crosta dúctil que forma o domo é em nível raso, formando uma estrutura alongada ortogonal à lineação de estiramento. Os polos da foliação estão paralelos à direção de estiramento, e o eixo dômico é ortogonal à lineação de estiramento, tendo o seu principal mecanismo de exumação a extensão da crosta rasa. O segundo modelo de extensão, este não-clíndrica, chamado de Extensional Step Over, apresenta o eixo do domo paralelo à direção de estiramento. Neste modelo, ocorre a presença de duas falhas direcionais dextrais onde as lineações são geralmente verticais, mas ocorrendo lineações horizontais próximas à estrutura antiforme. Neste modelo a crosta dúctil não é inteiramente exumada. No terceiro modelo, o modelo de Transtenção, ocorre a formação de dois domos independentes. O primeiro se forma ao longo do limite cinza, quase cilíndrico, com uma lineação levemente oblíqua à direção de estiramento. O segundo domo apresenta uma deformação localizada por cisalhamento direcional. A lineação na parte inferior da crosta forma um ângulo de 25° a 50° com a direção de estiramento. Este terceiro modelo representa um mixing entre os dois modelos anteriores.
Figura 2.3 – Modelos numéricos de core complex após 12 Ma de simulação. a) Deformação interna do modelo delineado pelo perfil através do material e tubos representando a lineação
de estiramento (eixo de estiramento máximo do elipsoide de deformação). Os tubos são coloridos pela sua direção com a escala de cor representado em b. b) Representação do estereograma de lineação (vermelho) e foliação (preto) para todos os traços localizados a menos de 8 km de profundidade após 12 Ma. c) Trajetória P-T esquemática para os mesmos
traços representados no estereograma. Modelo 1, Modelo Extensional Cilíndrico. Modelo 2, Extensional Step-Over. Modelo 3, Modelo Transtencional. Extraído de Le Pourhiet et al.
(2012).
1
2
Modelos análogos que objetivam modelar estruturas geológicas a partir de caixas de areia, também são comuns na literatura. Domos do tipo Teto Passivo, em que a crosta inferior exuma devido a ativação de uma falha de base enquanto a falha de topo se torna passiva, foram modelados a partir deste método (Bonini, 2001; Montanari et al. 2007). Yin (2004) advoga que o grau metamórfico deva-se diminuir da falha de base em direção à falha de topo, em domos exumados por um teto passivo (Passive Roof), e as rochas acima e a baixo desta falha devem ter uma história de resfriamento similar. Isso ocorre devido a atuação da falha de base, gerando idades de resfriamento mais antigas, enquanto que as rochas proximais da falha de topo apresentam idades de resfriamento mais jovens (Yin, 2004).
O trabalho apresentado por Montanari et al. (2007) exibe três modelos analógicos, em que um é modelado com erosão, outro sem a presença de erosão e um terceiro com sedimentação sintectônica, como apresentado na Figura 2.4. Estes modelos análogos exemplificaram uma deformação no Norte Apalachiano na Itália, na Bacia do Messinian Vena Del Gesso. O modelo apresenta camadas de evaporitos basais, representados por camadas de silicone PDMS, que são deslocados e difundidos em sistemas de retro-cavalgamento, propagando a deformação na falha de base. Tal cenário ilustra a duplicação desta crosta modelada e o seu contraste com a vergência na seção de antepaís. O modelo ainda confirmou os modelos numéricos do Tibet (Beaumont et al. 2001; Beaumont et al. 2004), onde a erosão sintectônica contribui e muito para configuração final do orógeno. O modelo com a presença de erosão ainda mostrou uma vergência oposta ao modelo sem erosão e com estilos deformacionais distintos. Tal discrepância entre os dois modelos, segundo Montanari et al. (2007), é devido à remoção de parte do material interno resultando em vergências e estilos deformacionais distintos nas sequências superiores. Já o modelo com deposição sintectônica é caracterizado pela vergência principal no antepaís e uma deformação na parte frontal do modelo devido à sedimentação.
Figura 2.4 – Modelos análogos representando a duplicação de uma crosta a partir de um teto passivo (Passive Roof). A) Modelo de duplicação sem erosão. Neste modelo próximo ao material em movimento com características puramente rúpteis, a deformação é
caracterizada pela imbricação da falha de cavalgamento. Tal falha está ligada à falha de base. B) Neste modelo a erosão está embutida e nota-se que a deformação está contida apenas no material que está em movimento e apresenta vergência oposta ao modelo sem
erosão. C) Modelo com sedimentação sintectônica onde observa-se uma vergência em direção ao foreland das estruturas e produzindo uma deformação localizada no hinterland.
TD = Tempo de deformação. Retirado de Montanari et al. (2007).
Modelos numéricos de alta resolução em 3D obtiveram respostas no contexto de extrusão de rochas infracrustais em cunhas orogênicas, como os modelos propostos por Ruh et al. (2013). Os modelos dos autores tiveram como objetivo verificar o comportamento reológico em cinturões do tipo thin skinned e a
influência da fricção basal e de um possível promontório durante a deformação. Com a adição de diferentes ângulos de fricção basal, os modelos apresentaram distintas características. Modelos com φ= 5° exibem cunhas achatadas, onde a extrusão forma estruturas de baixo mergulho, enquanto que maiores fricções basais de maiores ângulos (φ= 10°/15°) apresentam cunhas mais íngremes e encurtamento devido principalmente ao retro-cavalgamento, após os modelos rodarem 7 Ma, como apresentado na Figura 2.5 (Ruh et al. 2013). A influência do promontório é referente ao seu tamanho e geralmente apresentam os maiores índices topográficos em relação ao longo da cunha. O modelo com maior extensão de promontório (80 km) apresentou uma ampla zona de baixo topográfico ao longo da zona de transferência, maiores que os modelos com promontórios de menor extensão (20 km).
Figura 2.5 – Modelos simulados após 7 Ma com um encurtamento total de 70 km. A) Modelo executado com φ 5° de fricção basal, gerando estruturas de baixo ângulo. B) Fricção
3.1 PROVÍNCIA TOCANTINS
A trajetória tectônica da Província Tocantins (Almeida, 1976) na região centro-norte do Brasil está ligada à construção dos orógenos neoproterozóicos Araguaia, Brasília e Paraguai, como apresentado na Figura 3.1. Esta construção é produto da colagem entre os crátons Amazônico, São Francisco – Congo e Oeste Africano durante a amalgamação do supercontinente Gondwana ocidental (Herz et. al. 1989).
A Província Tocantins apresenta 4 estágios evolutivos que remetem a edificação orogênica: a) fase de abertura oceânica em 1270 Ma; b) desenvolvimento de um sistema de arco-de-ilha em 1000 Ma e posterior amalgamação c) aglutinação continental decorrente de colisão, acreção de arcos-de-ilha na placa superior Amazônica em 800 Ma, fechamento do Oceano de Goiás e desenvolvimento de bacias foreland na placa São Franciscana; d) fase pós colisional com o desenvolvimento de falhas transcorrentes, falhas de cavalgamento back-thrust e intrusões de plútons graníticos alcalinos em 650-500 Ma (Strieder & Suita, 1998).
Figura 3.1 - Província Tocantins e seus setores e domínios, como os Orógenos Brasília, Paraguay e Araguaia, extraído de Hasui (2012).
O Cinturão Brasília incorpora a Faixa Brasília e os domínios Goiano, Almas- Cavalcante e rochas arqueanas a paleoproterozóicas associadas a unidades meso e neo-proterozoicas (Hasui, 2012). Esta unidade geotectônica faz fronteira com o Cráton São Francisco a leste, com o Cinturão Ribeira ao sul e com o Cinturão Araguaia, a oeste, tendo ainda suas extensões ocultadas sob as bacias do Parnaíba, Paraná e Bananal (Hasui, 2012).
O Cinturão Paraguai envolve o Cráton Amazônico e expõe-se nos estados do Mato Grosso e Mato Grosso do Sul, que ocorrem em janelas nas bacias do Paraná e dos Parecis. O Domínio Mato- Grosso na porção mais norte deste cinturão é recoberto pela cobertura fanerozóica do alto vale do Rio Araguaia. Já a seção mais ao sul possui contato com o Cráton Amazônico a oeste (Hasui, 2012).
3.1.1 CINTURÃO ARAGUAIA 3.1.2
O Cinturão Araguaia representa uma faixa alongada de direção N-S, com 1200 km aproximadamente e largura de até 100 km, como exposto na Figura 3.2. Tal unidade geotectônica está localizada na porção setentrional da Província Tocantins (Almeida et al. 1977) e compreende a Faixa Araguaia e seu embasamento é expressado pelo Domínio Rio dos Mangues e Complexo Colméia (Hasui, 2012). Sua borda oeste está em contato com o Cráton Amazônico e seu flanco leste encontra-se recoberto pelas rochas sedimentares fanerozoicas da Bacia do Parnaíba e mais ao sul, com o Domínio Goiano (Almeida et al. 1976).
Compreende ortognaisses de idade arqueanas reunidos no Complexo Colméia (Costa, 1980, Moura & Gaudette 1999), ortognaisses paleoproterozoicos (Souza et al. 1985), pacotes metassedimentares neoproterozoicos do Supergrupo Baixo Araguaia (Abreu, 1978), granitoides sin a tardi-tectônicos e lascas de rochas mantélicas interpretadas como restos ofiolíticos (Paixão & Nilson 2002; Kotschoubey et al., 2005; Paixão et al., 2008). As rochas arqueanas de afinidades TTG (Complexo Colméia) podem ser comparadas às rochas arqueanas encontradas no leste do Cráton Amazônico, assim como as unidades ortognaissicas paleoproterozoicas (ex: Gnaisse Cantão), as quais apresentam características geoquímicas de granitos anorogênicos similares aos aflorantes no sudeste do Cráton Amazônico (Dall’Agnol et al. 1987; Moura & Gaudette, 1999; Gorayeb et al. 2000; Dias et al., 2017).
Trindade et al., 2006; Moura et al., 2008; Paixão et al., 2008). As rochas metassedimentares do Supergrupo Baixo Araguaia, que englobam os grupos Estrondo e Tocantins, foram depositadas no trato oceânico restrito durante a evolução da bacia (Alvarenga et al. 2000; Moura et al., 2008). A fase de inversão dos pacotes sedimentares atingiu fácies anfibolito médio e estão registradas no setor oriental do cinturão, onde próximo ao cráton, as rochas metassedimentares do Supergrupo Baixo Araguaia possuem metamorfismo de baixo grau a anquimetamórficas. Fusão parcial da crosta também ocorreu possibilitando granitogênese de 680 e 620 Ma (Alvarenga et al. 2000) e idades mais novas deste evento, como o Granito Ramal do Lontra de 549 Ma (Alves, 2006) e de 550 e 560 para o Granito Santa Luzia (Moura & Souza, 2002).
Figura 3.2 - Mapa litoestrutural simplificado da Faixa Araguaia e unidades do embasamento, modificado de Alvarenga et al. (2000).
Ainda nesta fase de inversão tectônica, o amplo registro compressivo predominantemente de baixo ângulo, propiciou através de imbricamentos de diversas fatias crustais, o desenvolvimento de nappes como apresentado na Figura 3.3 (Souza & Moreton, 2001). Lineações de estiramento, indicadores cinemáticos sinistrais associados a esta fase, permitiram a construção do modelo em que o Bloco Leste (Porangatu) teria cavalgado obliquamente o Bloco Oeste (Araguacema- Cráton Amazônico) de Hasui et al. (1984) e Hasui & Haralyi (1985). O transporte tectônico para NW de encontro ao cráton denotou o cavalgamento das unidades mais antigas do Supergrupo Baixo Araguaia (Grupo Estrondo) sobre unidades mais jovens (Grupo
unidades desta sequência metassedimentar (Abreu, 1978).
Figura 3.3 - Diagrama esquemático de nappismo no domínio norte do Orógeno Araguaia, retirado de Souza & Moreton (2001).
O pico termal se deu em 560-549 Ma registrado pela granitogênese (ex: Matança e Ramal do Lontra – Alves, 2006). Datações em K-Ar de 530-470 Ma em micas de gnaisses arqueanos obtidos por Macambira (1983) representam idades de fechamento durante este principal evento termal do Cinturão Araguaia. Moura et al.
(2008) apresentaram idades de 560-530 Ma, onde termômetros em K-ar em micas e anfibólios registraram temperaturas de 300 °C no Cambriano. Estes esforços compressionais e realocação das unidades pode ser analisada na Figura 4.4 de Almeida & Hasui (1984).
Figura 3.4 - Modelo esquemático da evolução do setor setentrional da Província Tocantins, extraído de Almeida & Hasui (1984).
O Orógeno Araguaia, em termos mais amplos, é considerado um orógeno do tipo colisional entre o Cráton Amazônico e o Bloco Parnaíba, com metamorfismo barroviano relacionado à fase de inversão da Paleo-bacia do Araguaia durante o período colisional (Abreu, 1978; Alvarenga et al., 2000; Paixão & Nilson 2002; Kotschoubey et al., 2005; Trindade et al., 2006; Moura et al. 2008; Paixão et al., 2008, Pinheiro et al. 2011; Pinheiro, 2016 dentre outros). No entanto, Cordani et al. (2013) apresentam argumentos que consideram a Faixa Araguaia como o do tipo Alaucógeno, com deformações intracontinentais e sem formação de ampla crosta oceânica. Seus principais argumentos são embasados nas idades arqueanas obtidas por Moura et al. (2008), em que na interpretação de Cordani op cit., a proveniência dos metassedimentos do Supergrupo Baixo Araguaia proveria das rochas que estão sobrepostas pelos sedimentos fanerozóicos da Bacia do Parnaíba, mesmo tais rochas não aflorarem. Isto configuraria um cenário em que o Bloco Parnaíba estaria relativamente próximo ao Cráton Amazônico durante a edificação
sistema de falhas transpressivas geradas em duas fases deformacionais. A primeira resultou em um trend N-S de fácies anfibolito com cinemática sinistral reversa e vergência em direção ao Cráton Amazônico de idade possivelmente paleoproterozoica. A segunda fase foi acompanhada de metamorfismo retrógrado de mesma orientação e vergência que a primeira. Os autores propõem que estas falhas direcionais conectam com o trend E-W dextral da Província Borborema e que os movimentos destas falhas acomodaram escapes laterais de terrenos acunhados entre os Crátons Amazônicos e São Francisco-Congo durante o Neoproterozoico (Fonseca et al. 2004).
3.1.1.1 Complexo Colméia
Denominado por Costa (1980), o Complexo Colméia compreende gnaisses migmatíticos que constituem os núcleos das braquianticlinais presentes na Faixa Araguaia, como as estruturas dômicas de Colméia, Lontra e Xambioá. A composição destes gnaisses varia de trondhjemítica, tonalítica e granodiorítica, frequentemente migmatizados de idades de 2.87 a 2.86 Ga obtidas através de evaporação de zircão (207Pb/206Pb) para o protólitos destes gnaisses (Moura & Gaudette, 1999). Recentemente, Bordalo (2016) apresentou uma idade mesoarqueana de 2.930 ± 31 Ma, através de ICP-MS laser ablation para o gnaisse de Xambioá e Dias et al., (2017) apresentaram idades semelhantes no intercepto superior de 2905 ± 5.1 Ma para o gnaisse do Lontra.
Os gnaisses do Complexo Colméia com afinidade TTG são correlacionados ao Complexo Xingu (Abreu, 1978), ao leste do Cráton Amazônico e ao Domínio Rio Maria (Dias et al., 2017), devido a suas similaridades geocronológicas, onde rochas Mesoarquenas são intrudidas por granitoides Paleoproterzoicos. Apresentam cor cinza, granulação média a grossa, textura granoblástica a lepidoblástica, constituídos essencialmente de quartzo, oligoclásio, microclínio e biotita. Os acessórios predominantes são muscovita, apatita, epídoto e opacos (Souza & Moreton, 2001). Gnaisses de composição granítica também ocorrem e são compostos por quartzo, microclínio, muscovita e biotita, além de oligoclásio, opacos e zircão como acessórios. As estruturas que caracterizam os gnaisses migmatíticos são a pitgmática, estromática e estrutura nebulítica, com paleossomas granoblásticos de composição trondhjemítica e variações
composicionais atribuídas à diferenciação metamórfica (Macambira, 1983; Santos et al. 1984; Dall’agnol et al. 1987). Os neossomas quartzo-feldspáticos também são granoblásticos, empobrecidos em mica, originados, ou por fusão parcial de granitos do Complexo Colméia, ou por líquidos relacionados a corpos graníticos não aflorantes. São comuns enclaves de sequencias metavulcano-sedimentares, como anfibolitos, serpentinitos, metacherts e quartzitos ferruginosos. As rochas máfico-ultramáficas compreendem talco xisto e clorita xisto (Macambira, 1983). Costa (1980) determinou picos térmicos que atingiram 600 e 650°C e pressões de 5 a 8kbar relacionados ao processo de migmatização em fácies anfibolito superior e Santos et al. (1984) e Dall’agnol et al. (1987) interpretaram que os ortognaisses migmatíticos são semelhantes a trondhjemitos continentais.
A interface entre o embasamento gnáissico do Complexo Colméia e as rochas supracrustais do Grupo Estrondo, registra uma superfície de descolamento de baixo ângulo com transposição da foliação E-W preexistente, produto do cavalgamento de baixo ângulo dos metassedimentos sobre os gnaisses (Souza & Moreton, 2001). Nesta superfície de descolamento encontra- se bem impressa, uma lineação de estiramento com caimento predominante para SE, concordante com aquela presente no pacote supracrustal.
3.1.1.2Gnaisse Cantão
É um gnaisse porfiroclástico de composição monzogranítica com porfiroclastos de microclínio centimétricos e com uma matriz fina composta por quartzo, microclínio, plagioclásio e micas (Souza et al. 1985). Ocorre no interior das estruturas dômicas de Cantão, Rio Jardim e Rio Cunhão. Conforme Souza et al. (1985), existe uma discordância entre o Complexo Colméia e o Gnaisse Cantão, a qual é evidenciada pela existência de foliações e de duas gerações de dobras E-W no Complexo Colméia, ausentes no Gnaisse Cantão. A idade do Gnaisse Cantão obtida em zircões é de 1,8 ± 0,035 Ga como idade mínima de colocação deste protólito (Moura & Gaudette, 1999; Dias et al. 2017) e sua foliação N-S acompanha o trend geral das rochas supracrustais da Faixa Araguaia.
Os metagabros e anfibolitos, que afloram no noroeste do estado do Tocantins no domínio norte do Orógeno Araguaia, foram reunidos na Suíte Intrusiva Xambica, designada por Gorayeb et al., (2004). Estes corpos estão alojados nos metassedimentos do Grupo Estrondo e nos ortognaisses do embasamento do Complexo Colméia. Os metagabros, segundo estes autores são subcirculares e seguem orientados segundo a estruturação dos metassedimentos encaixantes (Gorayeb et al., 2004). Eles apresentam granulação grossa ou média e ocorrem poiquiloblastos de escapolita com inclusões de clinopiroxênio, hornblenda e opacos. Em contagem modal tais metagabros apresentam hornblenda, escapolita, granada, plagioclásio, clinopiroxênio, titanita, quartzo, cianita, opacos, apatita e epidoto (Barros et al., 2010).
Os anfibolitos formam corpos menores, lenticulares e descontínuos e ocorrem corpos de metagabros associados a estes anfibolitos, demonstrando uma relação de cogeneticidade (Gorayeb et al., 2004). Apresentam textura nematoblástica e são constituídos por hornblenda, plagioclásio, escapolita, granada, biotita, opacos, quartzo e epidoto (Barros et al., 2010).
As associações minerais dos metagabros e anfibolitos revelam estabilidade metamórfica na facies Anfibolito em condições de temperatura de 550 a 580 °C sob pressão de 6 a 7 kbar (Barros et al., 2010). Em análise geoquímica de elementos maiores e traços, Barros et al., (2010) posicionaram tais rochas como protólitos magmáticos de natureza basáltica toleítica do tipo MORB.
A idade obtida de 817 ± 5 Ma pelo método Pb/Pb (evaporação de Pb) em três cristais de zircão é interpretada como idade mínima de cristalização desse plutonismo máfico toleítico (Gorayeb et al., 2004). Barros et al., (2010) ampliaram as idades mínimas de cristalização, com idades de 878 ± 22 Ma; 804 ± 35 Ma e 752 ± 23 Ma. Tais idades suportam a interpretação de que este evento magmático toleítico estaria relacionado com à abertura da Paleobacia Araguaia, marcando o evento distensivo que possibilitou a deposição das sucessões supracrustais do Super Grupo Baixo Araguaia, precedendo o metamorfismo regional brasiliano (Gorayeb et al., 2004; Barros et al., 2010).
3.1.1.4Supergrupo Baixo Araguaia
O Supergrupo Baixo Araguaia representa sequências metassedimentares de fácies xisto verde a anfibolito neoproterozoicas que emolduram os núcleos dômicos da Faixa Araguaia. O Grupo Estrondo compreende sua porção basal e o Grupo Tocantins, sua porção superior (Araújo & Olivatti, 1990).
3.1.1.4.1Grupo Estrondo
É uma faixa estreita localizada na zona interna da Faixa Araguaia. Sua porção basal é composta pela Formação Morro do Campo e sua seção superior, pela Formação Xambioá (Costa, 1980). Datações geocronológicas K/Ar, efetuadas por Hasui et al. (1975), diagnosticaram idades entre 434 e 581 Ma para o Grupo Estrondo. Quartzitos micáceos, por vezes com magnetita e cianita, níveis de biotita xistos, além de quartzo micaxistos, xistos grafitosos e metaconglomerados oligomíticos compõem a Formação Morro do Campo (Hasui et. al,.1977). Os quartzitos são brancos a creme e apresentam granulação média a fina, com grãos bem selecionados, textura granoblástica com cristais xenoblásticos de quartzo e muscovitas orientadas formando os planos de foliação. Biotita- muscovita xistos apresentam-se intercalados aos quartzitos, com texturas granolepidoblásticas, formando cristais xenoblásticos de quartzo. O plagioclásio é xenomórfico, tabular e podem representar processos de feldspatização posterior (Fonseca et al. 2004). Estes cristais são envoltos por biotita que formam o plano de foliação e são, em parte, substituídos pela muscovita e clorita (Souza & Moreton, 2001). Santos (1983) descreve quartzitos conglomeráticos com cianita e ortoquartzitos nas bordas das estruturas de Xambioá e Lontra.
A Formação Xambioá é constituída por biotita - muscovita xisto, com intercalações de calco-xisto, mármore, metagrauvaca e xistos diversos contendo granada, grafita, estaurolita, cianita e fibrolita (Hasui et. al,.1977). Na Formação Xambioá ocorrem também corpos intrusivos de anfibolitos, tremolita e antofilita xistos, e talco xistos da suíte Xambica de Gorayeb et al. (2004). Seu contato com a Formação Morro do Campo é gradacional, por vezes tectônico (Souza & Moreton, 2001). Souza & Moreton op cit subdividiram em duas associações litológicas com caráter petrográfico e assinaturas magnetométricas distintas: a) Formação Xambioá
ferruginosos, silexitos e metacórseos dispostos em forma de um “Y” invertido que envolvem parcialmente as estruturas dômicas do Lontra e Xambioá; b) Formação Xambioá 2, constituída, predominantemente por muscovita-biotita-quartzo xistos feldspáticos, mármores, quartzitos e metaconglomerados polimíticos.
Fonseca et al. (2004) descreve e separa o Grupo Estrondo em gnaisses finos localmente dobrados e micaxistos. Os gnaisses apresentam bandas milimétricas de biotita, plagioclásio e epídoto alternando com domínios quartzo- feldspáticos, enquanto que os xistos compreendem clorita-sericita-epidoto com veios de quartzo e carbonato. A clivagem presente nos xistos é paralela a foliação e os dois litotipos se distinguem pelo nível de feldspato presente (maior nos gnaisses). Fonseca et al. (2004) defende que os xistos são produtos de retrometamorfismo do gnaisse em zonas de cisalhamento em condições de fácies xisto verde. A evidência, segundo os autores, é a presença de epídoto zonado com allanita nos dois litotipos. A segunda é a presença de rochas transicionais entre xistos e gnaisses, onde a biotita e plagioclásio são apenas parcialmente convertidos em clorita e mica branca, respectivamente, representando uma retrogressão incompleta.
3.1.1.4.2Grupo Tocantins
O Grupo Tocantins compreende as formações Pequizeiro e Couto Magalhães. Hasui et al. (1980), a partir de idades Rb-Sr em filitos, atribuíram a idade de 850 Ma. Para as rochas básicas intrusivas em quartzitos da Formação Couto Magalhães, obtiveram idades K/Ar de 780, 560 e 480 Ma, sendo este um possível atestado de rejuvenescimento isotópico.
A Formação Pequizeiro possui contato com as formações Xambioá, a leste, e Couto Magalhães, a oeste. Ainda ocorrem sobrepostos a ela sedimentos da Bacia do Parnaíba que preenchem grabens de reativação no Fanerozoico. Constitui-se predominantemente por clorita-quartzo xistos e clorita-xistos. Os clorita-quartzo- xistos são cinza-claro, crenulados e granolepidoblásticos finos (Souza & Moreton, 2001). Os clorita xistos apresentam cor cinza-esverdeado, são lepidoblásticos finos e crenulados. A passagem da Formação Pequizeiro para a Couto Magalhães é tectônico com imbricação, onde a Couto Magalhães constitui-se predominantemente por filitos, metassiltitos e metargilitos caracterizando a litofácies pelítica (Souza &
Moreton, 2001). Ocorrem ainda faixas conglomeráticas polimíticas e de metarcóseos associados a zonas de cisalhamento e possivelmente correspondem à sedimentação da fase rift da bacia. Os filitos lepidoblásticos são miloníticos e compreendem quartzo, plagioclásio e sericita como constituintes. Os metassiltitos possuem cor cinza-esverdeado, minúsculos grãos de quartzo e plagioclásio envoltos por sericita, clorita e argilominerais. Estratificações cruzadas, plano-paralelas, sand waves e herringbone foram preservadas como estruturas primárias tanto na Formação Morro do Campo quanto na Couto Magalhães (Souza & Moreton, 2001).
3.1.1.5Complexos Ofiolíticos
Estão localizados na porção sul da Faixa Araguaia entre os paralelos 6°30’S e 9°00’S. Os maiores ofiolitos presentes no Orógeno Araguaia estão na Serra do Tapa e Quatipuru, onde o primeiro representa uma sequência de harzburgito serpentinizado e basaltos, enquanto que o Complexo do Quatipuru consiste em harzbugitos serpentinizados e uma suíte de diques máficos desmembrados e cromititos podiformes.
Os corpos ultramáficos estão alinhados N-S e são interpretados como fatias de rochas ofiolíticas obductadas durante a amalgamação brasiliana (Trouw et al. 1976; Hasui et al. 1977; Osborne, 2001; Kotschoubey et al. 2005, Paixão et al. 2008; Hodel et al. 2018).
Diques gabróicos que cortam os peridotitos do ofiolito apresentaram uma idade mínima neoproterozoica para a geração desta crosta oceânica, obtidas através da isócrona em Sm/Nd de 757 ± 49 Ma. A Figura 3.5 apresenta o modelo evolutivo proposto por Paixão et al. (2008) para as rochas mantélicas do Quatipuru. Hodel et al. (2018) ainda propõem, através de química mineral e elementos traços, que as rochas ofiolíticas do Orógeno Araguaia teriam como protólito uma crosta oceânica depletada e advogam que tais corpos ofiolíticos são remanescentes de uma seção superior mantélica ou uma litosfera subcontinental.
Figura 3.5 - Modelo esquemático da evolução dos ofiolitos do Orógeno Araguaia, extraído de Paixão et al., (2008)
3.1.1.6Granitos Sin-Tarditectônicos
Na seção leste do Orógeno Araguaia no Estado do Tocantins ocorrem corpos graníticos de pequenas dimensões como os granitos de Santa Luzia, Ramal do Lontra e Presidente Kennedy, registrando uma granitogênese neoproterozoica relacionado ao Orógeno Araguaia (Alves, 2006).
