UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Gabriel Luiz Zaffari
CONTROLE LITO-ESTRUTURAL E CARACTERIZAÇÃO AEROGEOFÍSICA DO COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA
Orientador
Profº. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Co-orientadora
Profª. Dra. Roberta Mary Vidotti
CUIABÁ 2016
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Dra. Maria Lúcia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Profº. Dr. João Carlos de Souza Maia
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Dra. Leny Caselli Anzai
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS – FAGEO Diretor
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa Diretor Adjunto
Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Vice- Coordenadora
iii
CONTROLE LITO-ESTRUTURAL E CARACTERIZAÇÃO AEROGEOFÍSICA DO COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA
Gabriel Luiz Zaffari
Orientador
Profº. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Co-orientadora
Profª. Dra. Roberta Mary Vidotti
Dissertação apresentada ao Programa de
Pós-Graduação em Geociências da
Faculdade de Geociências – FAGEO como requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em Geociências.
CUIABÁ 2016
CONTROLE LITO-ESTRUTURAL E CARACTERIZAÇÃO AEROGEOFÍSICA DO COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA
________________________________________________________________
BANCA EXAMINADORA
______________________________________ Profº Dr. Amarildo Salina Ruiz
Orientador (UFMT)
_______________________________________ Profº Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho
Examinador Interno (UFMT)
_______________________________________ Profº Dr. Elton Luiz Dantas
Sumário
Resumo ... 7
CAPÍTULO I ... 1
I.1 Introdução... 1
I.1.1. Problemática e Relevância ... 1
I.1.2. Localização e vias de acesso ... 1
I.1.3 Objetivos ... 2
I.1.3.1 Objetivo Geral ... 2
I.1.3.2 Objetivos Específicos ... 2
I.1.4 Métodos da Pesquisa ... 3
I.1.4.1 – Trabalhos de Campo... 3
I.1.4.2 – Trabalhos de Laboratório ... 3
I.1.4.3 – Trabalho de Gabinete ... 3
I.1.5 – Metodologia... 3
I.1.5.1 Magnetometria... 5
I.1.5.2 Transformações do grid de Campo Magnético Anômalo ... 6
I.1.6 CONTEXTO GEOLOGICO REGIONAL... 11
I.1.6.1 OROGENIA PAN-AFRICANA ... 11
I.1.6.2 FAIXA PARAGUAI ... 13
I.1.6.3 GRUPO CUIABÁ ... 16
I.1.6.4 COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA ... 17
CAPÍTULO II ... 18
II.1. INTRODUÇÃO ... 20
II.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 20
II.3. MATERIAIS E MÉTODOS ... 23
II.3.1. Geofísica ... 23
II.3.2. Geologia ... 24
II.4. RESULTADOS... 24
II.4.1. Geofísica ... 24
II.4.2. Geologia ... 29
II.5. DISCUSSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS ... 36
II.6. AGRADECIMENTOS... 38
II.7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 39
CAPITULO III... 41
ABSTRACT
The Complexo Alcalino Planalto da Serra, is located between the counties of Planalto da Serra and Nova
Brasilândia, at the Mato Grosso south-central region among an area of approximately 30 km². Geologically is inserted in the Neoproterozoic metasediments of the Grupo Cuiabá, and it is composed of alkaline ultramafic rocks such peridotites, pyroxenites, carbonatites and apatitites such the alkaline bodies are plugs and swarm of dikes. The first studies in the CAPS indicated that the alkaline intrusions were Cretaceous and were to alkaline magmatism occurring in lineament 125 °. However, recent geochronological studies, by the methods Rb / Sr, Sm / Nd and Ar/Ar concluded that the age of the complex is about 600 Ma, indicating that the intrusion don’t below at the intrusion model occurring on the Bacia do Paraná border. In order to understand the relationship between the alkaline rocks with metasediments rocks of the Grupo Cuiabá, both in temporal relationship, was executed a geological mapping with lithostructural characterization with focus on the alkaline rocks and their wall rocks, creating regional maps and detail maps, besides profiles and schemes from the those intrusions. Another tool used was the geophysics by gama spectrometry and magnetometry because this methods generates a lot of information for regionally geological mapping. The magnetometry show a big difference between the wall rocks and alkaline rock, being possible to mapping 7 anomalies related to intrusions, being that 3 of them are new alkaline bodies. All these anomalies have high values of nT/m in ASA maps, being possible delimit bodies’ locations. The gamma spectrometry was also used to observe the interference of the alkaline bodies on the surface and as a tool in geological mapping. The alkaline occurrences modify the potassium concentrations in the areas of occurrence, generating a low counting of this element. Features such as deformation and mineral reorientation present in the edges of the alkaline dykes, corroborates with an intrusion model that occurred at a moment syn to tardi-tectonic. The relationship between age and the structural characteristics, deformation and metamorphic brings us to the
Resumo
O Complexo Alcalino Planalto da Serra está localizado entre as cidades de Planalto da Serra e Nova Brasilândia, na região centro sul do Estado de Mato Grosso em uma área de aproximadamente 30 km². Geologicamente esta inserido em metassedimentos neoproterozoicos do Grupo Cuiabá e é composto por rochas ultramaficas alcalinas como peridotitos, piroxenitos, carbonatitos e apatititos, onde os corpos alcalinos ocorrem na forma de plugs e enxame de diques. Os primeiros estudos no Complexo Alcalino Planalto da Serra indicavam que as intrusões alcalinas possuíam idade cretácea e estavam correlacionadas ao magmatismo alcalino que ocorre no Lineamento 125°. Entretanto novos estudos de geocronologia através dos métodos Rb/Sr, Sm/Nd e Ar/Ar concluíram de que se trata o complexo remonta a idades próximas a 600 Ma, indicando que essas intrusões não se encaixam no mesmo modelo de intrusões que ocorrem na borda da Bacia do Paraná. Afim de compreender a relação geológica e temporal entre as rochas com complexo alcalino e os metassedimentos do Grupo Cuiabá, foi executado um mapeamento geológico com caracterização litoestrutural com maior foco nas ocorrências alcalinas e suas encaixantes gerando mapas com escala regional e mapas de detalhe da intrusão Lau-Massao, além de perfis e blocos diagrama representando a forma ocorrência desse enxame de diques nas intrusões. Outra ferramenta utilizada no estudo foi a geofísica, através dos métodos de gamaespectometria e magnetometria pois além de auxiliarem no mapeamento geológico das instrusões alcalinas geram um grande número de informações para o mapeamento geológico de forma regional, tanto litológico, quanto estrutural. A magnetometria mostrou uma grande diferença entre as rochas encaixantes e as rochas alcalinas, onde foi possível a identificação de 7 anomalias magnéticas relacionadas as intrusões alcalinas, 3 a mais do que os corpos alcalinos já conhecidos. Todas essas anomalias apresentaram alto valor em nT/m em mapas de amplitude de sinal analítico, sendo possível demarcar com precisão a localização dos corpos. A gamaespectometria também foi utilizada para se observar a interferência dos corpos alcalinos em superfície e como uma ferramenta no mapeamento geológico. As ocorrências alcalinas alteram as concentrações de potássio nas áreas de ocorrência gerando uma baixa contagem desse elemento. Características como a deformação e reorientação mineral, presentes nas bordas de diques alcalinos, além de microestruturas deformacionais e de crescimento mineral paralelo ao esforço sofrido pelos diques, corrobora com um modelo de intrusão que ocorreu em um momento sin a tardi-tectônico. A relação entre as idades, características estruturais, deformacionais e metamórficas nos remete ao mesmo evento orogênico que afetou as rochas da Faixa Paraguai.
CAPÍTULO I
INTRODUÇÃO
I.1 Introdução
I.1.1. Problemática e Relevância
Apesar do Complexo Alcalino Planalto da Serra possuir uma ocorrência volumetricamente baixa com relação a outros grupos de rochas presentes na Faixa Paraguai, a evolução ge ológica desse complexo, desde sua colocação nos metassedimentos até seu metamorfismo e deformação, é de grande importância para o entendimento geológico regional. Além do fator do conhecimento, essas rochas são fonte de uma serie de substancias com grande importância econômica, o que faz com que o entendimento desse grupo de rochas seja de extrema importância para o desenvolvimento em um âmbito econômico. Porem existem poucos estudos padronizados sobre tais rochas, principalmente visando questões cientificas e de evolução geológica do complexo.
Segundo Pinho et al. (2005) o CAPS é trata-se de sistemas intrusivos compostos por peridotitos, piroxenitos alcalinos, brechas carbonáticas e carbonatitos. Neder et al. (2005) atribuiu a colocação dessas rochas através de um sistema de falhamentos em bloco com o desenvolvimento de
grabens ligados ao Rift Rio dos Cavalos. Ao relacionar estes litotipos alcalinos aos encontrados
próximos à borda da Bacia do Paraná Ormond (2006), atribuiu idade Cretácea a este complexo. Porem estudos recentes de geocronologia das rochas do CAPS (De Min, 2013) mostram idades próximas a 600 Ma e relacionadas a períodos extencionais de separação entre o continente Laurentia do Cráton Amazônico. Stropper (2014), classificou essas rochas como bebedouridos, classificando-as em três grupos com base em sua composição modal, assembleia mineralógica, química mineral e química de rocha total além de relacionar associações mineralógicas de tremolita + clinocloro + serpentina como evidencia de metamorfismo regional compatível com o grau metamórfico da Zona Interna da Faixa Paraguai.
Com o intuito de esclarecer a relação entre a deformação encontrada nas rochas do CAPS e a relação temporal com sua encaixante, foi desenvolvido esse trabalho utilizando ferramentas como a aerogeofísica (magnetometria e gamaespectometria) e mapeamento geológico com foco no controle litoestrutural das principais ocorrências de rochas do CAPS.
I.1.2. Localização e vias de acesso
A área de estudo localiza-se no estado de Mato Grosso, aproximadamente a 330 km da capital Cuiabá e localiza-se na divisa entre os municípios de Planalto da Serra e Nova Brasilândia. O acesso ate a cidade de Planalto da Serra é feito a partir de Cuiabá pela MT-251 por 221 km ate o
Figura.I. 1 – mapa de localização e vias de acesso da área de estudo
I.1.3 Objetivos
I.1.3.1 Objetivo Geral
Esse trabalho tem o objetivo de contribuir com novas informações do Complexo alcalino de planalto da serra e sua evolução estrutural, cujo este está inserido em rochas da faixa móvel Paraguai na região sudeste de Mato Grosso. Para isso o estudo foi baseado em analises de dados geofísicos, de magnetometria e gamaespectometria juntamente com dados litoestruturais, adquiridos em campo, e petrográficos.
I.1.3.2 Objetivos Específicos
Cumprimento de requisito parcial para a obtenção do título de mestre pelo programa de Pós-graduação em Mato Grosso pela Universidade Federal de Mato Grosso.
Gerar um mapa lito-estrutural do complexo alcalino de planalto da serra, e do seu entorno.
Definir a continuidade física do complexo alcalino, utilizando métodos geofísicos de magnetometria e gamaespectometria.
Estimar a profundidade e localização das fontes magnéticas.
Compreender a relação temporal e de intrusão das rochas do CAPS e as rochas encaixantes do Grupo Cuiabá.
I.1.4 Métodos da Pesquisa
I.1.4.1 – Trabalhos de Campo
As etapas de campo aconteceram na região ao sul da cidade de Planalto da Serra com foco nas 2 principais intrusões (Lau-Massao e Chibata Denizar) e as rochas do Grupo Cuiabá de toda a região. Nessa etapa foram feitas analises descritivas das rochas do CAPS e suas encaixantes, descrição e medição de estruturas primarias e secundarias, além do estudo e interpretação de estruturas geradas por eventos deformacionais. Também foram coletadas amostras orientadas para posteriores estudos cinemáticos em laboratório e produção de laminas petrográficas.
I.1.4.2 – Trabalhos de Laboratório
As amostras orientadas foram enviadas ao laboratório de laminação da Faculdade de Geociencias da UFMT e ao laboratório de laminação da UFPA em Belém, onde foram confeccionadas lâminas dos principais litotipos que mostram as principais feições estruturais.
O estudo microscópico foi realizado no Laboratório de Microscopia da Faculdade de Geociências da UFMT, utilizando um microscópio petrográfico BX 41 (Olympus), com as objetivas de 2x, 4x, 10x, e 40x com câmera acoplada, permitindo a obtenção de imagens de feições microestruturais tanto da rocha alcalina quanto das rochas encaixantes
A etapa de tratamento e processamento dos dados geofísicos foi feita utilizando o software Oasis Montaj® da Geosoft, versão 8.0, na Universidade de Brasília, gerando uma série de produtos a partir do campo magnético residual, para dados de magnetometria e mapas de contagem total de potássio, tório e urânio para a geração de um mapa ternário, utilizando dados gamaespectométricos I.1.4.3 – Trabalho de Gabinete
Nessa fase foi feito o tratamento e a interpretação dos dados obtidos em campo nas fases anteriores. Os dados estruturais foram plotados em estereogramas, utilizando-se a rede Schimidt e o hemisfério inferior, através do programa OpenStereo 0.1.2 (Grohmann et al. 2011).
Os dados foram compilados em mapas, figuras e textos apresentados nessa dissertação e no artigo cientifico.
I.1.5 – Metodologia
A sequência do processamento do banco de dados aerogeofísicos e seus devidos produtos esta representado no fluxograma simplificado da figura I. 2.
I.1.5.1 Magnetometria
A magnetometria é um método geofísico que analisa o resultado da interação do campo geomagnético e as rochas presentes na crosta terrestre. A resposta das rochas com relação ao campo magnético terrestre varia de acordo com suas propriedades físicas, permitindo assim analisar a geologia através da interpretação de dados magnéticos. Em campos magnéticos de baixa amplitude, a interação de materiais com um campo magnético externo produz uma magnetização induzida Mi proporcional em
magnitude e paralela à direção do campo magnético H, chamado de indutor (Blakely, 1996).
Mi = χ.H (01)
A constante χ é chamada de susceptibilidade magnética e trata-se de uma medida do quão suscetível à magnetização é um material, e essa propriedade física é considerada diretamente proporcional a quantidade de minerais magnéticos que compõem as rochas.
A magnetização (M) em corpos tridimensionais se da através do somatório dos momentos magnéticos (mi) do
corpo em função do seu volume (V), (Blakely, 1995).
𝑀 =1𝑣𝛴i mi. (02)
Dados coletados através da magnetometria são constituídos pela soma de duas componentes vetoriais: a Magnetização Induzida (𝑀⃗⃗⃗⃗ , gerada pelo Campo Magnético Terrestre) e a Magnetização Induzida 𝐼
(𝑀⃗⃗⃗⃗⃗ , adquirida durante a cristalização da rocha): 𝑅
𝑀⃗⃗⃗⃗⃗ 𝑇 = 𝑀⃗⃗⃗⃗ + 𝑀𝐼 ⃗⃗⃗⃗⃗ (03) 𝑅
sendo que 𝑀⃗⃗⃗⃗⃗ é a Magnetização Total do corpo. 𝑇
A relação (Q) entre as intensidades MI e MR é chamada de Razão de Köenigsberg (Blakely, 1995):
Q = 𝑀𝑅
𝑀𝐼 (04)
As magnetizações são consideradas vetores tridimensionais e são definidas pelas componentes direcionais de inclinação, que variam verticalmente de +90° a -90°, e de declinação que variam de +180° a -180°, e através da intensidade dada a partir da Equação 02.
Dessa forma as direções de 𝑀⃗⃗⃗⃗ podem ser identificadas como paralelas ao Campo Magnético Terrestre e a 𝐼 intensidade calculada de acordo com a rocha utilizando a Equação 01.
Com a influência da variação do Campo Magnético Terrestre (CMT), a remanência da magnetização natural das rochas e ação de outros campos magnéticos externos, é necessário executar uma sequência de processamentos de dados magnéticos para a remoção dessas interferências a fim de isolar a devida resposta magnética das rochas alvo. A sequencia de processamento segue os seguintes passos:
a. Correção de paralaxe: O erro de parelaxe corresponde à diferença entre o momento da medida do
magnetômetro e o sistema de posicionamento GPS. Esse erro é determinado através de uma linha de voo em sentido oposto, sobre uma mesma feição magnética anômala já conhecida no terreno. A correção a ser aplicada se refere ao valor deslocado no tempo de amostragem, ao ponto das duas feições se tornarem coincidentes.
b. Remoção da Variação Magnética Diurna: O campo geomagnético está em constante variação
causada pela interação com o vento solar. Com o intuito de eliminar o efeito dessa variação, é feita uma correção com o uso de um magnetometro base fixo, onde esse fica instalado em um local onde não sofre interferências. Esse magnetometro realiza medidas em intervalos regulares durante o levantamento. A correção se da através da subtração dos sinais magnéticos dos magnetometros base e itinerante.
c. Nivelamento dos perfis: Tem como objetivo corrigir erros residuais da correção da variação diurna,
que ocorrem por supercompensação ou subcompensação dessa variação. O ajuste das linhas de vôo é feito se baseando na média das diferenças com as linhas de controle. Assume-se que tais diferenças estão distribuídas de forma aleatória e que apenas uma tendência de 1ª ordem defina o desnível entre as linhas de vôo e controle
d. Micronivelamento dos perfis: Processo que tem como objetivo eliminar qualquer resíduo de “de
nivelamento” que tenha permanecido nos dados. Esse processo consiste na geração de dois grids auxiliares que resultam na aplicação de filtros passa-alta tipo Butterworth e cosseno direcional, que atuam na direção das linhas de vôo e perpendicularmente a elas, seguindo-se, então da criação de um grid final decorrugado, que resultará do somatório dos grids produzidos em etapas distintas. Subtraindo esse ultimo de um grid normal, resultará no erro de nivelamento a ser subtraído aos dados pré-nivelados.
e. Remoção do IGRF: Com o intuito de isolar a resposta das rochas crustais, é necessária a remoção da
componente nuclear do campo geomagnético. O valor a ser removido das medidas, é com base em cálculos de modelos globais do campo geomagnético, como o Campo Geomagnético Internacional de Referencia (IGRF), referido ao valor médio do período do levantamento.
I.1.5.2 Transformações do grid de Campo Magnético Anômalo
Campo Magnético Anômalo
O campo magnético anômalo ou residual trata-se do campo magnético total reduzido do IGRF. Este é o produto inicial utilizado na maioria dos processos de aplicações de filtros e geração de produtos posteriores, e ele representa a porção mas rasa da crosta no campo magnético. Ainda que utilizado em
interpretações de anomalias magnéticas essas são dificultadas pelo fato de ste produto apresentar as anomalias com caráter dipolar.
Derivada Vertical (Dz)
A derivada vertical trata-se de uma estimativa na taxa de variação do campo magnético anômalo com relação a aproximação ou distanciamento da fonte magnética responsável pela geração da anomalia. Blakely (1995) propõe que a derivada vertical é a representação da transformação linear de campos potenciais com repostas de alta frequência detrimento dos sinais de baixa frequência.
O filtro de derivada vertical é amplamente aplicado dados de campos potenciais onde as fontes magnéticas são rasas, onde a aplicação desse filtro resultara em um realce de fontes geológicas rasas
A derivada vertical é calculada da seguinte forma:
L(ω) = ωn
(5) ω = √𝑢2+ 𝑣2 (6)
Sendo que ω trata-se do número de onda em radianos, u e v são, respectivamente o número de onda no eixo x e y, e o n representa o índice de derivação.
Amplitude do Sinal Analítico (ASA).
O filtro de Amplitude do Sinal Analítico é utilizado principalmente no mapeamento de borda de corpos, já que o sinal fornece a máxima amplitude sobre contatos magnéticos, facilitando um melhor entendimento da geometria da fonte magnética, além de mostrar os picos magnéticos, os quais localizam-se acima das fontes causadoras das anomalias. Em locais onde a fonte magnética é rasa, baixa latitude magnética e existe alta magnetização remanescente, os resultados com esse filtro são de melhor qualidade.
O conceito de sinal analítico foi definido por Ville (1948), onde o sinal analítico a(x) da função f(x), definida por
a(x) = f(x) – iH[f(x)], (7)
onde H[f(x)] representa a transformada de Hilbert de f(x). Nabighian (1972, 1974) foi responsável por aplicar o conceito de sinal analítico a dados de campo potencial em duas dimensões.
|A(x)| = ϕx + iϕz, (8)
e a amplitude do sinal analítico 2D (ASA) de do campo potencial se faz independente da direção de magnetização é
Roest et al. (1992) apresenta o sinal analítico em três dimensões como um vetor que contem derivadas horizontais e suas transformadas de Hilbert e a Amplitude do sinal analítico em 3D sendo possível estimar a profundidade da fonte magnética
|A(x,y)| = √ϕ𝑥2+ ϕ𝑦2+ ϕ𝑧2 (10)
Tilt derivative
Conhecido como tilt de campo potencial ou inclinação do sinal analítico (ISA), essa técnica foi descrita por Miller e Singh (1994) e aprimorada por Verduzco et al. (2004), está baseada na razão entre as derivadas vertical e horizontal, onde os valores do ângulo TILT varia entre -90° e 90° sendo que o centro da fonte apresenta valores máximo, valores zero ou próximos de zero nos limites da fonte e valores mínimos fora da fonte. Aprimorada por Salem et al. (2007) onde ele define que a profundidade das anomalias corresponde à metade da distância entre os ângulos de 45° a –45°. Com o objetivo de realçar dados do gradiente horizontal total (GHT), Ferreira et al. (2010) utiliza a inclinação do sinal analítico através da equação:
ISA_GHT = tg-1 ( Ə𝐺𝐻𝑇 Əz [√(ƏGHT Əx ) 2 +(ƏGHTƏy )2] 1 2 ) (11) Deconvolução de Euler
A deconvolução de Euler é um método matemático proposto por Thompson (1982) e aprimorado por Reid et al. (1990), é dada a partir da equação diferencial homogênea de Euler:
(x – 𝑥0)ƏMƏX + (𝑦 − 𝑦0)ƏMƏY+ (𝑧 − 𝑧0)ƏMƏz = 𝜂(𝑅 − 𝑀) (12)
sendo que 𝑥0, 𝑦0, e 𝑧0 são as coordenadas da fonte do sinal magnético, x, y, z são as posições das medições, o índice estrutural é representado por 𝜂, a anomalia magnética é representada por M e o R o valor do campo total. O índice estrutural 𝜂 é uma medida da taxa de decaimento do sinal magnético de acordo com a geometria da fonte responsável pelo sinal, de acordo com a tabela I.1.
Modelo Geológico Índice estrutural Esfera 3 Pipe vertical 2 Dique 1 Contato 0 Soleiras 1
Tabela I. 1 – Relação entre a geometria da fonte do sinal magnético com o Índice Estrutural (adaptado de Reid et
al. 1990)
I.1.5.2 Gamaespectometria
O método gamaespectométrico tem sua base na medição da radiação gama emitida pelo processo de desintegração de núcleos instáveis de elementos radioativos instáveis. Esses por sua vez perderem massa através da emissão de partículas e/ou radiação eletromagnética, essa propriedade é denominada radioatividade.
O decaimento de um elemento radioativo se da principalmente através da emissão de partículas alfa (α), beta (β) e raios gama (γ). Os raios gama não possuem carga nem massa atômica e são gerados pela energia excedente criada após a formação do átomo. A radiação gama é derivada a partir da desintegração natural dos elementos instáveis potássio (40K), tório (232Th), e urânio (238U). Os raios gama gerados a partir desse processo podem chegar a uma penetração de ate 40 cm em rochas e ate centenas de metros no ar, dessa forma o método aplicado a aerogamaespectometria detecta a radiação proveniente dos primeiros 40 cm de profundidade (IAEA, 2003).
Os únicos elementos naturais com radioisótopos que produzem raios gama com a intensidade e energia suficiente para serem detectados em levantamentos aéreos são o potássio (K), urânio (U), e o tório (Th), e essa radioatividade é obtida por meio da medida da radiação gama na janela de contagem total que opera entre valores de 0,4 a 2,81 MeV (Minty 1997) (Fig I. 3). O potássio (40K) possui um pico de energia de 1,46 MeV. O urânio utilizado em pesquisas gamaespectométricas trata-se do isótopo filho do 238U. Na serie de decaimento do 238U o 214Bi é o isótopo que emite raios gama com intensidade e energia suficiente para ser medida, e possui energia de 1.76 MeV. O 232 Th possui uma série de decaimento onde o isótopo 208Ti emite energia de 2.61 MeV, sendo essa medida utilizada para medida estimada da concentração de tório.
Figura I. 3 - Espectro típico de radiação gama medido a 100 metros de altitude, mostrando fotopicos de maior intensidade e posições das janelas, relativas aos 3 canais do s radioelementos K, U e Th. (Extraido de Minty 1997).
De acordo com IAEA (2003) o potássio, tório e urânio possuem abundancia considerada media na crosta superior e são de, respectivamente, 2,3%, 12ppm e 2,7 ppm. O potássio apresenta maior abundância na crosta terrestre entre os três elementos estudados. Tem sua ocorrência predominantemente em feldspatos e micas como a muscovita e biotita-K em rochas félsicas, principalmente em granitoides, e é ausente em minerais máficos. Por estar contido em minerais de fácil lixiviação causada por processos intempéricos, o potássio representa o elemento mais móvel entre os três elementos em questão.
O tório se apresenta como radioelemento mais imóvel e inerte quando comparado aos outros dois radioelementos e por isso marca bem estruturas superficiais e domínios geológicos. Em regiões com grande grau de intemperismo é comum a presença elevada desse elemento. É encontrado principalmente em minerais como alanita, monazita, zircão e xenotima.
O urânio geralmente tem sua ocorrência relacionada a óxidos de ferro e minerais silicaticos. Rochas como granitoides, carbonatitos, sienitos e alguns tipos de folhelhos aparecem como principais rochas com a presença de urânio. Apresenta-se como elemento traço, e quanto mais ácida for a rocha maior será a concentração desse elemento e a sua mobilidade varia de acordo com o mineral que comporta esse radioelemento, sendo que pode tanto ser lixiviado diminuindo a concentração de urânio como também os minerais podem ser insolúveis sendo moveis apenas por processos físicos.
Para a interpretação de domínios e subdomínios gamaespectométricos foram utilizados mapas de composição ternária com cor do tipo RGB, sendo que o potássio é representado pela cor vermelha, o tório pela cor verde e o urânio pela cor azul.
I.1.6 CONTEXTO GEOLOGICO REGIONAL
I.1.6.1 OROGENIA PAN-AFRICANA
Kennedy (1964) denominou de Orogenia Pan-Africana a formação de inúmeros cinturões moveis das bordas dos crátons mais antigos. Essa amalgamação gerou o supercontinente Gondwana e com base em idades Rb-Sr e K-Ar provenientes da África se chegou a uma idade aproximada de 500 Ma. Esse conceito foi utilizado para todos os eventos de aglutinação onde os continentes que compuseram o supercontinente Gondwana apenas alternando nomes regionais, como Cadomiano, Baikaliano, Adelaiano, Beardmore e por fim o Brasiliano, sendo que cada um desses cinturões se encontra em diferentes lugares espalhados pelo globo. Mais tarde esse evento foi reconhecido como sendo a parte final de um ciclo orogênico que ocorreu entre 870 e 540 Ma e teve como resultado final a fusão de domínios continentais (Krönner & Stern, 2005).
Atualmente são reconhecidos nos domínios Pan-Africanos dois tipos de cinturões orogênicos, onde um é constituído de rochas supracrustais e magmáticas neoproterozoicas de origem juvenil e apresentam feições diagnosticas como ofiolitos, rochas de arco de ilha ou margem continental passiva e granitoides de subducção ou colisão.
Constituindo o outro tipo ocorrem assembleias metamórficas de alto grau polideformadas, expondo níveis crustais médio e inferior. Como protólito dessas assembleias são predominantemente rochas de crosta mais velha, com idades neoproterozoicas a arqueanas e retrabalhadas no Neoproterozoico (Krönner & Stern, 2005).
Segundo Tohver et al. (2010) a diferença de grau metamórfico entre os diferentes cinturões Pan-Africanos tratam-se de diferentes níveis de exumação ocorrido em acontecimentos posteriores, como no cinturão Paraguai situado dentro do Gondwana, em contraste com a posição externa Cinturão Pampeano, gerado em uma margem ativa durante a tafrogênese toniana, a qual fragmentou o supercontinente Rodinia, foram gerados vários oceanos e como resultado do fechamento dos mesmos gerou o sistema Pan-Africano de cinturões na África, Brasil e Antártida (Krönner & Stern, 2004) (Fig I. 4).
Figura I. 4 – Mapa do supercontinente Gondwana no final do Neoproterozoico, mostrando a localização dos cinturões Pan-Africanos. (Extraído de Krönner & Stern 2004).
Segundo Almeida et al. (1977) os domínios Pan-Africano, na América do Sul, são dividida de acordo com a situação geográfica e a posição com relação aos antigos Crátons, são esses a Província Tocantins no escudo Brasil Central e as províncias Borborema e Mantiqueira no Escudo Atlântico.
Hasui et al. (2012) afirma que o Sistema Orogênico Borborema, que ocorre no nordeste da plataforma Sul-Americana, esta correlacionada com o Cinturão Transahariano. O Sistema Orogênico Mantiqueira que ocorre no sudeste da plataforma, pode ter correlação com cinturões presentes no sudoeste da África. O sistema Orogênico Tocantins sendo esse subdividido em cinturões Brasília Araguaia e Paraguai, se localiza no centro da plataforma Sul-Americana, foi desenvolvido entre os crátons Amazônico, São Francisco e Paranapanema (Fig I. 5). Para Tohver et al. (2010) a geração desse sistema orogênico é resultado do fechamento do oceano Clymene que estava localizado entre os crátons Amazônico, oeste da África e outros crátons Sul-Americanos, sendo que esse oceano foi aberto durante a tafrogênese durante o toniano. Dados paleomagnéticos e geocronológicos sugerem que o inicio da colisão entre os crátons se deu no Cambriano inferior a médio e como resultado dessa colisão foram gerados dobramentos, cavalgamentos e remagnetização das rochas dos cinturões.
Figura I. 5 – Compartimentação do Sistema Orogênico Tocantins, segundo Hasui et al. (2012)
I.1.6.2 FAIXA PARAGUAI
A faixa Paraguai trata-se de um cinturão de dobras e cavalgamentos (Almeida, 1965), e é composto por uma associação de rochas metassedimentares dobradas e metamorfizadas, onde a intensidade da deformação e metamorfismo sofre uma diminuição de intensidade e m direção ao cráton, até ser composta por rochas de sedimentos de cobertura de plataforma. A coluna estratigráfica utilizada nesse trabalho foi proposta por Tokashiki & Saes (2008), onde foi comparada com as principais colunas estratigráficas já propostas (Fig I. 6).
Figura I. 6 – Comparação entre as principais colunas estratigráfias propostas para o Grupo Cuiabá. (Extraido de Tokashiki e Saes 2008)
Almeida (1984), dividiu o cinturão em três zonas estruturais onde mais tarde Alvarenga & Trompette (1993) redefiniu essas zonas em Zona Estrutural Interna Metamórfica com intrusões graníticas, Zona estrutural Externa dobrada sem metamorfismo e Cobertura sedimentar de Plataforma (Fig I.7)
A Zona estrutural Interna caracteriza-se pela presença de dobramento isoclinal, metamorfismo de baixo grau e intrusões de granitos pós-orogênicos. Na Zona Estrutural externa ocorre dobramentos abertos associados com falhas reversas, nessa zona estrutural o metamorfismo é anquizonal ou inexistente. A Cobertura Sedimentar de Plataforma é caracterizada por suaves ondulações, com tectônica rúptil não penetrativa e metamorfismo inexistente.
Figura I. 7 – Contexto geológico e estrutural regional da Faixa Paraguai, na região do CAPS, com estratigrafia retirada de Tokashiki e Saes (2008) e base geológica extraída de Lacerda Filho et al. (2004)
De acordo com Alvarenga (1988,1990) o Cinturão Paraguai trata-se de um cinturão de dobramentos polifásicos afetado pelo Ciclo Brasiliano, onde a evolução da deformação se deu de forma continua, com a presença da maior intensidade em duas fases iniciais e deformação sobreposta.
Segundo Alvarenga & trompete (1993) a fase deformacional inicial (D1) ocorre como fase principal e é a mais expressiva em todo o cinturão que gera um traço estrutural mais marcante, traço esse é observado tanto na zona interna quanto na zona externa. Sua direção é nordeste e mostra vergência para o Cráton Amazônico. As fases deformacionais (D2+D3) são intermediarias e possuem caráter local, sendo observado apenas alguns afloramentos na Zona Interna. Essas fases são caracterizadas por gerarem clivagem de crenulação e kinks associados e suas direções é coaxial a primeira fase deformacional. A ultima fase (D4) trata-se de uma deformação rúptil e é observada nas
três zonas estruturais, caracterizada por um dobramento perpendicular ao eixo das três primeiras fases (Fig I. 8). Ainda segundo Alvarenga & Trompette (1993) essas deformações são resultado de uma orogênese colisional com desenvolvimento completo do Ciclo de Wilson ou fechamento de um aulacógeno ou rift intracontinental.
Alvarenga & Trompette (1993). Dividiram as rochas da faixa em três associações litológicas sendo estas uma inferior turbiditica-glaciogenica, uma média carbonatada e uma superior detrítica.
Figura I. 8 – Principais características estruturais geradas em cada fase de deformação em cada zona estrutural. (Extraído de Alvarenga & Trompette)
I.1.6.3 GRUPO CUIABÁ
Almeida (1964) adotou o termo Série Cuiabá para as rochas metassedimentares de baixo grau metamórfico, porem Almeida (1968) concluiu que o Grupo Cuiabá tratava-se de dois estágios de sedimentação, separados por discordâncias e litologia quando comparado ao Grupo Jangada, esse por sua vez mais novo. Luz et al., (1980) separou o Grupo Cuiabá em oito subunidades, onde a base da sequencia é a Subunidade 1 e é composta por filitos sericiticos intercalados com filitos e metarenitos grafitosos. A Subunidade 2 é constituída por metarenitos e filitos verde escuros a pretos, por vezes grafitosos com lentes de mármore calcitico. A Subunidade 3 é formada por filitos, filitos com seixos, metaconglomerados, metarenitos, filitos calcíferos e níveis de hematita. A Subunidade 4 é composta de metaconglomerados com raras intercalações de filitos e metarenitos de cor cinza escuro, arroxeados e avermelhados. A Subunidade 5 é representada por filitos, metarcoseos, metas finos e quartzitos . A Subunidade 6 é constituída por filitos com seixos e metarenitos, quartzitos e mármores subordinadamente. Na Subunidade 7 ocorre metaconglomerados petromiticos com filitos e metarenitos subordinados. E por fim a Subunidade 8 é composta por mármores calciticos, dolomitos, meta margas e filitos sericiticos.
Este trabalho utiliza a estratigrafia proposta por Tokashiki & Saes (2008) o qual ele propõe uma coluna estratigráfica para o Grupo Cuiabá individualizando três formações: Formação Campina de Pedras, Formação Acorizal e Formação Coxipó.
Tokashiki & Saes (2008) descrevem a Formação Campina de Pedra como a unidade basal do Grupo Cuiabá, se tratando de uma fase rifte e engloba as Subunidades 1 e 2 descritas por Luz et al. (1980) e unidade inferior proposta por Alvarenga (1988). A Formação Acorizal é descrita como uma fase de margem passiva e engloba as Subunidades 3, 4 e 5 de Luz et al. (1980) e à Facies Intermediária da Unidade Média Turbiditica Glácio-marinha descrita por Alvarenga (1988). Já a Formação Coxipó é descrita como uma fase de fechamento de bacia, e é composta pelas Subunidades 6, 7 e 8 descritas por Luz et al. (1980) e à Facie Proximal da Unidade Média Turbidítica Glácio-marinha e parte da unidade Carbonatada proposta por Alvarenga (1988). (Fig I. 9)
Figura I. 9 – Extratigrafia proposta por Tokashiki & Saes (2008), e sua relação com as subunidades descritas p or Luz et al. (1980). (Extraido de Tokashiki & Saes 2008)
I.1.6.4 COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA
Os primeiros estudos científicos sistemáticos realizados na região do CAPS foram realizados por Pinho et al. (2005), Neder et al. (2005) e Ormond, (2006) onde estes descreveram as rochas ultramáficas-alcalinas de Planalto da Serra, compostas por glimeritos e carbonatitos intrudindo meta-arenitos meta-siltitos e filitos do Proterozoico. Ormond (2006) sugeriu período cretáceo para as rochas do Complexo Alcalino de Planalto da Serra, principalmente por sua proximidade ao “Azimute 125”.
Stropper (2014) classificou as rochas do CAPS como bebedouritos através da definição original e histórica desse conjunto de rochas. O grupo de rochas estudado possui associações mineralógicas metamórficas típicas de metamorfismo regional de baixo grau, porem sem possuir indícios de deformação na rocha. Stropper sugeriu um sistema de ascensão do magma em um ambiente de abatimento de blocos em bacias pull-appart.
Estudos recentes (De Min, 2013), através de idades de cristalização obtida pelos métodos de Rb/Sr, Sm/Nd e Ar/Ar indicam idades de 598±9 Ma, 570±72 Ma e 604±12 Ma, respectivamente, alterando assim a idade de intrusão do Complexo para o Ediacarano no Proterozóico. Com essas novas idades disponíveis, as rochas do Complexo Alcalino de Planalto da Serra são correlacionadas as rochas do tipo K-alcalinas-carbonatiticas presentes no Rift Rio de Cavalos localizado na região de Planalto da Serra, que possuem idades de 600 Ma e podem ser consideradas como parte de eventos do Ciclo Brasiliano.
CAPÍTULO II
ARTIGO SUBMETIDO À GEOLOGIA USP. SÉRIE CIENTÍFICA
CONTROLE LITO-ESTRUTURAL E CARACTERIZAÇÃO AEROGEOFÍSICA DO COMPLEXO ALCALINO PLANALTO DA SERRA – MT
GABRIEL LUIZ ZAFFARI 1,2,5, zaffari89@msn.com; Amarildo Salina Ruiz 1,2,3,5, asruiz@gmail.com; Roberta M ary Vidotti 4,
roberta@unb.br
1Faculdade de Geociências – (FAGEO), Universidade Federal de M ato Grosso – (UFM T), 2Programa de Pós-Graduação em
Geociências PPEGEO/UFM T 3Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica – Guaporé, 4Instituto de Geociências da
Universidade de Brasília – IG/UnB, 5 Instituto Nacional de Ciências e Tecnologia de Geociências da Amazônia - GEOCIAM .
Abstract: The Complexo Alcalino Planalto da Serra, is inserted in the metasediments of the Grupo
Cuiabá and it is composed of alkaline ultramafic rocks such as peridotites, pyroxenites, carbonatites, apatitites and bebedourites. The first studies on the Alkaline Complex Planalto da Serra indicated that they were Cretaceous rocks correlated to alkaline magmatism occurring in lineament 125 °. However, recent geochronological studies, by the methods Rb / Sr and Sm / Nd, concluded that the age of the complex is about 600 Ma, reassembling, thus, an intrusion model of dikes and stocks, different of that already described. In order to understand the relationship between the alkaline rocks with rocks of the Grupo Cuiabá, both in temporal relationship between the two as in the question of intrusion model, it was used two working methods: the geophysics, using gamma spectrometry and magnetometry, and the geological mapping, with lithostructural characterization. With the big difference between the magnetic characteristics of metasediments that make up the host rocks and alkaline rocks, were identified and delineated 7 magnetic anomalies related to intrusions. The gamma spectrometry was also used to observe the interference of the alkaline bodies on the surface and as a tool in geological mapping. The alkaline occurrences modify the potassium concentrations in the areas of occurrence, generating a low counting of this element. Features such as deformation and mineral reorientation present in the edges of the alkaline dykes, corroborates with an intrusion model that occurred at a moment syn to tardi-tectonic. The relationship between age and the structural characteristics, deformation and metamorphic brings us to the same orogenic event that affected the rocks of Paraguay Belt.
Keywords: Complexo Alcalino Planalto da Serra, Magnetometry, Gamma spectrometry,
Deformation, Lithostructural characterization.
Resumo: O Complexo Alcalino de Planalto da Serra, geologicamente, está inserido nos
metassedimentos do Grupo Cuiabá sendo composto por rochas ultramáficas alcalinas como os peridotitos, piroxenitos, carbonatitos, apatititos e bebedouritos. Os primeiros estudos no Complexo Alcalino Planalto da Serra indicavam que se tratavam de rochas de idade cretácea, correlacionadas ao magmatismo alcalino que ocorre no Lineamento 125°. Porem estudos recentes de geocronologia, através dos métodos de Rb/Sr e Sm/Nd, concluíram que a idade do complexo é de aproximadamente 600 Ma, remontando assim um modelo de intrusão de diques e stocks diferente do já descrito. Com o intuito de compreender a relação entre as rochas alcalinas com as rochas do Grupo Cuiabá, tanto na relação temporal entre as duas quanto no quesito de modelo de intrusão, foram utilizadas dois métodos de trabalho. A geofísica, utilizando a gamaespectometria e magnetometria, e mapeamento geológico com caracterização litoestrutural da região. Com a grande diferença entre as características magnéticas dos metassedimentos que compõem as rochas encaixantes, e as rochas alcalinas, foram identificadas e delimitadas 7 anomalias magnéticas relacionadas as intrusões alcalinas. A gamaespectometria também foi utilizada para se observar a interferência dos corpos alcalinos em superfície e como uma ferramenta no mapeamento geológico. As ocorrências alcalinas alteram as concentrações de potássio nas áreas de ocorrência gerando uma
presentes nas bordas de diques alcalinos, corrobora com um modelo de intrusão que ocorreu em um momento sin a tardi-tectônico. A relação entre as idades, características estruturais, deformacionais e metamórficas nos remete ao mesmo evento orogênico que afetou as rochas da Faixa Paraguai.
Palavras-chave: Complexo Alcalino de Planalto da Serra, Magnetometria, Gamaespectometria,
Deformação, Caracterização litoestrutural II.1. INTRODUÇÃO
Os complexos alcalinos são conhecidos em todos os continentes e ocorrem desde o Precambriano até o Cenozoico, porem se apresentam em um volume insignificante com relação a outras rochas da crosta terrestre. Apesar do pequeno volume, essas rochas possuem grande importância econômica como fonte de urânio, fosfato, elementos terras raras (ETR) entre outros. Essas rochas possuem também grande importância em estudos de ambientes evolutivos do planeta.
O Complexo Alcalino Planalto da Serra está localizado na região de Nova Brasilândia e Planalto da Serra, este ocorre inserido em metassedimentos da Faixa Paraguai, em filitos e metas do Grupo Cuiabá. Os corpos alcalinos intrudem os metassedimentos na forma enxame de diques com dimensões de 2 metros de largura por 5 metros de comprimento, O Complexo Alcalino de Planalto da Serra, foi descrito primeiramente por Neder et al, (2005) e Pinho et al, (2005) tratando-se de um conjunto de rochas ultramáficas-alcalinas relacionados ao Lineamento 125 da Província Alcalina de Poxoréo, relacionando assim, essas rochas ao período cretáceo (Ormond 2006). Porém novos estudos indicam que tratam-se de rochas com idades mais antigas, de aproximadamente 600 Ma e atribuem a intrusão do Complexo Alcalino Planalto da Serra a períodos extensionais relacionados a separação entre o Laurentia e o Cráton Amazônico (De Min, 2013). Apesar de existirem trabalhos de mapeamento geológico sistemático na escala de 1:100.000 desenvolvido pela CPRM-SGB (Abreu Filho et al. 2011), trabalhos de graduação e pós graduação (Ormond 2006 / Ganzer 2008 / Stropper 2014), estudos geocronológicos (Comin-Chiaramonti et al. 2014 / De Min et al. 2013) a gênese do CAPS assim como o modelo evolutivo e controle estrutural ainda permanecem incompreendidos
Este trabalho tem como principal objetivo definir o controle estrutural e as condições metamórficas impostas as intrusões alcalinas e suas encaixantes. A aerogeofísica, particularmente a magnetometria e gamaespectometria, foi empregada com o propósito de definir e individualizar ocorrências já conhecidas, além de identificar novos corpos sem exposição, formato e profundidade das intrusões alcalinas, assim como os elementos lito-estruturais das encaixantes que controlaram o colação dos corpos alcalinos além da caracterização magnética e gamaespectométrica desses corpos. A utilização dos dados magnetométricos e gamaespectométricos, associados aos dados geológicos e estruturais permitiram a definição do controle estrutural e metamórfico do Grupo Cuiabá e do Complexo Alcalino Planalto da Serra.
II.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
II.2.1. Faixa Paraguai
A Faixa Paraguai trata-se de um cinturão de dobras e cavalgamentos (Almeida, 1965), é composto por uma associação de rochas metassedimentares dobradas e metamorfisadas, onde a intensidade da deformação e metamorfismo, em direção ao Cráton Amazônico, diminui, correspondendo assim a sedimentos de cobertura de plataforma. Alvarenga e Trompette (1993) denominaram três zonas estruturais sendo elas: (ZI) Zona Interna Metamórfica com Intrusões Graníticas, (ZE) Zona Estrutural Externa Dobrada sem Metamorfismo e (CP) Cobertura Sedimentar
de Plataforma. A zona estrutural interna consiste em rochas com metamorfismo de baixo grau e dobramento isoclinal. A zona externa possui dobramento aberto com sistemas de falhas reversas e o metamorfismo é inexistente. A cobertura sedimentar de plataforma consiste em rochas com suaves ondulações, e metamorfismo inexistente (Fig. 1).
Figura 1 - Compartimentação estrutural da Faixa Paraguai. Modificado de Lacerda Filho et al. 2004. Estratigrafia, modificado de Tokashiki e Saes 2008.
Luz et al. (1980) dividiram a estratigrafia do Grupo Cuiabá em 8 subunidades, onde a subunidade 1 e 2 tratam-se de filitos intercalados com filitos grafitosos , mármores e metagrauvacas, a subunidade 3 e 5 são metaconglomerados, metarenitos e filitos gradacionais, metarcóseos e quartzitos, a subunidade 4 é composta por metaconglomerados e meta-ritmitos arenopeliticos com “dropstones” e a subunidade 6 , 7 e 8 são compostas por filitos, metaconglomerados, quartzitos e mármores. Já as rochas da fase tectônica do evento foram separadas como Grupo Alto Paraguai. Tokashiki e Saes (2008) dividiram essas subunidades em formações onde as subunidades 1 e 2 compõem a Formação Campina de Pedras e representam a
fase rift da orogenia. As subunidades 3, 4, 5 e por vezes 6 compõem a Formação Acorizal e teve seus sedimentos depositados em uma margem passiva. As subunidades 6, 7 e 8 são separadas em Formação Coxipó e também as deposições ocorreram em um regime de margem passiva (Fig. 2).
Vasconcelos (2014) apresenta um modelo onde a tectônica é dominada por escamas de baixo ângulo de mergulho em uma fase inicial, seguida por duas fases deformacionais progressivas. A primeira fase de deformação é caracterizada por uma clivagem ardosiana plano axial das dobras isoclinais recumbentes, e recristalização de minerais da fácies xisto verde. A segunda fase é caracterizada por uma clivagem de crenulação plano axial de dobras abertas de fase F2 que afeta S0
e S1, localmente associada a falhas inversas. A terceira fase de deformação é caracterizada por
falhas e fraturas sub-verticais com movimentação sinistral, associada a falhas de alivio. Com relação ao metamorfismo, a paragênese metamórfica indica uma deformação mais intensa em nível crustal mais profundo, na fácies xisto verde, durante a primeira fase de deformação. A fase F2 teve deformação mais sutil e comportou-se rúptil e ductilmente. A terceira fase foi menos intensa, acomodando a deformação na forma de falas sinistrais subverticais.
Figura 2- Estratigrafia do Grupo Cuiabá na Baixada Cuiabana. Modificado de Tokashiki e Saes (2008).
O magmatismo alcalino associado ao magmatismo toleítico Paraná, se deu restrito ao Cretáceo e a colocação de complexos de lavas alcalinas, alcalino-carbonatíticas, diques e soleiras pre, sin e pós fases toleíticas. Esse magmatismo tem as principais ocorrências dentro e ao redor da Bacia do Paraná (Comin-Chiaramonti e Gomes 2005)
Da costa do Rio de Janeiro até o estado de Rondônia, está o Lineamento 125, sendo esse um dos principais lineamentos presentes na plataforma sul-americana, e contido nesse lineamento o complexo alcalino carbonatitíco, complexos ultramáfico-alcalino e kimberlitos com idades de intrusão entre 80 e 90 Ma. (Bardet, 1977).
Pinho et al. (2005), Neder et al. (2005) e Ormond, (2006) descreveram as rochas ultramáficas-alcalinas de Planalto da Serra, compostas por glimeritos e carbonatitos intrudindo meta-arenitos meta-siltitos e filitos do Proterozoico. Ormond (2006) sugeriu período cretáceo para
as rochas do Complexo Alcalino de Planalto da Serra, principalmente por sua proximidade ao “Azimute 125”.
Estudos recentes (De Min, 2013), através de idades de cristalização obtida pelos métodos de Rb/Sr, Sm/Nd e Ar/Ar indicam idades de 598±9 Ma, 570±72 Ma e 604±12 Ma, respectivamente, alterando assim a idade de intrusão do Complexo para o Ediacarano no Proterozóico. Com essas novas idades disponíveis, as rochas do Complexo Alcalino de Planalto da Serra são correlacionadas as rochas do tipo K-alcalinas-carbonatiticas presentes no Rift Rio de Cavalos localizado na região de Planalto da Serra, que possuem idades de 600 Ma e podem ser consideradas como parte de eventos do Ciclo Brasiliano.
II.3. MATERIAIS E MÉTODOS II.3.1. Geofísica
Dados Magnetométricos e gamaespectométricos
A magnetometria é um método geofísico que analisa o resultado da interação do campo geomagnético e as rochas presentes na crosta terrestre. Rochas que desenvolvem uma maior magnetização acabam por gerar campos magnéticos secundários, esses por sua vez alteram localmente o campo geomagnético formando assim anomalias magnéticas. A resposta das rochas com relação ao campo magnético terrestre varia de acordo com suas propriedades físicas e geométricas das anomalias, como forma, amplitude, direção e polaridade, permitindo assim analisar a geologia através da interpretação de dados magnéticos. Em campos magnéticos de baixa amplitude, a interação de materiais com um campo magnético externo produz uma magnetização induzida Mi proporcional em magnitude e paralela à direção do campo magnético H, chamado de indutor (Blakely, 1996).
Mi = χ.H
A constante χ é chamada de susceptibilidade magnética e trata-se de uma medida do quão suscetível à magnetização é um material, e essa propriedade física é considerada diretamente proporcional a quantidade de minerais magnéticos que compõem as rochas.
Para este trabalho foram utilizados dois métodos: O Magnético e o gamaespectrométrico. O projeto aerogeofísico denominado Mato Grosso – Área 1, com dados extraídos da folha Brasilândia, e consta perfis magnetométricos e gamaespectométricos de alta resolução, com linhas de voo e de controle espaçadas de 0,5 km e 10,0 km respectivamente, orientadas nas direções N -S e E-W. A altura de voo foi fixada em 100 metros sobre o terreno. Foram utilizadas três aeronaves e as aquisições foram feitas entre 12/12/2006 e se encerraram completamente no dia 23/03/2007 (Mourão, 2007). Os dados geofísicos foram disponibilizados pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM) na forma de banco de dados para utilização acadêmica. Os dados magnéticos já haviam sido pré-processados, com todas as correções referentes à aquisição, nivelamento, micronivelamento, e correção do IGRF – International Geomagnetic Reference Field realizadas, nosso processamento teve início a partir do campo magnético anômalo. Os dados gamaescpetrométricos também já haviam sido processados.
Para a geração dos produtos geofísicos apresentados neste trabalho foi utilizado o software Oasis Montaj® da Geosoft, versão 8.0, na Universidade de Brasília. Após a interpolação pelo método BIGRID foram aplicados filtros para o realce do sinal de forma a permitir a caracterização de feições magnéticas.
Para interpretação dos dados magnéticos, recomenda-se produzir mapas e imagens e melhorar dados por meio de filtragem e transformações digitais (Isles & Rankin, 2013). Neste trabalho utilizou-se a anomalia magnética (AM), primeira derivada vertical (DV), amplitude do sinal
identificação dos limites de corpos magnéticos em regiões de baixa latitude e na presença de remanência (Li, 2006; Isles e Rankin, 2013). A derivada Tilt (Miller & Singh, 1994) foi aplicada para melhorar as bordas de fontes relacionadas com contatos magnéticos geológicos e trama estrutural.
A gamaespectometria trata-se de um método geofísico cujo o objetivo é estimar as concentrações de potássio, tório e uranio nas rochas, a partir da medida da radiação gama natural emitida por seus radioisótopos, que ocorrem na crosta terrestre. Esse decaimento radioativo é um processo natural e espontâneo no núcleo de isótopos radioativos instáveis, que se desintegram e formam núcleos mais estáveis. Como produto desse decaimento, radiação gama é liberados no meio e podem atravessar até 30 centímetros de rocha e várias centenas de metros no ar, o que viabiliza a utilização desse método em levantamentos radiométricos (Minty, 1997). Com os dados obtidos e conhecendo o comportamento geoquímico dos elementos e da relação com as rochas, é possível relacionar suas concentrações à geologia de uma determinada área. Com a contagem total de K, eTh e eU, as imagens de composição ternária RGB foram criadas para delimitar áreas de diferentes composições (Jacques et al., 1997).
II.3.2. Geologia
Inicialmente, foi realizado um estudo do acervo bibliográfico disponível da região e aquisição imagens de Geocover de satélite e de relevo digital para interpretação do contexto lito-estrutural, e apoio ao trabalho de checagem de campo. As atividades realizadas foram o reconhecimento da área, dos litotipos, relações de contato e estruturas presentes, juntamente com a coleta de dados estruturais e geológicos. Foram visitados 42 afloramentos e foram coletadas 33 amostras de rocha, destas, 20 amostras foram utilizadas para a confecção de laminas delgadas no Laboratório de Laminação da Universidade Federal de Mato Grosso da Faculdade de Geociências. Os dados estruturais foram tratados estatisticamente pelo programa OpenStereo 0.1.2 (Grohmann et al. 2011). Os levantamentos de campo foram concentrados nas ocorrências Lau-Massao e Chibata, que permitem uma melhor definição da relação encaixante X intrusão.
II.4. RESULTADOS II.4.1. Geofísica
Anomalias Magnéticas
Em um contexto geral, com a análise dos produtos magnéticos gerados, podem ser caracterizados dois domínios que correspondem as principais feições das rochas das do Grupo Cuiabá, onde ocorre uma diferenciação na intensidade magnética entre as litologias. Os filitos apresentam baixa amplitude magnética seguindo o trend regional da Faixa Paraguai. Já nos metaconglomerados a amplitude do sinal é mais elevada, respeitando também o trend regional e as anomalias geradas pelo complexo alcalino estão presentes nessa litologia. (Fig. 3).
Foram identificadas 5 anomalias magnéticas na área com valores de 1.87 nT, outras 2 anomalias com valores de 1.20 nT, nos mapas do campo magnético anômalo (CMA) e atingiram valores de valores de 0,0134 nT/m nos mapas de amplitude do sinal analítico (ASA). O tamanho dessas anomalias variam de 1 km², que é a de menor área, até 3 km² (Fig. 3 e 4). Estas fontes magnéticas foram correlacionadas as ocorrências das rochas alcalinas pelo amplo contraste dos valores de n/T em relação as rochas encaixantes do Grupo Cuiabá. Como o CAPS ocorrem em um volume pequeno de rochas expostas, a aplicação da geofísica permitiu estimar, de modo mais apurado, o tamanho de cada um dos corpos alcalinos já descritos anteriormente através de
mapeamentos geológicos da região. Através dos produtos geofísicos fica claro, a ocorrência de anomalias magnéticas correlacionadas aos corpos alcalinos alinhados no eixo de uma dobra sinclinal, com sentido principal do lineamento NE-SW em uma extensão aproximada de 35 km. A anomalia correspondente a intrusão Chibata-Denizar possui valores de 1,87 nT no mapa do campo magnético anômalo e encontra-se um pouco afastado do trend principal das intrusões Lau-Massao, Mutum e Big Valley onde os 2 primeiros possuem valores de 1,87 nT e o alvo Big Valley apresenta valores de 1,20 nT em mapas de CMA. Além dos corpos já conhecidos identificados anteriormente, anomalias magnéticas observadas nos mapas do campo magnético anômalo (CMA) e de amplitude do sinal analítico (ASA), foi possível a identificação de outras três fontes magnéticas, essas chamadas de AM 1, AM 2 e AM 3. A anomalia AM 1 se localiza ao norte da intrusão Chibata-Denizar, possui intensidade alta com valor próximo à observado na intrusão Mutum. Fazendo uma correlação entre dados geofísicos com dados geológicos das intrusões alcalinas já estudadas da área, trata-se de uma intrusão com mesmas características dos alvos Lau-Massao, Mutum e Big Valley. Já as anomalias AM 2 e AM 3 se encontram na porção norte da área, e possuem respectivamente valores de 1,87 e 1,20 de nT. Essa região interpretada estruturalmente como uma zona de cisalhamento e possuem os domínios magnéticos, que foram previamente descritos, mais próximos um do outro dificultando a interpretação da trama estrutural da região (Fig. 5 e 6). Com isso não foi possível caracterizar através da geofísica o contexto estrutural de colocação desses corpos.
Figura 4 – Amplitude do sinal analítico – ASA, ressaltando as anomalias magnéticas presentes na área com altos valores de nT/m.
Figura 6 – Derivada Vertical – Dz, ressaltando estruturas lineares perpendiculares aos eixos x e y.
Com o objetivo estimar a profundidade e limites das fontes magnéticas da área, principalmente as geradas pelas rochas alvo do estudo, foi realizada a Deconvolução de Euler (Thopmson, 1982; Reid et al 1990). Utilizamos para isso índice estrutural 1 por se relacionar à ocorrências na forma de diques verticais e soleiras onde foi utilizada uma janela de 2,5 km, por ser o tamanho de janela que abrange as anomalias alvo deste estudo e distância máxima de aceitação de 1250 m. Os resultados mostram a profundidade de 8 fontes magnéticas, sendo que 7 delas correspondem aos corpos alcalinos e 1 fonte ao sul da área não está correlacionada as rochas do CAPS. A estimativa de profundidade da intrusão Lau-Massao, aponta para 2 profundidades da fonte magnética, onde existe uma mais profunda com valores entre 500 e 100 metros, e a principal fonte magnética se encontra a menos de 100 metros. A profundidade da fonte magnética onde ocorre a intrusão Mutum é de grandeza entre 500 e 1000 metros e na região norte dessa intrusão a fonte se encontra em profundidades entre 100 e 500 metros. Já o alvo Big Valley é responsável por conter a fonte magnética mais profunda com valores superiores a mil metros e regiões mais rasas entre 500 e 1000 metros de profundidade. A intrusão Chibata possui a profundidade da fonte magnética que vão de 100 a 500 metros até valores menores que 100 metros. Outros corpos que estão sendo discutidos nesse trabalho e ainda não foram mapeados em superfície com outras ferramentas além da geofísica, apresentaram profundidades das fontes magnéticas distintas entre si, onde a estimativa de profundidade do corpo AM 1 chega a valores superiores a 1000 metros em algumas áreas e outras fontes ocorrem entre 500 e 1000 metros. A estimativa de profundidade localizou o corpo AM 2 a profundidades entre 100 e 500 metros e também fontes menores que 100 metros. Seguindo o mesmo parâmetro a estimativa de profundidade da fonte do corpo AM 3 localizou corpos entre 100 e 500 metros. (Fig. 7).
Figura 7 – Profundidades das anomalias magnéticas da região com índice estrutural 1, plotados no mapa ASA sombreado.
Gamaespectometria
Com os dados adquiridos através radiação gama natural de Potássio, equivalente de Uranio e equivalente de Tório foi gerado um mapa ternário o qual foi utilizado como uma ferramenta de mapeamento geológico. Em um contexto geral, o mapa gerado mostra com grande clareza a diferença entre as litologias que compõem a área, onde as regiões de ocorrência de filitos existe uma alta contagem de K, eTh e eU gerando assim um bom contraste com os metaconglomerados, que possuem variações na contagem dos canais, sendo possível a demarcação dos contatos entre essas 2 litologias que compõem grande parte da área. Nas regiões onde ocorrem as intrusões do Complexo Alcalino nota-se variações significantes registrando baixos valores de contagem no canal do potássio. Os baixos valores desse canal também são utilizados como critério para delimitação das áreas de ocorrência das rochas alcalinas.
Além da clareza na demarcação dos contatos entre as litologias, é possível identificar dobras em escala regional que estão presentes na área e juntamente com dados terrestres obtidos durante a fase de campo, é possível separar as litologias da Formação Coxipó (Tokashiki e Saes 2008) (Fig. 8).
Figura 8 – Mapa ternário de Potássio, Urânio e Tório.
II.4.2. Geologia
Geologia Grupo Cuiabá
Situada na zona interna da Faixa Paraguai, as ocorrências das intrusões alcalinas são alojadas em rochas metamórficas do Grupo Cuiabá, que nessa região é constituído por filitos, metaconglomerados e metarenito. O filito possui cor cinza quando preservado, muito bem foliado e com o desenvolvimento de cristais metamórficos de até 1 cm. A variação do acamamento perceptível pela mudança composicional e de cor. Os metaconglomerados são compostos por uma matriz muito fina e clastos variegados que vão de 0,5 cm até 8 cm e a variação do S0 é marcada pela
mudança da granulometria e quantidade de clastos. Os metarenitos ocorrem em lentes de até 50 cm de espessura com granulometria fina a muito fina. Estruturalmente o Grupo Cuiabá na região estudada é constituído por dobras quilométricas, abertas a fechadas, assimétricas, com eixo/linha de charneira com caimento entre 10° e 16° para nordeste. As intrusões alcalinas estudadas (Lau-Massao e Chibata) estão associadas a uma dobra antiformal, aberta, com caimento suave, em torno de 10° para NEE. Zonas de cisalhamentos reversas são individualizadas nos flancos das dobras regionais.
As rochas metamórficas descritas acima exibem foliação penetrativa como uma clivagem ardosiana nos metapelitos e xistosidade (S1) nos metaconglomerados, e possuem uma atitude média
de 170/80 (Fig. 9 e 10 A, C). Dobras menores e parasíticas são observadas preferencialmente nos flancos das dobras regionais (Fig. 10 D).
Há registros de uma segunda fase de deformação, que provoca a formação de crenulações e lineações de intersecção localizadas (Fig. 10 D).
O acamamento (S0) nessa região em escala de afloramento é marcado pela diferença de cores
e frações granulométricas nos sedimentos ficando sempre mais aparente essa variação de cores nas argilas e variações granulométricas em metaconglomerados (Fig. 10 B e D).
Figura 10 - (A) Projeção estereográfica polar de S1 das rochas do Grupo Cuiabá na região. (B) Variação granulométrica
entre uma camada de areia e argila, marcando S0. (C) Foliação principal nas rochas da região. (D) S0 e S1 paralelos
sendo redobrados por S2.
.
Os principais mecanismos de desenvolvimento dessa foliação tratam-se da recuperação por deformação intracristalina de clastos e blastos de quartzos, e recristalização dinâmica marcada pela formação da sombra de pressão e rotação de clastos (Fig. 11 A e B).
Figura 11 – (A) Sombra de pressão do tipo sigma gerada pela rotação de um clasto em metaconglomerado. (B) Neoformação mineral de quartzo sofrendo deformação marcada pela extinção ondulante presente no porfiroclasto.
Na região de ocorrência da intrusão Lau-Massao a zona de charneira é marcada pela relação quase perpendicular entre a foliação das rochas e o acamamento (Fig. 12), onde o S , do Grupo
