Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 69
GEOLOGIA DO SUDOESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO
Gilmar José Rizzotto e Marcos Luiz do Espírito Santo Quadros
Serviço Geológico do Brasil – CPRM – Av. Lauro Sodré, 2561, Bairro Tanques, Porto Velho – RO, CEP: 78904-300, e-mail: gilmarizz@pv.cprm.gov.br; quadros@pv.cprm.gov.br
Abstract. The geological history of the SW Amazon craton is characterized by successive tectonic and magmatic episodes, the result of various phases of plate collisions and separations from the Paleoproterozoic to the Phanerozoic. The geological evolution of this region is based on the recognition of individual structural provinces: the Tapajós-Parima Province, the Rondônia-Juruena Province, and the Sunsás Province. This contribution seeks to better characterize these separate provinces, with particular emphasis on superimposed orogenic events that mark the Rondônia-Juruena Province: crustal accretion and attendant reworking, lithospheric thickening and subsequent collapse. Although study of some of the regions cited here is still in a preliminary stage, all of the geochronological and petrotectonic observations, thus far, suggest that theRondônia-Juruena Prov-ince and adjacent Sunsás ProvProv-ince record intracratonic evolution after the Orosirian (2050-1800 Ma) until the Tonian (1000-850 Ma). The chronology of events that affected the western portion of the Amazon craton is similar to those recorded in the Grenville Province of North America, reinforcing models that propose a geological connection between Amazonia-Laurentia and Baltica.
Keywords: Amazon craton, Sunsás, Rondônia-Juruena Province, Geodinamic evolution
Resumo. O contexto geológico e tectônico do sudoeste do Cráton Amazônico é característico de regiões que passaram por sucessivos episódios tectono-magmáticos, resultantes da complexidade de separações e amalgamações de placas litosféricas atuantes desde o Paleoproterozóico até o Fanerozóico. A evolução geológica dessa região está calcada a partir da individualização das seguintes Províncias Estruturais: Província Tapajós-Parima, Província Rondônia-Juruena e Província Sunsás. A caracteriza-ção das mesmas, com ênfase na Província Rondônia-Juruena, constitui o escopo deste trabalho, o qual retrata o registro da atuacaracteriza-ção de eventos orogênicos superimpostos e suas conseqüências, como acresção e retrabalhamento crustal, espessamento litosférico, colapso orogenético e outros efeitos tectônicos. Embora os estudos de algumas regiões permaneçam ainda em escala de reconhe-cimento, todas as indicações geocronológicas e petrotectônicas disponíveis apontam no sentido de uma evolução intracratônica nas Províncias Rondônia-Juruena e Sunsás, desenvolvidas desde o Orosiriano até o Toniano. A cronologia dos eventos que afetaram o setor ocidental do Cráton Amazônico em muito se assemelha com aqueles registrados na Província Grenville, reforçan-do os modelos de elo de ligação entre Amazônia-Laurencia e Báltica.
Palavras-chave: Evolução geodinâmica, Sunsás, Província Rondônia-Juruena, Cráton Amazônico
INTRODUÇÃO. A Região Amazônica é um grande
terri-tório geográfico que engloba algumas das principais en-tidades geotectônicas que compõem o Cráton Amazôni-co, apresentando-se dividida em duas partes geografica-mente distintas, as quais estão separadas pela Sinéclise do Amazonas. A parte meridional abrange as províncias Sunsás e Rondônia-Juruena correspondendo aos ternos que se estendem desde Rondônia, a oeste, até a re-gião oriental de Mato Grosso, a leste, envolvendo ainda a porção sudoeste do Pará e sul do Amazonas. O seu limite oriental é balizado pela Faixa Paraguai. A parte se-tentrional, que compreende a Província Rio Negro, abran-ge o extremo noroeste do Estado do Amazonas, que vai desde a região fronteiriça entre o Brasil, Colômbia e Venezuela, estendendo-se para leste até o Estado de Roraima, onde seu limite encontra-se demarcado pelo cinturão orogênico Tapajós-Parima.
A parte sul-ocidental do Cráton Amazônico (Figura 1) é uma região multi-orogênica, onde o seu substrato rochoso foi formado entre 1,82 e 0,92 Ga por sucessivos episódios de magmatismos, metamorfismos, sedimenta-ções e deformasedimenta-ções, afetando e retrabalhando em parte terrenos pretéritos, possibilitando com isso, a geração de uma gama de tipos litológicos e de depósitos minerais
as-sociados. O avanço no entendimento da evolução geotec-tônica desta região está baseado nos novos dados geo-lógicos e geocronogeo-lógicos recentemente adquiridos, adi-cionados aos dados já existentes, possibilitando, desta forma, a caracterização de províncias tectono-estruturais. Muito embora algumas questões sobre a evolução deste segmento cratônico permanecem não respondidas, os novos dados tem demonstrado que largas áreas previa-mente interpretadas como embasamento derivado de acresção de sucessivos arcos magmáticos compostos por ortognaisses e migmatitos são, na verdade, terrenos graní-ticos e seqüências vulcano-sedimentares de origem exten-sional intracontinental, que passaram por uma complexa evolução metamórfica-deformacional. Como resultado, in-terpretações conflitantes foram sugeridas, principalmente no que diz respeito aos limites, distribuição e caracterização de províncias, além dos modelos geotectônicos propostos.
CONTEXTO GEOTECTÔNICO E EVOLUÇÃO GEO-LÓGICA. É imperioso ressaltar que a complexidade
geo-métrica e cinemática, além dos produtos de retrabalhamen-to, é fator complicador quando se trata de modelar faixas móveis proterozóicas e, no caso da região em questão, é de aceitação quase unânime pelos geocientistas que a estudam, que o quadro geotectônico do sudoeste do
Cráton Amazônico é reflexo das sucessivas reativações relacionadas a episódios orogenéticos, os quais foram se desenvolvendo em direção cada vez mais para o setor ocidental da região cratônica à medida que o tempo foi passando, desde o Orosiriano ao Toniano.
Desta forma, no intuito de estabelecer um qua-dro evolutivo para o setor meridional do Cráton Amazônico, sugerimos dividi-lo em Províncias Estrutu-rais. Assume-se aqui o conceito de Província de Howell (1995), que se refere as regiões cratônicas que apresen-tam características estruturais e assinaturas geofísicas específicas, particularmente anomalias magnéticas e gravimétricas, além de idades semelhantes. Contudo, face ao reduzido número de dados geocronológicos e geoló-gicos em determinadas regiões, a caracterização inequí-voca dos limites entre províncias é ainda discutível. Des-ta forma, as Províncias Estruturais são assim caracteriza-das: Rondônia-Juruena, Sunsás e Tapajós-Parima (Figu-ra 2). Adicionalmente, de acordo com as ca(Figu-racterísticas geológicas de cada província, foi possível a subdivisão em unidades menores tais como terrenos e faixas e, assim sendo, utilizamos também a nomenclatura de terreno tectonoestratigráfico (Howell 1995), (Figura 3).
A análise integrada dos dados geológicos, petro-lógicos, geocronopetro-lógicos, geofísicos e estruturais disponí-veis, permitiu sugerir uma evolução geológica para a o
sudo-este da Amazônia Ocidental, embora se constata ainda que ainda há limitações para o estabelecimento de compartimen-tações tectônicas seguras, como as propostas pelos diver-sos autores que discorrem sobre a geologia da região. Con-tudo, o contexto geológico regional é mostrado através da individualização em províncias descritas a seguir.
Província Tapajós-Parima (2.10-1.87 Ga). A Provincia
Tapajós-Parima localiza-se na porção central do Cráton Amazonas e representa uma nova crosta adicionada a Província Arqueana-Paleoproterozóica Amazonas Central durante o Orosiriano. É constituída pelo Grupo Jacareacanga (unidade supracrustal), Complexo Cuiú-Cuiú, Suítes Graníticas e Vulcânicas Parauari e Creporizão, Vulcânicas do Grupo Iriri, Suite Intrusiva Maloquinha, Intrusivas Gabróicas-Anortosíticas e Coberturas Proterozóicas-Fanerozóicas. Santos et al. (2000) redefinem a Província Tapajós demonstrando que é mais velha (1,87-2,02 Ga) e não relacionada com a região de Ventuari (~1,80 Ga) na Venezuela, a qual faz parte da Província Rio Negro. Estes autores correlacionam a geologia da região de Tapajós com a parte oriental de Peixoto de Azevedo e Alta Floresta (MT). Essa correlação está indicada por inúmeras feições geológicas dentre as quais destaca-se o grande volume de rochas plutônicas calcialcalinas de arco magmático, rochas orogênicas dominadas por metassedimentares e em menor proporção, metabasaltos,
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com trend tectônico noroeste, além de similaridades metalogenéticas como as mineralizações de ouro orogênica do tipo pórfiro e do tipo lode.
Terreno Tectonoestratigráfico Peixoto de Azevedo. O
Terreno Peixoto de Azevedo faz parte da porção meridio-nal da Província Tapajós-Parima (Figura3). O embasamen-to deste domínio é constituído por gnaisses de composi-ção tonalítica a granodiorítica, geralmente migmatizados e com anfibolitos subordinados, seguidos de granitos e intermediárias máficas associadas, representantes de uma série magmática cálcio-alcalina expandida derivada de arco magmático. A unidade que predomina nessa região é a Suíte Intrusiva Matupá, com depósitos de ouro do tipo pórfiro associados. Esse magmatismo pode ser correlacio-nado com a Suíte Intrusiva Parauari e com a Suíte Intrusiva Creporizão que ocorrem no domínio Tapajós do Cinturão Orogênico Tapajós-Parima. As idades TDM (>2,30 Ga) jun-tamente com as idades U-Pb (1,99-1,85 Ga) do Terreno Peixoto de Azevedo (Tabela 1) são mais antigas daquelas da Província Rondônia-Juruena, como veremos a seguir, somando-se suas características estruturais específicas, permitindo assim uma clara separação entre estas duas unidades tectônicas. Dados gravimétricos adquiridos na região de Matupá/Alta Floresta sugerem uma possível zona de descontinuidade crustal entre os blocos do Ter-reno Peixoto de Azevedo e o bloco representativo da Pro-víncia Rondônia-Juruena (Pimentel 2001).
TERRENO PEIXOTO DE AZEVEDO Amostra Rocha Unidade Idades (Ma)
U-Pb Pb-Pb TDM
Tipo de zircão Referência
- Monzogranito S.I. Matupá 1870±12 - magmático Moura et al. (1997a)
F-1011 Monzogranito S.I. Matupá 1894±6 - - magmático JICA/MMAJ(2000)
F-2010 Monzogranito S.I. Matupá 1937±100 - - magmático JICA/MMAJ(2000)
F-208 Monzogranito S.I. Matupá 1848±17 - - magmático JICA/MMAJ(2000)
LM-143 Monzogranito S.I. Matupá - - 2885 - Pimentel, 2001
LM-76D Diorito S.I.Flor da Serra - - 2346 - Pimentel, 2001 LM-63 Gabro S.I.Flor da Serra - - 2336 - Pimentel, 2001 CC-02 Gnaisse granítico Complexo
Cuiú-Cuiú 1992±7 - - magmático Pimentel, 2001
Tabela 1. Quadro demonstrativo dos dados geocronológicos do Terreno Peixoto de Azevedo.
Abreviaturas: S.I. = Suite Intrusiva
Província Rondônia-Juruena (1.82-1.42 Ga). Os limites
paleogeográficos da Província Rondônia-Juruena esten-dem-se desde o extremo oeste de Rondônia, na sua por-ção ocidental, até a bacia hidrográfica do alto curso do rio Teles Pires, à leste. O seu embasamento compreende uma faixa contínua de rochas de aproximadamente 1150km de extensão por 300km de largura, alongada no sentido leste-oeste. Para uma melhor visualização e caracterização da geologia dessa extensa área que constitui a Província Rondônia-Juruena, optou-se por dividi-la em dois setores,
a saber: setor oriental e setor ocidental (Figura 1).
Setor Oriental da Província Rondônia-Juruena. O
embasamento neste setor caracteriza-se, dominantemen-te, por suítes graníticas (p.ex., Suítes Juruena, São Romão, São Pedro, Paranaíta) e por raros constituintes quartzo-dioríticos a tonalíticos (Suite Vitória), adicionados aos seus correspondentes vulcânicos e vulcano-sedimentares (suíte Colíder, Grupo Roosevelt, Grupo Alto Jauru), de quimismo cálcio-alcalino de alto potássio, originadas no intervalo de tempo de 1810 a 1740 Ma. O magmatismo básico subordinado e contemporâneo é representado pelas rochas anfibolíticas do Complexo Jamari, máficas Guadalupe, entre outras de menor expressão em área.
As unidades metavulcano-sedimentares químico-terrígenas (p.ex., Roosevelt e São Marcelo-Cabeças) en-contram-se intercaladas no terreno granítico. Apresentam características de ambiente de deposição subaquoso, sen-do compostas geralmente por: seqüência superior de metargilitos interdigitados com metacherts, formações fer-ríferas e metatufos; seqüência intermediária de ignimbritos e conglomerados vulcanoclásticos e; seqüência basal com dacitos-riolitos (1,76-1,74 Ga) intercalados com tufos su-bordinados. Plutonismo sin-vulcânico é representado por metamonzogranitos porfiríticos (1,75 Ga).
As suítes graníticas a tonalíticas, de um modo geral, mostram estrutura que varia de maciça a foliada, desenvolvendo nas porções de bordo e raramente no
interior dos corpos, estrutura milonítica com estiramento de megacristais de K-feldspato e quartzo e alinhamento de schlieren de biotita. Os milonitos são gerados nas zonas de cisalhamento dúcteis e, em zonas de alta defor-mação, os granitóides adquirem aspecto gnáissico. En-tretanto, a predominância de estruturas primárias, aliadas as características mesoscópicas e petrográficas e ao de-senvolvimento local de zonas de cisalhamento dúcteis, são indicativos que a colocação da maioria dos corpos granitóides ocorreu em um nível crustal raso. As
condi-Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 75
ções dominantes estão relacionadas a um regime transtensional, que poderia estar associado a um período pós-colisional ou mesmo de rift-intracontinental.
Portanto, o arcabouço estrutural da Província Rondônia-Juruena, no geral, é caracterizado por zonas de cisalhamento que desenvolvem foliação milonítica de alto ângulo e incipiente bandamento gnáissico, com trend dominante N40-60W e inflexões para E-W. Um evento tectono-metamórfico (colisional?), ainda não bem defini-do, de condições da fácies anfibolito foi superimposto às rochas deste terreno no intervalo de 1,65 a 1,62 Ga (Tabe-la 2). Esses resultados foram alcançados em cristais de zircões de bordas metamórficas derivados de ortognaisses da porção central e sul-ocidental, respectivamente, da província. A fase final deste evento é bem definida pela intrusão dos granitos Serra da Providência, Aripuanã. Os primeiros, exibem foliação de fluxo nas bordas do batólito (não generalizada) que é indicativa de colocação nas fa-ses finais do evento colisional. A idade de cristalização deste granito deformado é de 1606 Ma. Já o Granito Aripuanã (1537 Ma) é caracteristicamente isotrópico e balizador do evento deformacional da porção norte-orien-tal da Província Rondônia-Juruena. No mesmo contexto encontram-se os granitos alcalinos designados como Alca-linas Canamã e Guariba (Leal et al., 1978), os quais marcam o estágio de cratonização da porção setentrional da Provín-cia Rondônia-Juruena, algo em torno de 1540-1530 Ma.
A hipótese de evolução geológica para o embasamento da Província Rondônia-Juruena, até então mais disseminada por alguns autores, sugere a geração de um arco magmático a partir da subducção de crosta oceânica sob a crosta pretérita Tapajós-Parima, juntamente com a fusão parcial desta, originando material juvenil com contaminação crustal. O magmatismo gerado é dominan-temente granítico de alto potássio e as rochas vulcano-sedimentares representariam ambiente retro-arco.
De outra forma e de maneira antagônica, postu-la-se uma origem associada a processos de rifteamento por colapso orogenético da crosta pretérita Tapajós-Parima, seguido da fusão por aproximação de pluma mantélica produzindo magma félsico cálcio-alcalino, concomitante com vulcanismo e deposição de sedimen-tos, conforme modelo preconizado também por Pinho et al. (2001). Os valores de εNd(t), que variam de –1,37 a + 0,61 e idades-modelo de 2,10 a 2,28 (Tabela 2), ajudam a suportar a hipótese sugerida.Nesse sentido, sugere-se um amplo quadro geológico-tectônico regional de tafrogênese, com registros marcados por sedimentação siliciclástica, passando por vários estágios de extensão crustal até atingir as condições de formação de proto-oceano. Esse processo de desintegração da litosfera em blocos por extensão (divergência) é característico do pe-ríodo Estateriano, onde o mesmo é conhecido por abrigar o processo de estabilização mundial de áreas, através da
PROVÍNCIA RONDÔNIA-JURUENA (setor oriental)
Amostra Rocha Unidade Idade (Ma) Tipo de Zircão Referência
CC-21 Monzogranito S.I. Paranaíta 1793±6 - 2080 - magmático Santos et al. (2000)
F-2002 Granodiorito S.I. Paranaíta 1803±16 - - - magmático JICA/MMAJ(2000)
F-2003 Monzogranito S.I. Paranaíta 1801±8 - - - magmático JICA/MMAJ(2000)
F-2007 Monzogranito S.I.Juruena 1823±35 - - - magmático JICA/MMAJ(2000)
F-2009 Biotita Granito S.I.Juruena 1817±57 - - - magmático JICA/MMAJ(2000)
CC-06 Sienito Sienito
Cristalino 1806±3 - - - magmático Santos et al. (2000)
CC-158 Monzogranito S.I. São Pedro 1784±17 - 2147 -1,11 magmático Pimentel (2001)
GM-80 Riolito Grupo Colíder 1781±8 - 2344 -3,75 magmático Pimentel (2001)
F-2001 Riolito Grupo Colíder 1786±17 - - - magmático JICA/MMAJ(2000)
PS-42 Tonalito S.I. Vitória 1785±8 - 2182 -2,56 magmático Pimentel (2001)
JD-17b Tonalito S.I. Vitória 1769±9 - 2172 -1,43 magmático Pimentel (2001)
A-01 Metariolito - 1767±02 - 2210 -1,4 magmático Pinho et al. (2001)
A-02 Riodacito - 1761±05 - - - magmático Pinho et al. (2001)
A-06 Monzogranito - 1759±03 - - - magmático Pinho et al. (2001)
P-21 Granodiorito - 1765±04 - - - magmático Pinho et al. (2001)
P-20 Sienogranito - 1755±05 - 2300 -3,4 magmático Pinho et al. (2001)
PS171b Anfibolito C. Nova Monte Verde
1774±28
1653±42 Ma - 2001 +0,61 magmático metamórfico Pimentel (2001)
- Metamonzogra
nito - 1755 ± 5 - - - magmático Neder et al. (2000)
- Metadacito - 1762 ± 6 - - - magmático Neder et al. (2000)
GM-10 Monzogranito S.I. Teles Pires 1757±16 2100 - magmático Santos et al. (2000)
MQ-96 Metadacito Grupo 1740±8 - - - magmático Santos et al. (2000)
P-18 Granodiorito - 1662 ± 13 2160 -0,3 - Pinho et al. (2001)
MQ-33 Sienogranito Granito 1538±7 Ma - - - magmático Rizzotto et al. (2002)
Abreviaturas: S.I.=Suite Intrusiva; C= Complexo
consolidação de faixas móveis. Nesse contexto, então, enquadra-se a evolução do embasamento da Província Rondônia-Juruena, com início e ápice entre 1810 a1740 Ma. As coberturas sedimentares proterozóicas es-tão representadas, no setor oriental da Província Rondônia-Juruena, pelo Grupo Beneficente e Formação Dardanelos. O Grupo Beneficente encontra-se deposita-do na base deposita-do Gráben deposita-do Cachimbo sendeposita-do representadeposita-do por um conjunto de rochas clásticas e carbonáticas de ambiente marinho raso, com níveis subordinados de piroclásticas. Os conglomerados basais da seqüência pos-suem zircões detríticos que forneceram idades no intervalo entre o Arqueano (2,64 Ga) e o final do Paleoproterozóico (1,72 Ga) (Saes & Leite 2002), indicando uma proveniência híbrida dos clastos derivados, possivelmente, dos terrenos arqueanos da Província Amazônia-Central a ENE, dos gra-nitos da Província Tapajós-Parima e, principalmente, das vulcânicas e plutônicas sotopostas que constituem o embasamento da Província Rondônia-Juruena. Este pacote sedimentar foi afetado por um evento metamórfico-deformacional, possivelmente em torno de 1,63 Ga, respon-sável pela geração de zonas de cisalhamento, dobramentos descontínuos e basculamento de camadas.
A Formação Dardanelos representa a outra fase tafrogênica na porção meridional da Província Rondônia-Juruena. Constitui-se de sedimentos clásticos continentais cujos zircões detríticos forneceram idades entre 1,97 e 1,38 Ga (Saes & Leite 2002). A fonte híbrida dos clastos sugere uma provável proveniência do terreno granítico Roosevelt-Juruena, dos granitos Serra da Providência e, possivelmen-te, dos granitos intrusivos no Complexo Jamari. A idade mais jovem encontrada nos zircões é indicativa da idade máxima do início da sedimentação Dardanelos.
Setor Ocidental da Província Rondônia-Juruena. Este
segmento cratônico é representado pelo Complexo Jamari, o qual ocupa a porção centro-ocidental de Rondônia sen-do constituísen-do sen-dominantemente por rochas ortoderivadas tonalíticas, quartzo-dioríticas, graníticas, anfibolíticas e supracrustais subordinadas. As ortoderivadas são as mais antigas deste domínio e datam de 1,76-1,73 Ga (Tabela 3). Entretanto, estas rochas não possuem muita representativi-dade em área, ocorrendo como núcleos antigos, parcial-mente preservados durante o retrabalhamento crustal pro-movido por eventos colisionais e/ou orogenias posteriores A composição isotópica de Nd dos tonalitos indica valores de εNd(t) que variam de –1,50 a +0,20 e TDM de 2,10 a 2,20 Ga, sugerindo que essas rochas foram derivadas de fonte mantélica com uma contribuição de componente crustal mais antigo, à semelhança do que ocorreu no setor oriental da província. Sugere-se como geração desse magmatismo cál-cio-alcalino de alto potássio, um processo extensional que ocasionou a fragmentação de crosta pré-existente (possi-velmente Tapajós-Parima).
As rochas paraderivadas que ocorrem dominan-temente na região de Jarú-Ouro Preto d’Oeste (Suíte
Metamórfica Quatro Cachoeiras) e intercaladas aos ortognaisses tonalíticos e quartzo-dioríticos poderiam representar os equivalentes metamórficos de alto grau dos Grupos Roosevelt e Beneficente, expostos à leste deste domínio. Entretanto, os zircões detríticos dos gnaisses paraderivados forneceram idades de 1808 a 1674 Ma e TDM de 2,10 a 2,20 Ga, sugerindo idade máxima de sedimentação em 1674 Ma e como fonte provável os tonalitos e quartzo-dioritos do Complexo Jamari. A idade mínima da sedimentação é indicada pela relação espacial e temporal com as rochas graníticas intrusivas da Suíte Serra da Providência (1606-1530 Ma).
Rochas magmáticas contemporâneas a essa sedi-mentação são representadas por ortognaisses graníticos, granodioríticos e charno-enderbíticos (amostras JWB-3A, JWB-10A, JS-15) (Tabela 3), distribuídos espacialmente na região centro-oriental de Rondônia e no noroeste do Mato Grosso (rio Juruena à oeste). Considerando o estágio atual de conhecimento desta região, a distribuição areal dessas unidades está restrita a pequenos núcleos dispersos entre o magmatismo granítico mais jovem (Suíte Intrusiva Serra da Providência, Alto Candeias, etc).
A primeira constatação de um suposto evento tec-tono-magmático no período compreendido entre 1650-1630 Ma, foi feita por Bettencourt et al. (2001), baseando-se em dados geocronológicos, os quais sugerem um magmatismo de arco na porção centro-oriental de Rondônia entre 1,65 e 1,63 Ga. Posteriormente, Santos et al. (2003) definem como uma orogênese do tipo colisional continente x continente e denominam de Orogênese Ouro Preto (1,68-1,63 Ga).
As rochas do embasamento do setor ocidental da Província Rondônia-Juruena (tonalitos, quartzo-dioritos, granodioritos e paraderivadas) são intrudidas pelos granitos, charnockitos, mangeritos e gabros da Suíte Intrusiva Serra da Providência. Esta suíte é repre-sentada por sucessivos episódios magmáticos intrusivos assim constituídos: batólito Serra da Providência (1606-1573 Ma); charnockitos de Ouro Preto/Ariquemes (1559 Ma); granitos cinza de Samuel (1550-1540 Ma); maciço União, granito rosa de Ariquemes e granito Aripuanã (1537-1530 Ma). As rochas graníticas rapakivíticas da Serra da Providência e Ouro Preto apresentam evidências de magma mixing e mingling, com características geoquímicas semelhantes aos granitos do tipo A, possu-indo valores de εNd(t) que variam de –0,60 a +2,00 e TDM de 1,89 a 1,76 Ga. Essas composições isotópicas do Nd sugerem que o magma é derivado da mistura do manto com fonte crustal mais antiga. Corroborando esta hipóte-se, alguns cristais de zircão da referida suíte, cristaliza-dos em 1550-1530 Ma, possuem núcleos herdacristaliza-dos e xenocristais com idades de 2170-1650 Ma. Adicionalmen-te, as características geológicas da Suíte Serra da Provi-dência, indicam posicionamento em ambiente pós-orogênico relacionado, possivelmente, as fases finais do evento colisional (Orogenia Ouro Preto? de Santos et al.
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Abreviaturas: S.I.=Suite Intrusiva; C= Complexo; *minerais de biotita; **minerais de hornblenda.
Tabela 3. Quadro demonstrativo dos eventos tectônicos e dos dados geocronológicos do setor ocidental da Província Rondônia-Juruena.
PROVÍNCIA RONDÔNIA-JURUENA (setor ocidental)
Amostra Rocha Unidade Idade (Ma) U-Pb Ar-Ar TDM(t)
εNd(t) Tipo de Zircão Referência
Embasamento Jamari / Mutum-Paraná
GR-35 Quartzo diorito Complexo Jamari
1761 ± 3
1632 ± 6 - 1957 +1,89 magmatico
metamórfico Santos et al. (2002) A-338a Metadiorito Complexo
Jamari 1752 ± 12 - -
-
magmatico Tassinari et al. (1996)
GR-59 Tonalito Complexo Jamari
1755 ± 9
1668 ± 11 - 1838 +2,23 magmatico
magmatico Santos et al. (2002) B-335 Gnaisse
tonalítico
Complexo
Jamari 1750±24 - 2200 -1,5 magmático Tassinari et al.(1996) RJ-79 Tufo félsico Formação
Mutum-Paraná 1751±16 - _ - magmático Santos et al. (2001) JL-78 Ortognaisse tonalítico Complexo Jamari 1752 ± 14 1336 ± 7 - 1947 - magmatico
metamórfico Santos et al. (2002) WB-70 Granulito
enderbítico
Complexo
Jamari 1730±22 - 2060 -0,6 magmático Payolla et al. (2002) JS-26 quartzo-Gnaisse
di i
Complexo
Jamari 1728±15 - - - magmatico Silva et al. (2002)
Evento tectono-magmático acrescionário(Orogenia Ouro Preto)
WB-152 Paragnaisse S.I.Quatro Cachoeiras 1677±5 1762±4 - 2129 - metamórfico herdado h d d Payolla et al. (2002) PT-12 Paragnaisse S.I.Quatro Cachoeiras
1675±12 - - - metamórfico Santos et al. (2000)
GR-59 Tonalito Complexo Jamari 1755 ± 9 1668 ± 11 - 1838 +2,23 magmatico magmatico Santos et al. (2002) JWB-10A Charno-enderbito S.I.Quatro Cachoeiras 1655±11 - - - magmático Bettencourt et al.(2001) JWB-3A Ortognaisse tonalítico S.I.Quatro Cachoeiras 1631±8 - - - metamórfico Bettencourt et al.(2001) JS-15 Hornblenda-biotita Gnaisse S.I.Quatro Cachoeiras
1661±11 - - - magmático Silva et al. (2002)
M agmatismo pós-tectônico e m etamorfismo superimposto
JS-19 Leucogranito
gnáissico
S.I. Serra da Providência
1545±8 - - - magmático Silva et al. (2002)
JS-01 Hornblenda monzogranito gnáissico S.I. Serra da Providência 1535±27 1332±11 1650 - - - magmático metamórfico herdado Silva et al. (2002) JS-16 B iotita monzogranito S.I. Serra da Providência 1555±19 1321±27 - - - magmático
metamórfico Silva et al. (2002)
JS-32 ortoclásio granito S.I. Serra da Providência 1522±10 1347±5 - - - magmático
metamórfico Silva et al. (2002)
GR-333 Ortognaisse monzogranítico S.I. Serra da Providência 1547±13 1349±8 - 1941 - magmático metamórfico Santos et al. (2002)
W B-36 Quartzo Sienito S.I. Serra da
Providência 1532±04 - 1880 +0,2 magmático Bettencourt et al.(1999) AR-3/1 B iotita monzogranito S.I. Serra da Providência
1544±05 - 2070 -0,2 magmático Payolla et al. (2002)
M S-6030 Gnaisse monzogranítico
S.I. Serra da Providência
1570±17 - 1850 +1,1 magmático Tassinari et al.(1996)
W O-63 Augen-gnaisse S.I. Serra da
Providência
1569±18 - - - magmático Santos et al. (2002)
Retrabalhamento C rustal (Zonas de C isalhamento)
RO -35 B iotita monzogranito S.I. Serra da Providência - 1156±4* 1800 - - N este Trabalho RO-39C Charnockito/ Diabásio S.I. Serra da Providência - 1084±4* 1126±1 ** - - - N este Trabalho
RO -36 Anfibolito S.I. Serra da
Providência - 1130±12 ** - - - N este Trabalho RO -37 Gnaisse Complexo Jamari - 1160±10 ** - - - N este Trabalho
RO -12 Augen-gnaisse S.I. Serra da
Providência - 1156±36 ** - - - B ettencourt et al. 1996 RO -13 Gnaisse Granítico S.I. Serra da Providência - 1149±35 ** - - - B ettencourt et al. 1996
2002) que afetou amplamente os domínios da Província Rondônia-Juruena.
Outra manifestação magmática importante no setor ocidental da província é representada por charnockitos e granitos do tipo A, distribuídos na porção centro-ocidental de Rondônia, possuindo idades de cris-talização entre 1430 e 1387 Ma. Os dados isotópicos de Nd indicam valores de ∈Nd(t) que variam de +1,20 a +0,70 e TDM de 1,75 a 1,73 Ga, os quais sugerem que o magma gerador destes granitos pode representar uma mistura de material juvenil com rochas do embasamento mais anti-go. Esse magmatismo pode representar o estágio pré-acrescionário do Orógeno Sunsás (Santos et al. 2002) ou, menos provável, que represente o reflexo intra-placa dos processos acrescionários (arco Santa Helena) que aconteceram, no mesmo período, mais a sudeste de Rondônia, conforme sugerido por Payolla (2002).
A geometria estrutural do setor ocidental da Pro-víncia Rondônia-Juruena foi estabelecida por eventos posteriores à Orogenia Ouro Preto. Dentre eles, destaca-se o evento tectono-magmático e metamórfico de alto grau, de abrangência regional, desenvolvido no interva-lo de 1,36 a 1,31 Ga, com dados geológicos que permitem inferir o desenvolvimento de uma orogenia colisional neste intervalo de tempo. Entretanto, essa orogenia não conseguiu obliterar totalmente os registros da orogenia anterior. Esse evento foi reconhecido pela primeira vez por Amaral (1974), o qual denominou-o de Evento Madeirense, possuindo correspondência temporal com a Orogenia San Ignácio, definida no oriente Boliviano por Litherland et al. (1986) e com as orogenias Rondoniana (Teixeira e Tassinari 1984) e Candeias (Santos et al. 2002), embora a conotação tectônica entre estes eventos seja bastante distinta. A tectônica é dominada por um regime direcional caracterizado pela propagação de sistemas transcorrentes sinistrais ao longo dos quais desenvolve-ram-se duplexes transpressivos simétricos e assimétricos, de direção NNE, fortemente controlados pelas formas dos corpos graníticos e charnockíticos. O binário sinistral pos-sui orientação em torno de NNW-SSE, implicando em com-ponentes transpressivos de direção aproximada E-W. As direções E-W também correspondem às principais estrutu-ras extensionais, algumas delas instaladas, possivelmente, em descontinuidades herdadas de eventos anteriores.
Admite-se a atuação de um segundo evento (~1,2 a 1,1 Ga), com características eminentemente de retrabalhamento crustal, que afetou o parte do setor oci-dental da província, embora com carência de dados mais precisos, está representado principalmente pela Zona de Cisalhamento Ji-Paraná (Scandolara et al. 1996) e outras zonas de milonitização que afetaram invariavelmente as rochas no interior do Domínio Jamari. As idades Ar-Ar obtidas em hornblendas e biotitas nos milonitos do inte-rior ou próximo destas zonas giram em torno de 1160 Ma e 1090 Ma, respectivamente (Tabela 3). Contudo, as
atividades tectono-magmáticas de 1,36-1,31 e 1,2-1,1 Ga de grande representatividade no setor ocidental, princi-palmente as primeiras, afetaram somente a parte sul do setor oriental da Província Rondônia-Juruena .
Os granitos estaníferos de afinidade rapakivítica, de 1,08-0,97 Ga, que intrudem o Domínio Jamari, junta-mente com as coberturas sedimentares contemporâneas são manifestações pós-tectônicas relativas ao Orógeno Sunsás (retratado mais adiante) desenvolvido na porção mais meridional do Cráton Amazônico.
Terreno Jauru. O Terreno Jauru corresponde a uma
pe-quena porção da Província Rondônia-Juruena localizada no extremo sudeste do Cráton Amazônico Ocidental.
O Terreno Jauru consiste de seqüências vulcano-sedimentares, intrusões tonalíticas, ortognaisses, migmatitos, granitóides sin a tardicinemáticos, além de granitos não deformados mais jovens e sills máficos. Idades U-Pb das rochas do embasamento do Terreno Jauru encontram-se no intervalo de 1,79 a 1,75 Ga (Tabela 4). As seqüências vulcano-sedimentares estão estruturadas segundo um trend NW-SE e compreendem lavas basálticas subaquosas a subaéreas intercaladas com formações fer-ríferas bandadas e chert, vulcânicas félsicas a intermedi-árias e intrusões de peridotitos e gabros. São interpreta-das, por alguns autores, como uma seqüência tipo greenstone belt. As rochas vulcânicas máficas são ca-racterizadas geoquimicamente como basaltos de cadeia meso-oceânica com tendência a basaltos de arco, enquan-to que os enquan-tonalienquan-tos são derivados de arco (Pinho et al. 1997). Os ortognaisses e migmatitos ocorrem como núcle-os em estrutura tipo domo, nnúcle-os flancnúcle-os e interior das seqüências vulcano-sedimentares e são interpretados como resultantes da deformação e metamorfismo das porções mais profundas dos cinturões vulcano-sedimentares.
A borda oeste do Terreno Jauru é intrudida pelo batólito Santa Helena, que representa um magmatismo granítico multifásico de idade entre 1,45 a 1,42 Ga, como produto das fases iniciais do Orógeno Sunsás. Os dados isotópicos dos granitos indicam valores de εNd(t) que variam de +2,60 a +4,00 e TDM de 1,52 a 1,63 Ga, sugerindo que o magma foi derivado de uma fonte juvenil. Os granitos jo-vens do Terreno Jauru possuem idades entre 1,00 a 0,90 Ga e estão relacionados aos estágios finais da Orogenia Sunsás. O Orógeno Cachoeirinha (Geraldes 2000), enti-dade que faz parte do Terreno Jauru, está representado por vários corpos tonalíticos a graníticos intrusivos no Terreno Jauru. Encontra-se limitado a norte pelas cober-turas sedimentares da Bacia dos Parecis, para sul e leste pelo cinturão Paraguai e a oeste pelo Lineamento Lucialva, o qual separa as rochas do Orógeno Cachoeirinha do Batólito Santa Helena. Possuem idades U-Pb que variam de 1567 a 1536 Ma, com TDM de 1,88 a 1,77 Ga, sugerindo que esses magmas foram derivados provavelmente das rochas do embasamento do Terreno Jauru (Tabela 4). Os dados geoquímicos são indicativos de magmas
cálcio-Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 79
Tabela 4. Dados geocronológicos do Terreno Jauru.
TERRENO JAURU
Amostra Rocha Unidade Idade (Ma) MSWD Tipo de Zircão Referência
Terreno Jauru(embasamento)
97-133 Gnaisse Complexo Alto 1795±21 - 1930 0,09 magmático Geraldes (2000) 97-149 Gnaisse Complexo Alto 1744±38 - - 36 magmático Geraldes (2000) 97-131 Tufo riolítico Grupo Jauru 1747±17 - - - magmático Geraldes (2000) - Gnaisse Grupo Jauru 1712±9 - - 0.31 xenocristal Pinho & Schmus - Andesito Grupo Jauru 1769±29 - - - magmático Pinho (1996)
Terreno Jauru(Orógeno Cachoeirinha)
97-134 Tonalito S.I. Cachoeirinha 1536±11 - 1770 21 magmático Geraldes (2000) 97-145 Gnaisse S.I. Cachoeirinha 1562±36 - 1790 10.5 magmático Geraldes (2000) 97-150 Tonalito S.I. Cachoeirinha 1550±10 - 1830 14 magmático Geraldes (2000) 97-147 Granito S.I. Cachoeirinha 1587±4 - 2050 - magmático Geraldes (2000) 97-138 Granito S.I. Cachoeirinha 1521±84 - 1750 52 magmático Geraldes (2000) 97-122 Metadiorito Grupo Pontes e
Lacerda 1509±10 - 1540 34 magmático Geraldes (2000) 97-124 Metadacito Grupo Pontes e
Lacerda 1503±14 - - 8.3 magmático Geraldes (2000) 97-137 Metadiorito Grupo Pontes e
Lacerda 1494±11 - 1670 17 magmático Geraldes (2000)
Abreviaturas: S.I=Suíte Intrusiva
Província Sunsás (1,45-0,90 Ga). A Província Sunsás é a
unidade crono-tectônica mais jovem do extremo sudoes-te do Cráton Amazônico, a qual é cronologicamensudoes-te correlata ao Ciclo Orogênico Grenville na Laurencia e Báltica. Nela, encontra-se inserido o Terreno Rio Alegre, Terreno Granito-Gnáissico e Supracrustais, Faixa Colorado, Terreno Nova Brasilândia e o Cinturão Aguapeí (Evento Tectono-Termal Aguapeí).
Admite-se como início da evolução tectônica do Orógeno Sunsás os episódios tectonomagmáticos e de sedimentação concomitantes que se encontram ampla-mente distribuídos em Rondônia (Faixa Colorado e magmatismo Alto Candeias), parte oriental da Bolívia e sudoeste do Mato Grosso.
Terreno Rio Alegre. O terreno Rio Alegre ocorre como
uma faixa estreita bordejada a oeste pelo batólito Santa Helena e, constitui o embasamento das rochas sedimentares do Grupo Aguapeí. Está representado, do-minantemente, por rochas máfico-ultramáficas metamorfisadas e raras félsicas, sendo representadas por piroxenitos, gabros, peridotitos, basaltos e dacitos, além de estreitas intercalações de rochas sedimentares clásticas e químicas. As rochas máficas possuem um trend tholeiítico a calcialcalino de ambiente tectônico de retro-arco (Matos & Schorscher, 1997) ou de retro-arco-de-ilha ima-turo (Menezes et al. 1993). Estes autores sugerem a ori-gem magmática de uma fonte mantélica enriquecida ou de colisão de margem continental. Nesse sentido, a existên-cia de rochas relacionadas a fundo oceânico, metamorfisadas na fácies xisto verde, podem ser interpre-tadas como uma sutura colisional. Nos limites do Terreno Rio Alegre ocorrem vários corpos de tonalitos, granodioritos e granitos, os quais não exibem nítidas
re-alcalinos derivados de arco magmático. lações de contato com as rochas que constituem o Terre-no Rio Alegre. Entretanto, Geraldes (2001) sugere que essas rochas plutônicas de idade entre 1481 e 1412 Ma sejam intrusivas no Terreno Rio Alegre, sendo derivadas de arco magmático expandido. A principal feição estrutu-ral característica do Terreno Rio Alegre é a forte transpo-sição das rochas que o constituem, gerando milonitos de médio grau metamórfico e desenvolvida em zonas de ca-valgamento de trend principal N30°-50°W.
Terreno Granito-Gnáissico e Supracrustais. O terreno
gra-nito-gnáissico e supracrustais, associado ao Orógeno Sun-sás, é constituído pelo magmatismo Alto Candeias, repre-sentado pelo batólito homônimo, o qual apresenta carac-terísticas químicas compatíveis com granitos do Tipo A. A idade de cristalização é de 1339±7 Ma. Rochas supracrustais também fazem parte deste terreno e são representadas por gnaisses calcissilicáticos, quartzitos, anfibolitos e xistos. Os limites deste terreno com as unidades adjacentes ainda é objeto de especulação, pois nesta região os dados geológi-cos e geocronológigeológi-cos são precários. Imediatamente após o magmatismo Alto Candeias e a implantação da Faixa Colo-rado, a evolução crustal do sudoeste do Cráton Amazônico foi marcada por uma importante fase de extensão continen-tal, com magmatismo máfico-félsico e deposição em ambien-te de margem continental de sedimentos ambien- terrígenos-carboná-ticos (Grupo Nova Brasilândia) seguido de inversão tectônica com posterior fechamento da bacia, caracterizando assim a Orogenia Nova Brasilândia (1,25-1,10 Ga), a qual representa a colagem do Sunsás com o Grenville que estabeleceu a aglutinação final do supercontinente Rodínia.
Faixa Colorado. A Faixa Colorado estende-se desde o
sudeste de Rondônia até a porção sul-ocidental do Mato Grosso, estando em grande parte encoberta pelas cober-turas sedimentares das Bacias dos Parecis e Guaporé,
correspondendo a uma zona estreita e alongada delineada por fortes anomalias magnéticas. A unidade litotectônica mais representativa desta Faixa está representada pela Suíte Metamórfica Colorado (Rizzotto et al. 2002), que é composta por uma associação de rochas polideformadas em condições metamórficas da fácies anfibolito superior, representadas por metamonzogranitos porfiríticos asso-ciados a anfibolitos e rochas ultramáficas (magmatismo bimodal); intercalações de metassedimentares clásticas e químicas (sillimanita xistos e formações ferríferas/ manganesíferas) e muscovita-granada leucogranitos. O magmatismo bimodal máfico-félsico possui distribuição regional. Está representado por anfibólio-biotita metamon-zogranitos porfiríticos, intrusivos nas rochas máficas (anfi-bolitos de granulação média a fina). A feição mais caracte-rística dessa associação é a migmatização que acompanhou o cisalhamento de alto ângulo, gerando foliação milonítica sigmoidal e boudins de anfibolito. As idades (Tabela 5) desta suíte mostram uma evolução temporal entre 1.36 a 1.31 Ga. Portanto, pode-se sugerir que essa associação de rochas represente a fase sin-acres-cionária do Orógeno Sunsás, cronocorrelata ao desenvolvimento da Orogenia Rondoniana-San Ignácio, como mostram as idades semelhantes que são encontradas em rochas intrusivas no embasamento policíclico da porção central de Rondônia, as quais são compatíveis com modelos tectônicos para a evolução mesoproterozóica do SW do Cráton Amazônico.
Terreno Nova Brasilândia. O Terreno Nova Brasilândia
possui uma individualidade que o diferencia dos terre-nos ou domínios adjacentes, dos quais é separado por falhas ou zonas de cisalhamento de grande expressão. Aplica-se o conceito de terreno (Howell 1995) para associ-ações de rochas limitadas por falhas ou zonas de falhas, com estratigrafia própria e que possua uma história geoló-gica característica e distinta das unidades adjacentes.
Desta forma, a tectono-estratigrafia deste terre-no é constituída por rochas pertencentes ao Grupo Nova Brasilândia, o qual é representado por uma unidade metaturbidítica terrigeno-carbonática dominante e subordinadamente por uma unidade máfico-félsica carac-terística de magmatismo bimodal. Os dados geocronológi-cos obtidos nos zircões detrítigeocronológi-cos dos metaturbiditos permitem identificar uma fonte mista com idades paleoproterozóicas até mesoproterozóicas. Entretanto, o maior agrupamento de cristais forneceu a idade de 1215± 20Ma, com o grupo mais jovem apresentando idade de 1122 ± 12 Ma, que é interpretada como a idade máxima da sedimentação (Tabela 5). O magmatismo máfico exibe características geoquímicas e isotópicas compatíveis com basaltos do tipo E-Morb, relacionados a ambiente de margem passiva. A idade TDM éde 1250Ma e os valores de εNd variam entre +4 a +5, sugerindo fonte mantélica juvenil. Dois ciclos de contração, extensão e magmatismo intraplaca são reconhecidos durante a evolução geológi-ca do Terreno Nova Brasilândia. O primeiro ciclo é margeológi-ca-
marca-do por extensão continental com geração de rift, plutonismo intraplaca e sedimentação turbidítica segui-do por transpressão e espessamento crustal no períosegui-do compreendido entre 1250 a 1110 Ma (Orogenia Nova Brasilândia). O segundo ciclo (1005-970 Ma) compreende extensão por colapso pós-orogênico com geração de ba-cias do tipo foreland em área cratônica em fase de estabi-lização (Formação Palmeiral), acompanhada de magmatismo bimodal intraplaca (Rizzotto, 2001). Nessa fase também ocorreram movimentos laterais de blocos crustais que geraram largas zonas transcorrentes (Zona de Cisalhamento Transcorrente Rio Branco). Os litotipos do Terreno Nova Brasilândia foram estruturados por uma tectônica transpressiva, dominada por falhas de cavalga-mento oblíquo (D1), com padrão geral de orientação do-minantemente N60-70ºW e vergência para nordeste. O transporte tectônico foi de SSW para NNE. Durante o pico metamórfico-deformacional foram gerados granitos S sintectônicos (1110 Ma), originados da fusão dos metaturbiditos. As falhas principais que limitam a bacia de deposição foram desenvolvidas sobre zonas de fra-queza crustal herdadas da estruturação do embasamento Jamari. Uma estruturação posterior, que afeta zonas loca-lizadas no Terreno Nova Brasilândia é materializada por feixes transcorrentes (D2) que imprimem às rochas uma deformação milonítica de alto angulo com padrão de ori-entação E-W. A idade mínima da deformação-metamorfismo (D2) fornecida pelas análises 40Ar/39Ar em anfibólio (Tohver et al., 2000) e K-Ar em muscovita milonito (Tassinari 1993) ao longo desta zona é, respecti-vamente, de 970-966 Ma e 965 ± 23 Ma.
A instalação desta zona transcorrente se deu ao longo de uma faixa de intensa mobilidade do embasamento que, possivelmente, é coincidente com o eixo do paleo-rift em que se depositou o Grupo Nova Brasilândia. Datações Ar-Ar em cristais de hornblenda e biotita em rochas miloníticas no interior dessa zona apre-sentam idades que variam de 1024 a 970 Ma (Tabela 5), semelhantes àquelas acima descritas, são interpretadas como idades do resfriamento metamórfico regional e que indicam também o início da quietação tectônica e cratonização do sudoeste do Cráton Amazonas. Idades semelhantes foram obtidas por Fernandes et al. (2003), em sericitas de metarenitos e metaconglomerados mineralizados a ouro do Grupo Aguapeí (Tabela 5). Cinturão Aguapeí. O Cinturão Aguapeí ocorre na parte sudoeste de Mato Grosso e compreende uma unidade sedimentar (Grupo Aguapeí) depositada em ambiente aulacogênico. Essa unidade cobre parcialmente o embasamento plutono-vulcânico do Terreno Rio Alegre. As rochas sedimentares que constituem o cinturão mos-tram-se horizontalizadas, suavemente dobradas ou até verticalizadas por uma tectônica de falhas inversas e transcorrentes. Os metarenitos desta unidade apresenta-ram seis populações de zircões, as quais foapresenta-ram investigadas
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 81
Tabela 5. Tabela demonstrativa das divisões geotectônicas da Província Sunsás com seus respectivos dados geocronológicos.
Abreviaturas: S.I.=Suíte Intrusiva; S.M.=Suíte Metamórfica; *minerais de muscovita; **minerais de hornblenda;*** sericita; ****biotita
P R O V ÍN C IA SU N SÁ S A m ostra R ocha U nidade
Idade (M a)
U -P b A r-A r TD M (t) M S W D T ipo de Z ircão R eferência
Terreno R io A legre (Intrusivas de arco m agm ático expandido?)
97-102 G naisse - 1445±04 - 1560 9.2 m agm ático G eraldes (2000)
97-108 Granodiorito - 1 4 35±22 - 1 5 40 23 m agm ático Geraldes (2000)
97-113 Tonalito S .I. S anta
H elena 1464±25 - 1530 23 m agm ático Geraldes (2000)
97-115 G ranito S .I. S anta
H elena 1433±06 - 1620 4.3 m agm ático Geraldes (2000)
97-168 G ranito S .I. S anta
H elena 1437±12 - 1520 5.2 m agm ático Geraldes (2000)
M agm atism o A lto C andeias e F aixa C olorado
JS-39 M onzogranito S .I A lto
C andeias 1339±7 - - 1.70 m agm ático Santos et al. (2002)
- M onzogranito S .I A lto
C andeias 1346±5 - - - m agm ático
B ettencourt et al. (1999)
R O -10 M etagabro S .M . Colorado 1352±3 - - 0.18 m agm ático R izzotto et al. (2002)
R O -14 Leucogranito A plítico S .M . Colorado - 1312±3* 1303±2* - - - R izzotto et al. (2002) R O -18 An fibolito S .M . Colorad o - 1313±4** 1313±6** - - - R izzotto et al. (2002) R O -19 An fibolito S .M . Colorad o - 1330±3** 1326±2** 1325±3** 1312±3** - - - R izzotto et al. (2002)
Terreno N ova Brasilândia (O rogenia Nova B rasilândia)
G R -10 A O rtognaisse
m onzogranítico
G ranito R io
B ranco 1113±56 - 1630 30 m agm ático R izzotto (1999)
G R -20 Leucogranito
anatético
G rupo N ova
B rasilândia 1110±8 - 1660 - m agm ático R izzotto (1999)
G R -05 M etagabro G rupo N ova
B rasilândia 1110±10 - - 26 m etam órfico R izzotto (1999)
G R -66 P aragnaisse G rupo N ova
B rasilândia 1320±20 1215±20 1122±12 - - - detrítico detrítico detrítico R izzotto (1999)
GR -23 M onzogranito S .I. R io P ardo 1005±41 1500 74 m agm ático R izzotto (1999)
Terreno N ova Brasilândia (Zona de C isalham ento T ranscorrente Rio Branco)
R O -01 An fibolito G rupo N ova
B rasilândia - 995±7 ** - - - N este Trabalho
R O -03 B iotita M onzogranito G ranito R io B ranco - 992±2 **** 1680 - - N este Trabalho R O -0 4 A B iotita M onzogranito G ranito R io B ranco - 982±2 **** 1700 - - N este Trabalho
R O -05 M etagabro G rupo N ova
B rasilândia - 992±11** - - - N este Trabalho
R O -0 6 B G ranito G rupo N ova
B rasilândia -
1024±2
**** - - - N este Trabalho
R O -07 M etagabro G rupo N ova
B rasilândia -
970±2
**** 1530 - - N este Trabalho
R O -08C V eio
pegm atóide S .I. R io P ardo - 972±5 ** - - - N este Trabalho
C in tu rã o A gu ap eí(ev en to tecto n o-term a l A gu a p eí)
E llu s M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 2 6 ±1 .2 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 )
P au -a-P iqu eM u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 1 0 ±3 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 )
M in eiro s M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 2 5 ±0 .9 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 )
M B -0 3 M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 1 2 ±0 .8 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 ) P o m b in h a M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 1 4 ±0 .8 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 ) In cra M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 4 6 ±0 .8 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 ) M arab o a M u -qu a rtz o h id ro te rm al G ru p o A gu ap eí - 9 2 4 ±0 .9 * * * - - - F ern a n d e s e t a l.(2 0 03 )
por Santos et al. (2000a) e que apresentaram os seguintes resultados geocronológicos: 1453±10 Ma, 1420±16 Ma, 1350±19 Ma, 1327±15 Ma, 1271±15 Ma e 1231±14 Ma.
O depocentro linear dos protólitos do Grupo Aguapeí coincide com a provável zona de sutura anteri-ormente estabelecida no Terreno Rio Alegre. O evento tectono-termal Aguapeí (0,98-0,92 Ga) foi responsável pela geração do arcabouço tectônico do Grupo Aguapeí, no qual encontram-se coberturas sedimentares horizontalizadas tanto a oeste como a leste do front Aguapeí. O padrão estrutural é dominado por transcorrências de cinemática dextral na porção sul, en-quanto que na parte norte do cinturão predomina a tectônica tangencial de baixo angulo. Como resultado, tem-se dobramentos e foliação milonítica subverticalizada de direção N20°-40ºW, com metamorfismo da fácies xisto-verde. Importantes mineralizações auríferas de origem hidrotermal estão inseridas neste contexto metamórfico-deformacional onde as mesmas estão condicionadas por um forte controle estrutural.
A efetiva cratonização no sudoeste do Cráton Amazônico foi alcançada em torno de 970 a 920 Ma, a partir do alojamento dos granitos estaníferos de Rondônia e do hidrotermalismo nas rochas supracrustais restritas ao SW do Mato Grosso.
Durante o Paleozóico, a região Amazônica foi afetada por um evento extensional com a formação de grandes bacias sedimentares (Solimões, Amazonas, Parecis e Parnaíba), as quais foram preenchidas por seqüências sedimentares continentais e marinhas, forte-mente controladas por estruturas do embasamento (Brito Neves et al. 1984). Durante o Mesozóico a região
Amazônica foi novamente afetada por outro evento extensional, formando depressões preenchidas por ro-chas vulcânicas e sedimentares. Nesse contexto evolutivo está inserida a Bacia dos Parecis, a qual assemelha-se a uma bacia tipo IF (Interior Fracture), de acordo com clas-sificação de Kingston et al. (1983). A mesma foi inicial-mente preenchida pelos sedimentos da Formação rio Rolim de Moura, interpretada como depósitos de graben, seguida pelas formações Pimenta Bueno (glaciogênica) e Fazenda da Casa Branca (fluvial ou peri-glaciogênica). Os dados gravimétricos sugerem a continuidade da de-pressão tectônica para sudoeste no Baixo Gravimétrico dos Parecis. Este domínio é interpretado como uma tran-sição de bacia tipo IF para IS (Interior Sag), aonde foram depositados as formações Fazenda da Casa Branca, Rio Ávila e Grupo Parecis. O domínio mais a leste, na Depres-são do Alto Xingu, é uma bacia tipo IS, a qual recebeu os sedimentos das formações Furnas, Ponta Grossa, Fazen-da Fazen-da Casa Branca, Rio Ávila e Grupo Parecis, sotopostos à Cobertura Cenozóica Inconsolidada.
Não existem evidências de forte modificação da bacia por eventos tectônicos recentes. Entretanto, du-rante o Cenozóico o soerguimento da Cordilheira Andina teve reflexo na Bacia dos Parecis. Nesta época, ocorreu o soerguimento do Arco do rio Guaporé, que separa a bacia da Depressão Sub-Andina, onde a sedimentação cenozóica ficou restrita à Bacia dos Parecis.
CONCLUSÕES. Os dados apresentados neste trabalho
correspondem aos estudos recentes executados pelos au-tores e ao apanhado de registros na literatura geológica regional e nacional, adicionados a trabalhos de campo e laboratório, os quais permitiram montar um quadro evolutivo
Tabela 6. Entidades Geotectônicas e os eventos representativos da evolução crustal do sudoeste do Cráton Amazônico. Entidades Geotectônicas e Principais Eventos da Evolução Crustal do Sudoeste do Cráton Amazônico Províncias Terrenos Orogenias
Província Tapajós-Parima (2,03-1,88 Ga )
Terreno Peixoto de Azevedo (1,99-1,85 Ga) Província Rondônia-Juruena (1,82-1,42 Ga ) Setor Oriental (1,82-1,66 Ga) Setor Ocidental (1,76-1,33 Ga) Terreno Jauru (1,79- 1,50 Ga) Orógeno Cachoeirinha (1,57-1,53 Ga)
Plutono-vulcanismo Juruena-Teles Pires (1,82-1,74 Ga)
Orogenia Ouro Preto? (1,68-1,63 Ga)
Orogenia Rondoniana- San Ignácio (1,42-1,33 Ga)
Província Sunsás
(1,45-0,90 Ga)
Terreno Rio Alegre (1,48-1,41 Ga) Faixa Colorado (1,36-1,31 Ga) Terreno Nova Brasilândia (1,25-0,97 Ga) Cinturão Aguapeí (0,98-0,92 Ga) Orógeno Sunsás (1,45-1,10 Ga)
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 83
para o sudoeste da Amazônia Ocidental. Desta forma, a história geológica desta gigantesca região ficou mais bem caracterizada com a compartimentação em Províncias Es-truturais e seus respectivos Terrenos, levando-se em conta as características próprias de cada segmento crustal.
Sendo assim, as Províncias Tapajós-Parima, Rondônia-Juruena e Sunsás, com suas subdivisões em Terrenos, constituem o registro da atuação de eventos orogênicos superimpostos que ocorreram desde o Orosiriano até o Toniano (Tabela 6), promovendo acresção e retrabalhamento crustal, espessamento litosférico, co-lapso orogenético e outros efeitos tectônicos, de forma que podemos sugerir que a crosta do sudoeste da Ama-zônia Ocidental, passou por várias tentativas de rompi-mento, por vezes acontecendo e posteriormente aglutinando-se ou simplesmente mostrando tentativas de separação entre os continentes ou micro-placas que lhe faziam vizinhança naquelas épocas remotas.
Diante destes fatos, conclui-se que existe uma complexidade evolutiva no setor sudoeste da Amazônia ocidental bastante diferente da sua porção centro-orien-tal, mostrando fortes similaridades com a história evolutiva da Laurencia e Báltica. Dentre tantas constatações im-portantes feitas aqui, sugere-se que as rochas que cons-tituem o embasamento da Província Rondônia-Juruena, foram geradas durante uma tentativa de rompimento da crosta, por processo extensional, no período compreen-dido entre 1800 a 1740 Ma. Extensivo plutono-vulcanismo cálcio-alcalino de alto potássio associado a coberturas sedimentares e magmatismo básico subordinado, se fez presente desde o extremo oeste de Rondônia até as áreas a leste do Mato Grosso, balizadas pelo rio Teles Pires. Essas rochas serviram de embasamento para a colocação dos granitóides tipo Serra da Providência entre outros.
Em suma, o conjunto global de informações do sudoeste da Amazônia Ocidental retrata episódios su-cessivos de magmatismo, metamorfismo e deformação que se iniciaram no Paleoproterozóico, extendendo-se até o limiar do Neoproterozóico, evidenciando o caráter multi-orogênico da evolução crustal.
Agradecimentos. Os autores agradecem ao Dr. Eric
Tohver pela elaboração do abstract e aos revisores do livro Contribuições à Geologia da Amazônia, vol. 4, pelas sugestões e críticas ao manuscrito original.
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