Mapeamento Geológico Final - Área XI

TF 2015 – ÁREA XI

1

Mapeamento Geológico Final

Projeto Paraíso 2015

ANDRÉ LUIZ SILVA CAMPANHOLO

GUSTAVO ROSA DE ALMEIDA


2

Relatório do Trabalho do Mapeamento Geológico Final - 2015

Projeto Paraíso do Tocantins

Área XI

André Luiz Silva Campanholo

Gustavo Rosa de Almeida

Coordenador:

Prof. Dr. Elton Luiz Dantas

Orientadores:

Prof. Dr. Claudinei Gouveia de Oliveira

Prof. Dr. Elder Yokoyama

Profa. Dra. Lucieth Cruz Vieira

Profa. Dra. Natalia Hauser

Prof. Dr. Nilson Francisquini Botelho

Profa. Dra. Roberta Mary Vidotti

Prof. Dr. Valmir da Silva Souza

Banca Examinadora:

Prof. Dr. Elton Dantas

Profa. Dra. Julia Curto

Profa. Dra. Paola Barbosa


3

“O mundo não é um mar de rosas; é um lugar sujo, um lugar cruel, que não

quer saber o quanto você é durão. Vai botar você de joelhos e você vai ficar de

joelhos para sempre se deixar. Você, eu, ninguém vai bater tão forte quanto a

vida. O que importa é o quanto você consegue apanhar e seguir em frente, o

quanto você é capaz de aguentar e continuar tentando. É assim que se

consegue vencer ”

Rocky Balboa


4

Agradecimentos

André Luiz Campanholo: Gostaria de agradecer primeiramente à minha família,

a Braz e Ana Maria por terem me dado a vida, além da honra e da

responsabilidade de carregar seus sobrenomes. À Ana Beatriz, pelo exemplo

de dedicação, esforço, simplicidade e genialidade que me dá todos os dias. Ao

João Vítor, por todas as conversas e discussões encorajadoras a continuar

buscando e amando as verdades da natureza. Ao colega e irmão Gustavo

Rosa, por todo o trabalho duro compartilhado e por sua extrema paciência com

a minha falta dela. Aos colegas Marco Almeida e Luiz Claudio Daldegan, pelas

risadas e pelos tapas na cara mais importantes da minha vida. Ao amigo e

mestre Luiz D’el-Rey, por me ensinar a paciência, o cuidado e o carinho com o

que se faz. Carregarei para a vida toda a alegria e a empolgação de conseguir

ouvir a história contada por linhas e superfícies. Aos colegas da área XIII,

Guilherme Neiva e Samuel Oliveira, por fazer com que as viagens fossem mais

divertidas e cheias de novas dúvidas geológicas.

Gustavo Rosa: Primeiramente, agradeço à toda família pelo apoio em todas as

escalas que, sem ele, não teria realizado o sonho cursar geologia na UnB. A

todos círculos de amizade e a vivência que essa universidade propicia, assim

como àqueles compartilhados nos corredores do Instituto de Geociências

(segunda casa). Aos amigos que dividiram a república ao longo desses anos

de graduação. Aos amigos e professores do TF, que sanaram dúvidas e

auxiliaram em cada parte do trabalho. Ao parceiro de TF, André, pela paciência

e pelos dias compartilhados no calor de Tocantins e nas madrugadas de

trabalho.

Agradecemos aos professores Elton Dantas, Claudinei Gouveia, Elder

Yokoyama, Natalia Hauser, Lucieth Cruz, Nilson Botelho e Valmir da Silva por

todo o auxílio durante as etapas deste trabalho. Agradecemos também aos

funcionários do Instututos de Geociências por todos esses anos, aos motoristas

Mendes, Serjão, Seu Amadeu, Péricles, Luiz e em especial ao Senhor Zilberto,

que enfrentou dificuldades perceptíveis durante o TF, mas ainda assim

mantinha o sorriso no rosto e as brincadeiras na ponta da língua.


5

Sumário

1. Introdução ............................................................................................................................. 7

1.1 Apresentação ................................................................................................................ 7

1.2 Justificativa .................................................................................................................... 8

1.3 Objetivos ....................................................................................................................... 9

1.4 Localização e vias de acesso .......................................................................................... 9

1.5 Metodologia .................................................................................................................... 11

1.5.1 Etapa pré-campo ..................................................................................................... 11

1.5.2 Período de campo ..................................................................................................... 11

1.5.3 Etapa pós-campo ....................................................................................................... 12

1.6 Aspectos fisiográficos .................................................................................................. 12

1.6.1 Clima ........................................................................................................................... 12

1.6.2 Geomorfologia .................................................................................................... 13

1.7 Hidrografia................................................................................................................... 16

1.8 Vegetação .................................................................................................................... 17

2. Geologia Regional .................................................................................................................... 20

2.1 Contexto Geotectônico ..................................................................................................... 20

2.2 Unidades Litoestratigráficas .............................................................................................. 24

2.2.1 Embasamento do Cinturão Araguaia ......................................................................... 24

2.2.2 Segmento Setentrional ............................................................................................... 25

2.2.3 Segmento Meridional ................................................................................................. 26

2.2.4 Supergrupo Baixo Araguaia ........................................................................................ 31

2.2.5 Bacia do Parnaíba ....................................................................................................... 32

2.2.6 Complexos Ofiolíticos ................................................................................................. 36

3. Geotecnologias ........................................................................................................................ 39

3.1 Introdução ......................................................................................................................... 39

3.2 World Imagery ................................................................................................................... 39

3.3 LANDSAT-8 ........................................................................................................................ 40

3.4 SRTM ................................................................................................................................. 41

3.5 Google Earth Pro ............................................................................................................... 42

3.6 Geofísica ............................................................................................................................ 43

3.6.1 Métodos Geofísicos .................................................................................................... 43

3.6.2Processamento de dados ............................................................................................ 44

3.6.3 Interpretações ............................................................................................................ 46


6

4. Geologia Local ......................................................................................................................... 50

4.1 Geologia do Projeto..................................................................................................... 50

4.1.1 Unidades Litológicas ............................................................................................ 50

4.2 Geologia Local ................................................................................................................... 58

4.2.1 Complexo Rio dos Mangues ....................................................................................... 58

4.2.2 Granito Serrote ........................................................................................................... 75

4.2.3 Grupo Tocantins ......................................................................................................... 79

4.2.4 Diques Máficos ........................................................................................................... 88

4.2 Metamorfismo ............................................................................................................ 91

5. Geologia Estrutural .................................................................................................................. 92

5.1 Introdução ......................................................................................................................... 92

5.2 Eventos de Deformação .................................................................................................... 95

5.2.1 Fase de Deformação D3 .............................................................................................. 97

5.2.2 Fase de Deformação D4 .............................................................................................. 98

5.2.3 Fase de Deformação D5 ............................................................................................ 102

6. Geologia Econômica .......................................................................................................... 106

6.1 Ocorrências Minerais Regionais ..................................................................................... 106

6.2 Ocorrências Minerais Locais ........................................................................................... 111

6.2.1 Complexo Rio dos Mangues ..................................................................................... 111

6.2.2 Granito Serrote ......................................................................................................... 113

6.2.3 Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos ................................................ 114

6.2.4 Formação Pequizeiro ................................................................................................ 117

6.2.5 Diques Máficos ......................................................................................................... 117

7. Evolução Tectônica ............................................................................................................ 118

8. Discussões e Conclusões ................................................................................................... 121

8.1. Discussões e Conclusões ........................................................................................... 121

8.2. Mudanças cartográficas ............................................................................................ 121

8.3. Estratigrafia ........................................................................................................... 124

8.4. Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco ........................................................ 126

9. Bibliografia ........................................................................................................................ 130

10. Anexos ........................................................................................................................... 135

. Mapa Geológico Final Projeto Paraíso ................................................................................ 135

. Mapa Estrutural Projeto Paraíso ......................................................................................... 135

. Mapa Geológico Final Área XI ............................................................................................. 135


7

1. Introdução

1.1 Apresentação


8

O Trabalho de Mapeamento Geológico Final de 2015 da Universidade de

Brasília teve início em março do mesmo ano com uma área compreendida nos

entornos do município de Paraíso do Tocantins -TO.

O Projeto contou com a orientação de professores doutores do quadro do

Instituto de Geociências (IG) sendo eles: Elton Luiz Dantas, Claudinei Gouveia,

Lucieth Cruz Vieira, Roberta Vidotti, Natália Hauser, Elder Yokoyama, Valmir da

Silva Souza e Nilson Botelho, além da ajuda de outros funcionários do IG.

Foram realizados, primeiramente, o sorteio das 18 áreas (Fig.1.1)- com

dezessete duplas e um trio – totalizando 2.337 km², seguido das interpretações

dos diversos tipos de imagens de satélite e do processamento e interpretação

de dados de geofísica aérea. As atividades de campo foram realizadas entre os

dias 7 a 22 de julho.

Figura 1.1 – Disposição das subáreas do Projeto Paraíso de Tocantins.

1.2 Justificativa

A região norte do Brasil é dentre as cinco regiões, a que possui a história

mais recente de ocupação do território nacional , além disso, sua maior parte é

de difícil acesso o que acaba dificultando trabalhos de mapeamento geológico.


9

No entanto, apesar da escolha da área ter sido numa região onde predomina-se

pastagem artificial ou cerrado senso strictu (fácil acesso), trata-se do primeiro

mapeamento em escala de semi-detalhe (1:50.000) e de domínio público na

porção central do Estado do Tocantins.

O único trabalho de mapeamento geológico realizado anteriormente na

região foi na escala de 1:250.000 pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM).

Assim, este projeto, além de agregar experiência para os formandos em

geologia, irá refinar o conhecimento geológico-prospectivo e evolução tectônica

da Faixa Araguaia, assim como os limites da porção sudoeste da Bacia do

Parnaíba.

1.3 Objetivos

Realizado anualmente, o trabalho de mapeamento geológico final consiste

em etapas pré-campo, onde se realizam o processamento e a interpretação de

dados de geofísica aérea, a análise de imagens de sensores remotos e a

elaboração de mapas-base. Em seguida, será realizada a etapa de campo para

coleta de dados e então fazer a caracterização petrográfica e estrutural e por fim,

o levantamento sobre a gênese e evolução geológica.

Tais procedimentos permitem simular como se deve fazer um

mapeamento geológico, além de possibilitar ao estudante aplicar na prática todo

conhecimento adquirido ao longo da graduação.

O “Projeto Paraíso” objetiva contribuir com o conhecimento da geologia

da porção central do Estado de Tocantins, até então pouco detalhada, gerando

informações para o melhor entendimento da evolução da Faixa de Dobramentos

Araguaia.

1.4 Localização e vias de acesso

A cidade de Paraíso do Tocantins, sede da equipe do Projeto, encontra-

se a 75 km a oeste de Palmas e a 770 km de Brasília. O deslocamento do Distrito


10

Federal para a sede do Projeto se dá, primeiramente, pela BR-080 até o

município de Uruaçu-GO e por seguinte pela BR-153. Sendo o caminho de

Palmas-TO até a cidade de Paraíso do Tocantins unido pela rodovial estadual

TO-080 (Figura 1.2).

Figura 1.2: (A) Localização do estado de Tocantins no Brasil; (B) localização da área no estado de Tocantins; (C) localização da subárea XI e (D) vias de acesso à sede do Projeto Paraíso e as principais cidades de referencia.

Para acessar a subárea XI (presente relatório) existem três alternativas,

sendo elas - para alcançar o oeste da subárea utiliza-se a BR-153 até o povoado

de Pugmil, onde segue-se para o município de Pium-TO pela TO-354 e por fim,

as rodovias estaduais TO-164 e TO-447, ambas não pavimentadas. Já para

acessar a porção central e leste da subárea utiliza-se uma estrada não

pavimentada que liga o povoado de Campo Maior (situado entre o município de

Pium e o povoado de Pugmil) até a cidade sede do Projeto. A partir dessa última,

ramifica-se para outras estradas e caminhos da subárea.


11

1.5 Metodologia

O Trabalho de Mapeamento Geológico Final de 2015 (Projeto Paraíso do

Tocantins) teve suas etapas de trabalho divididas em três períodos distintos ao

longo do ano, compreendendo período pré-campo, campo e pós-campo.

1.5.1 Etapa pré-campo

Etapa dividida ao longo do primeiro semestre de 2015, engloba desde o

processamento das imagens de geofísica (Aerogamaespectrometria e

Aeromagnetometria em escala 1:100.000), revisão bibliográfica, pré-

interpretação das imagens de sensoriamento remoto e geofísica aérea e a

construção de mapa base preliminar.

Nessa fase inical do Projeto, com duração de março até o começo julho de

2015, se deu o agrupamento de conhecimentos geológicos da área

(caracterização de litologias e estruturas regionais) identificadas com a ajuda da

Folha Porto Nacional (CPRM) em escala 1:250.000, produzido pela Companhia

de Pesquisa de Recursos Minerais –CPRM.

O reconhecimento geológico prévio das unidades e domínios regionais foi

adquirido através da revisão bibliográfica.

Para a elaboração do mapa base preliminar contou-se com a ajuda de

Softwares como Google Earth, ArcGis 10.3 e imagens de sensor remoto para a

identificação de vias de acesso, drenagens e localidades com o intutito de

facilitar o deslocamento e a orientação em campo, além da fotointerpretação.

1.5.2 Período de campo

O produto final obtido pelos dados de campo consiste em um mapa

geológico , que abrange as litotipos encontradas em campo e estruturas

observadas por cada subárea do Projeto, de modo a esclarecer as relações entre

as unidades mapeadas em campo em conjunto com os dados obtidos pela

CPRM.


12

O reconhecimento geológico de cada subárea (escala de 1:50.000)

ocorreu no período de 07 a 23 de julho de 2015. Esta etapa abrange a coleta de

amostras de rochas e solos para posterior análise petrográfica e de difratometria

de Raio-X, além de elementos estruturais tais como: Foliações, dobras,

lineações, falhas, fraturas e indicadores cinemáticos. Para realização dos

trabalhos de campo eram utilizados para transporte as camionetas e ônibus do

Instituto de Geociências da Universidade de Brasília e ora o acompanhamento e

auxílio dos professores participantes do Projeto.

1.5.3 Etapa pós-campo

O período pós-campo é realizado durante o segundo semestre de 2015

(agosto a dezembro), sendo que ao longo desse período serão feitas análises

petrográficas, de difratometria de Raio-X e re-avaliação da interpretação de

geofísica aérea a partir da correlação com os dados coletados em campo e

análises estruturais dos estereogramas obtidos a partir das medidas obtidas em

campo.

1.6 Aspectos fisiográficos

1.6.1 Clima

Abordaremos o clima com referência aos dados do município de Pium, pela

maior proximidade da subárea em questão. Segundo a classificação de Köppen

e Geiger de 1957 (baseado no pressuposto de que a vegetação natural de cada

grande região da Terra é essencialmente uma expressão do clima nela

prevalecente) a região se enquadra no tipo climático Aw, ou seja, clima tropical

com estação seca de inverno.

Apresenta temperatura média e pluviosidade média anual de 26,7 °C e

1.960 mm, respectivamente. O mês de julho é o mês mais seco com precipitação

referente a 5 mm, sendo Dezembro o de maior precipitação, apresentando média

de 338 mm (Fig. 1.3).


13

Fig. 1.3: Gráfico climático do município de Pium referente ao ano de 2014. A linha vermelha mostra a variação da temperatura e as barras azuis os valores de pluviosidade de cada mês (Fonte: pt.climate-data.org).

1.6.2 Geomorfologia

Os processos de intemperismo e erosão que levaram a formação do relevo

na área do Projeto esculpiram de forma distinta cada Unidade Geomorfológica.

Assim, é possível individualizar 4 grandes Unidades que apresentam formas

semelhantes de relevo : Aquela representada pelas rochas metassedimentares

da Faixa de Dobramentos Araguaia, a Unidade Geomorfológica das rochas

gnáissicas do Complexo Rio dos Mangues, a das rochas sedimentares da Bacia

do Parnaíba e a Unidade destacada pelos diferentes corpos graníticos da região

(Fig. 1.4)


14

Figura 1.4: Imagem Landsat Google Earth, mostrando diferentes domínios geomorfológicos interpretados

.

Unidade Geomorfológica da Faixa Araguaia (Domínio 1)

É representada por superfícies de pediplanação com modelados

dissecados e está localizada nas subáreas à oeste do Projeto. Essa porção é

constituída por xistos das Formações Pequizeiro e Xambioá da Faixa de

Dobramentos Araguaia. Apresenta pediplanos ou colinas na cota de

aproximadamente 300 m, os quais são sustentados por crostas lateríticas com

espessuras de até 3 m e/ou veios de quartzo de espessura métrica (Figura 1.5).


15

Fig.1.5: Foto com visada para oeste mostrando os pediplanos dissecados da Unidade Geomorfológica da Faixa Araguaia, Formação Pequizeiro

Unidade Geomorfológica do Complexo Rio dos Mangues (Domínio 2)

Também é caracterizada por superfícies de pediplanação , porém

menos dissecadas. Localiza-se na porção central do polígono do Projeto, sendo

a Unidade Geomorfológica de maior representatividade areal. É representada

por gnaisses e xistos do Complexo Rio dos Mangues, onde pediplanos estão em

geral numa cota média de 320 m (com capeamento laterítico) e também ocorre

de forma ocasional alguns morrotes representados por gnaisses graníticos ou

rochas paraderivadas - mais resistentes a erosão.

Unidade Geomorfológica da Bacia do Parnaíba (Domínio 3)

A Bacia do Parnaíba ocorre de forma restrita no extremo nordeste do

polígono do Projeto Paraíso do Tocantins. Comporta-se como uma superfície de

aplanamento parcialmente conservada com cotas de até 600 m.

Unidade Geomorfológica dos Corpos Graníticos (Domínio 4)

Essa Unidade Geomorfológica se restringe a domínios

geomorfológicos em feições do tipo Pão-de-Açúcar de dimensões variadas que


16

se destacam do relevo predominante da região por apresentarem cotas que

variam de 400 a 600 m. É representada por corpos graníticos como o Granito

Serrote (de maior altitude e expressão areal, mostrado na Figura 1.6) e o Granito

Santa Luzia.

Fig. 1.6 – Foto tirada de cima da Serra do Estrondo mostrando a dimensão do Granito Serrote, porção central da área do Projeto.

1.7 Hidrografia

Os rios, ribeirões e outros pequenos afluentes que drenam a área do

Projeto estão situados na grande Região Hidrográfica do Tocantins-Araguaia.

Abrangendo os estados de Goiás (21%), Tocantins (30%), Pará (30%),

Maranhão (4%), Mato Grosso (15%) e o Distrito Federal (0,1%), essa Região

Hidrográfica possui uma área de 918.822 km² e possui uma configuração

alinhada no sentido norte-sul, sendo essa, a mesma direção que predominam os

rios que dão o nome a essa grande Região Hidrográfica (Fonte: Agência

Nacional das Águas). O mapa abaixo representa as bacias hidrográficos do

Estado do Tocantins (Fig. 1.7)


17

Fig. 1.7 - Bacias hidrográficos do Estado do Tocantins.

Os principais rios e ribeirões que drenam a área do Trabalho de

Mapeamento Geológico Final são : Rio dos Mangues, Rio do Coco, Rio Pium,

Ribeirão São José, Ribeirão Coquinho, Ribeirão Campeiro e Ribeirão

Gameleira..

1.8 Vegetação

Apesar da maior porcentagem da vegetação nativa ter sido substituída

por pastagem artificial, ainda ocorre na área do Projeto os mais diversos tipos de

fitofisionomias do bioma cerrado, que variam de acordo com o substrato e a

posição no relevo.

No centro-oeste da subárea XI, onde ocorrem as rochas

metassedimentares das Formações Pequizeiro e Xambioá, encontra-se o

cerrado sentido restrito no topo dos pediplanos – variando desde denso, típico,

ralo – sendo que nos pedimentos observa-se geralmente a ocorrência de

formações campestres, como campo sujo e limpo.

Já no substrato derivado das rochas gnáissicas de composição variada

do Complexo Rio dos Mangues, observa-se desde campos sujos a cerrado


18

senso restrito (no domínio dos gnaisses de composição granítica e quando nos

altos de porções acima da cota de 320m), além de formações florestais como

cerradão e mata secas, em que o substrato é composto por solos derivados de

rochas máficas ou calcissilicáticas (Fig. 1.8).

Figura 1.8– Foto com visada de sul para norte tirada da porção centro-leste da subárea XI, no domínio do Complexo Rio dos Mangues . Note a variação dos tipos de fitofisionomias encontrada nessa porção.

Nos locais de ocorrência das rochas graníticas (como no Granito

Serrote situado no extremo leste da subárea) encontra-se comunidade

herbáceo-arbustiva do tipo campo rupestre que ocorre em meio a afloramentos

rochosos (Fig. 1.9).

Figura 1.9 – Vegetação típica encontrada em meio aos matacões do Granito Serrote.


19

As matas de galeria são encontradas relacionadas aos menores cursos

d’água e se distribuem por toda área. Já as matas ciliares ocorrem associadas

as drenagens perenes, como o Rio Pium.


20

2. Geologia Regional

2.1 Contexto Geotectônico

A área de estudo faz parte da Província Tocantins que está situada entre

os crátons Amazônico (oeste), São Francisco (leste) e Paranapanema (sul). É

resultado do choque entre as massas continentais durante o ciclo Brasiliano na

formação do supercontinente Gondwana. O evento é responsável pela geração

das faixas de dobramento Paraguai, Araguaia e Brasília, parcialmente cobertas

por depósitos fanerozóicos das bacias do Paraná e do Parnaíba.

Figura 2.1: O supercontinente Gondwana num mosaico dos fragmentos continentais que colidiram durante o neo-proterozóico (Valeriano et al., 2012; adaptado de Unrug, 1996).

São reconhecidas 3 regiões estruturais distintas na província: a Faixa

Brasília, a Faixa Paraguai e a Faixa Araguaia. Almeida (1980) dividiu

anteriormente a faixa em: Maciço de Goiás, Faixas de Dobramento Uruaçu e

Brasília e Faixas de Dobramento Araguia-Paraguai. Porém, o próprio Almeida

(1985) reconheceu a falta de continuidade entre as faixas, as quais passaram a

ser estudadas como unidades geotectônicas distintas.


21

A Faixa de Dobramentos Araguaia (Almeida et al, 1976) constitui uma

unidade geotectônica situada no Brasil central, nos estados de Tocantins, Pará

e Maranhão. Possui 1200 km de extensão e cerca de 100 km de largura, com

direção principal NS, fruto da justaposição das unidades litoestratigráficas

(Pierin, 2011). Perfaz o braço norte da Província Tocantins e geologicamente é

limitada a leste pela Bacia do Parnaíba, a sul pelo Lineamento Transbrasiliano e

a oeste pelo Cráton Amazônico (Almeida & Hasui, 1984). A origem e evolução

da Faixa Araguaia está relacionada aos processos colisionais entre os Crátons

Amazônico e São Francisco, correspondente às orogêneses Brasiliano/Pan-

Africano de idade neoproterozóica (Strieder & Suita, 1999).

A evolução do Cinturão Araguaia primeiramente remete ao Arqueano,

com a formação do Complexo Colméia e do Greenstone Belt Rio do coco (Hasui,

2012). O Ciclo Transbrasiliano foi o gerador do Complexo Rio dos Mangues e

dos enclaves de alto grau do Complexo Porto Nacional, assim como as intrusões

máficas-ultramáficas do Carreira Comprida (Alvarenga et al, 2000).

Moura & Gaudette (1993) descrevem o embasamento da Faixa Araguaia

como sendo formado por ortognaisses com assinatura TTG do Complexo

Colméia, datados em 2,86 Ga, e por sequências metavulcanosedimentares do

Complexo Rio do Coco, o qual tem sido interpretado como um remanescente de

um greenstone belt arqueano (Barreira & Dardenne 1981). Ao norte são

encontradas rochas ultramáficas das sequências Serra do Tapa e Quatipuru

(Paixão & Nilson 2001). Há também gnaisses tonalíticos e cálcio-silicáticos

agrupados no Grupo Rio dos Mangues e datados em 2.1 a 2.0Ga, e o granito

Serrote com idade aproximada de 1.8Ga Alvarenga et al. (2000) citam Moura &

Gaudette (1999) que descrevem como gnaisse Cantão, de 1,85 Ga, também

pertencente ao embasamento da faixa. Moura & Gaudette (1993) descrevem

rochas intrusivas, hoje gnaissificadas, de nefelina sienito de Monte Santo e Serra

da Estrela. Estas unidades foram datadas em 1,0 Ga e estão dispostas

perpendicularmente aos Complexos Colméia e Rio dos Mangues. Sobrejacente

ao embasamento encontra-se o Grupo Estrondo, composto pelas Formações

Morro do Campo, na base, e Xambioá no topo. Herz et al. (1989) ainda inserem

a Formação Canto da Vazante no grupo citado. O Grupo Tocantins é interpretado

como unidade estratigráfica superior, composto pelas Formações Pequizeiro, na


22

base, e Couto Magalhães no topo. Os Grupos Tocantins e Estrondo estão

reunidos no Supergrupo Baixo Araguaia, conforme Abreu (1978). Zircões

detríticos de quartzitos do Grupo Tocantins têm idades na faixa entre o Arqueano

e tardi-Mesoproterozóico (Moura et al., 2008). Araújo (2001) e Schobbenhaus

Filho (1975), após mapeamentos das folhas Conceição do Araguaia e

Araguaína, pela CPRM, sugerem uma reestruturação do Grupo Estrondo,

subdividindo-o em: formações Morro do Campo, Xambioá e Pequizeiro. O Grupo

Tocantins ficaria limitado, nestas áreas, à Formação Couto Magalhães. Para os

autores não se constatou a passagem gradual entre as formações Pequizeiro e

Couto Magalhães, de forma a sugerirem o abandono do termo Supergrupo Baixo

Araguaia (Pierin, 2011).


23

Figura 2.2: Mapa simplificado de parte da Província Tocantins enfatizando os domínios lito-estruturais da Faixa Brasília, as faixas Araguaia, Brasília e Paraguai, os cratons Amazônico e São Francisco, e as bacias fanerozóicas do Paraná e Parnaiba (baseado em Marini et al., 1984; Fuck et al., 1994, 2006; Dardenne, 2000).

A história deformacional inclui 4 fases de deformação dentro da sequência

supracrustal: dobras recumbentes com vergência para oeste; redobramento com

trend N-S; intenso episódio de crenulação; e empurrões tardios de leste para

oeste. O metamorfismo é de grau intermediário a intermediário-alto com

isógradas da granada, clorita e sericita sucedidas por uma zona de baixo a

nenhum metamorfismo, de leste para oeste.


24

Figura 2.3: Localização da Faixa Araguaia em contato com o Cráton Amazônico e com a Bacia do Parnaíba, além das Faixas Brasília, Araçuaí e Ribeira (Valeriano et al., 2012).

Corpos ultramáficos serpentinizados são comumente associados ao

Grupo Tocantins, sendo considerados: ou intrusivos em metassedimentos

antigos (Hasui et al., 1984), ou corpos imbricados tectonicamente em

metassedimentos como uma parte de um Complexo Ofiolítico desmembrado

(Moura et al. 2008; Paixão et al., 2008). Datações de zircões associados a corpos

gabróicos apresentam idades de 817±5 Ma (Gorayeb et al., 2004 em Moura et

al., 2008) similarmente a idades de 757±49 Ma provenientes de datações Sm-

Nd de rocha total realizadas em diques máficos do Complexo Quatipuru (Paixão

et al., 2008).

2.2 Unidades Litoestratigráficas

2.2.1 Embasamento do Cinturão Araguaia

As rochas pertencentes ao embasamento do Cinturão Araguaia e algumas

de suas unidades supracrustais vem sendo investigadas desde meados da


25

década de 1990 (Souza & Moura 1996, Arcanjo & Moura 2000, Arcanjo et. al

2001). O embasamento é composto por um segmento norte e outro sul.

2.2.2 Segmento Setentrional

Estudos realizados em ortognaisses do interior de estruturas dômicas

mostraram que o embasamento do Cinturão Araguaia, na sua parte setentrional,

é arqueano (2,85 Ga) e Paleoproterozóico (1,85 Ga), (Moura & Gaudette,1993).

Nessa porção, especificamente mais a leste, rochas gnáissicas consideradas

como representantes do embasamento, foram reunidas em duas unidades

litoestratigráficas distintas: Complexo Colmeia e Gnaisse Cantão (Costa 1980,

Souza et al. 1985, Dall'Agnol et al. 1988). A primeira reúne ortognaisses de idade

arqueana (2,85 Ga) e compreende majoritariamente gnaisses trondhjemíticos e,

em menor proporção, gnaisses tonalíticos e granodioríticos (TTG), com raros

anfibolitos. O Gnaisse Cantão, constituído por ortognaisses graníticos, intrude o

Complexo Colmeia e seu protólito foi formado no Paleoproterozóico(~ 1,85

Ga)(Moura & Gaudette 1993). A porção norte do Cinturão Araguaia foi

considerada por Moura & Gaudette(1994) como uma extensão do Cráton

Amazônico , em função da similaridade geocronológica e composicional entre

esses ortognaisses e os granitóides arqueanos e proterozóicos da parte sudeste

da Amazônia oriental.

Complexo Colméia

Litologicamente é composta de gnaisses e granitoides migmatizados, além

de biotita xistos feldspáticos, quartzitos micáceos intercalados a anfibolitos

associados. Os gnaisses apresentam granualção grosseira e são compostos

essencialmente de quartzo, plagioclásio, biotita e microclinio, geralmente

apresentando textura lepidoblástica e em menor proporção granoblástica.

Petrograficamente pode ser caracterizado como um biotita gnaisse.

Os granitoides são compostos essencialmente de quartzo, plagioclásio,

biotita, microclino e muscovita. Nessas rochas ocorre uma foliação penetrativa

desenvolvida na direção leste-oeste, formada pela orientação preferencial de

biotita e muscovita.


26

Os anfibolitos aparecem na forma de corpos lenticulares em meio aos

gnaisses e granitoides, sendo compostos por hornblenda, diopsídeo,

plagioclásio e quartzo. Biotita-quartzo xistos feldspáticos e lentes de quartzito

micáceos aparecem , por vezes, intercalados aos gnaisses.

Na região de Colméia-TO, os gnaisses e granitóides foram gerados num ciclo

mais antigo do que as rochas metassedimentares sobrejacentes por

apresentarem um comportamento geométrico distinto marcado por uma

discordância estrutural (Costa, 1980).

Gnaisse Cantão

Conforme Souza et al. (1984) existe uma discordância estrutural entre o

Gnaisse Cantão e o Complexo Colméia, a qual é evidenciada pela existência de

foliações e de duas gerações de dobras de direções E-W no Complexo Colméia,

ausentes no Gnaisse Cantão, cujas estruturas são de igual forma submeridianas.

Apresenta xistosidade orientada submeridianamente, ora para nordeste, ora

para sudeste.

Com base na composição mineralógica, o Gnaisse Cantão foi dividido em

dois grandes grupos de rochas. O primeiro deles é granodiorítico e rico em

máficos, encontrando-se perto dos contatos com a Formação Morro do Campo

e o Complexo Colméia. O segundo grupo, mais distribuído na área, faz contato

com a Formação Morro do Campo, e localmente com a Formação Xambioá e

com o Complexo Colméia. Foi classificado como biotita gnaisses

monzograníticos, biotita-muscovita gnaisses monzograníticos e em menor

ocorrência, gnaisses sienograníticos (Souza, 1985).

2.2.3 Segmento Meridional

Na porção sul do Cinturão as rochas do embasamento possuem uma área

de afloramento significativamente maior, fazendo contato tectônico a leste com

as sequências de alto grau metamórfico do Maciço de Goiás (Hasui et al. 1984a).


27

Os levantamentos geológicos realizados no embasamento dessa porção

permitiram o reconhecimento de pelo menos cinco unidades litoestratigráficas

distintas. Essas sequências foram consideradas inicialmente por como sendo de

idade arqueana (Costa et. al 1983, Hasui et al 1984, Costa 1985, Hasui & Costa

1990 e Abreu et. al 1994) e, pelo menos em parte, correlacionáveis às rochas

arqueanas do segmento norte do cinturão, com base em dados estruturais e

litológicos (Costa et al. 1983, Hasui et al. 1984a,b). Porém a extensão dessas

sequências para a porção sul do embasamento do Cinturão Araguaia não é

validada segundo dados geocronológicos obtidos por Arcanjo,2000.

Assim, o Complexo Colméia que, inicialmente se estendia para sul do

embasamento do Cinturão Araguaia ( Costa et al, 1983 e Hasui et. al 1984), teve

sua área reduzida, onde no seu lugar (onde agora são agrupados gnaisses

calcissilicáticos e ortognaisses de composição tonalítica e granodioríticos de

cerca de 2,1 Ga) foi agrupado o Complexo Rio dos Mangues.

Na região central do estado do Tocantins, que compreende parte da

segmento meridional do Cinturão Araguaia, Arcanjo et.al (2000) agrupou cinco

unidades do embasamento. São elas:

Grupo Rio do Coco

Formado por um núcleo arqueano restrito de 2,6 Ga (Arcanjo, 2002), é

caracterizado como uma sequência metavulcano-sedimentar do tipo greenstone

belt (Barreira & Dardenne, 1981) composto pelas unidades basal e uma superior.

A primeira é caracterizada por sedimentos pelíticos e químicos e intercalações

de xistos magnesianos; a superior apresenta xistos feldspáticos e rochas

máficas. Compreende também rochas komatiíticas, intercaladas com

sedimentos químicos e pelíticos, assentadas sobre um embasamento siálico que

é intrudido por álcali-feldspato granitos (Costa et al. 1983). Entre os metapelitos

se destacam quartzo-mica xistos com ou sem granada de coloração cinza

escura, constituídos por quartzo, biotita, moscovita, plagioclásio, granada,

epidoto, clorita, calcita, turmalina e opacos. Rochas metabásicas foram datadas

por Arcanjo et al. (2000), na localidade de Monte Santo e podem ser

correlacionadas à unidade superior da sequência estratigráfica, proposta por

Barreira & Dardene (1981).


28

Complexo Rio dos Mangues

O Complexo Rio dos Mangues (CRM) é composto por uma faixa estendida

de direção NW-SE e ocorre inicialmente nas proximidades da vila de Monte

Santo, onde bifurca para NE, na altura do povoado Pugmil, seguindo para sul

até a região de Gurupi-TO. É formado por gnaisses tonalíticos a granodioríticos

associados (Souza, 1996), granada biotita paragnaisses, ortoquartzitos e

granito-gnaisses com anfibolitos subordinados (Costa et al.1983).

Todas essas rochas, em diferentes graus, estão migmatizadas onde veios

pegmatíticos são restritos, concordantes com a foliação milonítica que, embora

variando localmente, mostra regionalmente uma feição de orientação NNE e NE

com mergulhos médios dominantemente para leste. A migmatização e a

milonitização podem ser compreendidas como processos sincrônicos que

ocorreram em episódios de mobilização em ambiente caracterizado por fluxo

plástico.

Os gnaisses tonalíticos descritos por Costa et al. (1983) nas proximidades de

Porto Nacional, estão contextualizados no CRM e não correspondem ao Grupo

Rio do Coco conforme supunham anteriormente.

Granito Serrote

O Granito Serrote ocorre intrudido no Complexo Rio dos Mangues, nas

adjacências a NNE-SSW do povoado de Pugmil-TO, porção centro-norte do

CRM, está alojado um corpo elíptico com eixo maior (19 km) e o eixo maior

alcança 14km (Costa,1985) . São plútons com tramas augen-porfiroides e

miloníticas representados por microclínio granitos e leucogranitos potássicos

(Gorayeb 1996). O corpo apresenta foliação incipiente, que se torna mais

evidente e com características anastomosadas em suas bordas (Souza 1996). É

constituído essencialmente por rochas de granulação grossa, de coloração rósea

a cinza claro. Texturalmente são caracterizados por ocelos e barras de quartzo

e plagioclásio, envolvidos por agregados de grãos com contatos poligonais de

quartzo e por cristais de biotita, hornblenda e muscovita (Costa, 1985). O Granito


29

Serrote (1,86 Ga) e corpos restritos de natureza tonalítica e granítica (1,85 – 1,82

Ga), resultantes da fusão parcial de compartimentos crustais com colisões,

cavalgamentos e imbricações tectônicas, associados ao fechamento de

domínios oceânicos e a um evento metamórfico regional que atingiu condições

de alto grau há 2,1 Ga (Arcanjo,2013).

Suítes Alcalinas

Gnaisses alcalinos, representados pelos corpos de nefelina-sienito-

gnaisses da Serra da Estrela e de Monte Santo foram reunidos na Suíte Monte

Santo. O primeiro intrude o Complexo Rio dos Mangues, enquanto o segundo

aflora entre os metassedimentos do Supergrupo Baixo Araguaia. (Costa, 1983 ;

Arcanjo e Moura, 2000).

Estas rochas ocorrem sob a forma de lentes inclinadas para sudeste,

configurando na interpretação de Costa (1985) um aleitamento tectônico. Entre

os litotipos estão nefelinólitos, nefelina sienitos, sienitos com nefelina e álcali-

sienitos, retrabalhados por metamorfismo e metassomatismo (Iwanuch 1991).

Os gnaisses sieníticos, às proximidades da Vila de Monte Santo são

mesocráticos com coloração rosa predominante e variações para cinza.

Apresentam granulação média a grossa e são compostos por plagioclásio (15%),

microclíneo (55%), quartzo (2%), moscovita (5%), biotita (20%), além de opacos,

zircão e epídoto. A textura é grano-lepidoblástica com orientação de agregados

quartzo-feldspáticos e bandas milimétricas de biotita. A orientação geral da

foliação milonítica é NE-SW e mergulhos baixos da lineação de estiramento para

SSW.

O gnaisse sienítico associado ao corpo de nefelina gnaisse da Serra da

Estrela é caracterizado por uma coloração rosa predominante, destacando-se

cristais orientados de feldspato que se intercalam com leitos acinzentados

constituídos de minerais máficos. Mineralogicamente é constituído por cristais

de albita, microclínio, titanita, aegirina-augita, biotita e opacos automorfos

(magnetita).

As rochas alcalinas das Suítes Monte Santo (1,05 Ga) e Serra da Estrela

(1,01 Ga) são correlacionáveis e seus protólitos foram gerados durante o

Mesoproterozóico de ~ 1.6 Ga( Arcanjo, 2013) . A Suíte Monte Santo pela sua


30

natureza, idade e vinculação com a formação de bacias tafrogênicas é

considerada reflexo da fragmentação do Supercontinente Rodínia, na região

central do Brasil (Brito Neves et al. 1999) e aponta o “emplacement” na fase

precoce da fissão do supercontinente, durante o Toniano.

Granito Matança

O Granito Matança (Costa et al. 1984) sustenta parte da Serra das

Cordilheiras, na porção leste da área. Seus contatos, a oeste com o CRM e a

leste com o Complexo Porto Nacional e a Formação Morro o Aquiles, são

inferidos e tectônicos, por meio de zonas de cisalhamento. De coloração rosada,

é rico em microclínio, com textura porfirítica com mega cristais deformados.

Composicionalmente varia para álcali-feldspato granito, sienogranito, quartzo

monzonito a granodiorítico, que representariam emanações tardias, durante a

evolução do corpo maior (Gorayeb 1996).

O padrão regional da foliação, de natureza milonítica, bem como do

bandamento gnáissico a ela paralelizado, varia de NW-SE a NE-SW, mantendo

um persistente mergulho, da ordem de 20 – 40º, para leste (Arcanjo et al. 2013).

Esse autor classificada esse corpo como sendo formado no final do

Neoproterozóico (5,5 Ma).

Grupo Tucuruí

O Grupo Tucuruí está localizado no setor norte da Faixa Araguaia,

disposto ao

lado do Complexo Xingu. Matta & Hasui (1984) subdividiram o Grupo Tucuruí

em Formações Caraipé e Morrote. Tratam-se de rochas vulcano-sedimentares

com baixo grau metamórfico. A Formação Caraipé está posicionada na base do

Grupo Tucuruí. É formada por metagrauvacas que apresentam grãos angulares

de albita, quartzo e microclínio numa matriz fina composta por clorita, sericita e

stilpnomelano. Observa-se laminação com variações de granulação areia a

argila. A Formação Morrote posiciona-se sobre a Formação Caraipé. Apresenta

metabasalto maciço com presença de amigdalas e destaca-se, em sua

composição, fenocristais de labradorita.


31

2.2.4 Supergrupo Baixo Araguaia

O Supergrupo Baixo Araguaia é composto por rochas

metassedimentares divididas em dois grupos principais: Estrondo e Tocantins.

Grupo Estrondo

O Grupo Estrondo está disposto numa estreita faixa ao longo da parte

leste do Cinturão Araguaia, por cerca de 60km. Subdivide-se nas formações

Morro do Campo, Xambioá e Canto da Vazante (Abreu 1978, Costa 1980).

Datações geocronológicas K/Ar, efetuadas por Hasui et al. (1975),

diagnosticaram idades entre 434 e 581 Ma. Pelo método Rb-Sr, Hasui et al.

(1980) construíram uma isócrona de referência de 1.050Ma para xistos do

Grupo Estrondo (região de Paraíso do Norte). Datações em granitos que

ocorrem próximos às bordas da estrutura de Colméia indicaram idades de

1.834 ± 34Ma, com razão inicial 0,715 (Cunha et al. 1981), relacionadas a

migmatização da base do Grupo Estrondo, o que refletiria numa idade

deposicional destas rochas em mais de 1.850Ma. A Formação Morro do

Campo é representada por ortoquartzitos, metaconglomerados oligomíticos e

xistos (Abreu, 1978). Para Araújo (2001), a Formação Morro do Campo possui

relações de contato discordantes com os gnaisses e migmatitos do Complexo

Colméia, ou com o gnaisse Cantão. O contato com a Formação Xambioá é

transicional. A Formação Xambioá inclui muscovita-biotita xistos, cálcio-xistos e

restritos corpos de mármores, anfibolitos, granada xistos e grafita xistos (Abreu,

1978). Para os litotipos da Formação Xambioá, Araújo (2001) identificou, na

parte leste, recobrimento discordante pela Formação Pimenteiras, da Bacia do

Parnaíba, enquanto na parte oeste está sotoposta aos sedimentos de cobertura

arenosa de idade terciária-quartenária que ocupam o leste do Gráben do

Muricizal.

O contato com a Formação Piauí da Bacia do Parnaíba, a sudeste, é

discordante e por vezes tectônico. A Formação Canto do Vazante é composta

por finas camadas de feldspato xistos com intercalação de quartzito, biotita

xisto e cálcio xisto (Abreu, 1978).


32

Grupo Tocantins

O Grupo Tocantins compõe o setor oeste da Faixa Araguaia. Subdivide-

se nas Formações Couto Magalhães e Pequizeiro. Ainda é escasso o número

de dados geocronológicos para o Grupo Tocantins. Trouw et al. (1976)

determinaram idades K/Ar de 510 Ma para metabasaltos da Formação Tucuruí.

Hasui et al. (1980), a partir de idades Rb-Sr em filitos, atribuíram a idade de 850

Ma. Para as rochas básicas intrusivas em quartzitos da Formação Couto

Magalhães, chegaram a idades K/Ar de 780, 560 e 480Ma, sendo este um

possível atestado de rejuvenescimento isotópico. Araújo (2001) ressalta a

datação realizada por Tassinari (1980) - sem especificação do método

empregado - em amostras de diques básicos coletadas na Folha Conceição do

Araguaia, que ressaltou idades de 1.006,5 ± 15,3Ma e 545,4 ± 7,6Ma,

o que define uma idade superior a 1000Ma para a deposição da Formação Couto

Magalhães, base do Grupo Tocantins.

A Formação Couto Magalhães é constituída de ardósias, meta-siltitos,

metaarcósios, meta-grauvacas e quartzito, com intercalações de calcário,

hematita quartzito e meta-chert (Abreu 1978).

A Formação Pequizeiro inclui clorita xistos e sericita quartzo clorita xisto

(Abreu, 1978). Na descrição da Folha Araguaia, Araújo (2001) considera a

Formação Pequizeiro como topo do Grupo Estrondo, e a relação de contato entre

a formação e unidades vizinhas, no caso Formação Couto Magalhães e

Formação Pedra do Fogo (Bacia do Parnaíba), são tectônicas.

2.2.5 Bacia do Parnaíba

A Bacia do Parnaíba é uma grande bacia cratônica Paleo-Mesozóica

localizada no centro-nordeste brasileiro, a qual cobre grábens Cambrianos-

Ordovicianos e vastas áreas do embasamento Precambriano. Sua sucessão de

rochas sedimentares e magmáticas pode ser disposta em cinco

superseqüências: Siluriana, Mesodevoniana-Eocarbonífera, Neocarbonífera-

Eotriássica, Jurássica e Cretácea, que são delimitadas por discordâncias que se


33

estendem por toda a bacia ou abrangem regiões extensas. Sua história

deposicional estende-se sobre o início do Paleozóico ao Mesozóico.

A transição do Neoproterozoico para o início do Fanerozóico foi marcado

por uma quebra continental, separando Laurentia e Baltica da porção oeste de

Gondwana. A tectônica resultante formou sistemas de riftes, que não evoluíram

para a formação de bacias de margem passiva.

As falhas dos riftes reativaram grandes zonas pré-existentes de fraqueza,

em particular as zonas de cisalhamento dúctil, do Brasiliano, relacionadas à

província Borborema. Algumas exposições orientadas NE a E-W do gráben

Cambriano-Ordoviciano relacionado a essa reativação de falhas são

encontradas nas bordas leste e sul da Bacia do Parnaíba. Tais grábens

compreendem espessas unidades de sedimentos clásticos imaturos e rochas

provenientes de magmatismo bimodal, intrudidos por granitos.

Dados de poços profundos, seções sísmicas, gravimétricos e

aeromagnéticos indicam diversas áreas em que estruturas tipo gráben podem

ocorrer sobre a Bacia do Parnaíba (Vaz et al., 2007)

Figura 2.4: Seção esquemática da Bacia do Parnaíba (adaptado de Goés et al., 1990)

No período Jurássico, com o início da desintegração da Pangea, ocorreu

um evento de subsidência na porção central da Bacia do Parnaíba, em que um

sistema de riftes orientado ENE e NNE foi instalado. Diques basálticos e fluxos

de lava formam os limites inferior e superior da sequência Jurássica de

sedimentos eólicos. Grandes exposições vulcânicas ocorrem junto a um largo


34

cinturão (orientação E-W) na parte central da bacia, enquanto exposições

secundárias ocorrem no canto NE e na borda SE da bacia.

São encontrados pipes kimberlíticos ao longo do Lineamento

Transbrasiliano. Durante o Aptiano-Albiano, ocorreu um amplo soerguimento na

porção central da Bacia do Parnaíba, ativando uma deposição sedimentar

continental. Uma fase extensiva mais intensa, associada com subsidência

termal, levou a um maior ciclo deposicional após o Albiano.

Os stresses extensonais, que culminaram na abertura do Atlântico sul,

levaram à origem de novas áreas de sedimentos intracontinentais por toda

Gondwana, durante o início do Cretáceo. Uma estreita bacia rifte orientada N-S,

denominada Bacia Sanfranciscana, se estabeleceu na borda sul da Bacia do

Parnaíba e ao longo da margem oeste do Cráton São Francisco.

Figura 2.5: Coluna estratigráfica e cronoestratigráfica da Bacia do Parnaíba (Petrobras – Vaz et al., 2007)

Ademais, sedimentos cenozóicos recobrem amplas áreas da Bacia do

Parnaíba e os arredores do embasamento Precambriano. Unidades

sedimentares da Bacia do Amazonas e sedimentos costeiros repousam sobre os

limites entre a Bacia do Parnaíba, o Cráton São Luís e a Faixa Gurupi.

Na área do mapeamento geológico do Trabalho Final, destacam-se

sequências Mesodevonianas-Eocarboníferas, com maior expressão das

Formações Pimenteiras, Cabeças e Longá.


35

Formação Pimenteiras

A Formação Pimenteiras consiste, principalmente, de folhelhos cinza-

escuros a pretos, esverdeados, em parte bioturbados. São radioativos, ricos em

matéria orgânica e representam a ingressão marinha mais importante da bacia.

Notam-se intercalações de siltito e arenito, e a sedimentação aconteceu num

ambiente de plataforma rasa dominada por tempestades. As feições

grafoelétricas indicam ciclicidade deposicional, e uma mudança de tendência

transgressiva para regressiva na passagem gradacional para a Formação

Cabeças, que lhe é sobreposta (Della Fávera, 1990).

Formação Cabeças

Na Formação Cabeças, o litotipo predominante consiste de arenitos cinza-

claros a brancos, médios a grossos, com intercalações delgadas de siltitos e

folhelhos. Diamictitos ocorrem eventualmente e com maior freqüência na parte

superior. Tilitos, pavimentos e seixos estriados denotam um ambiente glacial ou

periglacial (Caputo, 1984). Estratificação cruzada tabular ou sigmoidal

predomina, e tempestitos ocorrem na transição para a Formação Pimenteiras

(Della Fávera, 1990). Um ambiente plataformal sob a influência preponderante

de correntes desencadeadas por processos de marés é defendido por Góes e

Feijó (1994) como o mais importante nessa unidade. Fácies flúvio-estuarinas

também ocorrem.

Formação Longá

O litotipo da Formação Longá é caracterizado por folhelhos cinza-escuros

a pretos, em parte arroxeados, homogêneos ou bem laminados, bioturbados. Em

sua porção média comumente apresentam um pacote de arenitos e siltitos cinza-

claros a esbranquiçados, laminados (Lima e Leite, 1978). Um ambiente


36

plataformal dominado por tempestades foi interpretado por Góes e Feijó (1994)

para essas rochas.

Rochas Magmáticas

Devido ao evento de desintegração da Pangea, reativação de falhas

antigas e o surgimento de fraturas, houve um intenso magmatismo básico

caracterizando a etapa mesozóica da evolução da área. Nesse contexto

tectônico, na Bacia do Parnaíba acomodaram-se as ígneas intrusivas (diques e

soleiras) e extrusivas, de composição básica, as quais do ponto de vista

estratigráfico foram divididas em duas unidades: Formação Mosquito e

Formação Sardinha. Em subsuperfície, os diques e soleiras estão presentes em

maior quantidade na Seqüência Mesodevoniana-Eocarbonífera e ocorrem

também na Seqüência Siluriana, sendo muito raros na Neocarbonífera-

Eotriássica. Formação Mosquito foi o termo proposto por Aguiar (1971) para

identificar derrames basálticos com intercalações de arenitos que afloram no rio

homônimo, ao sul da cidade de Fortaleza dos Nogueiras (MA). Aguiar (1971)

denominou Formação Sardinha a corpos de basalto, preto a roxo, mapeados

entre as cidades de Fortaleza dos Nogueiras e Barra do Corda. A espessura

média em afloramento é de 20 m e o nome da unidade homenageia o local da

primeira observação, a Aldeia do Sardinha.

2.2.6 Complexos Ofiolíticos

A norte da área de estudo, afloram os Complexos Quartipuru e o Morro

do Agostinho, respectivamente no município de Conceição do Araguaia (Pará) e

Araguacema (Tocantins) .

Esses tratos oceânicos entre os blocos continentais descenderam do

supercontinente Rodínia e é registrado na Faixa Araguaia por meio de corpos

ofiolíticos, tais corpos frequentemente não apresentam a clássica pseudo-

estratigrafia de ofiolítos. Os dois complexos ofiolíticos da Faixa Araguaia

compreendem uma associação de peridotitos serpentinizados e pillow-lavas

basálticas. A sequência mantélica é composta por um arranjo intercamadado de


37

harzburgito e dunito. Tais rochas abrigam uma suíte de diques e sills

piroxeníticos e gabroícos, além de pods de cromitito com texturas nodulares e

envelopes duníticos, típicos de complexos ofiolíticos. As relações litoestruturais

entre os peridotitos mantélicos, a suíte de diques e os pods de cromitito apontam

uma associação característica da zona de transição da Moho, e relatam uma

história de múltiplos estágios magmáticos e tectônicos operantes durante a

edificação de litosfera oceânica (Paixão, 2009).

Um importante depósito de níquel laterítico é o deposito Serra do Tapa

que está associado a um complexos ofioliticos, e localiza-se no município de

Sapucaia no estado do Pará.


38

Figura 2.6: Mapa geológico adaptado da Folha Porto Nacional (CPRM) com enfoque nas datações já publicadas.


39

3. Geotecnologias

3.1 Introdução

No Projeto Paraíso, foi imprescindível o uso das geotecnologias para a

confecção do relatório final. Tal ferramenta foi utilizada tanto na etapa pré-campo

quanto nas etapas de campo e pós-campo para a confecção do mapa base e do

mapa geológico da área, utilizando das ferramentas World Imagery, imagens de

Landsat-8, SRTM, Google Earth Pro, além de produtos geofísicos como o Mapa

Radiométrico e o Mapa Magnetométrico.

Os mapas foram georreferenciados a partir da projeção Universal

Transversa de Mercator (UTM) no datum WGS-84 e na zona 22S. Tais

ferramentas foram de suma importância para a observação de contrastes

geológicos, grandes estruturas e diferenças nas composições dos terrenos.

3.2 World Imagery

As imagens do World Imagery são imagens fornecidades pelo software de

gerenciamento de dados espaciais ArcGis 10.2 e consistem em imagens de

satélites periodicamente atualizadas com diferentes resoluções.

Figura 3.1: Imagem de satélite da área XI obtida a partir do World Imagery no ArcGis 10.2.


40

Na Amércia do Sul, as imagens do World Imagery apresentam resolução de 1m

e foram atualizadas pela última vez no ano de 2011.

3.3 LANDSAT-8

O satélite Land Remote Sensing Satellite, ou LANDSAT é um satélite

norte-americano gerenciado pela National Aeronautics and Space Admnistration

(NASA) e o United States Geological Survey (USGS), sendo a agência espacial

norte-americana e o Serviço Geológico dos Estados Unidos respectivamente.

O LANDSAT-8 é o oitavo satélite do programa, sendo o sétimo a atingir a

órbita da Terra com sucesso. Contém dois sensores, um multiespectral e um

termal, que produzem imagens com 11 bandas espectrais e possuem grande

capacidade de representar contrastes nos terrenos. Tais sensores são o

Operational Land Imager (OLI) e o Thermal Infrared Sensor (TIRS). As imagens

utilizadas no Projeto Paraíso pertecem à órbita 067 e aos pontos 222 e 223, e

foi utilizada a composição RGB 564 para que houvesse maior contraste em

feições geomorfológicas.

O processamento das imagens foi feito pela Professora Tati de Almeida

utilizando os softwares ArcGis 10.1 e ENVI 4.7. A tabela 3.1 mostra os intervalos

espectrais e resolução de cada banda.

Figura 3.2: Imagem Landsat-8 da área XI utilizando as bandas 564.


41

Banda

Espectral

Comprimento

de onda (μm) Resolução Espacial (m)

1 0,433-0,453 30

2 0,450-0,515 30

3 0,525-0,600 30

4 0,630-0,680 30

5 0,845-0,885 30

6 1,560-1,660 30

7 2,100-2,300 30

8 0,500-0,680 15

9 1,360-1,390 30

10 10,6-11,2 100

11 11,5-12,5 100

Tabela 3.1: Comprimento de onda e resolução espacial de cada banda espectral produzida pelo LANDSAT-8.

3.4 SRTM

A Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) foi um projeto liderado pela

NASA e pela National Geoespatial Intelligence Agency (NGA) desenvolvido ao

longo do mês de fevereiro de 2000 e teve como objetivo a obtenção de dados

topográficos digitais de alta resolução a bordo da espaçonave Endeavour.

Os dados do projeto são distribuídos através do USGS e abrangem as

áreas situadas entra as latitudes 56º Sul e 60º Norte. Para o Projeto Paraíso,

foram gerados produtos com ângulos de incidência de iluminação de 45º nas

direções de azimutes de 125º, 45º, 305º, 215º e 80º, que também foram

processadas pela Professora Tati de Almeida utilizando o software ENVI 4.7. Os

mapas elaborados pela área XI foram confeccionados pelo software ArcGis 10.2.


42

Figura 3.3: Imagem SRTM da área XI. Os traços azuis dividem tipos diferentes de relevo.

3.5 Google Earth Pro

O Google Earth Pro é um software desenvolvido pela empresa norte-

americana Google em 2001 (com o nome anterior de Earth Viewer) que modela

a superfície da Terra em 3D a partir de fotografias aéreas e imagens de satélite.

A partir do Google Earth Pro, foi possível obter uma visão detalhada da

geomorfologia da área, como drenagens e relevo. Além disso, o software

também foi de grande ajuda na confecção do mapa base, onde foi possível

observar com mais precisão localidades de fazendas, cercas e estradas não-

pavimentadas, possibilitando uma comparação com as imagens do World

Imagery para o melhor conhecimento da área.

Figura 3.4 Mapa de pontos com organização por unidades litoestratigráficas no Google Earth Pro.


43

3.6 Geofísica

O projeto Paraíso contou com os dados de dois levantamentos

aerogeofísicos, magnéticos e gamaespectrométricos, realizados pela

Universidade de São Paulo (USP) em convênio com a Agência Nacional do

Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP) e pelo Serviço Geológico do

Brasil (CPRM).

O projeto de levantamentos realizado pela USP em convênio com a ANP

foi denominado Projeto Levantamentos Aerogeofísicos da Bacia do Parnaíba e

foi realizado entre setembro de 2004 e novembro de 2006, utilizando três

aeronaves Cessna Grand Caravan – C208B. As aeronaves foram equipadas

com um magnetômetro tipo Scintrex CS-3, de bombeamento ótico com vapor de

césio, e um gamaespectrômetro PicoEnvirotec GRS 410. Para a aquisição de

dados, foi utilizado o sistema AEROMASTER. As linhas de voo foram espaçadas

em 500m e as linhas de controle em 4000m, com altura de voo de 100 m.

O projeto de levantamentos realizados pela CPRM, que fazem parte do

Programa Geologia do Brasil (PGB), foi denominado Projeto Tocantins e foi

realizado entre julho de 2005 e janeiro de 2006. A área do projeto é contígua à

área do Projeto Levantamentos Aerogeofísicos da Bacia do Parnaíba e, por meio

de acordo de cooperação entre a CPRM, o convênio entre a ANP e a USP e o

Ministério de Minas e Energia, o Projeto Tocantins utilizou da estrutura

mobilizada para a execução daquele projeto, ambos através da empresa

AeroGeoPhysica Latino América (AGP-LA). O Projeto Tocantins utilizou,

portanto, duas das três aeronaves utilizadas no Projeto Levantamentos

Aerogeofísicos da Bacia do Parnaíba, além dos mesmos magnetômetros,

gamaespectrômetros e do sistema de aquisição de dados. O espaçamento das

linhas e altura de voo foi o mesmo, diferindo apenas no espaçamento das linhas

de controle, que foi de 10000m.

3.6.1 Métodos Geofísicos


44

A gamaespectometria baseia-se na medida de ocorrência e abundância

em equivalentes (em ppm) de Tório e Urânio (baseado na série de decaimento

desses elementos) e em porcentagem de Potássio em rochas, solos e outros

materiais na superfície, a até cerca de 40 centímetros de profundidade. A

medição é feita através da detecção dos raios gama emitidos pelo decaimento

natural destes elementos, sendo a concentração de tório e urânio expressa em

partes por milhão e de potássio expressa em porcentagem (Minty, 1997)

Já a magnetometria baseia-se na medição da intensidade do campo

magnético, que tem mais de uma fonte. O campo medido inclui o campo da terra

e o campo externo, o campo gerado por indução e o campo gerado pelo

magnetismo remanescente nas rochas, solos e matérias. O que interessa, ao

fim, é o campo gerado pelos materiais, comumente gerado por minerais

magnéticos como ilmenita, pirrotita e magnetita (Blum et al. 1999)

3.6.2Processamento de dados

Os dados brutos gravados em formato binário na aeronave são

convertidos para ASCII ou GBN e, a partir destes arquivos, é gerado o banco de

dados OASIS MONTAJ (GDB) (Geosoft, 2005), onde estão agrupadas

informações de posicionamento corrigidas e todos os demais canais de

informação registrados a bordo da aeronave, quais sejam: tempo GPS,

coordenadas geográficas, intensidade total do campo magnético, componentes

do magnetômetro fluxgate, espectros de 512 canais do gamaespectrômetro,

altura e altitude de voo, temperatura, pressão atmosférica, etc.

Foi feita a conversão das coordenadas para o sistema WGS84 UTM 22 S.

Então foram processados os dados, magnéticos e gamaespectrométricos. No

levantamento aerogeofísico, foI utilizada a aeronave modelo Cessna C208B

Grand Caravan, equipados com magnetometros de combeamento ótico de vapor

de césio da SCINTREX, modelo CS-3 e gamaespectômetros da Pico Envirotec,

modelo GRS 410, com 512 canais espectrais. Os dados obtidos foram

processados pela Professora da UnB Roberta Vidotti com auxílio do software

Geosoft Oasis Montaj 7.1.5. As figuras X e Y mostram as etapas no

processamento das imagens dos levantamentos gamaespectométricos

emagnetométricos respectivamente. No levantamento gamaespectométrico

foram gerados os mapas Kperc, eTh, eU, eU/eTh, CTEXP, RGB e CMY


45

enquanto no magnetométrico os mapas CMA, DX, DY, DZ, AGHT, ASA, IGHT,

RP e ISA.

Figura 3.5 - Fluxograma mostrado o processo de geração dos mapas radiométricos.KPECR = Percentual de potássio; eTh = equivalente de tório; eU = equivalente de Urânio; eU/eTh = equivalente de Urânio/equivalente de tório; CTEXP = contagem total dos três elementos; RGB= KPERC (em vermelho) + eTh (em verde) + eU (em azul); CMY = KPERC (em ciano) + eTh (em magenta) + eU (em amarelo).

Figura 3.6- Fluxograma mostrado o processo de geração dos mapas magnetométricos. CMA = campo magnético anômalo; DX = Derivada em X; DY = Derivada em Y; DZ = Derivada em Z; AGHT = amplitude do gradiente horizontal total; ASA = amplitude do sinal analítico; IGHT = inclinação do gradiente horizontal total; RP = campo magnético anômalo reduzido ao polo; ISA = inclinação do sinal analítico.


46

3.6.3 Interpretações

Tendo como base as informações advindas a partir dos dados

aerogeofísicos, gerados após a etapa de processamento, e a partir do

conhecimento de trabalhos de mapeamento regional realizados anteriormente

e disponíveis na literatura, foram feitas interpretações qualitativas de domínios

magnéticos, gamaespectrométricos e de estruturas lineares.

Aeromagnetometria

A Faixa de Dobramentos Araguaia possui , de maneira geral, uma

estruturação Norte-Sul, sendo o polígono com as 18 subáreas do Projeto Paraíso

do Tocantins situado numa porção dessa Faixa onde uma série de lineamentos

de direção N-S e relevo magnético alto chamam atenção, em produtos como a

Amplitude do Sinal Analítico (ASA) e Amplitude do Gradiente Horizontal Total

(AGHT).

Além da imagem obtida a partir desses produtos, também foram

utilizados outros, tais como a Inclinação do Sinal Analítico (ISA), a Amplitude do

Gradiente Total Horizontal (AGHT) e as derivadas (Dx, Dy e Dz), para auxiliar na

interpretação de domínios morfoestruturais e lineamentos.

Dos mapas aeromagnetométricos, foi interpretado o mapa da Gradiente

Horizontal Total, em domínios que respondem como altos magnéticos.(Fig. X).

Assim, relaciona-se os Domínios 1 a diques, os Domínio 2 ao Granito Serrote,

ao Domínio 3 o Complexo Rio dos Cocos e ao Complexo Serra da Estrela o

Domínio 4.


47

Figura 3.7 - Mapa do gradiente horizontal total (GHT) do Projeto Paraíso.

Em relação a subárea XI, nota-se que há um espalhamento difuso do

do gradiente horizontal total (de baixo a moderado) de difícil interpretação das

de algumas porções (Figura X) . A oeste esse espalhamento atrapalha o

entendimento da relação de corte entre o lineamento magnético N-S

(interpretado como dique máfico) e essa unidade a oeste, a qual é interpretada

como sendo composta de rochas metassedimentares da Formação Pequizeiro

que sofreram algum processo de magnetização. Nota-se também nessa porção,

uma estruturação NE e NW. Já a porção centro-leste, apresenta um

espalhamento onde é possível visualizar trends N-S, assim como NE-SW.

Sugere que esse domínio esteja associado a alguma estruturação das rochas

orto ou paraderivadas do Complexo Rio dos Mangues. Por fim, a leste, nota-se

uma maior amplitude desse gradiente que provavelmente possui relação com o

Granito Serrote.


48

Fig. 3.8 – Mapa do Gradiente Horizontal Total - subárea XI – utilizado por ressaltar domínios e lineamentos magnéticos.

Aerogamaespectrometria

Na interpretação das imagens de aerogamaespectrometria, foram

utilizadas os produtos %K, eTh, eU e a composição ternária RGB para auxiliar

na interpretação dos domínios aflorantes da subárea XI. Aqui, será mostrado as

imagens do produto RGB em escala 1:100.000 – área total do Projeto – com

grandes domínios selecionados (Figura X.2) e outra imagem, com foco na

subárea desse relatório, onde são pormenorizadas algumas unidades que serão

descritas a seguir, baseando-se no conhecimento teórico e na literatura.

Analisando primeiramente os grandes domínios da área como um todo é

possível notar porções de cores verdes claras bem distribuídas. Esses domínios

são interpretados como sendo pediplanos caracterizados por altos topográficos

em que o componente Tório se concentra em decorrência de sua baixa

mobilidade em ambiente oxidante.

Aos domínios onde predominam a cor vermelho (componente

potássica), são passíveis de se correlacionar rochas micáceas , como xistos ou

mesmo corpos de composição granítica. O Granito Serrote foi um dos domínios

em que a gamaespectrometria teve importante papel na delimitação do corpo.


49

Fig. 3.9 – Composição RGB da gamaespectrometria da área total do Projeto. As linhas pretos separam os grandes domínios interpretados preliminarmente. A seta amarela indica a subárea do presente relatório.

Na subárea XI, ocorrem domínios que possibilitam obter

interpretações mais confiáveis, ao passo que outras não. Assim, além da

composição ternária RGB, também foram utilizados outros produtos para auxiliar

a interpretação.

Obseva-se na figura X.4 , que a porção centro-leste e leste da

subárea XI apresenta com cores mais isoladas. Sugere-se que os domínios nº2

(com respostas baixas na composição RGB) possam estar relacionados a

possíveis rochas de composição máfica do Complexo Rio dos Mangues. Já os

domínio nº4 e nº5, com resposta alta em %K, provavelmente estão associados a rochas

de composição granítica do Complexo Rio dos Mangues e do Granito Serrote.


50

Fig. 3.10 – Imagem aerogamaespectrométrica da subárea XI com domínios interpretados.

4. Geologia Local

4.1 Geologia do Projeto

Com base nos trabalhos de campo e ferramentas de sensoriamento

remoto e aerogeofísica foi possível a elaboração do mapa geológico integrado

do Projeto Paraíso (Anexo 2).

As estruturas mais expressivas, na área do Projeto Paraíso, são grandes

zonas de cisalhamento de direção aproximada N-S, com destaque para a Zona

de Cisalhamento Rio do Coco, Zona de Cisalhamento Pium e Zona de

Cisalhamento Paraíso, haja vista sua extensão regional, com mais de 30 km.

Ocorrem também zonas de cisalhamento e falhas menores, que afetam as

grandes estruturas localmente, como a Zona de Cisalhamento Chapada de

Areia, Zona de Cisalhamento Serrote, Zona de Cisalhamento Estrela e Falha

Sequestro.

A seguir irá ser descrita de forma sucinta todas as litológias mapeadas no

Projeto Paraíso – TO.

.

4.1.1 Unidades Litológicas


51

Complexo Rio dos Mangues

O complexo Rio dos Mangues é localizado, principalmente, a lesta da

Zona de Cisalhamento Rio do Coco e oeste da Zona de Cisalhamento Paraíso,

contendo também porções à leste da Zona de Cisalhamento Paraíso.

Essa unidade de mapeamento é composta por diversos gnaisses e xistos

de protólito ígneo ou sedimentar, sendo assim dividida em quatro unidades

mapeáveis, duas unidades ortoderivadas, xistos carbonosos e uma unidade

paraderivada.

Unidade Ortoderivada 2 PP2rm(o2)

A Unidade Ortoderivada 2 é composta de biotita gnaisses que afloram ao

longo de uma faixa contínua de direção aproximadamente N-S, nessa unidade é

encontrada também em alguns pegmatitos.

Unidade Ortoderivada 1 PP2rm(o1)

As rochas dessa unidade são gnaisses de protólito ígneo que afloram em

porções restritas na área pertencente ao Complexo Rio dos Mangues mapeada

pelo Projeto Paraíso.

A unidade Ortoderivada 1 é composta de álcali-feldspato gnaisses,

sienogranito gnaisses, monzogranito gnaisses e anfibólio gnaisses.

Xistos Carbonosos xc

Essa unidade de mapeamento é representada por pequenas lentes de

xistos carbonosos aflorantes em meio à Unidade Paraderivada pertencente ao

Complexo Rio dos Mangues.

Unidade ParaderivadaPP2rm(p)


52

Essa unidade é composta de associações de xistos, gnaisses

calcissilicáticos e quartzitos, representados por hematita muscovita quartzo

xistos, hornblenda gnaisses, epidoto hornblenda gnaisses, anfibolitos, biotita

anfibolitos, granada biotita gnaisses, epidoto anfibolitos e tremolita quartzitos.

Suíte SerrotePP3se.

A Suíte Serrote é representada por três corpos intrusivos, o maior com

cerca de 20 km de comprimento, um intermediário, com aproximadamente 6 km

de comprimento e um menor de 4 km de comprimento. Esses corpos são

intrusivos no Complexo Rio dos Mangues e o maior corpo intrusivo apresenta

uma zona de cisalhamento associado à sua borda oeste.

A unidade é representada por álcali-feldspato granitos, monzogranitos e

sienogranitos de granulação fina a grossa.

Formação Xambioá

Pertencente ao Grupo Estrondo, a Formação Xambioá aflora na região de

Paraíso do Tocantins como uma faixa de rochas metassedimentares e,

localmente lentes calcissilicáticas e metaultramáficas, orientada segundo N-S e

NW-SE e contidas a leste da Zona de Cisalhamento Paraíso. Essa unidade

apresenta-se metamorfizada sob fácies anfibolito e foi subdividida em quatro

unidades mapeáveis, sendo essas as unidades Metaultramáfica, Calcissilicática,

Quartzito e Xistos.

Unidade Metaultramáficaum

Essa unidade é representada por pequenas lentes de talco xistos e

tremolita clorita xistos aflorantes na porção noroeste da Formação Xambioá.

Unidade Calcissilicáticacs


53

A Unidade Calcissilicática é representada por lentes de anfibolitos e

anfibolitos calcissilicáticos aflorantes na porção central da Formação Xambioá.

Unidade Quartzitoqz

Os quartzitos mapeados na Formação Xambioá ocorrem relacionados às

serras presentes ao longo de toda a formação. Essa unidade foi escolhida como

a camada guia da Formação Xambioá no Projeto Paraíso e apresenta as

litologias como quartzito e quartizo micáceo.

Unidade XistoNP2x(x)

A Unidade Xisto representa a maior parte da área definida como

Formação Xambioá, e apresenta uma grande diversidade de xistos com caráter

pelítico a psamopelítico, paragnaisses e lentes de xistos grafitosos.

As litologias presentes nessa unidade de mapeamento são quartzo

muscovita xistos, granada muscovita biotita xistos, granada biotita quartzo xistos,

granada biotita estaurolita xistos, biotita muscovita xistos feldspáticos, granada

biotita paragnaisses, biotita muscovita paragnaisses e lentes de xistos grafitosos.

Sequência Metavulcanossedimentar Rio do Coco

A Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco é uma faixa de rochas

metassedimentares, metamáficas e metaultramáficas de orientação preferencial

N-S, contida entre as zonas de cisalhamento Rio do Coco e Pium. Essa unidade

apresenta-se metamorfizada sob fácies anfibolito e foi subdividida entre quatro

unidades de mapeamento, denominadas Unidade Filitos Carbonosos, Unidade

Metacherts, Unidade Máfica-ultramáfica e Unidade Sedimentar.

Unidade Filitos Carbonososfc


54

Essa unidade é representada por lentes de filitos carbonosos e xistos

carbonosos que afloram em meio as rochas das unidades Metassedimentar e

Metamáficas-ultramáficas da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco.

Unidade Metachertsmc

A Unidade Metachert aflora restritamente em meio à Unidade Metamáfica-

Ultramáfica, como lentes de metacherts, tremolita metacherts, clorita xistos e

óxido de manganês metacherts.

Unidade Máfica-ultramáficaNP2rc(mum)

A Unidade Máfica-ultramáfica aflora como corpos isolados em meio à

Unidade Sedimentar da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco. Essa

unidade é composta de nove pequenos corpos alongados, com no máximo 1 km

de comprimento e um grande corpo maior dobrado com cerca de 11 km de

comprimento, onde nesse, estão presentes pequenas lentes da Unidade

Metassedimentar.

Essa unidade de mapeamento é composta por tremolita serpentina xistos,

talco xistos, talco serpentina xistos, actinolita xistos, talco tremolita xistos,

clorititos e xistos carbonosos.

Unidade MetassedimentarNP2rc(ms)

A Unidade Metassedimentar compõe a maior parte da área mapeada

como Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco, apresentando quartzo biotita

xistos, granada biotita xistos, biotita muscovita quartzo xistos com epidoto,

muscovita biotita quartzo xistos com epidoto, granda mica xistos feldspáticos

com carbonato, biotita quartzo xistos com magnetita e epidoto muscovita biotita

quartzo xistos com granada.


55

Formação Pequizeiro (Grupo Tocantins)

A Formação Pequizeiro, pertencente ao Grupo Tocantins, é contida em

uma faixa de rochas metassedimentares orientadas segundo, aproximadamente

N-S e contidas a oeste da Zona de Cisalhamento Pium. Essa unidade é

subdividida em duas unidades de mapeamento: a Unidade Xisto e a Unidade

Magnetita Quartzito.

Unidade Magnetita Quartzitomq

Essa unidade apresenta lentes orientadas de dimensões decamétricas

segundo N-S, compostas de quartzitos de granulação média e moderadamente

selecionados.

Unidade XistoNP2pq(x)

A Unidade Xisto representa quase a totalidade da área mapeada como

Formação Pequizeiro e apresenta rochas metapelíticas metamorfizadas em

fácies xisto verde, sendo composta de biotita-muscovita xisto com magnetita e

muscovita xisto.

Suíte Monte Santo

A Suíte Monte Santo é representada por intrusões sieníticas que formam

dois complexos distintos, o Complexo Alcalino Monte Santo e o Complexo

Alcalino Serra da Estrela.

Complexo Alcalino Serra da EstrelaNPse.

NPse.


56

O Complexo Alcalino Serra da Estrela é representado por corpos

alongados de rochas alcalinas, intrusivas no Complexo Rio dos Mangues e

orientados segundo a Zona de Cisalhamento Estrela.

É representado por sienitos, nefelina sienitos e pegmatitos alcalinos e

biotititos subordinados, havendo diferenciação de bordas sódicas e centro mais

potássico.

Complexo Alcalino Monte Santo

O Complexo Alcalino Monte Santo é representado por um corpo ígneo de

formato semi-circular, intrusivo na Formação Xambioá e na Sequência

Metavulcanossedimentar Rio do Coco. Esse complexo apresenta três fácies

principais, denominadas Magnetitito, Feldspato Alcalino Sienito e Nefelina

Sienito.

Magnetititomgtt

Devido à escassez de afloramentos, a fácies Magnetitito é definida

segundo suas respostas gamaespectrométricas e magnetométricas,

apresentando altas contagens dos radioelementos Th e altas respostas

magnéticas. Essa unidade apresenta magnetititos e rochas compostas de

ilmenita, columbita e monazita.

Feldspato Alcalino SienitoNPms(fas)

Essa fácies representa a porção de centro do Complexo Alcalino Monte

Santo, e é representada por biotita feldspato alcalino sienitos, taramita feldspato

alcalino sienitos com nefelina e biotita feldspato alcalino sienitos com nefelina.

Nefelina SienitoNPms(ns)

A fácies Nefelina Sienito representa as bordas da intrusão sienítica, sendo

representada por magnetita nefelina sienitos, biotita magnetita nefelina sienitos,


57

magnetita biotita nefelina sienitos, muscovita magnetita nefelina sienitos e

taramita magnetita nefelina sienitos.

Suíte Santa Luzia

A Suíte Santa Luzia é representada por granitos e pegmatitos intrusivos

no Complexo Rio dos Mangues, essa suíte é subdividida em duas unidade

mapeáveis, a Fácies Porfirítica e a Fácies Pegmatítica.

Fácies PorfiríticaNP32sl(por)

A fácies porfirítica compõe a porção de borda da intrusão e é

representada por monzogranitos e granodioritos.

Fácies PegmatíticaNP32sl(peg)

A fácies pegmatítica ocorre no centro da intrusão e é representada por

granodioritos.

Bacia do Parnaíba

A Bacia do Parnaíba, na região do Projeto Paraíso, é representada

apenas por suas formações Pimenteiras e Cabeças.

Formação PimenteirasD23p

A Formação Pimenteiras é representada por conglomerados ferruginosos,

siltitos ferruginosos e arenitos ferruginosos.

Formação CabeçasD23c

A Formação Cabeças é composta por arenitos intercalados com siltitos e

argilitos.


58

Diques Máficosdq

Os Diques Máficos, na região de Paraíso do Tocantins, ocorrem como

corpos tabulares orientados segundo N-S e E-W e ocorrem cortando as unidades

do Complexo Rio dos Mangues, Suíte Serrote e Formação Pequizeiro.

Os diques são representados por diabásios de granulação fina a média,

em sua maioria apresentando cristais augita e pigeonita, sendo na subárea XI

tendo como clinopiroxênio, apenas augita.

4.2 Geologia Local

Na subárea XI afloram diferentes unidades, sendo elas – Complexo Rio dos

Mangues, Granito Serrote (a leste e na porção centro-sul), a Sequência

Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos e a Formação Pequizeiro (Grupo

Tocantins) e Diques Máficos. Abaixo, o mapa geológico da área mostra essas

diferentes unidades, sendo os pontos amarelos nele inseridos, os locais onde

foram realizadas lâminas delgadas (Fig. 4.1).

Figura 4.1 – Mapa geológico da subárea XI. As setas vermelhas na parte superior do mapa indicam onde lâminas delgadas foram realizadas fora dos limites da subárea.

4.2.1 Complexo Rio dos Mangues

Essa unidade compreende a parte centro-leste e leste da área de estudo e

apresenta uma geodiversidade complexa, com rochas paraderivadas como


59

gnaisses psamo-pelíticos, gnaisses calcissilicáticos e xistos pelíticos, assim

como ortognaisses félsicos e anfibolitos máficos. A pastagem antrópica é

predominante, porém ainda estão preservados alguns diferentes tipos de

fitofisionomias do bioma cerrado.

Distingui-se, no geral, das unidades situadas a oeste por suas

características geomorfológicas , onde apresenta relevo mais acentuado com

cotas que chegam a altitudes médias em torno de 360 m(Fig. 4.2).

Figura 4.2 - Fotos mostrando visão geral do padrão geomorfológico e de vegetação do Complexo Rio dos Mangues na subárea XI. Em [A] nota-se o Granito Serrote a leste e em [B] destaca-se a falha de direção WSW (contato entre o Complexo Rio dos Mangues com a Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos) , onde encaixa-se o Rio Pium. Os ortognaisses félsicos e paragnaisses afloram, quase sempre, em altos topográficos e relevo suave ondulado, respectivamente.

Rochas Paraderivadas Psamo-Pelíticas


60

As rochas paraderivadas são as mais comumente encontradas nessa

unidade e abrangem gnaisses psamo-pelíticos, mica xistos e em menor

proporção quartzitos e xistos carbonosos. O mapa geológico a seguir mostra a

abrangência desses litotipos, sendo incluído também as rochas calcissilicáticas

e os ortognaisses máficos nesse domínio (Fig. 4.3).

Figura 4.3 – Mapa geológico mostrando o domínio das rochas paraderivadas.

Os paragnaisses psamo-pelíticos apresentam, no geral, textura

granoblástica e granolepidoblástica e ocorrem intercalados metricamente com

mica quartzo xistos. No morrote que aflora na parte central dessa unidade e que

representa um alto topográfico da subárea (localizado na zona de transcorrência

dextral que corta as rochas paraderivadas – especificamente onde desenhou-se

a setas), foi realizado uma lâmina de gnaisse psamo-pelítico composto de 60%

de quartzo, 20% de muscovita, 10% de microclínio e 5% de biotita, 5% de

plagioclásio, sendo epidoto, allanita e apatita ocorrendo como minerais

acessórios (Fig. 4.4).


61

Figura 4.4 – Na fotomacrografia, um pequeno quadrado vermelho mostra o corte realizado (banda clara e escura) para laminação do paragnaisse . A coloração escura das bandas de maior espessura deve-se à presença de cristais de biotita e assim como também restringe-se a esses níveis cristais de microclínio, possuindo como paragênese Kfs+ Bt + Msc + Plg + Qtz + Ep. A bandas de coloração clara apresentam em sua paragênese Msc + Plg + Qtz (Ponto 103 – Coordenadas: 715037 E , 8856736 S).

Grande parte das rochas que apresentam xistosidade, ficam no limiar

entre mica quartzo xistos e mica quartzitos, sendo encontrada pouca ocorrência

de xistos puramente pelíticos.

Dos xistos psamo-pelíticos encontra-se granada-mica xisto, biotita-

muscovita xisto e xistos carbonosos, sendo selecionados para análise

petrográfica um granada-mica-quartzo xisto e um xisto carbonoso (TF-15-XI-131

e 140, respectivamente). O primeiro apresenta textura granolepidoblástica

impressa por cristais de quartzo (49%), muscovita (35%) e Ti-biotita (14%), e

rara textura porfiroblástica onde ocorrem cristais anédricos de granada (Fig. 4.5).

Intercalada a biotita-muscovita xistos, a segunda rocha (TF-15-XI-140),

apresenta-se crenulada, com textura granolepidoblástica marcada por

intercalação de cristais de muscovita (35%), material carbonoso (35%) e finos

cristais quartzo (Fig. 4.5). Essas rochas ocorrem na porção nordeste da subárea,

sendo a lente marrom a NE da subárea, representada pelo xisto carbonoso.


62

Figura 4.5 – Alguns do xistos pelíticos encontrados no Complexo Rio dos Mangues. Em [A] e [B], a macro e fotomicrografia de granada-mica xisto com paragênese Grt+Bt+Msc+Qtz (Ponto 131 – Coordenadas: 718462 E,8858424 S). Em [C] mostra-se intercalação métrica entre biotita-muscovita xisto e xisto carbonoso, onde em [D] a fotomicrografia mostra crenulação marcante desse xisto carbonoso (Ponto 140 - Coordenadas: 718462 E, 8858424 S ).

Gnaisses Calcissilicáticos

As rochas calcissilicáticas possuem grande distribuição ao longo da

porção centro-leste e leste da subárea XI, ocorrendo tanto no entorno dos

paragnaisses e xistos psamo-pelíticos como em contato com ortognaisses

félsicos da parte centro-sul e centro norte (Fig. 4.6)

Fig. 4.6 – Domínios Centro-Norte e Centro-Sul dos gnaisses calcissilicáticos, circunscritos em verde.


63

Essas rochas, quando afloram em locais de mata nativa preservada,

ocorrem sombreadas por vegetação do tipo Mata Seca ou Cerradão,

apresentando árvores de grande porte como Aroeira (Myracrodruon urundeuva)

e Angico (Anadenthera falcata). Essas plantas são típicas de solos com pH

menos ácido, derivados de rochas com maior presença de Cálcio.

Apesar da distribuição aleatória de alguns afloramentos desses litotipos

na área, grande parte desses gnaisses calcissilicáticos afloram em setores e

serão descritos aqui por locais de ocorrência, sendo eles: Domínio Centro-Norte

– Nas proximidades do Granito Serrote da parte centro-norte da área; Domínio

Centro-Sul – Rochas calcissilicáticas presentes entre a Sequência

Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos e os ortognaisses félsicos da porção

centro-sul – próximo ao limite com a subárea XIII.

Domínio Centro-Norte

No Domínio Centro-Norte essas rochas ocorrem num alto topográfico

sustentado pelo Granito Serrote e por ortognaisses félsicos. Verifica-se nesse

setor, gnaisses que apresentam uma ampla variação composicional de fácies,

tanto em escala métrica como milimétrica. São rochas de granulação fina a

média, com textura granoblástica impressa por cristais de quartzo, epidoto (teor

médio de 35%), microclínio, diopsídeo, plagioclásio e zoisita. De menor

ocorrência, as texturas nematoblástica e lepidoblástica ocorrem associadas aos

cristais de hornblenda (com bandas chegando a teores de 40%) e biotita,

respectivamente. Ocorrem como minerais acessórios calcita, titanita e apatita.

Abaixo estão alguns desses litotipos que afloram no Domínio Centro-Norte (Fig.

4.7).

Devido a diversidade composicional desses diferentes litotipos no

Domínio Centro-Norte, realizou-se 3 lâminas delgadas de diferentes gnaisses

calcissilicáticos que afloram na encosta desse alto topográfico. As lâminas

delgadas pertencem as rochas dos pontos TF-15-XI-187, 195 e 196, sendo aqui

mostrado as duas últimas (Fig.4.8).


64

A rocha TF-15-XI-196 da Fig.4.8 (fotos A e B) apresenta textura

granoblástica, sendo composta por cristais inequigranulares de diopsídeo (33%)

e cristais equigranulares de zoisita (33%) e quartzo (30%), ocorrendo como

minerais acessórios titanita e calcita. Na mesma figura (fotos C e D), aparece

representando a textura granoblástica ocorre epidoto (55%), microclínio (25%) e

em menor proporção cristais de quartzo e plagioclásio. Em textura lepidoblástica,

vista então nesse Domínio apenas nessa rocha, estão os cristais de biotita (4%)

que são notáveis em amostra de mão.

Figura 4.7 – Fotos mostrando alguns do vários gnaisses calcissilicáticos encontrados nessa porção. Em [A], um pouco mais a sul desse domínio, aflora rocha com bandas verdes com Ep + Qtz e cristais de titanita visíveis a olho nu e bandas rosadas com maior presença Kf + Qtz e muita calcita (TF-XI-15-194 – Coord.: 715848 E, 8857732 S). Em [B], gnaisse com bandas claras representadas por Plg+Qtz+Calcita e níveis esverdeados com Ep+Plg+Qtz+Cpx (TF-15-XI-196 – Coordenadas: 714566 E, 8859332 S).


65

Figura 4.8 – Foto macro e micrografias de gnaisses calcissilicáticos do Domínio Centro Norte no Complexo Rio dos Mangues. Essas rochas representam bandas centimétricas desses gnaisses, e também apresentam variações composicionais em escala milimétrica (Coordenadas fotos A,B – TF- 15-XI-196: 714566 E, 8859332 S ; fotos C,D - TF-15-195: 714685 E, 8859294 S)

Domínio Centro-Sul

As rochas calcissilicáticas do Domínio Centro-Sul afloram próximo as

margens do Rio Pium e fazem limite oeste com as rochas da Sequência

Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos e a leste com os ortognaisses félsicos.

São gnaisses de granulação fina a média, textura granoblástica,

compostos por cristais de quartzo, plagioclásio, epidoto, tremolita, feldspato

potássico e titanita. A figura 4.9 mostra alguns desses litotipos encontrados no

Domínio Centro-Sul.


66

Figura 4.9 – Alguns dos gnaisses calcissilicáticos encontrados no Domínio Centro-Sul do Complexo Rio dos Mangues. Em [A], nota-se rocha com intercalações milimétricas composta de Plg+Bt+Qtz+Ep (TF-15-XI-79 - Coord.: 711677 E, 8855020 S) . Em [B], gnaisse com intercalação entre bandas rosadas mais ricas em Kf+Plg+Qtz e esverdeadas com Qtz+Plg+Ep+Titanita (TF-15-XI-86 - Coord.: 713734 E, 8855718 S).

Nesse domínio, foi realizado uma lâmina delgada do ponto TF-15-XI-

83 (Fig.4.10). Trata-se de uma rocha alterada de granulação fina, composta por

cerca de 94% de cristais de tremolita equigranulares em textuta diablástica, e

por cristais de clorita (3%) e magnetita (3%).

Figura 4.10 – Fotos macro e micrográficas do ponto TF-15-XI-83 (Coord.: 713238 E, 8855246 S).

Quando analisado o mapa da composição ternária RGB, nota-se uma

certa correlação dos gnaisses do Domínio Centro-Sul com a porção da área que

apresenta baixos valores em eTh, eU e %K (Fig.4.11). Os três pontos amarelos

indicam, da esquerda para direita, os locais onde afloram as rochas TF-15-XI-

79, 83 e 86, respectivamente, descritas acima nesse Domínio.


67

Figura 4.11 – Mapa de composição ternária RGB, com o quadrado amarelo delimitando o Domínio Centro-Sul das rochas calcissilicáticas. Os três pontos amarelos indicam, da esquerda para direita, os locais onde afloram as rochas TF-15-79, 83 e 86, respectivamente.

Em meio a pastagem, sempre estavam associadas a essas rochas

árvores como Aroeira, Angico e Cega-Machado (Physocalymma sacaberrimum),

que comumente aparecem em regiões do bioma cerrado cujo substrato

corresponde, por exemplo, a rochas carbonáticas e máficas.

Ortognaisses Félsicos

Os ortognaisses félsicos são separados em três domínios de ocorrência,

sendo eles: Domínio Centro-Sul, Centro-Norte e Nordeste. Abaixo, esses

domínios estão delimitados no mapa geológico (Fig. 4.12).

Figura 4.12 – Mapa geológico mostrando os Domínios Centro-Sul e Centro-Norte. O Domínio Nordeste não foi inserido no mapa por sua pequena abrangência. Este localiza-se nas adjacências a SE da lente de xisto carbonoso no domínio das rochas paraderivadas.


68

Domínio Centro-Sul

Os ortognaisses félsicos do Domínio Centro-Sul afloram dispostos num

alto topográfico em formato de uma crista de direção norte-sul, onde predomina-

se vegetação do tipo campo sujo e senso restrito (Fig.4.13).

Fig. 4.13 – Foto mostrando o alto topográfico em forma de crista N-S, associado aos álcali-granito gnaisses do Domínio Centro-Sul (tracejado em rosa). Ao fundo, nota-se morrote (alto tográfico da área, ponto 103) onde afloram gnaisses psamo-pelíticos. São encontrados protomilonitos nesse trend na subárea XI e IX, a norte.

A imagem RBG da gamaespectometria possui uma alta resposta em % K

nos entornos desse Domínio (Fig. 4.14).

Figura 4.14 – Imagem RGB com alta resposta em %K (tracejado amarelo) nas proximidades do Domínio Centro-Sul.


69

São gnaisses álcali-graníticos de granulação média a grossa, ora

porfíriticos e pegmatóides, ora protomiloníticos, com textura granoblástica e

granolepidoblástica comuns e nematoblástica menos frequente. Uma lâmina

delgada de um álcali-granito gnaisse protomilonítico (TF-15-XI-211) evidencia

rocha com cerca de 65% de cristais de quartzo ocorrendo tanto em textura

nematoblástica (cordões de quartzo) como granoblástica, cristais de microclínio

(cerca de 32%) marcam, juntamente com cristais de muscovita (5%) e quartzo,

a textura granolepidoblástica característica dessa rocha. Ocorre como minerais

acessórios plagioclásio e biotita (Fig. 4.15)

Figura 4.15 – Fotos dos álcali-granito gnaisses do Domínio Centro-Sul. Em [A], estão algumas das diferentes fácies desses rochas do Domínio Centro-Sul. Em [B], [C] e [D] estão mostrados fotos macro e micrográficas do protomilonito (TF-15-XI-211). Notar em [B] , o tracejado em amarelo mostrando cordão de quartzo (Coord.: 715299 E, 8854544 S).


70

Domínio Centro-Norte

Os ortognaisses do Domínio Centro-Norte Norte (divisa com a subárea

IX) ocorrem no contato com o Granito Serrote e com os gnaisses calcissilicáticos

do domínio de mesmo nome (Fig. 4.16).

Figura 4.16 – Contato geológico entre álcali-granito gnaisse porfirítico e gnaisse calcissilicático, ambos do Domínio Centro-Norte (próximo a divisa com a subárea IX).

Essas rochas apresentam as mesmas características texturais dos

ortognaisses a sul, porém apresentam maior proporção de filossilicatos

(muscovita e biotita) além de minerais acessórios como granada. Foi encontrado

nesse Domínio, diferentes gerações de injeções pegmatíticas de composição

álcali-granítica cortando rocha de granulação média com cristais de

Kf+Qtz+Bt+Plg. Algumas dessas injeções (menos espessas), encontram-se

totalmente transpostas e apresentam-se concordantes com o bandamento

gnáissico (Fig. 4.17-[A] , TF-15-XI-196 - Coordenadas: 714566 E, 8859332 S).


71

Figura 4.17 – Fotos mostrando alguns dos diferentes ortognaisses do Domínio Centro-Norte no Complexo Rio dos Mangues.

No mesmo local onde ocorrem esses diques de composição álcali-

granítica, encontra-se ortognaisse com porfiroclastos de K-feldspato (círculo

amarelo – Fig. 4.17 [B]), juntamente com cristais de Qtz+Bt+Plg.

Em outro ponto nesse domínio (divisa com a subárea a norte), foi

realizado uma lâmina delgada da rocha mostrada na Fig. 4.17-[C], onde nota-se

cristais reliquiares de microclínio de até 5 cm. Em lâmina, essa rocha apresenta

cristais de microclínio (59%) de granulação grossa (reliquiares) e outros de

granulação fina em textura granoblástica. Cristais de quartzo apresentam-se em

textura nematoblástica e granoblástica (30%). Em menor proporção, os cristais

de muscovita não chegam a formar textura granolepidoblástica e ocorrendo em

teores próximos de 10%. Como minerais acessórios ocorrem granada, biotita e

titanita (TF-15-XI-61- Coord.: 713302 E, 8860978 S).

Domínio Nordeste

O Domínio Nordeste, apresenta ortognaisses de ocorrência mais restrita,

sendo caracterizado por gnaisses de granulação fina a média, variando

composicionalmente bandas de coloração rosa e branca e localmente

intercalados a bandas de coloração esverdeada. As bandas de coloração rosada


72

e branca apresentam (em ordem descente) cristais de Qtz+Kf+Plg, sendo os

minerais dos níveis milimétricos de difícil identificação . A figura 4.18 mostra a

semelhança da rocha [A], encontrada nesse domínio, com a rocha [A’]

encontrada na subárea XII (vizinha a leste), também associada os ortognaisses

félsicos do Complexo Rio dos Mangues.

Uma lâmina delgada dessa rocha (A’) indica, cerca de 45% de cristais de

quartzo, 30% de microclínio, 15% de plagioclásio, e tendo hornblenda e biotita

como minerais acessórios. Assim, pela composição, sugeriu-se que essa rocha

possui como protólito um sieno-granito.

Figura 4.18 – Comparação entre rochas da subárea XI e XII. Em [A], apresenta-se ortognaisse predominante do Domínio Nordeste (TF-15-XI-135. Coord.: 719202 E, 8858484 S). Ao lado [A’], gnaisse sieno-granítico encontrado na subárea XII, descrito acima.

No Domínio Nordeste foi realizada uma lâmina delgada, no contato

entre bandamento de coloração rosa e verde (Fig.4.19). Trata-se de uma rocha

onde predomina-se textura granoblástica marcada por cristais de quartzo (40%)

– igualmente distribuído entre as bandas - e microclíneo (19%) representando

as bandas rosadas, ao passo que os cristais de epidoto (35%) dispõem-se em

arranjo nematoblástico e “tingem” as bandas esverdeadas. Como minerais

acessórios ocorrem titanita, allanita e apatita.


73

Figura 4.19 – Fotos macro e micrográficas de gnaisse do Domínio Nordeste, interpretada com uma ocorrência de caráter local, nesse domínio (TF-15-XI-134 – Coord.: 719331 E, 8858496 S).

Anfibolitos Máficos

Os anfibolitos máficos afloram associados ao domínio das rochas

paraderivadas no Complexo Rio dos Mangues. Apresentam ocorrência restrita,

com afloramentos de dimensões métricas, sendo encontrado na área apenas

duas ocorrências (Fig. 4.20).

Figura 4.20 – Mapa geológico mostrando ocorrência dos anfibolitos máficos.

São rochas isotrópicas, de granulação fina a média , sendo distintas uma

das outras tanto em relação a cor como em paragênese. O anfibolito máfico que

aflora na parte centro-leste da área (TF-XI-15-193), apresenta-se na forma de

afloramento rasteiro em estrada e ocorre em contato com biotita-muscovita

quartzito (Fig.4.21). Essa rocha de provável protólito máfico é caracterizada

como quartzo anfibolito, apresentando coloração preta, de granulação fina a

média, composta predominantemente por cristais de hornblenda em textura

diablástica (cerca de 85%), e em menor proporção por cristais de quartzo (10%).

Como acessórios ocorre plagioclásio, epidoto, e titanita (Fig.4.22).


74

Fig.4.21 – Contato geológico entre rocha paraderivadas psamítica e ortoderivada máfica no Complexo Rio dos Mangues.

Fig.4.22 – Quartzo Anfibolito, encontrado no domínio das rochas paraderivadas no Complexo Rio dos Mangues (TF-15-XI-193).

Outra rocha interpretada como tendo protolito de origem máfica, foi

encontrada a NE, já dentro dos limites da subárea IX. Apresentam-se isotrópica,

com granulação média e textura diablástica comum representada por cristais de

actinolita (60%), além de cristais de epidoto (34%), zoizita (5%) e titanita

dispostos em textura granoblástica (Fig. 4.23).


75

Figura 4.23 - Afloramento de dimensões métricas na forma de blocos soltos a NE da subárea , em [A]. Em [B], [C] e [D] evidencia-se rocha isotrópica , além das texturas diablástica e granoblástica que caracterizam essa rocha , composta de Act+Ep+Zo+Ttn. (TF-15-XI-144 – Coord.: 717606 E, 8860334 S).

4.2.2 Granito Serrote

O Granito Serrote aflora tanto no limite leste com a Área XII como na parte

centro-norte da área, na divisa com a Área IX. A leste, ocorre na forma de relevo

tipo Pão-de-Açucar, com boas exposições rochosas e com vegetação do tipo

Campo Rupestre (Fig. 4.24) - e faz limite com o Complexo Rio dos Mangues por

meio da Zona de Cisalhamento Serrote, que será descrita no final dessa unidade.

Figura 4.24 - Foto mostrando a vegetação e a forma dos afloramentos (Ponto 105 – Coord.: 721255 E, 8853430 S).


76

Composicionalmente são álcali-feldspato granitos de coloração rosada ora

porfiríticos, apresentando cristais de microclíneo (50%) ocorrendo tanto como

cristais relictos como cristais em textura granoblástica. Os cristais de quartzo

(40%) ocorrem em textura granoblástica e em menor frequência nematoblástica.

Em menor teor aparecem cristais de plagioclásio (5%) e como acessórios biotita,

titanita e magnetita (Fig. 4.25).

Figura 4.25 – Foto macro e micrográficas do Granito Serrote. Em (A) , álcali-granito protomilonítico e em (B),granito porfirítico com cristais de K-feldspato de até 5 cm. Em (C) e (D), fotomicrografia a N// e NX mostrando os porfiroclastos de K-feldspato e um cristal de magnetita (TF-15-XI-106).

O Granito Serrote da parte centro-norte também apresenta-se com as

mesmas características dos granitos da parte leste e ora são difíceis de serem

distinguidos dos ortognaisses do Complexo Rio dos Mangues (Figura 4.26).

Apesar de composicionalmente semelhantes, apresentam respostas distintas no

produto geofísico da composição ternária RGB. O Granito Serrote da porção

leste da subárea, apresenta resposta alta em %K e em algumas porções, alto

em eTh (verde), ao passo que o Granito Serrote da porção Centro-Norte

apresenta resposta alta em eTh, eU e %K (Fig. 4.27).

Análises utilizando gamaespectômetro portátil no Granito Serrote a leste,

mostram variação na resposta de eTh na rocha em escala métrica. Amostras em

espécie de aluvião de granumoletria areia, coletadas entre matacões de granito,

mostram valores de eTh: 2000 ppm e %K: 5,0. Essa análise, realizada no ponto


77

105 (Coord.: 721255 E, 8853430 S), a leste da subárea, está de acordo com a

resposta em eTh (verde) da composição ternária RGB (Fig. 4.27).

Figura 4.26 – Álcali-granito porfirítico deformado (Granito Serrote) da porção centro-norte, mostrando cristais de quartzo em textura nematoblástica e cristais reliquiares de feldspato potássico. (TF-XI-15-64 – Coord.: 714732 E, 88859540 S).

Fig. 4.27 – Composição ternária RGB, mostrando (quadrado amarelo) na porção Centro-Norte, local de ocorrência do Granito Serrote com alta resposta em eTh, eU e %K. A leste, o tracejado amarelo mostra área aflorante do Granito Serrote, com predominânca na resposta em alto %K.


78

Zona de Cisalhamento Serrote

No contato entre o Granito Serrote a leste e o Complexo Rio dos Mangues

- a NE da subárea (Fig. 4.28) - ocorrem protomilonitos intercalados

paralelamente a milonitos aflorando numa faixa de 300 m, com strike e mergulho

variando 280-320° e 12-25°, respectivamente. A Figura 4.29 mostra seções

dessas rochas em escala macro e microscópica.

Figura 4.28 – Mapa geológico mostrando a leste - pequena circunferência branca - onde encontra-se os proto e ortomilonitos. Os pontos amarelos inseridos na circunferência, representam essas rochas descritas a seguir.

Figura 4.29 – Proto (A- B) e ortomilonitos (C-D) que afloram na divisa do Granito Serrote – a NE - com o Complexo Rio dos Mangues.

Nota-se em campo que o xisto protomilonito (Fig. 4.29,[A-B]) aflora nas

bordas dessa faixa , ao passo que o xisto milonítico (Fig. 4.29,[C-D]) encontra-


79

se associado internamente a essa faixa. Os primeiros, apresentam xistosidade

marcada por cristais de muscovita e biotita envolvendo amêndoas

(porfiroclastos de composição quartzo-feldspáticos) com geometria sigmoidal de

até 2 cm . Grande parte desses filossilicatos ocorrem intercalados e marcam a

textura lepidoblástica na rocha, chegando medir até ~ 1 cm.

Já os xisto milonítico, apresenta coloração esverdeada de granulação

fina a grossa, composta predominante cristais de muscovita e biotita de

aproximadamente 1 cm que alternam-se com níveis milimétricos granoblásticos

de composição quartzo-feldspática Nota-se na fotomacrografia (retângulo

amarelo), a presença de sigmoides de composição quartzo-feldspática.

4.2.3 Grupo Tocantins

Sequência Metavulcanossedimentar Rio do Coco

A Sequência Metavulcanossedimentar ocorre na parte central da área

(Fig. 4.30) ocorrendo em relevos suavemente ondulados. Ocorre vegetação do

tipo cerrado senso restrito e cerradão e seus afloramentos rochosos –

geralmente decamétricos - ocorrem sempre em encostas ou ao lado de

drenagens (Fig. 4.31).

Fig. 4.30 – Mapa geológico ressaltando o domínio de ocorrência da Sequência Metavulcanossedimentar Rio do Coco na subárea XI.


80

Figura 4.31 – Forma de ocorrência dos afloramentos (rochas meta-pesamopelíticas) da Sequência Metavulcanossedimentar Rio do Coco (Ponto 70. Coord.: 709448 E, 8854006 S).

São rochas metapsamo-pelíticas associadas a lente de rocha

metamáfica (Domínio Central) e lente de rochas como magnetita quartzito,

quartzito manganesífero, tremolita-metachert e meta-ultramáficas (Domínio

Oeste), a qual está inserida na Formação Pequizeiro. As rochas metapsamo-

pelíticas representam a maior distribuição espacial dessa sequência, mostrando

variação de fácies em escala centimétrica a métrica, granulação fina a média,

ocorrendo como epidoto-mica-quartzo xistos (ou quartzitos, dependendo da

proporção entre cristais de quartzo e mica) com e sem granada e muitas vezes

com carbonato. A foto abaixo mostra intercalação entre mica quartzito com

magnetita e granada-epidoto-mica xisto (Fig - 4.32-[A], TF-15-XI-51, Coord.:

709565 E, 8854872 S). Abaixo – na mesma figura, 4.32[B] - também estão

representadas diferentes litofácies que ocorrem nessa unidade.


81

Figura 4.32- Fotos mostrando algumas das litofácies mais comumente encontradas nessa unidade . Foto acima registrada no Ponto 70. Coord.: 709448 E, 8854006 S).

Foi feito uma lâmina delgada da fácies mais predominante dessa

unidade (indicada pela seta amarela, Fig.4.32[B]), mostrando rocha

caracterizada por apresentar intercalações milimétricas entre níveis de textura

granoblástica e granolepidoblástica. Os primeiros são compostos por cristais de

quartzo (50%) e em menor proporção por cristais de calcita (5%), sendo os níveis

granolepidoblásticos caracterizados por cristais de muscovita (16%) e biotita

(16%), que intercalam-se em menor proporção com cristais de epidoto, (10%) os

quais marcam textura nematoblástica sutil. Os minerais acessórios existentes

são granada, turmalina, allanita e zircão (Fig. 4.33).


82

Figura 4.33 - Fotomicrografias a nicóis paralelos de granada-epidoto-mica quartzito carbonático. Em (A), nota-se textura granolepidoblástica predominante. Em (B), nota-se nível granoblástico com predomínio de cristais de quartzo e em menor proporção de calcilta (Cc). Apresenta paragênese composta por Grt+Bt+Ms+Qtz, caracterísitca da fácies xisto verde, zona da granada.

Além desses litotipos, ocorre em forma de lente (verde no mapa -

Domínio Central) no centro dessa unidade, xisto de coloração cinza escuro e de

granulação fina (Fig. 4.34).

Fig.4.34 – Afloramento rasteiro de dimensões decamétricas de xisto que aflora entre as rochas meta-psamopelíticas da Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos (TF-15-XI-47- Coord.: 709015 E, 8856900 S).


83

Uma análise utilizando difratometria de Raio X indicou picos

representativos de minerais como hornblenda, montmorillonita e quartzo (Fig.

4.35). Assim, afim de visualizar a mineralogia dessa rocha, foi utilizado lupa e

microscópio eletrônico, onde verificou-se presença comum de cristais de

hornblenda e secundariamente a presença de cristais de biotita.

Portanto, devido a essa paragênese e associação com subáreas

vizinhas a norte, onde também encontra-se litotipos de mineralogia semelhante

inseridos nessa sequência, sugere-se que esse xisto tenha como protólito rocha

de composição máfica. Porém, não é descartado a possibilidade dessa

ocorrência ser uma rocha calcissilicática, com protólito metassedimentar

margoso.

Fig. 4.35 – Análise de difratometria de raio X da amostra TF-15-XI-47.

Observa-se, que associado a essa lente inserida no domínio das rochas

meta-psamopelíticas, ocorre uma resposta de baixo eTh , baixo eU e baixo %K

na composição ternária RGB (Fig. 4.36)


84

Figura 4.36 – Círculo amarelo mostrando um baixo na resposta aerogamaespectrométrica da composição ternária

RGB, associado a lente de rocha metamáfica da Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos.

Por associação com rochas que afloram próximas umas das outras em

subáreas a norte (como as subáreas V e VII) e na mesma unidade, considera-

se no mapa do Projeto que a lente do Domínio Oeste, inserida na Formação

Pequizeiro, também pertence a Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos

Cocos.

Essa lente apresenta uma associação de rochas completamente distintas

em relação aos litotipos da Formação Pequizeiro, a qual está inserida. Esse

domínio apresenta cerca de 2 km de extensão N-S e fitofisionomias do tipo

campo sujo a senso restrito. Estão presentes nessa lente, diversos litotipos

diferentes que foram descritos tanto pela subárea do presente projeto como pela

subárea IX (limite a norte). São, no geral, afloramentos encontrados na forma de

blocos rolados ou remexidos por máquinas agrícolas.

Predomina-se nessa lente, rochas como magnetita-quartzito e

secundariamente, quartzito manganesífero, tremolita metachert, biotita-clorita-

talco xisto e clorita xisto. As rochas meta-ultramáficas foram descritas pela

subárea IX, por posicionarem-se a norte dessa lente, ou seja, fora dos limites da

área do presente relatório.

Nessa lente, apesar dos afloramentos rochosos disporem-se, muitas

vezes, remexidos, nota-se que os litotipos encontrados ali encontram-se

intercalados ou associados de alguma forma. Por exemplo, encontra-se in situ


85

magnetita quartzito ao lado (cerca de alguns metros) de biotita-clorita-talco xisto

(Fig. 4.37). Na mesma figura, mostra-se fotos macro e micrografias de magnetita

quartzito (B e C), o qual apresenta granulação média, grãos moderadamente

selecionados e apresentando acamamento marcado por cristais de magnetita e

óxidos de ferro.

Figura 4.37 – Em (A), biotita-clorita-talco xisto com veio de quartzo com magnetita. Em (C), fotomicrografia de magnetita quartzito (TF-15-XI-24a, Coord.: 703903 E, 8859688 S).

Também foram encontrados nessa lente, tremolita metachert e quartzito

manganesífero. Há dúvidas em relação à, se essa segunda rocha pode ser

considerada um metachert manganesífero, no entanto em lâmina delgada essa

rocha apresenta grãos de quartzo arredondados , em contatos côncavo-

convexos e suturados, diferentemente da forma como se dão os contatos entre

os cristais de quartzo do tremolita metachert (Fig. 4.38)


86

Fig. 4.38 – Fotos macro e micrografias mostrando : Em (A) e (B), tremolita metachert com paragênese Tre+Bt+Qtz (TF-15-XI-38(A)- Coord.: 704200 E, 8860825 S) . Em (C) e (D), quartzito manganesífero mostrando no canto superior à esquerda da fotomicrografia, grãos de quartzo em contato côncavo-convexo (TF-15-XI-24a – Coord.: 703903 E, 8859688 S).

Formação Pequizeiro

A Formação Pequizeiro situa-se a oeste da subárea (Fig. 4.39) e possui

relevo suave ondulado com cotas em torno de 300 m. As pequenas ilhas de

vegetação nativa restantes são típicas de fitofisionomias como campo sujo.

Figura 4.39– Mapa geológico ressaltando o domínio de ocorrência da Formação Pequizeiro na subárea XI.

Nessa unidade ocorre amplo capeamento laterítico, com crostas ferro-

aluminosas e ferro-mangano-aluminosas com espessura em torno de 3 m e


87

geralmente incorporando fragmentos angulosos de quartzo leitoso, sendo esses

lateritos encontradas tanto in situ como coluvionares (Fig. 4.40).

Figura 4.40 – Visão geral do padrão geomorfológico dessa unidade, mostrando ao fundo pediplanos sustentados por capeamento laterítico.

Apesar da escassez de afloramentos nessa unidade é comun a

ocorrência de veios de quartzo de direção N-S. As rochas encontradas

apresentam-se saprolitizadas , de coloração cinza a avermelhada, de granulação

fina a média, e são caracterizadas por apresentar xistosidade marcada

predominantemente por cristais de muscovita de granulação fina, além de

porfiroblastos de bioita em textura diablástica. Observações em campo, mostram

que as rochas metapelíticas dessa unidade possuem variação de fácies em

escala decamétrica entre quartzo-muscovita xisto e biotita-muscovita xisto, com

magnetita sempre “acompanhando” (como acessório) essa segunda litofácies.

As fotos a seguir mostram biotita-muscovita xisto em macro e micro

escala. Na figura 4.41-B, visualiza-se rocha de coloração avermelhada, com

porções de coloração esbranquiçada e granulação fina composta por cristais de

muscovita e, em vermelho, cristais diablásticos de biotita. São compostas

predominantemente (60%) por cristais de muscovita de granulação fina em

textura lepidoblástica e diablástica. Já intemperizados, os cristais de biotita

(25%) possuem granulação fina a média, dispostos em textura diablástica. Em

menor proporção aparecem cristais de quartzo (7%), clorita (5%) e magnetita.


88

Nessa unidade, as litofácies que apresentam porfiroblastos de biotita,

sempre mostram esses cristais já intemperizados, dificultando sua identificação.

Assim, para constatar a mineralogia desses cristais, realizou-se uma análise de

difratometria de raio-X, onde foi confirmado a presença desse filossilicato (em

anexo).

Fig. 4.41 - As fotos (A) e (B) mostram a forma dos afloramentos dessa unidade e a fácies mais comumente encontrada na Formação Pequizeiro, respectivamente. Nota-se a grande proporção de minerais de composição aluminosa nessa unidade (TF-15-XI-167-Coord.: 701509 E, 8858460 S).

4.2.4 Diques Máficos

Os diques de diabásio afloram na porção nordeste da subárea, sendo

encontrados dois afloramentos rasteiros de dimensões decamétricas distantes

um do outro cerca de 1,3 km, sendo um a sul, nas proximidades do Granito

Serrote e outro a norte, no domínio das rochas paraderivadas do Complexo Rio

dos Mangues.

Apesar de ocorrerem em locais de vegetação nativa degradada, ainda

ocorrem nesses locais árvores relictas como Angicos e Aroeiras que ajudam a


89

mapear ocorrências como estas. As fotos abaixo mostram a disposição desses

afloramentos em campo (Fig. 4.42).

Fig. 4.42- Fotos mostrando os afloramentos rasteiros dos diques de diabásio. Em (A), as setas vermelhas mostram afloramentos rasteiros de diabásio indicando direção N-S (TF-15-XI- 127, Coord.: 721010 E, 8859072).

São encontrados tanto na parte sul como norte, rochas isotrópicas de

coloração cinza e granulação fina a média. Foram realizadas duas seções

delgadas - uma de ocorrência a sul, de rocha de granulação média (TF-15-XI-

122) e outra a norte (TF-15-XI-127), de granulação fina (Fig. 4.43).


90

Figura 4.43 – Macro e fotomicrografias do dique de diabásio mostrando rochas com diferentes granulações. Em campo, observa-se que as rochas de granulação fina aparecem nas margens desse corpo.

Tanto a rocha de granulação média (Fig. 4.43-[A-B]) como a de

granulação fina apresentam como cristais de piroxênio, apenas augita (30-35%)

e, em relação aos cristais de plagioclásio(55-60%), os teores de anortita indicam

composição transicional andesina-labradorita (An 52). Essas rochas apresentam

textura sub-ofítica comum, sendo que o gabro de granulação média mostra com

frequência textura de intercrescimento (simplectito, textura gráfica) entre cristais

de plagioclásio e quartzo.


91

4.2 Metamorfismo

No Projeto Paraíso-TO, as rochas encontram-se deformadas e

metamorfisadas em um contexto de metamorfismo regional progressivo de baixo

a médio grau. As fácies metamórficas variam de xisto verde baixo chegando a

anfibolito superior (Figura 4.44).

Figura 4.1: Diagrama de pressão por temperatura de metamorfismo regional. O tracejado vermelho-amarelo sugere e faz referência às fácies metamórficas em que as rochas do Projeto estão inseridas.

Na subárea XI, sugere-se que as rochas da Formação Pequizeiro

apresentam-se metamorfizadas em fácies xisto verde (zona da biotita, TF-15-XI-

167), sendo que as rochas da Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos

Cocos, estão inseridas na transição entre a fácies xisto verde/anfibolito (zona da

granada, TF-15-XI-70), o que condiz com o metamorfismo regional da área.

No Complexo Rio dos Mangues, encontra-se rochas metamorfisadas

desde a fácies xisto verde alto, representado pelo granada-mica xisto (zona da

granada, TF-15-XI-131), à fácies anfibolito, como é indicado pela rocha

metamáfica TF-15-XI-193.


92

5. Geologia Estrutural

5.1 Introdução

A área mapeada é representada por um embasamento Paleoproterozóico

formando um alto estrutural de direção principal N-S, formado pelo complexo Rio

dos Mangues e Granito Serrote. As suas margens são rodeadas a Oeste e

Noroeste pela Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco e Formação

Pequizeiro, alinhadas em um trend Norte-Sul. A Leste, Nordeste, Sudeste e

Norte é limitado pelo Grupo Estrondo de orientação preferencial Noroeste - Norte

Noroeste.

Os principais contatos entre essas unidades ocorrem de forma tectônica

limitados por grandes traços estruturais, obtidos a partir das principais direções

e estruturas encontradas. Ao todo, foram individualizadas seis zonas principais

(Figura 5.1) denominados: Zona de Cisalhamento Paraíso (ZCPa), Zona de

Cisalhamento Pium (ZCPi), Zona de Cisalhamento Rio do Coco (ZCRC), Zona

de Cisalhamento Serrote (ZCS), Zona de Cisalhamento Chapada de Areia

(ZCCA) e Zona de Cisalhamento Estrela (ZCE).

A ZCPa está situada na parte Leste da área com direção principal NNW-

NW com uma inflexão sútil causada pela ZCE, que será abordado mais à frente.

Esse cisalhamento é característico por ser de baixo ângulo mergulhando para

ENE, com linhas de estiramento tipicamente down-dip e indicador cinemático de

transporte de ENE para WSW, caracterizando rampas frontais em uma

deformação Dúctil-Rúptil. Essa ZC é associada à sobreposição das rochas do

Grupo Estrondo sobre o Complexo Rio dos Mangues, associada a série de

empurrões encontrados a leste da área mapeada.

A ZCPi está presente a Oeste da área e possui direção principal N-S com

baixo ângulo de mergulho preferencial para Leste. Possui lineamento mineral

preferencial Dow-Dip a levemente obliquo com mergulho também para Leste,

interpretado como rampas frontais em uma deformação Dúctil-Rúptil. Essa ZC é

associada a sobreposição da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco

(SVRC) sobre a Formação Pequizeiro. A principal diferença entra a ZCPi e a

ZCPa está na orientação N-S e NNW-NW, respectivamente.


93

Figura 5.1: Zonas de cisalhamento da área do Projeto Paraíso.


94

As ZCRC, ZCS e ZCCA apresentam estruturação semelhante formando

zonas de transcorrência, situadas na porção Centro Oeste da área, com

orientação N-S, NNE e NW, respectivamente. Representam um corredor de falha

com cerca de 5 km de largura, onde é comum encontrar expressões menores de

falhas transcorrentes subparalelas à direção principal N-S.

A ZCRC e CA representam zonas sub verticais com lineação de

estiramento mineral direcional e indicadores cinemáticos destrais, associado à

uma deformação Dúctil-Rúptil. Localmente, associado a ZCCA ocorrem dobras

de arrasto que indicam transporte destral. Foram interpretadas como fazendo

parte de um mesmo sistema de rampas laterais, com a ZCCA formando uma

ramificação, possivelmente em rabo de cavalo, da ZCRC.

Ainda associado as ZCRC-CA, ocorre principalmente a justaposição do

Complexo Rio dos Mangues com a Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco

com arrasto da ZCPi. Localmente, ocorre um regime transpressivo, responsável

por sobrepor a SVRC sobre o CRM. Em mapa, a ZCCA é representada como

uma estrutura rúptil sinistral devido à reativação posterior, sendo preservado

somente as dobras de arrasto destrais associados estruturação inicial.

Já ZCS possui orientação principal tendendo para NNE, também

formando zonas sub verticais com linhas direcionais porém com cinemática

sinistral. Faz parte do mesmo sistema dúctil-rúptil das ZCRC e ZCCA, porém a

ZCS afeta principalmente o Granito Serrote, estruturando-o como um indicador

cinemático sinistral.

A Zona de Cisalhamento Estrela (ZCE), assim como a ZCCA, ocorre de

forma pontual na área mapeada, afetando somente a porção mais a SE. É

representada por zonas subverticais de orientação N20E com movimentação

dextral ocorrendo de forma Dúctil-Rúptil. Pode ser observado que a ZCPa é

afetada pela ZCE, onde a estruturação preferencialmente NNW-NW é deslocada

de forma a ficar subparalela (N-S; NNE) à direção da ZCE. Regionalmente, a

ZCE associa-se ao Lineamento Transbrasiliano.


95

5.2 Eventos de Deformação

A partir de análises das estruturas encontradas na área, foi possível

distinguir três eventos de deformação, como exposto na tabela 5.1.


96

Tabela 5.1: Eventos de deformação, suas estruturas e interpretações. O Evento evidenciado na área XI está destacado em vermelho e as Fases de Deformação encontradas estão destacadas em amarelo.

Ev

ento

Tec

tôn

ico

Fases

Elementos estruturais

Foliação Lineação Dobras Indicadores

cinemáticos

Falhas e

fraturas Interpretação Unidades afetadas

Estrutras

presentes na sua

área

Ev

ento

E1

D1

Foliação S1

pervasiva

NNW e

mergulho

para ENE

Compressão

NE-SW

dúctil-ruptil.

Rio dos Mangues,

Serrote e Gr.

Estrondo

D2

Foliação S2

de baixo

ângulo e

direção

NNW

Lineação de

estiramento

mineral down dip

com mergulho

NNE

Dobras

abertas a

isoclinais

fechadas de

eixo 330 -

NNW

Sigmóides ENE-

WSW; Boudinagem

de extensão dúctil

ENE-WSW; Dobras

de arrasto

Zona de

cisalhamento

de baixo

ângulo e

falhas reversas

ZCPa

Even

to E

2

D3

Foliação S3

subparalela a

S0, de strike

N-S.

Compressão

E-W dúctil-

ruptil

Gr. Rio dos

Mangues, Gr.

Tocantins e

Sequência

vulcanossedimentar

Rio do Coco

Foliação S3

D4

Foliação S4

de baixo

ângulo N-S e

mergulho

para E;

Clivagem de

crenulação

Lineação de

estiramento

mineral down-dip

mergulhando

preferencialmente

para E; Lineação

de crenulação.

Dobras

abertas

suaves a

apertadas

isoclinais,

progressivas,

de eixo N-S.

Rompimento das

charneiras das

dobras.

Empurrões/transporte

de massa de E para

W

Formação de

ZCPi, de

baixo ângulo

Foliação S4;

Clivagem de

crenulação;

lineação de

crenulação; Dobras

F4 suaves a

isoclinais.

D5

Foliação S5

subvertical

mergulhando

para E.

Lineação de

estiramento

mineral N-S

direcional

Dobras

suaves

regionais de

eixo E-W

Sigmóides, Pares S-

C e Dobras de

arrasto todos

dextrais;

Boudinagem

indicando extensão

dúctil N-S.

Formação de

zona de

cisalhamento

de alto ângulo

(ZCRC, ZCS e

ZCCA)

Foliação S5;

Sigmóides; Dobras

de arrasto; Objetos

de giro.

Foliação S6

subvertical

com

mergulho

para E.

Lineação

subhorizontal

N20-50E

Indicadores

cinemáticos dextrais.

Transcorrência

NE de alto

ângulo ZCE

D6

Ev

ento

E3 Reativação

rúptil

Falhas de

direção N-S;

NW-SE e E-W

Extensão


97

Na área XI, foi evidenciado apenas o evento E2, uma vez que o evento E1

é exclusivo da porção leste da área do projeto. Do evento E2, foi possível

observar estruturas das fases de deformação D3, D4 e D5.

5.2.1 Fase de Deformação D3

A fase de deformação D3 é caracterizada por deformação dúctil-rúptil,

gerando foliação S3 paralela ao acamamento (S3//S0) que é bem marcada nos

xistos da Formação Pequizeiro e da Sequência Vulcanossedimentar Rio do

Coco. A foliação S3 é penetrativa, de espaçamento milimétrico e marcada por

micas como sericita e muscovita (no caso da Formação Pequizeiro) ou biotita

(no caso da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco), com direção de strike

N-S e mergulhos preferenciais para leste de baixo ângulo (20°). Localmente, é

possível observar injeções de quartzo no plano de S3. A foliação encontra-se

dobrada pela fase de deformação D4, gerando dobras F4 suaves nas rochas da

Formação Pequizeiro e dobras apertadas a isoclinais na formação. Localmente,

nos afloramentos mais próximos à ZCRC, a foliação S3 encontra-se paralela à

foliação S4 (S3//S4), resultado de uma intensa deformação na fase D5, que

paraleliza as foliações anteriores e as intersecta em alto ânglulo.

Figura 5.2: Foliação S3 penetrativa espaçada centimétricamente e dobrada suavemtente gerando dobra F4. Formação Pequizeiro.


98

Figura 5.3: Foliação S3 marcada por filme de sericita em sericita-xisto da Formação Pequizeiro.


A fase de deformação D4 é também caracterizada por uma deformação

dúctil-rúptil, porém mais intensa que a fase D3. Tal fase é responsável pela

geração da foliação S4, clivagem de crenulação S4 e dobras suaves a isoclinais

de eixo N-S F4, estruturas observadas na área XI. Tais estruturas estão bem

preservadas nos xistos da Sequência Vulcano Sedimentar Rio do Coco.

A foliação S4 é penetrativa, milimétrica a centimétricamente espaçada e

intersecta a foliação S3 em baixo ângulo. Tem direção de strike N-S e mergulhos

variando entre 30 e 50 graus. Em regiões onde a deformação pela fase D5 foi

intensa, a foliação S4 encontra-se paralela a S3 e com mergulhos mais altos a

subverticais (de 60 a 85 graus).


99

Figura 5.4: Foliação S3//S0 intersectada pela foliação S4 em baixo ângulo.

Figura 5.5: Clivagem de crenulação S4 em biotita xisto da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco.


100

Localmente, quando a deformação é mais intensa, a fase de deformação

D4 gera clivagem de crenulação, restrita a biotita xistos da Sequência

Vulcanossedimentar Rio do Coco. Por consequência, gera-se também a lineção

de crenulação L4 a partir dos pontos de charneira da crenulação.

A fase de deformação D4 gera também dobras F4, comumente apertadas

de plano axial inclinado a isoclinais, podendo ser mais suaves na Formação

Pequizeiro. As dobras apertadas são assimétricas, com vergência para Oeste e

eixo B4 pouco inclinado de direção N-S, apresentando padrão M de dobra em

suas charneiras.

Figura 5.6: Dobra assimétrica F4 com vergência para oeste. A caneta marca o eixo B4 de direção N-S.


101

Onde a deformação é mais intensa, normalmente próximo a afloramentos

em que a fase D4 gera clivagem de crenulação, as dobras F4 apresentam-se

isoclinais, com eixo B4 horizontal e de direção N-S.

Figura 5.7: Dobra F4 isoclinal com eixo horizontal em biotita-xisto da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco. O asterisco amarelo indica o ponto de charneira.


102


A fase de deformação D5 é caracterizada por uma deforamação dúctil-

rúptil de alto ângulo, gerando as zonas de cisalhamento ZCRC (encontrada na

área XI), ZCS e ZCCA. Gera a foliação de alto ângulo S5 (60-80º), com

espaçamento centimétrico a decimétrico, mergulho para leste e direção de strike

N-S. A foliação S5 intersecta as foliações S3 e S4 e, localmente em regiões de

alta deformação (próximo à ZCRC), paraleliza as foliações anteriores gerando

sigmoides. A fase de deformação D5 é bem marcada nas rochas da Sequência

Vulcanossedimentar Rio do Coco, mas também pode ser observada no

Complexo Rio dos Mangues, onde D5 gera o bandamento gnássico.

Figura 5.8: Foliação S5 de alto-ângulo interctando e paralelizando as foliações S3 e S4. É possível observar, a partir da geração dos sigmoides, que tal deformação é causada por cisalhamento dextral.

Além disso, devido ao cisalhamento dextral, o evento de deformação D3

gera shear folds em rochas da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco. As

dobras deste tipo encontradas na área XI são raras, centimétricas e também

indicam cisalhamento dextral.


103

Tal cisalhamento dextral também é evidenciado em paragnaisses do

Complexo Rio dos Mangues, onde é possível observar porfiroblastos de

feldspato sendo rotacionados.

Figura 5.9: Shear Fold F5 em biotita-xisto da Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco. É possível observar evidências da cinemática dextral geradora da dobra.


104

Figura 5.10: Porfiroclasto rotacionado em paragnaisse do Complexo Rio dos Mangues. É possível observar sobra de pressão caracterizando cinemática dextral.

Na figura 5.11, observa-se o mapa geológico da área XI, com os

estereogramas das unidades Formação Pequizeiro, Sequência

Vulcanossedimentar Rio do Coco e Complexo Rio dos Mangues e a linha AB

indicando a seção geológica, que é mostrado na figura 5.11.

Os estereogramas da Formação Pequizeiro e da Sequência

Vulcanossedimentar Rio do Coco mostram bem a tendência de foliações com

strikes de direção N-S e mergulho de moderado ângulo preferencial para leste.

Já o estereograma do Complexo Rio dos Mangues mostra tendência de foliações

mergulhando para Norte e Noroeste, o que se deve ao fato da maioria das

medidas tomadas nessa unidade geológica foram obtidas próximas ao Granito

Serrote, que faz com que a foliação seja deflectada ao longo da intrusão.


105

Figura 5.11: Mapa geológico da área XI, onde é possível observar a ZCPi, ZCRC e a ZCS, além de um empurrão local associado à ZCS e outra transcorrência local restrita ao Complexo Rio dos Mangues. Estão indicados os estereogramas de cada unidade.

Figura 5.12: Seção geológica AB da área XI. Estão indicas as ZCPi, ZCRC e ZCS.


106

6. Geologia Econômica

6.1 Ocorrências Minerais Regionais

O Projeto Paraíso do Tocantins está inserido na porção meridional da

Faixa Araguaia. Esta região é historicamente conhecida como sendo uma área

situada em um contexto fértil no ponto de vista de depósitos minerais. Mesmo

sendo uma área com um grande potencial, não há uma exploração expressiva

tanto para metais e gemas quanto para minerais e rochas industriais (Tab. 6.1).

Contudo, há depósitos conhecidos e explorados por atividade garimpeira e por

pedreiras (Figura 6.1).

Tabela 6.1: Relação ocorrência e depósito mineral dentro do Projeto Paraíso

Substância

Mineral Rocha Hospedeira

Associação

Mineralógica Uso

Status da

mineralização

Coord.

E

Coord.

N

Sodalita Sienito Sodalitasienito Gema Garimpo paralisado 720939 8888426

Nefelina Sienito Nefelinasienito Ornamental/

Industrial Ocorrência 722090 8888818

Ouro/Prata Talco Clorita Xisto Pirita Metal precioso Ocorrência 704030 8860764

Manganês Chert Óxido de Mn Metal ferroso Ocorrência 704030 8860764

Turmalina Veio de quartzo Turmalina Gema Garimpo paralisado 714626 8863221

Cobre Calciossilicatica Malaquita Não ferroso Ocorrência 725512 8872095

Mármore Calcissilicática Tremolita-

Mármore Ornamental Ocorrência 729984 8838844

Granito Granito Serrote Granito Industrial Pedreira ativa 727544 8853738

Talco Talco Xisto Talco Xisto Industrial Garimpo paralisado 709790 8870094

Esmeralda Anfibolito e Biotitito Anfibolito e

Biotitito Gema/Industrial Garimpo ativo 720608 8887004

Quartzo Muscovita Xisto Quartzo Gema/Industrial Garimpo paralisado 698187 8847252


107

Na Suíte Monte Santo, há extensa ocorrência de nefelinasienito, rocha

que pode ter usos diversos, desde ornamental a funções industriais, como por

exemplo em indústrias de vidro e cerâmica (Fig. 6.2A). Ainda nessa suíte

intrusiva, há ocorrência de sodalitasienito, amplamente usado como gema e em

objetos ornamentais (Fig. 6.2B).

Figura 6.1: Distribuição das áreas de garimpo, pedreira e ocorrência dentro do Projeto Paraíso. As ocorrências são dadas pela presença de depósito similares nas proximidades.

A partir de diversos trabalhos desenvolvidos no final da década de

1990, foi relatada ocorrência de esmeraldas em Monte Santo (TO), o que

ocasionou um grande fluxo de pessoas para esta região. As esmeraldas,


108

extraídas por meio de atividade garimpeira, possuem valor gemológico e

industrial (Fig. 6.2C e D). Tais garimpos localizam-se na porção sul da intrusão

de Monte Santo e possui contato com anfibolitos do Grupo Rio do Coco, bem

como próximo ao Grupo Estrondo.

Figura 6.2: Potencialidades econômicas do Projeto Paraíso do Tocantins. A) Ocorrência de nefelinasienito na porção norte do projeto (Área 02); B) Ocorrência de sodalitasienito na porção norte do projeto (Área 02); C) Esmeraldas extraídas do garimpo Corre-Corre (Área 04); D) Garimpo Corre-Corre com extração de esmeralda na porção norte do projeto (Área 04); E) Talco xisto (Área 5, TF15-V-110); F)Tremolita talco xisto (Área 05, TF15-V-139).

Os litotipos aflorantes encontrados no Grupo Rio do Coco compreendem

rochas de natureza máfica e ultramáfica que foram submetidas a processos

tectono-metamórficos que resultaram na geração de serpentinitos, clorita xistos,


109

talco xistos (Fig. 6.2E) , tremolita-talco xistos (Fig. 6.2F), actinolita xistos e

magnetita-clorita xistos, principalmente. Ou seja, as associações mineralógicas

encontradas nestas rochas são compostas essencialmente por talco, serpentina,

tremolita, magnetita, actinolita e clorita. Apesar da indicação de possíveis

mineralizações de níquel, cobre, cobalto e ferro a partir de anomalias

geoquímicas (Barreira & Dardenne, 1980) e outras campanhas de prospecção

de ouro já realizadas na região, durante o mapeamento foi possível constatar

potencial econômico nos talco xistos e gossan relacionadas a essas rochas

máficas e ultramáficas. Outros potenciais não foram indetificados devido a não

realização de análises geoquímicas neste projeto que pudessem revelar outras

possíveis potencialidades.

Dentro dos litotipos citados, o talco xisto, rocha composta

marjoritariamente de talco, deve ser destacado por sua ocorrência em ampla

quantidade, formando até mesmo pequenos corpos que foram garimpados no

passado (Fig. 6.2D). O talco é o mineral industrial de maior ocorrência na

unidade ultramáfica, sendo utilizado na elaboração de cosméticos, tintas e

cobertura de papel; bem como em aplicações mais simples, como fundente na

indústria cerâmica ou mesmo carga inerte na fabricação de tintas, borracha,

inseticidas, fertilizantes e papel (CETEM/MCT, 2005).

O Granito Serrote, que compõe a Suíte Serrote, corresponde a um corpo

diferenciado em basicamente duas fácies; uma fácies de granulação fina e outra

grossa. As relações de campo atestam que a intrusão da fácies fina é posterior

à grossa, e que, apesar destas variações texturais, a mineralogia permanece

aproximadamente semelhante e o corpo é caracterizado majoritariamente por

uma composição sieno-granítica. Em termos econômicos, o granito Serrote é

atualmente explorado pelas empresas “Mineração Paraíso” (Fig. 6.3A e B) e

“Mineração Pugmil”, ambas voltadas para a produção de brita, além de pequenas

ocorrências de extração artesanal de granito. Pelas empresas, a extração

baseia-se basicamente na explosão, com subsequente moagem do granito para

a obtenção de brita. Este granito milonitizado e vermelho é atualmente

desconsiderado para fins ornamentais pela maioria do comércio, embora exista

a denominação “Granito Tigrão” em catálogos de rochas ornamentais da região.

Ainda no granito Serrote, existem relatos esparsos de ouro em sulfeto e

quartzo translúcido; o qual foi explorado e exportado para japoneses em tempos


110

pretéritos, de acordo com o histórico mencionado por trabalhadores locais.

Ocorrem porções máficas, que por vezes se assemelham a enclaves, as

quais apresentam grande concentração de opacos, biotita e zircão, podendo ser

estudadas para fins econômicos.

Figura 6.3: Potencialidades econômicas do Projeto Paraíso do Tocantins. A e B) Pedreiras Paraíso situada no granito Serrote (Área 12); C e D) Mármore brechado do Complexo Rio dos Mangues com porções silicificadas (Área 16); E) Superfície de alteração em gnaisse calcissilicático, onde ocorre maior concentração de malaquita (Área 08, TF15-VIII-158B); F) Anfibolito do Grupo Estrodo com ocorrência de sulfetos (Área 17).

O Complexo Rio dos Mangues é composto por dois diferentes domínios,

o primeiro deles é caracterizado por rochas metamórficas ortoderivadas e o

segundo por rochas metamórficas paraderivadas. O domínio de ortoderrivadas

é marcado pela presença de ortognaisses de composição sieno-granítica e

diorítica, ambas não possuem evidências de mineralização associada. O

domínio composto pelas paraderivadas é representado por gnaisses mármores

(Fig. 6.3B e C), calcissilicáticos e biotita muscovita xistos. Nestas rochas

paraderivadas, pode-se citar o uso industrial de mármores como rocha


111

ornamental e como matéria prima para produção de corretivo de solo. A respeito

dos gnaisses calssicilicáticos, também mapeados no Grupo Estrondo, podem ser

utilizados para preparação de corretivos de solo. Em certas porções estes corpos

calcissilicáticos são sulfetados, com presença de pirita e arsenopirita. Por vezes

e raramente, estas rochas calcissilicáticas possuem mineralização de cobre

associados à malaquita (Fig. 6.3E). Devido a falta de informação subsuperficiais,

não é possível estimar sua viabilidade econômica, porém vale ressaltar sua

eventualidade no contexto geológico em que se encontra.

O Grupo Estrondo, representado no projeto Paraíso do Tocantins pela

unidade mapeada Formação Xambioá, possui xistos de composição variável

abrangendo muscovita, biotita e quartzo como minerais constituintes principais,

anfibolitos, gnaisses calcissilicáticos e quartzitos micáceos. Certos corpos de

anfibolito estão sulfetados, com presença de pirita.

6.2 Ocorrências Minerais Locais

6.2.1 Complexo Rio dos Mangues

O Complexo Rios dos Mangues possui diversos tipos de rochas com

potencialidade econômica como gnaisses calcissilicáticos e anfibolitos,

ortognaisses félsicos e máficos (raros), mica xistos e xistos carbonosos.

Gnaisses Calcissilicáticas e Anfibolitos (Agromineral e Turmalina)

As rochas calcissilicáticas e anfibolitos (menos comuns), estão dispostos

nessa unidade na forma de lentes de dimensões decamétricas e por vezes até

maiores e, possuem potencial utilidade na agricultura a partir da rochagem.

Essas rochas são compostas de minerais como diopsídeo, anfibólios cálcicos,

feldspatos, carbonatos e epidoto, sendo minerais que possuem solubilidade

relativamente boa a intermediária .

Assim, podem ser utilizadas tanto pequenos produtores rurais, que

poderiam se beneficiar com a simples retirada mecânica de saprólitos derivados


112

dessas rochas e os incorporando no solo juntamente com esterco ou restos

vegetais. Além disso, pequenos e médios empreendimentos poderiam se

beneficiar com o processo de britagem dessas rochas para utilização como

agrominerais, sendo o escoamento desse tipo de produto facilitado pela

proximidade da BR-153.

Dentro do domínio das rochas calcissilicáticas na parte centro-sul da

subárea, foi encontrado especificamente num ponto, a ocorrência de um veio de

quartzo de espessura em torno de 50 cm, com presença de cristais de

turmalina(shorlita) de até 7 cm. Esse veio de quartzo apresenta-se verticalizado

e de direção N-S (Fig.6.4). Esse veio está condizente com a direção de

lineamentos NNE a sudoeste da área do Projeto, bem marcado nas imagens de

LANDSAT e nos diversos produtos geofísicos. Na subárea adjacente a norte

(mesmo trend), há o registro de garimpo de turmalina em veio de quartzo, já

abandonado.

Figura 6.4: Veio de quartzo com direção N-S, com cristais de schorlita. As rochas encaixantes são gnaisses calcissilicáticos (TF-15-XI-207, Coord.: 716180 E, 8854146 S).


113

6.2.2 Granito Serrote

O Granito Serrote aflora no extremo leste e na porção centro-norte da

subárea XI, possuindo nesses domínios granulação grossa e coloração rosada

impressa pelos porfirocristais de K-feldspato (microclínio). Em outras áreas

próximas onde esse granito aflora foram encontradas fácies de granulação

média e fina, sendo a composição desse granito – no geral – correspondendo a

um álcali-granito.

Brita e Tório

Além da potencial utilização como rocha ornamental e como brita para

revestimento e pavimentação de estradas, esse batólito apresenta teores

elevados de Tório que foram detectados em diversas subáreas com a ajuda de

um gamaespectrômetro portátil (Modelo RS-230 BGO). A sudeste, na divisa com

a subárea XIII (Ponto 106 – Coord.: 8853450 E, 721255 S), foi detectado uma

contagem anômala no equivalente em Tório em torno de 2000 ppm. Essa

contagem foi observada tanto na rocha, que apresentava variações (escala

centimétrica) alternadas na contagem ,possivelmente tratando-se de

segregações magmáticas de minerais ricos em Tório, como em colúvios de

granulometria areia nesse ponto. Essas observações indicam que esse corpo

têm elevado potencial para hospedar depósitos do tipo Placer em suas

proximidades.

O Tório pode estar associado a minerais como monasita e a torita e possui

diversas aplicações como na produção de energia atômica, produção de

películas de lâmpadas incandescentes , catalisador de muitos processos

químicos, entre outras.

Nesse batólito existe uma pedreira que utiliza esse granito para brita

(Mineração Pugmil) que situa-se na subárea XII e está aproximadamente 3,5 km

de distância da BR-153 (Fig.6.5)


114

Figura 6.5 – Imagem Google Earth, mostrando os limites aproximados onde aflora o Granito Serrote (tracejado vermelho) e a Mineração Pugmil.

6.2.3 Sequência Metavulcanossedimentar Rio dos Cocos

Nessa unidade ocorrem rochas metapsamo-pelíticas que apresentam

variações centimétricas de fáceis, sendo encontrados granada-epidoto-mica-

quartzitos carbonáticos, mica-quartzitos com magnetita e epidoto-biotita-quartzo

xistos.

Além desses litotipos, ocorrem duas lentes : Uma situada na porção central

da área e outra situada a noroeste da subárea XI (na divisa com a subárea a

norte), inserida na Formação Pequizeiro. A primeira lente é composta por biotia-

hornblenda xistos e a segunda apresenta uma mescla de rochas como magnetita

quartzito, biotita-clorita-talco xisto, clorita xisto, tremolita metachert e quartzito

(metachert?) manganesífero.

Ouro Orogênico

Foram encontrados nessa unidade, especificamente na porção onde essas

rochas encontram-se sub-verticalizadas, veios de quartzo leitoso de espessura

métrica de direção N-S. Essas ocorrências, que encontravam-se próximas foram


115

interpretadas como produtos de uma zona de transcorrência, as quais são

estruturas propícias para a mobilização de fluidos que podem carrear metais

como ouro (Fig. 6.6).

Figura 6.6 – Foto à esquerda mostrando epidoto-mica-quartzo xisto com foliação S5 verticalizada (marcada pela caneta) e à direta, veios de quartzo leitoso de espessura métrica com direção N-S (Ponto 57 – Coord.: 8857408 E, 8857408 S).

Agromineral

Interpretada como a rocha com o melhor potencial para uso agronômico, a

rocha metamáfica posicionada na parte central da sub-área possui formato de

lente de direção N-S com cerca de 500 m de extensão. Essa interpretação tem

como base o fato desse xisto possuir granulação fina, ser friável e apresentar

minerais como hornblenda, biotita (às vezes vermiculitizada) e pequenas

quantidades de sílica (Fig.6.7)


116

Figura 6.7 – Biotita-hornblenda xisto de granulação fina (TF-15-XI-47. Coord.:709015 E, 8856900 S).

Óxido de Manganês

Na lente a noroeste da subárea ocorre quartzito manganesífero com

intercalações milimétricas entre cristais equigranulares de quartzo e óxido de

manganês (30%), sendo encontrada tanto a norte (Ponto 37 - Coord.: 8860825

E, 704200 S) como a sul dessa lente (Ponto 24 – Coord.: 8859688 E, 703903 S).

As figuras abaixo mostram a macro e fotomicrografia dessa rocha (Fig. 6.8).

Fig.6.8 – Macro e fotomicrografia de quartzito manganesífero.

Nessa unidade, esse litotipo apresenta ocorrência muito restrita em

comparação ao magnetita-quartzito e uma pesquisa de mais detalhe nessa

porção poderia caracterizar melhor a ocorrência desses litotipos.


117

6.2.4 Formação Pequizeiro

Crostas Lateríticas

A Formação Chapada de Areia localiza-se a oeste da subárea sendo

composta essencialmente por biotita-muscovita xistos com magnetita. Essas

rochas, quando afloram, encontram-se muito saprolitizadas e são encontrados

geralmente crostas lateríticas ferruginosas imaturas alóctones e in situ (onde

podem chegar a 3 metros de espessura).

Esses lateritos estão localizados regionalmente na cota de 300 m e podem

ser utilizados na pavimentação de estradas, além de diversas outras utilidades

na construção civil por serem materiais muito duros e resistentes. Nas

propriedades rurais que se localizam nessa região foi constatado com frequência

a utilização desses lateritos na construção de currais, pontes e muros (Fig. 6.9).

Figura 6.9 – Foto a esquerda mostrando crostas ferruginosas ( Ponto 35 – Coord.: 8858500 E, 702650 S) com martelo na base da foto como escala. À direita, pequena represa fabricada a partir de crostas ferruginosas e cimento.

6.2.5 Diques Máficos

Agromineral

O dique máfico, que aflora a NE da subárea, também possui potencial para

utilização como condicionantes do solo. Sua mineralogia é composta por cristais

de plagioclásio (55-60%) e augita (30-35%), sendo que esse dique possui

espessura de mais 50m.


118

7. Evolução Tectônica

Apesar da ampla bibliografia e trabalhos realizados com a tentativa de

elucidar a evolução tectônica da Faixa Araguaia, ainda não é completamente

entendida e existem muitos pontos discordantes.

A elaboração de um modelo evolutivo para a área mapeada ainda requer

muitos estudos em uma abordagem mais regional, uma vez que a área mapeada

pode significar uma particularidade em termos deformacionais. Tendo isso como

base, foi feita uma interpretação da evolução tectônica, de acordo com as

conclusões obtidas (Tabela 7.1), que aparece de forma resumida na Tabela 7.1.

Tabela 7.1: Síntese da Evolução Tectônica esperada para Faixa Araguaia. Os eventos representados estão de acordo com a Tabela Estrutural (Tabela 5.1) do Capítulo V, Geologia Estrutural. Interpreta-se que o Evento 2 esteja associado a uma só colisão com inversão do campo de esforços e partição da deformação gerando as diferentes estruturas. BAL: Bloco Alóctone. CPA: Cráton Parnaíba. CA: Cráton Amazônico. ZCPa: Zona de Cisalhamento Paraíso. ZCRC: Zona de Cisalhamento Rio do Coco. ZCPi: Zona de Cisalhamento Pium. ZCS: Zona de Cisalhamento Serrote. LTB: Lineamento Transbrasiliano. ZCE: Zona de Cisalhamento Estrela. FS: Falha Sequestro.

Colisão BAL + CPA direção NE-SW

Colisão CA + CPA-BAL de E-W, com inversão do campo de esforços N-S Abatimento

Abertura Atlântico

Evento 1 Evento 2 Evento 3

ZCPa ZCRC ZCPi

ZCS ZCCA ZCE, LTB

Falhas normais, reversas e

transcorrentes Diques

Em campo, foi observado uma diferença estrutural entre as unidades a

leste e oeste do CRM. Essa diferença foi comprovada por dados

geocronológicos, diferenças estruturais e litológicos. Estruturalmente, as

unidades a leste do CRM apresentam uma deformação com trend NNW-NW

predominando uma tectônica de baixo ângulo com a formação de rampas

frontais. Isso implica em uma compressão de NE para SW, aproximadamente,

sugerindo um primeiro evento de fechamento.

Já na porção oeste, as estruturas dominantemente aparecem orientadas

N-S com formação de tectônica de baixo ângulo quando distante do CRM, e

tectônica vertical nas bordas do CRM, ambas com direção de mergulho

preferencial para leste. De acordo com essas estruturas, interpreta-se uma

compressão E-W sugerindo um segundo evento de fechamento.

A separação das estruturas geradas nesses dois eventos distintos ocorreu

principalmente devido ao trend estrutural e devido a diferença no estilo

deformacional. Sendo que a ZCPa aparenta representar uma tectônica de baixo


119

ângulo mais profunda, enquanto as ZCPi, ZCRC, ZCCA e ZCS estão associadas

a uma tectônica de baixo e alto ângulo mais rasa.

Contudo, sabe-se que tais estruturas podem ter sido geradas em um único

evento de fechamento progressivo com a rotação do campo de esforços. A

relação entre a SVRC e o Grupo Estrondo não ficou clara, sendo de fundamental

importância saber se o contato entre as duas ocorre de forma sedimentar ou

tectônica para compreender melhor como ocorre essa relação de fechamento

inicial.

Foi observado também, evidências de transpressão, responsável por

empurrar as MUM da SVRC sobre o Complexo Rio dos Mangues. Acredita-se

que essa transpressão possa ser uma partição da deformação associado a

compressão E-W, sendo gerada na direção secundária de compressão N-S. O

fato do estilo deformacional ocorrer de forma similar entre as ZCCA, ZCRC e

ZCS, sugere que possam ter sido geradas em domínios crustais próximos em

estruturas correlatas. Logo, a ZCCA seria uma ramificação da ZCRC formando

um possível escape lateral em rabo de cavalo.

A última estrutura de fechamento observada é associado ao Lineamento

Transbrasiliano, que forma uma zona de cisalhamento destral de grande

extensão, que reaproveita as Faixas móveis geradas anteriormente. Interpreta-

se que o LTB, associado a ZCE, estaria ligado ainda ao Evento de Fechamento

E-W. O fato do LTB ser observado afetando apenas as estruturas NW-NNW

indica que as rochas do Grupo Estrondo já estavam estruturadas, não observado

nas rochas do Grupo Tocantins. A relação entre a ZCE e ZCCA não fica clara,

porém sugere-se que sejam concomitantes ou que a ZCCA seja posterior.

Tendo como base o exposto à cima, adapta-se a ideia de três principais

referências como modelo (Osborne, 2001; Soares et al., 2005; Trindade et al.,

2010) em uma sugestão de evolução tectônica que se enquadre nos novos

dados encontrados. Adotam-se a existência dos Cráton São Francisco-Congo

(CSF), Parnaíba(CPA), Amazônico(CA) e Paranapanema(CPP), além da

existência de um Bloco Alóctone (BAL) associado ao CRM.

Admite-se a sedimentação inicial da Bacia do Grupo Estrondo, como

Margem passiva do CPA, que seria fechada inicialmente com a aproximação e

colisão do bloco Alóctone, formando inicialmente o extremo sul da Faixa

Araguaia. Ressalta-se que a questão do BAL não é clara e é sugerida embasada


120

na bibliografia, porém sabe-se que esse BAL poderia já estar aglutinado ao CSF

e na realidade esse fechamento inicial seria representado pela colisão desses

dois crátons. Está além dos limites desse trabalho definir essa questão.

A grande questão dessa aproximação é onde está o arco? Acredita-se

que possa ser representado tanto por rochas intrusivas ao Porto Nacional ou que

esteja encoberto por bacias fanerozóicas do Parnaíba ou Paraná. O que pode

ser afirmado é que com essa colisão inicial foi gerado uma extensão e a

formação de uma bacia com fonte jovem (Back Arc) formando o Grupo

Tocantins.

O CA representa a última colisão, que ocorre de forma tardia (Pós 600Ma,

idade detrítica) em uma compressão dominantemente de E-W estruturando o

Grupo Tocantins e formando o LTB, posteriormente com a inversão do campo

de esforços associados a ZCCA como uma partição da deformação.

Ressalta-se que esta interpretação não é conclusiva, sendo necessários

mais dados para elaboração de um modelo mais robusto. A fim de poder

contribuir para futuros estudos, está exposto na Tabela 7.4 às principais

questões ainda em aberto sobre a região mapeada.

Tabela 7.2: Principais dúvidas relacionadas a região mapeada

Questões levantadas e ainda em aberto

A sequência máfica-ultramáfica Rio do Coco estaria inserida dentro do Grupo Tocantins ou representa um porção individual? Qual sua extensão?

O Granito Serrote é de fato PP ou pode possuir alguma outra idade? Seria possível ser representativo de arco?

Qual a extensão e relação estrutural/temporal das duas bacias observadas (Tocantins e Estrondo)?

O Complexo Rio dos Mangues estaria associado ao Maciço de Goiás? E ao Complexo Porto Nacional?

O CRM se comporta como um bloco alóctone durante o Neoproterozóico ou já estaria associado a uma unidade Cratônica?

Em que momento e como ocorre a estruturação Domica observada no CRM?

Como ocorre a evolução tectônica da região?


121

8. Discussões e Conclusões

8.1. Discussões e Conclusões

Devido à grande quantidade de novas informações obtidas por meio

desse trabalho, foi organizado este capítulo separadamente, com o intuito de

mostrar e justificar as principais mudanças cartográficas (Tabela 7.1) assim

como suas possíveis implicações para estudos futuros.

Tabela 8.1: Resumo das principais conclusões obtidas através da realização deste trabalho.

Principais conclusões TF Paraiso 2015

Rio do coco não representa uma sequência do tipo Greenstone belt arqueano, e sim uma sequência vulcanossedimentar neoproterozóica.

Grupo Estrondo e Grupo Tocantins são formados por duas bacias com área fonte distintas, sendo Estrondo com fonte antiga e Tocantins com fonte juvenil (Arco)

Monte Santo é formado durante o final do neoproterozoico, intrusivo às Rochas do Metassedimentares do Grupo Estrondo/Grupo Tocantins. A relação Monte Santo e Estrela ainda deve ser estudada em maior detalhe para verificar se são correlatos.

O Granito Serrote possui características mineralógicas típicas de Granitos tipo I associados ao final de arco, diferente das características de Granito Tipo A esperadas. Sugere-se que novas idades sejam obtidas afim de verificar se de fato o Granito Serrote Possui idade Paleoproterozóica ou as idades obtidas seriam herdadas.

O Complexo Rio dos Mangues possui composição dominantemente Paraderivada, ao contrário do interpretado anteriormente (Maioria Ortoderivada).

A deformação antes tida como uma subducção frontal com vergência para Oeste na verdade pode ter ocorrida de forma muito mais complexa com diversos eventos associados.

8.2. Mudanças cartográficas

Em termos cartográficos, as mudanças mais significantes ocorreram

associadas ao Complexo Rio dos Mangues, ao Granito Serrote, à Suíte Santa

Luzia, a Suíte Monte Santo e a Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco. O

CRM teve seu limite reduzido a norte, de forma que o Monte Santo seja intrusiva

à Faixa, diferente do que se achava anteriormente quando era intrusivo ao CRM.

Isso implica que a intrusão não ocorreu ao final do Mesoproterozóico (Pb/Pb

1.006 Ga.Moura & Souza, 1996), mas sin/pós a estruturação da faixa, sendo

essas idades obtidas possivelmente herdadas. Associado ainda ao Monte Santo

foi obtido outra idade (550 Ma, Viana & Battilani, 2014) que pode representar sua


122

verdadeira idade de cristalização. Já na Suíte Estrela, a única mudança foi o

aumento dos seus limites, se mantendo intrusivo ao CRM. N

Na Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco, o corpo principal da

unidade MUM teve seus limites reduzidos e outros corpos menores pertencentes

a sequência foram mapeadas como lentes. Outra mudança significativa é o

enquadramento do antigo Grupo Xambioá II nesta sequência, como uma

unidade metassedimentar.

Figura 8.1: Mapa comparativo da Folha Porto Nacional (CPRM) e do mapa gerado no Projeto Paraíso-TO.

Relacionado ao Granito Serrote, os limites do corpo principal foram

redefinidos de forma que aumentasse de tamanho e novas intrusões menores


123

foram individualizadas. Já a suíte Santa Luzia, que possuía cinco corpos

individualizados na área mapeada, foi reduzida a um corpo situado na porção

oeste, que teve seus limites reduzidos relacionados ao mapa mais atual.

O CRM teve seus limites reduzidos, e foi observado que apresenta a

característica de domo, similar ao que ocorre mais a norte com Complexo

Colmeia. Contudo, como ocorreu à estruturação domica não foi bem definido e

ainda se encontra em aberto. Também foi observado que na porção mapeada,

o CRM apresenta composição dominantemente paraderivada com faixas

restritas de ortoderivadas, se assemelhando, em termos composicionais, com o

que é encontrado em Porto Nacional.

Os limites das rochas que compõe a faixa se mantiveram similar ao que

foi mapeado anteriormente, sendo individualizados novos corpos Máficos-

Ultramáficos e com uma pequena alteração nas rochas do Grupo estrondo, que

tiveram seu limite ampliado a oeste. Contudo, o contato e a estruturação entre

as unidades sofreram mudanças significativas.

Como observado (Capitulo 5, Geologia Estrutural), foram definidos sete

grandes traços estruturais. As principais mudanças estruturais são

representadas pelas transcorrências N-S (ZCRC e ZCS) que eram tidas

anteriormente como empurrões. Quanto a ZCCA, apenas sua reativação rúptil

era considerada, sendo agora adicionado ao mapa sua deformação incialmente

dúctil. Em detalhe, também foi modificado o sentido do empurrão das Maficas-

ultramaficas da SVRC, que antes estavam de acordo com a vergência regional

de E para W, agora estão de N para S empurrados sobre o CRM. Ademais, uma

série de falhamentos rúpteis locais foram também adicionados ao mapa.

Levando em conta apenas as mudanças cartográficas, as mudança não

foram tão significativas. Porém, as maiores implicações estão de fato nas

mudanças estratigráficas e nas implicações sobre a evolução tectônica acerca

da Faixa Araguaia e Gondwana Oeste.


124

8.3. Estratigrafia

Estratigraficamente, a Faixa Araguaia já foi interpretada de diversas

formas distintas. Foi consenso durante certo tempo que o Grupo Estrondo e o

Grupo Tocantins fizeram parte da sedimentação de uma só bacia. Formavam

juntos as rochas metassedimentares da Faixa Araguaia, com o Grupo Estrondo

se estendendo a esquerda do Complexo Rio dos Mangues.

Recentemente (Frasca et al, 2014) eliminou-se a divisão anterior em

Grupo Estrondo e Tocantins, separando as rochas em quatro Formações

distintas da mesma bacia. Porém, o que foi observado neste trabalho discorda

de ambas as interpretações anteriores.

Novos dados geocronológicos de proveniência sedimentar, realizados nos

Biotita Xistos da Sequência Metavulcanossedimentar Rio do Coco, revelaram

que essas rochas possuem zircões jovens de 600 Ma (Figura 8.2), enquanto os

mesmos zircões jovens não foram encontrados nas rochas do Grupo Estrondo,

sendo dominantemente zircões Paleproterozóicos. Isso implica que a área fonte

foi diferente para as rochas datadas, sendo as rochas do Grupo Estrondo de

fonte antiga enquanto as rochas do Grupo Tocantins teriam uma fonte mais nova,

sugerindo que ao invés de uma bacia, duas bacias distintas com áreas fontes

distintas.

Para o Grupo Estrondo, devido aos zircões encontrados serem de fonte

antiga e pelas características das rochas, espera-se que a bacia seja de margem

passiva. Fato esse discorda da bacia tipo rift esperada na bibliografia, composta

por xistos mais ricos em quartzo e plagioclásio e xistos de composição pelítica

normal.

Já para o Grupo Tocantins, segundo Osborne, 2001, idades similares

foram encontradas e foi sugerido uma bacia de back arc. Essa ideia é adotada

para esse trabalho, uma vez que as evidências apontam para um fonte juvenil,

que estaria associada às rochas geradas no arco. Ademais, são encontrados

lascas de fundo oceânico, que comumente podem ser geradas em bacias de

back arc.


125

Ademais, as evidências expostas (Capítulo 4, Geologia Local) mostram

que a SVRC apresenta metamorfismo em fáceis Xisto Verde Alto a Anfibolito

Baixo. A ausência de minerais índices descritos na bibliografia, característicos

do Grupo Estrondo, como Estaurolita e Aluminossilicatos, chama a atenção pois

diferencia a SVRC da Formação Xambioá ou Formação Morro do Campo(Hasui

et al., 1984), mesmo que condições similares de metamorfismo possam ter sido

atingidas. Contudo, as rochas encontradas também não se encaixam com as

rochas do Grupo Tocantins descritas na bibliografia. Isso permitiu que as rochas

fossem agrupadas em uma nova formação chamada de Sequência

Vulcanossedimentar Rio do Coco. Essa mudança implica na principal mudança

estratigráfica encontrada, eliminando o Greenstone Belt Arqueano e

posicionando-o como uma sequência vulcanossedimentar Neoproterozóica.

Figura 8.2: Zircões detríticos para Grupo Tocantins (Cima) e Grupo Estrondo (Baixo). Observa-se um pico de idades jovens em torno de 600 Ma para o Grupo Tocantins, ausente nas idade encontradas no Grupo Estrondo. A diferença evidencia uma diferença na proveniência de sedimentos para os dois Grupos, sugerindo a existência de duas Bacias distintas: jovem (Back Arck) para o Grupo Tocantins; antiga (Margem passiva) para Grupo Estrondo. (Dantas et al., inédito).


126

Devido ao fato das rochas da SVRC possuírem proveniência sedimentar

similar ao Grupo Tocantins, sugere-se que façam parte de uma mesma bacia.

Contudo, ainda é necessário uma série de estudos afim de confirmar tal

afirmação. Considerando a importância dessa mudança e que a SVRC está

presente na subárea V, uma discussão mais detalhada sobre essa Sequência

foi feita.

8.4. Sequência Vulcanossedimentar Rio do Coco

A grande questão à cerca dessa unidade aborda o fato dela estar ou não

associada a um Greenstone Belt. Segundo Barreira & Dardenne 1981, as rochas

descritas nessa unidade estariam associadas a uma sequência do tipo

Greenstone Belt Arqueno, de 2.6 Ga. Essa ideia foi aceita até recentemente,

quando começou a ser questionado (Frasca et al, 2014) como sendo na verdade

uma lasca ofiolítica.

De acordo com as evidências encontradas em campo e na descrição

petrográfica, ficou claro que essa sequência de rochas máficas-ultramáficas não

é representativa de uma sequência do tipo Greenstone Belt, se aproximando

mais de rochas de fundo oceânico similar às lascas ofioliticas encontradas

regionalmente.

As principais evidências encontradas nessa discussão estão na Tabela

8.2, dispostas de forma comparativa. As litologias encontradas associadas à

SVRC são representadas por Talco Clorita Xistos, Talco Xistos, Cherts

Manganesíferos, Clorititos, Clorita Actinolititos, Granada Biotita Xistos, Granada

plagioclásio Biotita Xisto, Epidoto Quartzo Xisto e Biotita Xistos enriquecidos em

Ferro. Xistos Grafitosos foram encontrados associados ao Complexo Rio dos

Mangues na área em estudo, porém foi descrito em outras áreas associado à

SVRC.


127

Tabela 8.2: Tabela 7. 2 Comparação entre as principais evidências para Greenstone Belt descritas por Barreira & Dardenne, 1981, e novos dados e interpretação obtidos nesse mapeamento. Em vermelho estão os pontos mais contraditórios e principais argumentos contra um Greenstone Belt.

Barreira & Dardenne, 1981 TF Paraíso 2015

Associação sedimentar: Cherts, Xistos Grafitosos, Grauvacas

Associação sedimentar similar, contendo Cherts, Xistos Grafitosos e

Grauvacas associado aos Biotita Xistos.

Sedimentação com brusca mudança de fáceis

A mudança brusca de fácies pode ocorrer devido ao contato tectônico

entre as MUM e os Bt Xistos

Derrames máficos e ultramáficos de natureza Komatiitica

De fato estão presentes rochas máficas e ultramáficas, porém não foi

encontrada evidencia direta para magmatismo komatiitico

Ciclicidade de sedimentos e vulcanismo

ciclicidade de sedimentos e vulcanismo foi verificado

Preservação em calhas sinclinais São preservados em lentes em discordância tectônica, não em

calhas sinclinais

Intrusão de Granito Potássico no final do Arqueano

A intrusão do Granito potássico (Sieno Granito Serrote) ocorre no

final do Paleoproterozóico (1.8 Ga., Arcanjo et al., 2013) e não foi observado intrusivo à SVRC.

Metamorfismo de grau fraco (Xisto Verde)

Metámorfismo em fácie Xisto Verde alto a anfibolito

O magmatismo máfico e ultramáfico é encontrada, porém com alteração

hidrotermal pervasiva, obliterando as estruturas ígneas primárias e gerando

paragêneses ricas em minerais hidratados como Talco e Clorita. As duas

possíveis fontes da alteração hidrotermal seriam alteração de fundo oceânico

associado com centros exalativos e/ou ligado a percolação de fluidos em

corredores de falha. A principal evidencia textural para magmatismo komatiitico,

descrita na bibliografia, é representado pela textura spinifex, mas que na verdade


128

consiste do crescimento metamórfico adiablástico de Tremolitas. Também cabe

ressaltar a presença de Anfibolitos Paraderivados ligados ao Complexo Rio dos

Mangues, que podem ter sido descritos como Anfibolitos Ortoderivados.

A questão da ciclicidade, observada por Barreira & Dardenne,1981

também foi observada. Porém a intercalação entre ígneas e os xistos pelíticos

na verdade não ocorre de forma sedimentar, mas sim de forma tectônica. Apenas

o Chert foi encontrado em meio às MUM, porém não foi observado relação de

contato.

A preservação em calhas, segundo o modelo domos e quilhas, não foi

observada. As rochas da SVRC estão de fato dobradas, porém não se

encontram em calhas estruturais. As rochas MUM aparecem intercaladas com

os xistos na forma de contatos tectônicos. Os migmatitos descritos não foram

encontrados, e as ortoderivadas estão associadas ao Complexo Rio dos

Mangues de idade Paleoproterozóica (2.06 Ga).

A intrusão do granito potássico, associado ao Granito Serrote, ocorre na

verdade ao final do Paleoproterozóico datado 1.8 Ga (Arcanjo et al., 2013). Além

do mais, não é observado intrusivo às rochas da SVRC, mas sim às rochas do

Complexo Rio dos Mangues. Devido ao fato do Complexo Rio dos Mangues

apresentar faixas de Anfibolitos, interpretados como paraderivados, sugere-se

que parte das rochas vulcânicas básicas descritas como Anfibolitos por Barreira

& Dardenne,1981 na verdade sejam Anfibolitos Paraderivados, encontrados em

contato com Granito Serrote.

Tendo em vista os contra argumentos e justificados os principais pontos

expostos na bibliografia, foram também encontrados zircões neoproterozóicos

dentro da SVRC de idades 752 Ma, 804 Ma e 878 Ma (U-Pb) (Barros, 2010),

demonstrando uma idade mais neoproterozóica, discordante da arqueana

encontrada. Com argumentos expostos, evidencia-se que a SVRC não

representa um Greenstone Belt Arqueano. De acordo com o que foi encontrado,

essa unidade se enquadra dentro de uma sequência metavulcanossedimentar

com possível influência de centros exalativos e hidrotermalismo de fundo

oceânico/corredores de falha.

Contudo, era de se esperar que as rochas MUM encontradas estivesse

ligadas a uma sequência ofiolítica. Devido à ausência de fácies fundamentas pra

uma sequência ofiolítica, como pillow basaltos (descritos por Barreira &


129

Dardenne) e diques verticais. As rochas intrusivas que também deveriam compor

a sequência ofiolítica, como Gabros e Ultramáficas podem estar presentes,

porém a identificação precisa se torna complexa tanto devido pouca exposição

das rochas como à deformação imposta, que pode obliterar as feições ígneas

primárias.

Por fim, a SVRC de fato não representa um Greenstone Arqueano e pode

ou não fazer parte de uma sequência ofiolítica Neoproterozóica, sendo

necessários ainda mais estudos. Pode-se apenas concluir que a SVRC

representa uma sequência de fundo oceânico com sedimentos peliticos e

químicos enriquecidos em ferro com lascas máficas - ultramáficas de assoalho

oceânico.


130

9. Bibliografia

Abreu F.A.M. 1978. Estratigrafia e evolução estrutural do segmento

setentrional da Faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia. Dissertação de Mestrado.

Centro de Geociências, Universidade Federal do Pará, Belém, 90 p.

Almeida F. F. M. 1967. Origem e evolução da plataforma brasileira.

DNPM/DGM. Rio de Janeiro, Bol. 241, 36 p.

AlmeidaF.F.M. 1974. Antefossa do alto Paraguai. In: SBG, Cong. Bras. Geol.,

28, Porto alegre. Anais, V. 4: 3-6

Almeida F.F. M., Hasui Y., Neves B.B.B., Fuck, R.A. 1981.Brazilian Structural

Provinces: An Introduction. In: Earth-Science Reviews, 17: 1-29

Alvarenga C.J.S., Moura C.A.V., Gorayeb P.S.S., Abreu F.A.M. 2000. Paraguay

and Araguaia Belts. In: Cordani et al. Tectonic Evolution of South America. Rio de

Janeiro, SBG. p. 183-194.

Arcanjo S.H.S. 2002. Evolução Geológica das seqüências do Embasamento

na porção sul do Cinturão Araguaia–Região de Paraíso do Tocantins. Tese de

Doutorado. Instituto de Geociências, Universidade Federal do Pará, Belém, 181 p.

Arcanjo S.H.S. & Moura, C.A.V. 2000. Geocronologia Pb-Pb em zircão

(método de evaporação) das rochas do embasmento do setor meridional do

Cinturão Araguaia – Região de Paraíso do Tocantins (TO). In: Revista Brasileira de

Geociências, 30(4): 665-670

Arcanjo S.H.S, Abreu, F.A.M., Moura, C.A.V. 2013. Evolução geológica das

sequências do embasamento do Cinturão Araguaia na região de Paraíso do

Tocantins (TO), Brasil. In: Braz. J. Geol., São Paulo, 43(3): 501-514

Barradas J.A.S., Lafon J.M., Kotschoubey B. 1992. Geocronologia Pb-Pb e Rb-

Sr da região de Monte do Carmo Porto Nacional, TO. Novos resultados. In: Congr.

Bras. Geol., 37, São Paulo. Bol. Res. Exp., v. 2, p. 241-264.


131

Barreira C.F. 1980. Geologia, prospecção geoquímica e geofísica da área de

Rio do Coco, Paraíso do Norte-GO. Dissertação de Mestrado. Universidade de

Brasília, Brasília, 143 p.

Bucher, Kurt & Grapes, Rodney. Petrogenesis of Metamorfic Rocks.

Heidelberg; Springer, 2011.

Cordani U.G., Pimentel M.M., Araújo C.E.G., Basei M.A.S., Fuck R.A., Girardi

V.A.V. 2013. Was There an Ediacaran Clymene Ocean in Central South America?

In: America Journal of Science, Vol. 313

Costa J.B.S. 1980. Evolução Geológica da Região de Colméia. Dissertação

de Mestrado. Universidade Federal do Pará, Belém, 78p.

Costa J.B.S. 1985. Aspectos lito-estruturais e evolução crustal da região

centro norte de Goiás. Universidade Federal do Pará. Centro de Geociências. Belém,

Tese de Doutorado, 209p.

Costa J.B.S., Gorayeb, P.S.S., Bermeguy R.L., Gama Jr. T., Kotschoubey B.,

Lemos R.L. 1983. Projeto Paraíso do Norte. Belém, UFPA, Conv. CVRD. 125 p.

Costa J.B.S., Lemos, R.L., Martins J.P.M., Beltrão J.F., Góes A.M., Hasui Y.

1984. Geologia da região de Porto Nacional, GO. In: Revista Brasileira de

Geociências, 14:3-11.

Góes A.M.O., Travassos W.A., Nunes K.C. 1992. Projeto Parnaíba:

Reavaliação da bacia e perspectivas exploratórias. Belém, Petrobras. 34 p.

Gorayeb P.S.S. 1996. Petrologia e evolução estrutural das rochas de alto

grau de Porto nacional - TO. Tese de Doutorado, Centro de Geociências, Universidade

Federal do Pará, Belém, 258 p.

Gorayeb P.S.S. & Moura C.A.V. 2008. Investigation of magmatic events in the

Tocantins Province - Northern Brazil using Sm-Nd TDM ages and Pb-evaporation

zircon ages of granitic rocks. In: South American Symposium on Isotope Geology, 6,

San Carlos de Bariloche, Book of Abstracts, p.161.


132

Gorayeb P.S.S., Moura C.A.V., Arcanjo S.H.S. 2000a.Granitogenesisevents in

the Porto Nacional-Palmas-Paraiso do Tocantins region, Tocantins Province,

Brazil. In: SBG, InternationalGeologicalCongress, 31, Anais, 1

GorayebP.S.S, Moura C.A.V., Barros G.R. 2000. Pb-Pb zircon ages of the

portonacional high-grade metamorphic terrain, northern portion of the Goiás

massif, central Brazil. In: Revista Brasileira de Geociências, 30 (1): 190-194

Hasui Y. 2012. Sistema Orogênico Tocantins. In: Geologia do Brasil, 14a: 289-

325

Hasui Y. & Costa, J.B.S. 1990. O Cinturão Araguaia: um enfoque estrutural-

estratigráfico. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 36, Natal. Anais: v. 6: 2535-2549

Hasui Y., Hennies, W. T., Iwanuch, W. 1975. Idades potássio-argônio da

região centro-norte do Brasil. In: Boletim Ig, São Paulo, v. 6: 77-83

Hasui Y., Abreu F. A. M., Silva J. M. R. 1977. Estratigrafia da Faixa de

Dobramentos Paraguai-Araguaia na região centro-norte do Brasil. Bol. IG-USP, 8:

107-118.

Hasui Y.,Tassinari C.C.G., Siga Jr. O., Teixeira W., Almeida F.F.M., Kawashita,

K. 1980. Datações Rb-Sr e K-Ar do centro norte do Brasil e seu significado

geológico-geotectônico. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 31, Anais, 5, p. 2659-2667.

Hasui Y., Costa J.B.S., Gorayeb P.S.S., Lemos R.L., Gama Jr., T., Bemerguy

E.L. 1984b.Geologia do Pré-Cambriano da região de Paraíso do Norte de Goiás -

GO. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 33, Anais: 2.220- 2.230.

Iwanuchi W. 1991. Geologia dos complexos alcalinos proterozóicos do

centro do Estado do Tocantins. Tese de Doutorado. Instituto de Geociências,

Universidade de São Paulo, São Paulo, 202 p.

Lamarão C. N., Kotschoubey B. 1994. Mineralização de berilo e turmalina do

corpo pegmatítico do Catingueiro, Suíte Santa Luzia, Região de Paraíso do

Tocantins (TO). In: IV Simpósio de Geologia da Amazônia, Belém. Boletim de Resumos

Expandidos. Belém: Sociedade Brasileira de Geologia, v. 1: 88-90.


133

Lu and Tsai : Hydrotermal Phase Transformation of Hematite to Magnetite.

Nanoscale Research Letters 2014 9:230.

Moura C.A.V. &Gaudette H.E. 1993. Zircon Ages of the Basement

Orthogneisses of the Araguaia Belt, North - Central Brazil. In: Cong. Bras. Geoq.,

4., Bol. Res. Exp: 232-234.

Moura C.A.V. &Gaudette H.E. 1994.Geochemistry of the basement

orthogneisses of the Araguaia Belt, Tocantins-Brazil.In: SBG, Cong. Bras. Geol., 38,

Anais, 2: 240-241.

Osborne G. C. 2001.Geotectonics and Mineralization in the Ophilite

Assemblages of the Araguaia Marginal Basin, Pará and Tocantins States, Central

Brazil.In: SBG/NO, Simpósio de Geologia da Amazônia, 7, Belém, Anais.

Paixão, M.A.P. Complexo ofiolítico Quatipuru, Pará, Brasil. 2009. Tese de

Doutorado. Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, 118 p.

Pinheiro B. L.S.; Moura C.A.V, Gorayeb P.S.S. 2011. Proveniência das rochas

metassedimentares do Cinturão Araguaia com base em datações Pb-Pb em zircão

e idades-modelo Sm-Nd. In: Rev. bras. geociênc., São Paulo, v. 41, n. 2:204-318

Rodrigues A.S. 2001. Revisão dos icnofósseis descritos por Wilhelm Kegel

para as formações Cabeças e Longá (Devoniano Médio e Superior da Bacia do

Parnaíba). In: Jornada de Iniciação Científica, 23, Resumos, Rio de Janeiro, UFRJ, p.

124

Schobbenhaus Filho, C. Campos, D.A., Derze, G.R., Asmus H.E. (coords.),

1975. Texto Explicativo. Folha Goiás SD.22. In: Schobbenhaus Filho, C. (coord.) Carta

Geológica do Brasil Milionésimo. Brasília, DNPM.

Silva G.G.; Lima M.I.C.; Andrade A.R.F.; Issler R.S.; Guimarães, G. 1974.

Geologia. Folha SB.22 - Araguaia e parte da SC.22.-Tocantins. DNPM/Radam. v.4:

1-72. (Relatório técnico).


134

Soares J.P., Berrocal J.,Fuck R.A., Mooney W., Ventura D.B.R. 2006. Seismic

characteristics of central Brazil crust and upper mantle: a deep seismic refraction

study. In: Journal of Geophysical Research, 111: B12302

Souza A.C.C. 1984. Geologia e Petrologia do extremo norte da Serra do

Estrondo (GO). Tese de Doutorado, Universidade Federal do Pará, 188p.

Sousa D.J.L. de & Moura, C.A.V. 1996. Estudo Geocronológico do Granito

Serrote, Paraíso do Tocantins. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geoquímica, 5,

Niterói, Anais, CD-ROM

Tohver E., Cawood P.A., Rosello E.A., Jourdan F. 2012. Closure of the

Clymene Ocean and formation of West Gondwana in the Cambrian: Evidence from

the Sierras Australes of the southernmost Rio de la Plata craton, Argentina. In:

Gondwana Research, 21: 394-405

Vaz, P.T.; Rezende, N.G.A.M.; Wanderley Filho, J.R., Travessos, W.A.S. 2007.

Bacia do Parnaíba. In: Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro: 253- 263.

Viana R.R. &Battilani G.A. 2014.SHRIMP U-Pb and U-Pb Laser Ablation

Geochronological on Zircons from Monte Santo Alkaline Intrusive Suite, Westhern

Araguaia Belt, Tocantins State, Brazil. In: Journal of Geoscience and Environment

Protection, 2:170-180


135

10. Anexos

. Mapa Geológico Final Projeto Paraíso

. Mapa Estrutural Projeto Paraíso

. Mapa Geológico Final Área XI

Documents

Mapeamento Geológico Final - Área XI