PETROGRAFIA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS DA · PDF filepetrografia das rochas metamÓrficas da regiÃo de sÃo valÉrio da natividade (to) e litoquÍmica e geocronologia dos gnaisses

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Gilliard Medeiros Borges

PETROGRAFIA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS DA REGIÃO

DE SÃO VALÉRIO DA NATIVIDADE (TO) E LITOQUÍMICA E

GEOCRONOLOGIA DOS GNAISSES

Orientador

Profº. Dr. Ronaldo Pierosan

Co-orientadora

Profª. Dra. Rúbia Ribeiro Viana

CUIABÁ

2016

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO

Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS

Diretor

Prof. Dr. Paulo César Correa da Costa

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Coordenador

Prof. Dr. Ronaldo Pierosan

Vice-Coordenador

Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

N° 80




Gilliard Medeiros Borges

Orientador

Profº. Dr Ronaldo Pierosan

Co-orientadora

Profª. Dra Rúbia Ribeiro Viana

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-

Graduação em Geociências do Faculdade de

Geociências da Universidade Federal de Mato

Grosso como requisito parcial para a obtenção

do Título de Mestre em Geociências.

CUIABÁ

2016




BANCA EXAMINADORA

_______________________________________

Profº. Dr. Ronaldo Pierosan

Orientador (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. João Batista de Matos

Examinador Interno (UFMT)

_______________________________________

Profª. Drª. Maria Emilia Schutesky Della Giustina

Examinador Externo (UnB)

Dedicatória

Aos meus irmãos.

i

Agradecimentos

Agradeço aos amigos que sustentaram seu apoio na crença do potencial

demostrado nesses anos de empenho e trabalho.

A minha família que mesmo distante apoia o intento deste manifesto pretexto em

incumbir a escavação do passado além das linhas compostas pelos homens.

O apoio do corpo docente do Programa de Pós-Graduação em Geociências pelo

apoio e fomento do conhecimento necessário pelo qual este trabalho seria

imensuravelmente mais árduo. Em especial ao orientador Ronaldo Pierosan, ao qual

nunca retrocedeu, seja quão forte fosse o desafio, e a co-orientadora, Rúbia Ribeiro

Viana, pela confiança em meu trabalho e potencial.

Ao corpo discente Programa de Pós-Graduação em Geociências, pela

amabilidade, companheirismo, espirito de corpo e solidariedade, que proporciona

ambiente propicio a evolução e desenvolvimento científico. Em especial a Raiza Batalha,

Newton Diego Couto e Ana Carolina Gueller Marques que auxiliaram em discussões de

grande valia para aplicação de técnicas realizadas nesse trabalho e enriquecimento do

conhecimento aplicado.

Ao CNPq, a FAPEMAT (Proc. Nº 843461/2009) e ao Programa de Pós-graduação

em Geociências da UFMT pelo suporte financeiro no desenvolvimento da pesquisa e a

CAPES e pela concessão de bolsa de mestrado.

ii

Sumário

Agradecimentos .................................................................................................................. i

Resumo ............................................................................................................................. vii

Abstract ...........................................................................................................................viii

CAPÍTULO 1 ...................................................................................................................... 9

INTRODUÇÃO ................................................................................................................. 9

1.1 Apresentação do tema ............................................................................................................ 9

1.2 Problemática e Relevância ...................................................................................................... 9

1.3 Objetivos ................................................................................................................................ 10

1.4 Localização e vias de acesso .................................................................................................. 10

1.5 Materiais e Métodos ............................................................................................................. 11

1.4.1 Etapa Preliminar ............................................................................................. 11

1.4.1.1 Revisão Bibliográfica ................................................................................ 12

1.4.1.2 Interpretação Fotogeológica ..................................................................... 12

1.4.2. Etapa de Aquisição de Dados ........................................................................ 12

1.4.2.1 Trabalhos de Campo ................................................................................. 12

1.4.2.2 Trabalhos de Laboratório ......................................................................... 13

Análises Petrográficas ....................................................................................... 13

Análises Geoquímicas ....................................................................................... 14

Análises Geocronológicas ................................................................................. 14

1.4.3. Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados ...................................... 15

1.6 Contexto Geológico Regional ................................................................................................ 15

1.5.1 Faixa Brasília ................................................................................................... 16

1.5.1.1 Maciço Goiás ....................................................................................... 17

1.5.1.2 Bloco Crustal Cavalcante-Natividade ................................................. 19

1.5.1.3 Grupo Araí ........................................................................................... 19

CAPÍTULO 2 .................................................................................................................... 21

ARTIGO SUBMETIDO A SERIE CIÊNTIFICA DA USP ........................................ 21

RESUMO ........................................................................... Erro! Indicador não definido.

ABSTRACT ...................................................................... Erro! Indicador não definido.

1 - INTRODUÇÃO .......................................................................................................... 22

2 - MÉTODOS ................................................................................................................. 23

3 - GEOLOGIA REGIONAL ......................................................................................... 23

3. 1 Geologia Estrutural e Evolução Tectônica ............................................................................. 26

iii

4 - GEOLOGIA LOCAL ................................................................................................ 27

4.1 - Bloco Crustal Cavalcante-Natividade .................................................................................... 28

4.1.1. Biotita migmatito metatexítico ......................................................................... 28

4.1.2. - Biotita gnaisse ................................................................................................ 29

4.1.3 – Quartzitos – Grupo Araí ...................................................................................................... 30

4.2 - Maciço de Goiás .................................................................................................................... 31

4.2.1 - Muscovita-biotita gnaisses .............................................................................. 31

4.2.3 - Muscovita gnaisses ......................................................................................... 33

4.2.2 – Xenólitos pelíticos .......................................................................................... 34

5 - LITOQUIMICA ......................................................................................................... 37

6 - GEOCRONOLOGIA ................................................................................................. 42

7 - DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ............................................................................. 44

Agradecimentos ................................................................. Erro! Indicador não definido.

BIBLIOGRAFIA .............................................................. Erro! Indicador não definido.

CAPÍTULO 3 .................................................................................................................... 51

CONSIDERAÇÕES FINAIS .......................................................................................... 51

Referências Bibliográficas .............................................................................................. 52

iv

Lista de Figuras

CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO

Figura 1: Mapa de Localização e vias de acesso do município de São Valério da

Natividade - TO, imagens de OpenStreetMap. ................................................................. 11

Figura 2: Mapa de Localização de Afloramentos da área estudada (imagens BingMaps)

........................................................................................................................................... 13

Figura 3: Mapa da Província Tocantins, suas faixas orogênicas (modificado de Delgado

et al. 2003) e divisão da Faixa Brasília (modificado de Delgado et al. 2003 e Fuck et al.

2014) .................................................................................................................................. 16

Figura 4: Faixa Brasília norte e domínios do Bloco Crustal Cavalcante Natividade e

Maciço de Goiás, (modificado de Fuck et al. 2014 e Cordeiro et al. 2015). .................. 188

CAPÍTULO 2- ARTIGO SUBMETIDO A SERIE CIENTIFICA DA USP

Figura 1: a) Contexto geológico regional da Faixa Brasília setentrional segundo, Fuck et

al. (2014), b) Domínios geológicos da porção sudeste do estado de Tocantins, a direita,

(adaptado de Fuck et al., 2014; Drago et al., 1981) ....................................................... 25

Figura 2: Mapa geológico da região de São Valério da Natividade (lineamentos extraídos

de Frasca et al. 2010, Abdallah et al. 2013) .................................................................... 27

Figura 3: Aspecto de campo do Bloco Crustal Cavalcante-Natividade: a) biotita

migmatito com dobras com eixo sub-horizontal, com dique pegmatítico discordante (seta

preta); d) dique pegmatítico em biotita gnaisse discordantes do bandamento estromático

(seta preta). c) Biotita migmatito, rb - ribbons de quartzo, bm - bandamento máfico

marcado por biotita e epidoto, Plg - porfiroclastos de plagioclásio; d) plagioclásio em

BM, inclusões de quartzo, epidoto (seta branca) e biotita (seta clara), mx – matriz....... 28

Figura 4: a) bandamento gnáissico; b) Porfiroclasto de plagioclásio com bordas de

crescimento (seta branca) em BG, a esquerda matriz (mx) recristalizada por SGR e GMB;

c) Mirmequita (seta branca) em BG, e no canto inferior esquerdo migração de borda

(setas pretas); d) feldspato alcalino em substituição para muscovita, alteração

sericítica........................................................................................................................... 30

Figura 5: a) estratificação plano paralela; b) fotomicrografia dos quartzitos, laminas de

muscovita (seta cinza) ..................................................................................................... 31

Figura 6: Aspecto de campo do Maciço de Goiás: a) migmatito estomático com selvedge

de biotita (seta branca) e leucossoma de migração em dique pegmatítico (seta preta); b)

selvedge de biotita (seta branca) e leucossoma com porfiroclastos rotacionados (seta

preta); c) orientação de biotita marcando a foliação S4 (setas pretas), feldspato alcalino

com inclusões de quartzo globular (setas brancas); d) ao centro: mimerquita vermicular, a

esquerda, migração de borda (setas pretas), cristalização de melt em junção tríplice (seta

cinza); e) fratura em shear band (seta branca) em plagioclásio com maclas deformadas; f)

muscovita gnaisses com textura granolepidoblásticas..................................................... 32

Figura 7: a) estaurolita-granada-muscovita xistos com porfiroblasto de granada em

matriz micácea marcando a xistosidade b) porfiroblastos de granada e estaurolita com

trilas de inclusão em granada; c) detalhe de estaurolita com foliação relíquiar dobrada; d)

cianita-granada-biotita xistos matriz micácea com porfiroclasto de granada e) inclusão de

v

estaurolita (St), em granada; f) Textura coronitíca em estaurolita; g) Cianita em truncated

fish com matriz lepidoblástica; h) Fibrollita em muscovita-biotita-silimanita

gnaisses............................................................................................................................ 35

Figura 8: Diagramas classificatórios. A) diagrama AFM de Irvine e Baragar (1971); B)

Diagrama SiO2 vs K2O de Peccerillo e Taylor (1976) C) Barker e Arth (1976)

modificado por Moyen (2011), CA - trens cálcio-alcalino, Tj - trend trondjemitico; D)

classificação por mineral normativo de O’ Connor (1965); E) índice de alumina saturação

com campo dos granitos tipo S (Frost et al., 2001) ......................................................... 39

Figura 9: Diagramas binários de elementos maiores, menores e traços......................... 40

Figura 10: gráficos de elementos menores a) classificação quanto a fonte por Pearce et

al. (1984) demostra a afinidade para rochas de arco vulcânico; b) Moyer (2011) diagrama

Sr/Y e La/Yb para diferentes magmas TTG, alta pressão (HP), média pressão (MP), baixa

pressão (LP) e granitos potássicos; c) Amostra vs. Manto Primitivo segundo Sun e

McDonough (1989), para elementos incompatíveis. Campo cinza corresponde a

composição média a 1σ para TTG paleoproterozóico segundo Condie (2005); d)

elementos terras raras normalizados por condrito (Boynton, 1984), campo em cinza

pertence a composições de TTG s.s. e campo preto a outros gnaisses cinzas, segundo

Moyen e Martin (2012) ................................................................................................... 41

Figura 11: Figura 11: Imagem de catodoluminescência dos zircões: em azul, zircões

usados para o diagrama concórdia; em vermelho, zircões analisados com confiança >

95%; em amarelo idade concordante; em branco dado com confiança

<95%................................................................................................................................ 42

Figura 12: Diagrama concórdia para as idades U-Pb, acima idades Pb/Pb, abaixo relação

com idades Pb/Pb e razão Th/U, evidencia da origem ígnea das idades U/Pb................ 44

vi

Lista de Tabelas

CAPÍTULO 2 – ARTIGO SUBMETIDO A SERIE CIENTIFICA DA USP

Tabela 1: Dados litoquímicos dos gnaisses da região de São Valério da Natividade

(elementos maiores e menores expressos em % peso e traços em ppm)......................... 38

Tabela 2: Dados de isótopos de U-Pb de zircões do biotita gnaisse (Bloco Crustal

Cavalcante-Natividade) da região de São Valério da Natividade.................................... 43

vii

Resumo

A geologia da região de São Valério da Natividade no estado de Tocantins está

relacionada ao Maciço de Goiás e ao Bloco Cavalcante Natividade, ambos relacionados

ao embasamento da Faixa Brasília. A área de estudo é constituída dominantemente por

rochas Paleoproterozóicas em complexos gnáissicos ortoderivados de composição

granodiorítica a tonalítica e migmatitos. Localmente, ocorrem xenólitos de xistos

metapelíticos, com porfiroblastos de granada e estaurolita, gnaisses paraderivados e

quartzitos. Os gnaisses ortoderivados apresentam um bandamento contínuo com

orientação NE e mergulhos subverticais, enquanto os migmatitos são representados por

metatexitos formados em regime compressional e sob influência de zonas de

cisalhamento. A xistosidade dos metapelitos é paralela à dos gnaisses e sua associação

mineralógica registra um pico metamórfico da fácies anfibolito com retrometamorfismo

da fácies xisto verde. Com base nas foliações internas dos porfiroblastos de estaurolita

dos metapelitos foi possível identificar duas fases de deformação dúctil, além de uma

terceira fase marcada pela xistosidade e pelo bandamento gnássico, essas unidades

apresentam uma quarta fase de deformação, de caráter rúptil. A composição química dos

gnaisses ortoderivados sugere protólito granodiorítico, com características de suítes TTG

cálcio-alcalinas, contribuição de fusão parcial de fontes tipo MORB, no bloco crustal

Cavalcante-Natividade, e retrabalhamento crustal nos gnaisses do Maciço de Goiás. Os

dados geocronológicos U-Pb de gnaisse ortoderivado em diagrama concórdia apresentam

um intercepto superior de 2229±13 Ma, interpretado como idade do protólito, e um

intercepto inferior de 614±85 Ma, interpretado como a idade do último evento

metamórfico. Idades de cristalização semelhantes foram obtidas para o Domínio Almas-

Conceição do Tocantins, também relacionadas a suítes TTG cálcio-alcalinas (Suíte

Almas-Dianópolis). A idade do metamorfismo é compatível com as idades estimadas

para o Ciclo Brasiliano-Pan Africano na Faixa Brasília.

Palavras-Chave: Faixa Brasília Norte; Gnaisses paleoproterozóicos; Fácies anfibolito

viii

Abstract

The geological context of the São Valério da Natividade region in the Tocantins state

consist of the Goiás Massif and the Cavalcante-Natividade Crustal Block, both related to

the Brasília Belt basement. The studied area is composed mainly by Paleoproterozoic

rocks such as orthogneisses of granodioritic and tonalitic composition and migmatites.

Xenoliths of metapelitic schists with garnet and staurolite porphyroblasts, psamitic

gneisses and quartzites occur locally. Orthogneisses show a continuous banding with NE

direction and subvertical deeps and the migmatites consist of metatexites formed under

compressional regime and shear zones. The metapelite schistosity is concordant to the

gneisses and its mineralogical association record a metamorphic peak of the upper

amphibolite facies with a green schist facies retrometamorphism. Based on the internal

foliation of the staurolite, two ductile deformational phases were identified and the third

phase is marked by the schistosity and the gneissic banding. A fourth deformational

phase, of brittle character, can also be observed The chemical composition of the

orthogneisses suggests a granodioritic protholith with affinity with TTG calc-alkaline

suites, crustal reworking and contribution of MORB sources, the crustal block

Cavalcante-Natividade, and crustal reworking in the Goiás Massif gneisses.

Geochronological data (U-Pb LA-ICP-MS) of the orthogneiss show, in the concordia

diagram, an upper intercept of 2229±13 Ma, interpreted as the protholith age of

crystallization, and a lower intercept of 614±85, interpreted as the metamorphism

younger age. Similar crystallization ages were obtained in the Almas-Conceição Domain,

also related to calc-alkaline TTG suites (Almas-Dianópolis Suite). The metamorphism

age is consistent with the Brazilian-Pan African Cycle in the Brasília Belt.

Keywords: North Brasília Belt, Paleoproterozoic gneisses, amphibolite facies.

9

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 Apresentação do tema

A presente dissertação consiste no estudo petrográfico, litoquímico e geocronológico do

embasamento da Faixa Brasília na região de São Valério da Natividade, município localizado

no sudeste do Estado de Tocantins. A geologia é composta pelo embasamento da Faixa

Brasília, formado por gnaisses e migmatitos com xenólitos pelíticos, recobertos por rochas

psamíticas da Bacia do Araí.

Segundo Drago et al. (1989) o embasamento é composto por granodioritos gnáissicos a

migmáticos, e pertencentes a suítes TTG calci-alcalinas paleporteozoicas ricas em biotita

(Delgado et al., 2003), associados a Faixa Brasília. A Faixa Brasília compõe a porção oeste da

Província Tocantins, cujo a origem é relacionada ao ciclo Neoproterozóico Brasiliano-Pan-

Africano (850-500 Ma). A área de trabalho pertence a porção Norte da Faixa Brasília (Fuck et

al., 2014), e está localizada na região limite entre dois grandes Domínio: o Domínio

Cavalcante-Arrais a leste, pertencente ao Bloco Crustal Cavalcante-Natividade; e Domínio

Campinorte, a oeste, pertencente ao Maciço de Goiás (Fuck et al., 2014, Cordeiro et al., 2014,

Praxedes, 2015). O domínio Cavalcante-Arrais é sobreposto, em sua maior parte, por

sedimentos psamíticos pertencentes a uma bacia tipo rift paleoproterozoica, denominados de

Grupo Araí (Frasca et al. 2010).

Os resultados desta dissertação são apresentados na forma de artigo científico, e está

estruturada conforme as normas do Programa de Pós-Graduação em Geociências da

Universidade Federal de Mato Grosso, composta por quatro capítulos, onde o primeiro traz

uma abordagem sobre a problemática e relevância do tema, objetivos, localização da área de

estudo, materiais e métodos e, finalmente, o contexto geológico regional. No capítulo 2,

consta o artigo submetido ao Serie Cientifica da USP, intitulado “PETROGRAFIA DAS

ROCHAS METAMÓRFICAS DA REGIÃO DE SÃO VALÉRIO DA NATIVIDADE (TO) E

LITOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GNAISSES”. As considerações finais

encontram-se no capítulo 3 e as referências bibliográficas no capítulo 4.

1.2 Problemática e Relevância

10

A região sudeste do Estado de Tocantins é palco de discussões a respeito da evolução e

seu envolvimento na formação da Faixa Brasília e sua respectiva relação com o Cráton São

Francisco. A compreensão das fases de metamorfismo e seus respetivos graus de evolução em

um terreno polifásico e ainda mal compreendido, sendo o objetivo desse trabalho relacionar as

fases a respetivas faces metamórficas correspondentes a determinados domínios, e a relação

com prováveis eventos relacionáveis as estas unidades. Em consideração ao caráter limitado

da área desde trabalho, o mesmo, não tem como objetivo principal, sanar todas as dúvidas

com relação a terrenos complexos e extensões aos qual essas rochas pertencem, mas

contribuir para o enriquecimento do conhecimento local ao passo de atualizar e contribuir ao

conjunto de dados relacionados a estes domínios, sobre a evolução metamórfica, geoquímica

e geocronológica das unidades encontradas explorando técnicas petrográficas,

litogeoquímicas e geocronológicas.

1.3 Objetivos

O objetivo é detalhar as fases e faces metamórficas presentes nas unidades do

embasamento da Faixa Brasília Norte, composta por gnaisses e xenólitos pelíticos,

encontradas na região em foco, bem como as estruturas e texturas expressas pelos dados de

campo e petrografia, bem como dados litoquímicos e geocronológicos (U/Pb).

1.4 Localização e vias de acesso

A região estudada localiza-se na porção sudeste do Estado de Tocantins, no município de

São Valério da Natividade, a 1400 km da capital de Mato Grosso, Cuiabá. Contextualizada na

Folha SC 21 ocupando parte da porção norte da Província Tocantins.

O acesso à área, a partir da capital Cuiabá, se faz através da BR-070 até a BR-153 já no

estado de Goiás, tomando o sentido norte. Já no estado de Tocantins, próximo a cidade de

Alvorada toma-se, no sentido leste, a TO- 248 até o município de São Valério da Natividade

em Tocantins (fig. 1). A área é acessada, em porção norte pela TO-248, e de sul a norte pela

estrada para Paranã (TO-490), sem pavimentação, as demais porções são acessadas através de

estradas vicinais (fig. 2).

11

Figura 1: Mapa de Localização e vias de acesso do município de São Valério da Natividade - TO, imagens de

OpenStreetMap.

1.5 Materiais e Métodos

A pesquisa se desenvolve em etapas formuladas para a realização de coleta de dados e

processamento e interpretação, tais etapas são descritas nos subtítulos a seguir.

1.4.1 Etapa Preliminar

Esta etapa consiste em revisão bibliográfica aplicada a revisão de metodologia ao qual

destina-se a aplicação de métodos de analises, revisão bibliográfica da região e compilação

dos dados geológicos disponíveis sobre a área. Além da revisão bibliográfica, foram

12

utilizados imagens e dados georreferenciadas, para composição da base cartográfica de

localização e previa seleção de possíveis afloramentos, através de interpretação fotogeológica.

1.4.1.1 Revisão Bibliográfica

A revisão bibliográfica explorou toda a literatura acessível aos portais públicos, livros e no

portal de periódicos da CAPES, envolvendo a área em estudo, bem como as técnicas

aplicáveis as unidades previamente encontradas na literatura.

1.4.1.2 Interpretação Fotogeológica

Os sensores remotos de domínio público encontrados no portal do Serviço Geológico

Americano (USGS), em sensores LANDSAT - 8, SRTM (Suttle Radar Topography Mission),

imagem dos sensores CERB encontrado no portal no INPE (Instituto Acional de Pesquisas

Espaciais), processados através de softwares gestores de SIG (sistema de Informação

Geográfica), seja Qgis, Argis e Google Earth. Os produtos gerados através desses dados são

usados para elaborar mapas de vias de acessos e localização, bem como previa localização de

possíveis alvos e possível domínios litológicos através de zonas homologas definidas por

critérios de reconhecimentos de feições estruturais, texturas, geomorfológicas e padrões de

drenagens. Em etapas posteriores esses dados são integrados aos demais dados, seja com

dados da etapa de campo, onde são usados para confecção de mapa esquemático geológico,

para representar a distribuição e localização das unidades encontradas, ao qual são formuladas

através da integração dos demais dados, bibliografia, litoquimica, petrografia e geocronologia.

1.4.2. Etapa de Aquisição de Dados

A etapa de aquisição consistiu no processo de obtenção de dados determinados por

trabalhos de campo e de laboratório.

1.4.2.1 Trabalhos de Campo

Realizado no período de março de 2015 onde foram encontrados 11 afloramentos

representativos (fig. 2), ao qual a amostragem de campo culminou em 68 amostras de rocha.

Após seleção preliminar ainda em campo, esse material é destinado as etapas seguintes de

13

laboratório, como as etapas de litogeoquimica, geocronologia e petrografia. Além das

amostras, dados de descrição macroscópica e estruturais são envolvidas na determinação de

texturas e estruturas macroscópicas determinantes para a classificação dos litotipos, bem

como dos processos metamórficos envolvidos em sua evolução.

Figura 2: Mapa de Localização de Afloramentos da área estudada (imagens BingMaps)

1.4.2.2 Trabalhos de Laboratório

Consiste em revisão, em primeiro passo, em aprofundar e revisar a descrição macroscópica,

com o propósito de refinar a seleção previa de amostras, elaborada em campo, no intuito de

selecionar as amostras, seguindo critérios de representatividade, grau de preservação e qualidade,

com finalidade de suprir a demanda por amostras das etapas que envolvem análise laboratorial, no

qual são descritas nos itens a seguir.

Análises Petrográficas

Foram confeccionadas 62 lâminas delgadas, de 30 amostras, distribuídas em 42 gnaisses e

migmatitos, 12 xenólitos pelíticos e 10 quartzitos. A laminas foram confeccionadas no

Laboratório de Laminação da Faculdade de Geociências - UFMT, com exceção de 5 laminas

de xenólitos confeccionadas no Laboratório de Laminação no Departamento de Geologia na

Universidade Federal de Ouro Preto. A descrição microscópica foi realizada com auxílio de

14

microscópio binocular modelo BX41 marca Olympus, localizado no Laboratório de

Microscopia, na Faculdade de Geociências - UFMT. O estudo petrográfico focou na descrição

da assembleia mineralógica e feições texturais das amostras. As fotomicrografias foram

adquiridas utilizando-se um aparelho modelo Fugitsu General Limitad acopladas ao

microscópio.

Análises Geoquímicas

São selecionadas 11 amostras para a analises litoquímicas, britadas manualmente com

auxílio de marretas e posteriormente pulverizadas no Laboratório Multiusuário de Técnicas

Analíticas (LAMUTA) da Faculdade de Geociências - UFMT, com o uso de um moinho de

disco da Marca AMEF modelo AMP1-S com panela de carbeto de tungstênio, com ciclos de

100 segundos, utilizando o sistema pneumático e motor de alta rotação acoplado a um

compressor de ar da marca Schulz com pressão máxima de 8Pa.

Os resultados obtidos através das análises efetuadas pelo laboratório da Australian

Laboratory Services-ALS BRASIL CHEMEX, para quantificar os elementos maiores

expresso em mols de oxido por porcentagem em peso (SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, CaO,

Na2O, K2O, Cr2O3, MgO e P2O5, SrO e BaO), e menores são expressos em parte por milhão

(Ba, Rb, Sr, Zr, Y, Zr, Y, Hf, Nb, Ga, Ta, Th, Cr, Cs, U, V, W, Sn, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu,

Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb e Lu), cujos dados foram obtidos pelo método ICP-MS.

Análises Geocronológicas

Para análise geocronológica, pelo geocronometro U-Pb, foi selecionada uma amostra de

gnaisses no afloramento MG-04, previamente preparada no laboratório de preparação de

amostras do DRM-UFMT, com britagem manual com auxílio de marreta seguido de moagem

em moinho de disco, e peneiramento nas frações 63, 90 e 250 mesh. As frações passam por

remoção dos minerais magnéticos com a utilização de ímã.

As frações são enviadas ao Laboratório de Estudos Geocronológicos, Geodinâmicos e

Ambientais do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília-UnB. A amostra passa

por processo de batiamento manual, ao obter o concentrado de minerais pesados, segue para o

separador magnético Frantz. A concentrado em seguida segue para lupa onde foram

selecionados 100 (cem) grãos de zircão com o auxílio de lupa binocular, sendo que 50 deles

foram concentrados para confecção dos mount, seguido de polimentos, utilizando pasta de

15

diamante de 3 a 1 μm de diâmetro, após o polimento o mount limpos com ultrassom em

HNO3 a 3% e água purificada.

A análise foi realizada pelo método MC-ICP-MS Lasers Ablation (Multi-collector

inductively coupled plasma mass spectrometry) em um aparelho modelo Thermo Finnigan

Neptune acoplado a um sistema laser New Wave de 213 μm Nd-YAG, para obtenção de

isótopos de U-Pb, segundo os preceitos formulados por Buhn et al. (2009). Os

posicionamentos do feixe do laser durante a fase de ablação, é auxiliado por imagens de

catodoluminescência (CL), obtidas por microscópico eletrônico de varredura.

1.4.3. Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados

Esta etapa consiste no tratamento dos dados coletados nas etapas anteriores, desde a etapa

preliminar a etapas de laboratório, onde é elaborado a selecionados os dados qualitativos e

representativos e seu refinamento, obedecendo a parâmetros e metodologias encontrados na

revisão bibliográficas, com o auxílio de softwares, como Argis e Qgis para dados vetoriais

georeferenciados, Excel com extensão Isoplot, para dados geocronológicos, GCDKit 4.0 e

Excel para os dados geoquímicos, e Infinit Capture e Adobe Illustrator para fotomicrografias.

Os dados foram integrados e sumarizados em artigo cientifico e nesta dissertação com auxílio

de Microsoft Word.

1.6 Contexto Geológico Regional

A geologia da região de São Valério da Natividade pertence à porção nordeste da

Província Tocantins, e envolve o embasamento paleoproterozóico da Faixa Brasília Norte,

formado pelo Bloco Crustal Cavalcante-Natividade e Maciço de Goiás, recobertos por

sedimentos psamíticos paleo a mesoproterozoicos e com intrusões de granitoides

neoproterozoicos do Arco Magmático de Goiás.

A Província Tocantins (Almeida et al., 1981) teve sua origem durante o

Neoproterozóico, pela convergência dos crátons Amazônico, São Francisco e Paranapanema,

formando um sistema de erógenos composto por três faixa orogênicas: Faixa Araguaia a

noroeste, Faixa Brasília a leste e sudeste, e Faixa Paraguai a oeste (Fig. 3).

16

1.5.1 Faixa Brasília

A Faixa Brasília é formada na borda oeste do Cráton São Francisco, e se estende por

aproximadamente 1000 Km em direção norte-sul, sendo composta por unidades arqueanas,

embasamento e bacias paleo a mesoproterozoicas, e arcos juvenis neoproterozoicos. Em

relação aos ramos principais, pode ser dividida em: Faixa Brasília extremo sul (Fig. 3), com

orientação E-W; centro-sul de direção NNW-SSE, ao qual e segmentada da porção norte, pela

sintaxe dos Pirineus, cujo as direções NNE-SSW (Fuck et al. 2014). Em relação aos diversos

estilos estruturais Fuck et al. (2014) segmenta em zona externa e zona interna.

Figura 3: Mapa da Província Tocantins, suas faixas orogênicas (modificado de Delgado et al. 2003) e divisão da

Faixa Brasília (modificado de Delgado et al. 2003 e Fuck et al. 2014)

A zona Externa é marcada por espessar coberturas sedimentar de margem passiva, em

sistema de fold-and-thrust belt, sob baixo grau metamórfico, em fácies xisto verde. A norte,

áreas de finas sequencias metassedimentares dobradas, dão espaço á grandes áreas de

embasamento sialicos, juntas com raras sequencias vulcanossedimentares, considerado como

Bloco Crustal Cavalcante-Natividade.

17

Zona interna é constituída: Núcleo Metamórfico formado por terrenos de alto grau,

complexo granulítico Anápolis-Itauçu, separado por falhas de com coberturas

neoproterozoicas de baixo grau (Grupo Araxá), e sequencias ofiolíticas remanescentes.

Maciço de Goiás formado por terrenos granito-greenstone arqueanos e ortognaisses

paleoproterozoicos, recobertos por metassedimentos e sequencias máfica-ultamáfica

acamadada do meso a neoproterozoicos. E por fim o Arco Magmático de Goiás, considerado

como um terreno neoproterozoico de arco juvenil.

A área deste trabalho está relacionada ao norte da porção norte da Faixa Brasília (Fig. 4),

ao qual, a zona externa é composta pelo embasamento (Bloco Crustal Almas-Cavalcante)

recoberto por sedimentos da Bacia do Araí. A zona interna é constituída pelos Maciço de

Goiás. O limite entre a zona externa e interna e marcada pela Zona de Cisalhamento Rio

Maranhão (ZCRM), essas unidades são descritas nos itens a seguir.

1.5.1.1 Maciço Goiás

O Maciço de Goiás e formado por terrenos granitos-greenstone arqueanos e granitoides

paleoproterozoicos, dividido em Domínio Crixás-Goiás, a sudoeste, composto por sequências

komatiítos arqueanos e sequencias tipo greenstone e metassedimentos paleproterozóico; e

Domínio Campinorte, a norte, dominado pelas sequencias metavulcanossedimentares e

metagranitos da suíte Pau de Mel juntamente com granito-gnaisse, milonitos félsicos e

ultramilonitos paleoproterozóicos (Cordeiro et al., 2014).

O Domínio Campinorte é formado um arco paleopretorozoico marcado pela sequência

metavulcanossedimentar Campinorte, suíte Pau de Mel, juntamente com granito-gnaisse e

milonitos félsicos, ultramilonitos e granulitos paleoproterozóicos (Cordeiro, 2014). A

sequência metassedimentar Campinorte é dominada por quartzo-muscovita xisto, quartzitos e

lentes de gondito, com raras metavulcanicas associadas, cujo as idades, em metatulfo felsico e

de 2179+4Ma, e com um máximo deposicional de 2,2 Ga (Giustina et al, 2009). Intrusiva

nessa sequência a Suíte Pau de Mel é formada por metagranitos, metatonalitos e

metagranodioritos com idades entre 2,17 e 2,07 Ga com idades modelo Sm-NdTDM entre 2.1 e

2.4 Ga.

Os gnaisses graníticos e granodioríticos encontrados no município de São Valério da

Natividade, segundo Fuck et al. (2014) pertencentes ao Maciço de Goiás, e, portanto,

representando sua extensão a norte, apresentam idades do protólito ígneo por U-Pb de 2143 ±

18

11 Ma, e Sm-Nd (TDM) 2,46 Ga, como idade da fonte, o que implica em retrabalhamento de

crosta Arqueana.

Figura 4: Faixa Brasília Norte e domínios do Bloco Crustal Cavalcante Natividade e Maciço de Goiás,

modificado de Fuck et al. 2014 e Cordeiro et al. 2015.

Os paragranulitos e granulitos máficos marcam um pico metamórfico entre 2,11 a 2,09 Ga,

encerrando o ciclo de formação do Maciço de Goiás (Cordeiro, 2014). Já as idades em

granulito do Complexo Barro Alto marcam um pico metamórfico neoproterozoico, com

idades 750 Ma (Guistina et al. 2009), o que é registrado no intercepto inferior de idades U-Pb

em zircões de meta-ígneas da região (Cordeiro, 2014; Oliveira, 2015). Essas idades são

relacionadas a um retrabalhamento neoproterozoico e uma possível colagem do domínio

Campinorte ao Domínio Cavalcante-Arrais.

19

1.5.1.2 Bloco Crustal Cavalcante-Natividade

O Bloco Crustal Cavalcante-Natividade (CN) é dividido em Domínio Almas-Conceição

do Tocantins (Grupo Riachão do Ouro e Suíte Almas-Dianópolis) e Domínio Cavalcante-

Arrais (Suíte Aurumina e Formação Ticunzal), ambos recobertos em sua porção extremo

norte pelo Grupo Natividade (Praxedes, 2015) e a mais ao sul, desse domínio, pelo Grupo

Araí (Cordeiro et al., 2014).

Domínio Almas-Conceição do Tocantins é formado por uma associação de granitos

gnaisses associados as rochas supracrustais com anfibolitos, basaltos, sericita e clorita filitos,

formação ferrífera bandada e tufos félsicos localizado em torno dos granitos gnaisses. Duas

suítes de granitos cálcio-alcalinos, são encontradas a mais antiga forma uma suíte de baixo Al

com tonalito, trondhjemito, granodiorito e quartzo diorito rico em hornblenda, com idades

entre 2,3 Ga, e a mais jovem de tonalito e granodiorito ricos em biotita e de alto-Al, com

idades entre 2,18 e 2,14 Ga (Fuck et al. 2014).

Domínio Cavalcante-Arrais é formado pela Suíte Aurumina formada por metagranitos

peraluminosos associados a metassedimentos representados por grafita xisto e paragnaisses da

formação Ticunzal, associados a essa formação é comum a presença de granitos peraluminoso

de caráter sin-colisional (Cordeiro et al., 2014), relacionado a Suíte Aurumina, cujo idades U-

Pb LA-ICPMS realizadas em metatonalitos, revelam idades de cristalização magmática 2172

± 16 Ma (Praxedes, 2015). Segundo Marques (2009), essa suíte se restringe ao Terreno Jaú-

Cavalcante, análogo ao Domínio Cavalcante-Arrais (Fuck et al. 2014), a sul da Falha de

Paranã, limitando sua extensão a norte, fora da área alvo deste trabalho. Contudo Abdallah &

Rodrigues (2014), relacionam uma suíte de granitos peraluminosos com idades U-Pb LA-

ICPMS de 2265±9,6 Ma como idade de cristalização, cujo as idades da fonte são de 2456±6

Ma, relaciona a Suíte Granítica Ribeirão Areias, associada a um arco intraoceânico por

Cordeiro (2014).

1.5.1.3 Grupo Araí

O Grupo Araí é relacionado a uma bacia do tipo rift do final do Paleoproterozóico,

constituída por rochas supracrustais e vulcanismo bimodal intraplaca (Alvarenga et al., 2007),

em ambiente plataformal e continental (Marques, 2010) desenvolvida entre aproximadamente

1,8 e 1,6 Ga, ambas metamorfizadas em fácies xisto verde inferior. Segundo Alvarenga et al.

20

(2007) é dividida em duas formações, Arrais e Traíras, enquanto Marques, (2010) define três

sequencias.

Formação Arraias na fase sin-rift formada por arenitos, conglomerados, sequencias de

leques aluviais, arenitos fluviais e vulcanismo bimodal, segundo Alvarenga et al., (2007).

Enquanto Marques (2010), define as três sequencias: sedimentação continental, pré rift, com

conglomerado polímiticos, quartzitos eólicos e conglomerados oligomítcios, seguido de uma

sequência sin rift, formado por metapiroclásticas líticas. A sequência transicional de caráter

marinho e continental com intercalações de quartzitos, conglomerados oligomíticos e

localmente metagrauvaca, seguido por quartzitos, metapelitos e subordinadamente

conglomerado oligomítico, e por fim uma sequência pós rift (Formação Traíras) de plataforma

marinho silico-carbonatada com granodecrescência ascendente. Já Alvarenga et al., (2007)

define a Formação Traíras como conjunto heterolítico de siltitos estratificados e arenitos, em

ambiente marinho raso e transicional.

21

CAPÍTULO 2

ARTIGO SUBMETIDO A SERIE CIÊNTIFICA DA USP

PETROGRAFIA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS DA REGIÃO DE SÃO VALÉRIO DA

NATIVIDADE (TO) E LITOQUIMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GNAISSES.

PETROGRAPHY OF METAMORPHIC ROCKS OF THE SÃO VALÉRIO DA NATIVIDADE (TO)

REGION AND LITHOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF GNEISSES

Gilliard Medeiros Borges ˡ, Ronaldo Pierosan ², Rubia Ribeiro Viana3.

ˡ Programa de Pós-Graduação em Geociência, Faculdade de Geociências, Universidade Federal de

Mato Grosso – UFMT – Cuiabá (MT) E-mail: [email protected]

² Faculdade de Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT – Cuiabá (MT). E-mail:

[email protected];

3 Instituto de Ciências e Tecnologia, Universidade Federal dos Vales do Jequitinhonha e Mucuri –

UFVJM – Diamantina (MG). E-mail: rubia.viana@ ict.ufvjm.edu.br

RESUMO

A geologia da região de São Valério da Natividade no estado de Tocantins está relacionada ao

Maciço de Goiás e ao Bloco Cavalcante Natividade, ambos relacionados ao embasamento da

Faixa Brasília. A área de estudo é constituída dominantemente por rochas Paleoproterozóicas

que consistem de complexos gnáissicos ortoderivados de composição granodiorítica a

tonalítica e migmatitos. Localmente, ocorrem megaxenólitos de xistos metapelíticos, com

porfiroblastos de granada e estaurolita e gnaisses de origem psamítica e quartzitos. Os

gnaisses ortoderivados apresentam um bandamento contínuo com orientação NE e mergulhos

subverticais, enquanto os migmatitos são representados por metatexitos formados em regime

compressional e sob influência de zonas de cisalhamento. A xistosidade dos metapelitos é

paralela à dos gnaisses e sua associação mineralógica registra um pico metamórfico da fácies

anfibolito superior com retrometamorfismo da fácies xisto verde. Com base nas foliações

internas dos porfiroblastos de estaurolita dos metapelitos foi possível identificar duas fases de

deformação dúctil, além de uma terceira fase marcada pela xistosidade dos mesmos e pelo

bandamento gnássico. Uma quarta fase de deformação, de caráter rúptil, também pode ser

observada. A composição química dos gnaisses ortoderivados sugere protólito granodiorítico,

com características de suítes TTG’s cálcio-alcalinas, contribuição de fusão parcial de fontes

tipo MORB, no bloco crustal Cavalcante-Natividade e retrabalhamento crustal nos gnaisses

do Maciço de Goiás. Os dados geocronológicos U-Pb de gnaisse ortoderivado em diagrama

concórdia apresentam um intercepto superior de 2229±13 Ma, interpretado como idade do

protólito e um intercepto inferior de 614±85 Ma, interpretado como a idade do metamorfismo

mais jovem. Idades de cristalização semelhantes foram obtidas para o Domínio Almas-

Conceição do Tocantins, também relacionadas a suítes TTG’s cálcio-alcalinas (Suíte Almas-

Dianópolis). A idade do metamorfismo é compatível com as idades estimadas para o Ciclo

Brasiliano-Pan Africano na Faixa Brasília.

PALAVRAS-CHAVES: Faixa Brasília Norte; Gnaisses paleoproterozóicos; Fácies anfibolito.

22

ABSTRACT

The geological context of the São Valério da Natividade region in the Tocantins state consist

of the Goiás Massif and the Cavalcante-Natividade Crustal Block, both related to the Brasília

Belt basement. The studied area is composed mainly by Paleoproterozoic rocks such as

orthogneisses of granodioritic and tonalitic composition and migmatites. Xenoliths of

metapelitic schists with garnet and staurolite porphyroblasts, psamitic gneisses and quartzites

occur locally. Orthogneisses show a continuous banding with NE direction and subvertical

deeps while the migmatites consist of metatexites formed under compressional regime and

shear zones. The metapelite schistosity is concordant to the gneisses and its mineralogical

association records a metamorphic peak of the upper amphibolite facies with a green schist

facies retrometamorphism. Based on the internal foliation of the staurolite, two ductile

deformational phases were identified and the third phase is marked by the schistosity and the

gneissic banding. A fourth deformational phase, of brittle character, can also be observed The

chemical composition of the orthogneisses suggests a granodioritic protholith with affinity

with TTG calc-alkaline suites, crustal reworking and contribution of MORB sources, the

crustal block Cavalcante-Natividade, and crustal reworking in the Goiás Massif gneisses.

Geochronological data (U-Pb LA-ICP-MS) of the orthogneiss show, in the concordia

diagram, an upper intercept of 2229±13 Ma, interpreted as the protholith age of

crystallization, and a lower intercept of 614±85, interpreted as the metamorphism younger

age. Similar crystallization ages were obtained in the Almas-Conceição Domain, also related

to calc-alkaline TTG suites (Almas-Dianópolis Suite). The metamorphism age is consistent

with the Brazilian-Pan African Cycle in the Brasília Belt.

KEYWORDS: North Brasília Belt, Paleoproterozoic gneisses, amphibolite facies.

1 - INTRODUÇÃO

A área de estudo se encontra no sudeste do Estado de Tocantins, próximo a cidade de

São Valério da Natividade. Esta região está geologicamente inserida na Província Tocantins

(Almeida et al., 1981), composta por três faixas orogênicas: Paraguai, Araguaia e Brasília;

localizadas entre os Crátons São Francisco, Amazônico e Paranapanema. Correspondente a

porção norte da Faixa Brasília, a área é cortada pela Zona de Cisalhamento Rio Maranhão

(ZCRM), que delimita o Maciço de Goiás e o Bloco Crustal Cavalcante-Natividade (Fuck et

al., 2014) ao qual é fortemente influenciada por esse sistema de falhas, reativado no

Neoproterozóico (Frasca et al., 2010).

Segundo Drago et al. (1981), a área é constituída por biotita gnaisses de composição

granítica e migmatitos, contendo quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio e biotita.

Recentemente, os trabalhos desenvolvidos nos gnaisses graníticos e granodioríticos

encontrados no município de São Valério da Natividade apontam uma idade do protólito

ígneo por U-Pb de 2143±11 Ma e idade modelo Nd de 2,46 Ga, relacionadas ao

retrabalhamento de crosta Arqueana, associados ao Maciço de Goiás (Fuck et al., 2014).

Trabalhos anteriores (Delgado et al., 2003; Frasca et al., 2010) relacionavam os gnaisses à

faixa móvel paleoproterozóica Dianópolis-Silvânia, ao qual compõem o Complexo Almas-

Cavalcante (Abdallah e Rodrigues, 2014). Esta faixa móvel é relacionada a colagens de arcos

23

de origem primitiva ainda no paleoproterozóico (Delgado et al., 2003; Frasca et al. 2010;

Abdallah e Rodrigues, 2014; Cordeiro, 2014). Contudo, outros autores (Fuck et al., 2014;

Marques, 2009), afirmam que a convergência desses blocos ocorre apenas no

neoproterozoico, durante a formação da Faixa Brasília. É consenso entre estes autores a

reativação de estruturas pretéritas em eventos metamórficos, ocorridas no Neoproterozóico,

relacionada à ZCRM e ao Lineamento Transbrasiliano (LT).

A região estudada ainda é alvo de muita controvérsia relacionada à sua evolução, às

fases metamórficas, disposição e correlação temporal dos eventos tectônicos ocorridos, fatos

que motivaram o desenvolvimento desse trabalho. Assim, esse trabalho utiliza de análises

litoquímicas, técnicas petrográficas em microtectônica, caracterização da associação mineral e

dados geocronológicos U-Pb, na tentativa de elucidar algumas dessas questões, especialmente

no que diz respeito a formação e evolução do embasamento na região e a da evolução

metamórfica dos litotipos encontrados nas proximidades da cidade de São Valério da

Natividade.

2 - MÉTODOS

As amostras e dados estruturais foram coletados em trabalho de campo, guiados por

mapas, confeccionados a partir de interpretações de imagens de satélite com sensores

LANDSAT-8 e SRTM, disponível no portal do serviço geológico dos Estados Unidos da

América (USGS) e base cartográfica e geológica da Companhia de Pesquisa de Recursos

Minerais - Serviço Geológico do Brasil (CPRM), cartas Gurupi SC.22-Z-D e Alvorada

SD.22-X-B, sumarizados pelo software Qgis 2.8.2. O produto dessa integração de dados é o

mapa esquemático geológico em escala 1:100.000.

Um total de sessenta e quatro lâminas delgadas foram confeccionadas a partir de

amostras de rocha coletadas em 11 pontos (MG01-11). A preparação das laminas se deu no

Laboratório Laminação no Departamento de Recursos Minerais na Universidade Federal de

Mato Grosso.

As análises litoquímicas dos gnaisses foram obtidas no laboratório ALS CHEMEX. Os

elementos maiores foram analisados por emissão atômica por plasma acoplado indutivamente

(ICP-AES), enquanto os elementos menores e traço por espectrometria de massa por plasma

acoplado indutivamente (ICP-MS). Os dados foram tratados para base anidra, com os

softwares Excel e GCDkit 3.0.

Os dados de geocronologia U-Pb foram produzidos por LA-MC-ICP-MS (Lasers

Ablation Multi-collector inductively coupled plasma mass spectrometry), modelo Thermo

Finnigan Neptune acoplado a um sistema laser NewWave de 213 μm Nd-YAG, realizado em

zircão, no laboratório de geocronologia da UnB, conforme os procedimentos gerais propostos

por Bühn et al. (2009). Utilizou-se do software Isoplot 4.1, segundo os procedimentos de

Ludwig (2012) para análise dos dados.

3 - GEOLOGIA REGIONAL

A parte norte da Província Tocantins (Almeida et al., 1981), compõe parte centro e

leste do sudeste do estado de Tocantins. Essa província é formada por três faixas orogênicas

24

denominadas de Faixa Paraguai a sudoeste, Faixa Araguaia a noroeste, e Brasília, localizada

margem ocidental do Cráton São Francisco (Pimentel et al., 2000b; Fuck et al., 2014).

A área de estudo é representada pela Faixa Brasília, que é definida como um orógeno

de aproximadamente 1000 km em direção norte-sul, formada pela convergência dos Crátons

Amazônico e Paranapanema com o Cráton São Francisco (Pimentel et al., 2000b; Fuck et al.,

2014). Esta faixa foi dividida em uma porção norte, com trends estruturais NNE-SSW,

separada da porção centro-sul, de direção NNW-SSE, pela Sintaxe dos Pirineus (WNW-ESE)

e uma porção no extremo sul, bordejando o Cráton São Francisco, com direções E-W (Fuck et

al., 2014).

Quanto aos estilos estruturais Fuck et al. (2014) segmenta em zona externa e zona

interna. A zona externa é composta por espessar coberturas sedimentar de margem passiva

(grupos Natividade, Araí, Paranoá, Canastra), em sistema de fold-and-thrust belt, sob baixo

grau metamórfico, em fácies xisto verde. A norte, essas sequencias dão espaço à grandes áreas

de embasamento sialicos, juntas com raras sequencias vulcanossedimentares do Bloco Crustal

Cavalcante-Natividade. A zona interna é constituída por um Núcleo Metamórfico (complexo

granulítico Anápolis-Itauçu), separado por falhas de sequencias neoproterozoicas de baixo

grau (Grupo Araxá e Serra da Mesa) e sequencias ofiolíticas remanescentes. A zona interna,

ainda abrange o Maciço de Goiás (terrenos granito-greenstone arqueanos e ortognaisses

paleoproterozoicos) e um terreno neoproterozoico de arco juvenil, denominado Arco

Magmático de Goiás.

A região de São Valério da Natividade está situada na zona limítrofe entre o Maciço

de Goiás e o Domínio Cavalcante-Arrais (Fuck et al., 2014). Segundo Delgado et al. (2003)

esses terrenos pertencem a faixa paleoproterozoica Dianópolis-Silvania. Contudo, a faixa

paleoproterozoica Dianópolis-Silvania tem entrado em desuso, a partir dos trabalhos de

Marques (2009), Cordeiro et al. (2014) e Praxedes (2015).

O Bloco Crustal Cavalcante-Natividade (CN) é dividido em Domínio Almas-

Conceição do Tocantins (Grupo Riachão do Ouro e Suíte Almas-Dianópolis) e Cavalcante-

Arrais (Suíte Aurumina e Formação Ticunzal). Segundo Praxedes (2015) e Frasca et al.,

(2010) o bloco é recoberto pelo Grupo Natividade e Araí, respectivamente e tem seu limite

com o Maciço de Goiás marcado pela Zona de Cisalhamento Rio Maranhão (ZCRM). O

Maciço de Goiás é dividido em dois Domínios: i) Crixás-Goiás, composto por sequencias de

greenstone belt arqueano e metassedimentos paleproterozóico; e ii) Campinorte, dominados

por metagranitos da suíte Pau de Mel, juntamente com granito-gnaisse, milonitos félsicos e

ultramilonitos paleoproterozóicos (Cordeiro et al., 2014) e uma sequência metassedimentar

Campinorte (ESSA SEQUENCIA FAZ PARTE DO DOMINIO CAMPINORTE????),

dominada por quartzo-muscovita xisto, quartzitos e lentes de gondito, com raras associações

de rochas metavulcânicas (Guistina et al, 2009).

O Maciço de Goiás limita com o Arco Magmático de Goiás através da Zona de

Cisalhamento Rio dos Bois. O Arco Magmático de Goiás é formado por duas granitogênese

neoproterozóicas, uma de arco juvenil entre 930 a 800 Ma e outra de arco continental entre

630 a 600 Ma com sequencias vulcânicas e granitoides pós orogênicos mais jovens (Pimentel

et al., 2000a; Fuck et al., 2014).

25

Figura 1: a) Contexto geológico regional da Faixa Brasília setentrional segundo, Fuck et al. (2014), b) Domínios geológicos da porção sudeste do estado de Tocantins, a

direita, (adaptado de Fuck et al., 2014; Drago et al., 1981).

Borges, M.B. 2016. Petrografia das Rochas Metamórficas da Região de São Valério da Natividade (TO) e

Litoquímica e Geocronologia dos Gnaisses.

26

O Maciço de Goiás, na região estudada, consiste de ortognaisses do Domínio

Campinorte, cujo protólito ígneo forneceu idade U-Pb de 2143±11 Ma e idade modelo Nd de

2,46 Ga (Fuck et al., 2014), relacionado ao Arco Campinorte formado entre 2.19 e 2.14 Ga

(Cordeiro, 2014). Já o Domínio Cavalcante-Arrais é representado pela Suíte Arumina,

considerada com uma suíte sin colisional peraluminosa com idades de cristalização de U-Pb

LA-ICP-MS de 2172±16 Ma realizadas em zircão de metatonalitos (Praxedes 2015).

O embasamento é encoberto por rochas metassedimentares relacionadas com o Grupo

Araí (Drago et al., 1981; Delgado et al., 2003; Frasca et al., 2010; Alvarenga et al., 2007),

formado por uma bacia do tipo rift do final do Paleoproterozóico, constituída por rochas

supracrustais e vulcanismo bimodal intraplaca desenvolvida entre aproximadamente 1,8 e 1,6

Ga (Alvarenga et al., 2007). O Grupo Araí é formado por arenitos, conglomerados,

sequencias de leques aluviais, arenitos fluviais e vulcanismo bimodal da Formação Arraias na

fase sin-rift (Alvarenga et al., 2007) e um conjunto heterolítico de siltitos estratificados e

arenitos, em ambiente marinho raso e transicional da Formação Traíras, fase pós-rift, ambas

metamorfizadas em fácies xisto verde inferior.

3. 1 Geologia Estrutural e Evolução Tectônica

Os domínios estruturais da Faixa Brasília, compreendidos nos trabalhos de Fonseca et

al. (1995) e Uhlein et al. (2012) envolvem os domínios de antepaís interno ou domínio interno

com sequências metassedimentares e terrenos do embasamento, deformados por uma

tectônica thick-skinned com foliação sub-horizontal ou suavemente dobrada, de médio a alto

grau de metamorfismo, e o domínio externo com estrutura de dobras e empurrões, médio a

baixo grau de metamorfismo onde predomina um estilo thin-skinned. O núcleo metamórfico

compreende terrenos do embasamento s.s., complexos máfico-ultramáficos (Barro Alto,

Niquelândia e Canabrava), e seqüências vulcano-sedimentares, que apresentam característica

de um sistema transpressivo, relacionadas ao lineamento Transbrasiliano.

Frasca et al. (2010) apresentaram quatro domínios estruturais relacionados à região: 1)

Domínio Dúctil do Embasamento, marcado por um forte encurtamento crustal em regime

dúctil e contracional, com dobras apertadas expostas em raras superfícies preservadas N03°E

84°SE e N26°E 48°SE (S1), transpostas pelo bandamento gnáissico de atitude N21°W 17°NE

(S2) e. 2) Domínio Dúctil Compressional, o qual corresponde à predominância de um regime

sob cisalhamento puro e encurtamento crustal, com dobras (N33°E 64°NW – N27°E 57°SE)

que envolvem cisalhamento paralelo ao acamadamento estratigráfico (S3), em um processo

combinado entre deslocamento e fluxo flexural. 3) Domínio Dúctil Transcorrente –

Transtracional, correspondente a zonas de cisalhamento com mergulhos altos e vergências

opostas, caracterizadas ainda por feições de boudinage de estruturas previamente dobradas,

com planos axiais subverticais e subconcordantes aos planos de cisalhamento e eixos verticais

a sub-horizontalizados, com planos preferenciais (S4) na direção N26°E 69°NW e com

padrões de fraturas extensionais tardias e preenchidas por veios de quartzo com atitude

N38°E/86°SE. 4) Domínio de Intrusões Pós-orogênicas a Anorogênicas, correspondente a



27

zonas de intrusões tardias e de caráter extensional ou isótropa em regime rúptil e rúptil/dúctil,

correspondente a zonas de falhas e fraturas de direção N36°E 82°SE.

4 - GEOLOGIA LOCAL

Figura 2: Mapa geológico da região de São Valério da Natividade (lineamentos extraídos de Frasca et al. 2010,

Abdallah et al. 2013).

Ao todo, foram descritos 20 afloramentos de rocha, sendo que em 11 pontos foram

coletadas amostras representativas para petrografia, gerando o mapa da Fig. 2 em escala

1:100.000, representando as unidades descritas. No Bloco Crustal Cavalcante-Natividade

ocorrem biotita migmatitos metatexíticos e biotita gnaisses, recobertos por quartzitos do

Grupo Araí. Na área relacionada ao Maciço de Goiás afloram, dominantemente, muscovita-

biotita gnaisses, com muscovita gnaisses subordinados. Localmente se observa a presença de



28

megaxenólitos de xistos metapelíticos e muscovita-biotita-silimanita gnaisses, de origem

psamítica, hospedados no muscovita-biotita gnaisse (Fig. 2).

4.1 - Bloco Crustal Cavalcante-Natividade

4.1.1. Biotita migmatito metatexítico

O biotita migmatito metatexítico do Bloco Crustal Cavalcante-Natividade está exposto

na porção sudeste da área (ponto MG-08 e algumas porções no afloramento MG-02) na

margem do Rio São Valério. Sua ocorrência é na forma de lajedos e blocos alongados de

rochas de cor cinza e granulação média a grossa. São compostos por plagioclásio, quartzo,

biotita e feldspato alcalino, além de minerais acessórios como opacos, zircão, titanita e

granada. O paleossoma consiste de uma rocha gnássica com bandamento marcado pela

alternância de bandas félsicas (plagioclásio + quartzo + feldspato alcalino) e máficas (biotita

+ epidoto). O bandamento gnássico possui orientação preferencial de N50°E 25°SE, que varia

até N25°W 08°NE, quando dobrado. O leucossoma é constituído por uma rocha leucocrática

de composição granítica e textura grossa a muito grossa, formando corpos estromáticos

centimétricos contínuos (Fig. 3a) e injeções discordantes do bandamento do paleossoma (Fig.

3b).

Figura 3: Aspectos de campo e petrográfico do Bloco Crustal Cavalcante-Natividade: a) biotita migmatito com

dobras com eixo sub-horizontal, com dique pegmatítico discordante (seta preta); b) dique pegmatítico em biotita

gnaisse discordantes do bandamento estromático (seta preta). c) Biotita migmatito, rb - ribbons de quartzo, bm -



29

bandamento máfico marcado por biotita e epidoto, Plg - porfiroclastos de plagioclásio; d) plagioclásio em BM,

inclusões de quartzo, epidoto (seta branca) e biotita (seta clara), mx – matriz.

A textura do paleossoma varia de granoblástica interlobada inequigranular média a

fina até porfiroclástica com porfiroclastos de feldspato alcalino em matriz granolepidoblástica

média. O plagioclásio é anédrico a subédrico com macla albita muito fina, parcialmente

apagadas (Fig. 3c). Inclusões de biotita sagenítica, zircão e quartzo globular (Fig. 3d) estão

presentes nos plagioclágios, que se encontram parcialmente substituído por minerais de

alteração argílica e sericítica. O quartzo ocorre principalmente na matriz com granulação fina

e bordas ameboides serrilhadas e em sombras de pressão dos porfiroclastos, apresentando

contatos poligonais e, muitas vezes, estiramento formando ribbons (Fig. 3c). Texturas de

recristalização do tipo rotação de subgrão (subgrain rotation - SGR) e migração de borda de

grão (grain boundary migration - GBM), são comuns nos cristais de quartzo, assim como

inclusões de biotita e epidoto. O feldspato alcalino é do tipo ortoclásio e ocorre como

porfiroclastos rotacionados de até 10 mm. A biotita possui forma subédrica, pleocroísmo

verde claro a castanho escuro e, quando associada ao epidoto, não apresenta pleocroísmo. O

zircão é euédrico, prismático e extremamente metamítico. Opacos, allanita subédrica com

alteração para clinozoizita, constituem os minerais acessórios juntamente com o zircão.

Minerais de alteração consistem de epidoto, como produto de saussuritização, mica branca e

argilominerais.

4.1.2. - Biotita gnaisse

O biotita gnaisse aflora principalmente em forma de lajedos nas margens da estrada

em direção ao município de Paranã e no leito do Rio São Valério (pontos M-G02, 03 e 04), na

porção sudeste e leste da área. Ocorre como corpos contínuos e tabulares com bandamento

gnássico de orientação preferencial entre N70°E 76°NW e N68°E 84°SE. Estas rochas

apresentam cor cinza, granulação inequigranular média a fina, com porfiroclastos de feldspato

alcalino. O bandamento é marcado pela orientação da biotita nas bandas máficas e de quartzo

e feldspatos na banda félsica (Fig. 4a). Uma lineação de estiramento mineral, com orientação

sub-horizontal, é marcada por grãos estirados de quartzo.

Estas rochas apresentam cristais predominantemente xenomórficos com textura

granoblástica interlobada e constituídos por plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino e biotita.

Os acessórios são allanita, zircão, apatita e opacos. Muscovita, epidoto e clorita são produtos

de processos de alteração. O plagioclásio é anédrico a subédrico com bordas ameboides ou

serrilhadas, podendo apresentar bordas de crescimento (Fig. 4b) e inclusões de quartzo

globular e vermicular, bem como de biotita. A matriz (Fig. 4b) consiste de cristais anédricos

com bordas interlobadas desenvolvidas entre os grãos de quartzo, formando microestruturas

de recristalização dinâmica por migração de borda de grão do tipo left-over e window. O

feldspato alcalino (microclina e ortoclásio) é subédrico a anédrico e ocorre como porfiroclasto

geralmente não maclados ou na matriz, como microclina com macla, concentrada no núcleo e

bodas ameboides, sem macla. Possui lamelas de exsolução (pertitas) e forma intercrescimento

micrográfico com quartzo (Fig. 4c). O quartzo é anédrico e restrito a matriz, formando



30

geralmente textura granoblástica interlobada ou poligonal, principalmente em sombras de

pressão. Ocorre também em ribbons de cristais anédricos e ameboides. Contém inclusões de

zircão e apatita. A biotita é subédrica a anédrica com pleocroísmo de amarelo pálido a

castanho escuro e sob forma lamelar em ripas. Alguns cristais de biotita não apresentam a

extinção mosqueada característica. A allanita ocorre como cristais geminados ou zonados e

associada com clinozoisita. O zircão é prismático euédrico. A granada granular euédrica. Os

minerais de alteração são pistacita, mica branca e argilominerais, como resultado de processos

de saussuritização e sericitização (Fig. 4b).

Figura 4: a) bandamento gnáissico; b) Porfiroclasto de plagioclásio com bordas de crescimento (seta branca) em

BG, a esquerda matriz (mx) recristalizada por SGR e GMB; c) Textura mirmequítica (seta branca) em BG, e no

canto inferior esquerdo migração de borda (setas pretas); d) feldspato alcalino em substituição para muscovita,

alteração sericítica.

4.1.3 – Quartzitos – Grupo Araí

Os quartzitos estão agrupados no Grupo Araí e afloram como blocos em cristas de

serras alongadas segundo direção NE. Consistem de rochas de cor cinza clara a avermelhada,

com estratificação (S0) plano paralela (Fig. 5a) de direção N30°E e mergulhos 60° a 89° para

SE ou NW. Estão frequentemente cortados por veios milimétricos de quartzo concordantes

com a S0 e localmente discordantes.



31

São rochas de textura seriada interlobada, com granulação media a fina, composta

essencialmente por quartzo, com aproximadamente 3% de muscovita, além de opacos, apatita,

alanita e zircão em quantidades inferiores a 1%, constituindo os minerais acessórios. Os grãos

de quartzo são orientados, recristalizado, com grãos variando entre 2,0 e 0,2mm, e com

microestruturas de deformação de subgrão do tipo chessboard e ribbons. A muscovita possui

granulação fina, grãos anédricos e lamelas orientadas paralelamente à foliação principal da

rocha (Fig. 5b), em relação a orientação do quartzo a direção da muscovita configura uma

foliação obliqua. O contato com os grãos de quartzo frequentemente forma microestrutura do

tipo window e, mais raramente, microestrutura do tipo pinning. Os minerais acessórios

mostram formas preferencialmente arredondadas e subordinadamente prismáticos.

Figura 5: a) estratificação plano paralela; b) fotomicrografia dos quartzitos, laminas de muscovita (seta cinza).

4.2 - Maciço de Goiás

4.2.1 - Muscovita-biotita gnaisses

Os muscovita-biotita gnaisses ocorrem em uma ampla área a oeste da ZCRM, desde o

ponto MG-11 (mina da Fazenda Rodolita) até os pontos MG-01 e 09 e na margem do Rio São

Valério (ponto MG-10). O bandamento gnássico dos muscovita-biotita gnaisses é

lateralmente contínuo e marcado pela orientação de muscovita e biotita nas bandas máficas e

de quartzo e feldspatos nas bandas félsicas (Fig. 6b). A orientação preferencial do

bandamento é de N20°E 70°NW. Na margem do Rio São Valério pode ocorrer porções

migmáticas centimétricas onde o peleossoma é representado pelos gnaisses com leucossoma

estromático com porfiroclastos rotacionados e margeado por selvedge de biotita (Fig. 6b). Na

mina da Fazenda Rodolita estas rochas estão associadas a rochas psamíticas (xistos pelíticos e

muscovita-biotita-silimanita gnaisses), interpretados como xenólitos. Paralelos ao

bandamento ocorrem diques pegmatíticos, metamorfizados e formando porfiroclastos de

feldspato alcalino.

A mineralogia dos muscovita-biotita gnaisses é composta por plagioclásio, feldspato

alcalino, quartzo, biotita e muscovita. Os minerais acessórios são zircão, apatita e opacos, e os

minerais de alteração são pistacita, clinozoisita, mica branca e clorita. A rocha é leucocrática,

inequigranular xenomórfica com abundante textura granoblástica interlobada (Fig. 6c), com



32

porfiroclastos de feldspato alcalino e alguns cristais de plagioclásio. As bandas máficas são

marcadas pela orientação de biotita e muscovita (Fig. 6c).

Figura 6: Aspecto de campo do Maciço de Goiás: a) Bandamento estromático continuo com bandas máficas (seta

preta) e banda félsica (seta branca); b) migmatito estromático com selvedge de biotita (seta branca) e leucossoma

de migração em dique pegmatítico (seta preta) em paleossoma gnáissico; c) orientação de biotita marcando a

foliação S4 (setas pretas), feldspato alcalino com inclusões de quartzo globular (setas brancas); d) ao centro:

mirmequita vermicular, a esquerda, migração de borda (seta preta), cristalização de melt em junção tríplice (seta

cinza); e) fratura em shear band (seta branca) em plagioclásio com maclas deformadas; f) muscovita gnaisses

com textura granolepidoblásticas.

O plagioclásio é subédrico com bordas ameboides a interlobadas, com dimensões entre

2,0 e 0,4 mm, mostram maclas da albita, combinação albita + carlsbad e podem apresentar

intercrescimento mirmequítico, quando associado ao quartzo (Fig. 6d). Os grãos de feldspato



33

alcalino (microclima) são anédricos a euédricos, granulação média a fina e bordas ameboides,

podendo conter inclusões de quartzo (Fig. 6c), plagioclásio e zircão e desenvolvem

intercrescimento micrográfico quando associado ao quartzo. O quartzo é anédrico com bordas

ameboides a interlobadas, apresenta forte extinção ondulante e localmente desenvolve

subgrãos. Feições de migração de borda nos contatos entre outros grãos de quartzo ou

plagioclásio podem ser observadas (Fig. 6d). Biotita apresenta granulação fina, grãos

subédricos a anédricos e hábito lamelar. O pleocroísmo é amarelo a castanho, levemente

avermelhado e, geralmente, grãos bem orientados, marcando o bandamento. A muscovita está

presente como cristais subédricos lamelares de granulação média, portando inclusões de

zircão. A clorita ocorre substituindo pseudomorficamente a biotita e pode representar uma

fase retrometamórfica de baixo grau (fácies xisto verde inferior) e ou produto de alteração. Os

minerais acessórios consistem de zircão prismático a acicular, apatita subédrica prismática a

anédrica e minerais opacos de granulação grossa a fina, frequentemente associados a biotita.

Minerais de alteração são pistacita, clinozoisita, mica branca, além da clorita.

Os diques pegmatíticos são compostos principalmente por porfiroclastos de microclina

que desenvolvem pertitas e lamelas de deformação no interior dos grãos. Possuem inclusões

de plagioclásio, quartzo e ortoclásio, formando textura poiquilítica. O plagioclásio é anédrico,

principalmente em contato com a microclina e apresenta bordas angulosas ou ameboides

Lamelas de deformação e intercrescimento mirmequítico são observados em alguns grãos de

feldspatos e, em alguns casos, desenvolve fraturas ortogonais preenchidas por quartzo e

biotita (shear band) (Fig. 6e). As bordas dos cristais são serrilhadas a levemente ameboides e

desenvolvem textura do tipo manto-núcleo. O quartzo é anédrico com bordas ameboides e

ocorre em agregados ou como grãos isolados, e com aumento do grau de deformação

desenvolve extinção do tipo tabuleiro de xadrez (Fig. 6d). A muscovita possui em torno de 1,0

mm, e possuí bordas de reação com quartzo, biotita e plagioclásio e é portadora de inclusões

de quartzo e zircão. Os minerais acessórios são zoisita, zircão e, mais raramente, granada.

4.2.3 - Muscovita gnaisses

Os muscovita gnaisses ocorrem como lentes associadas aos muscovita-biotita gnaisses,

na porção oeste da área (pontos MG-05 e 17). As feições estruturais dos muscovita gnaisses

se assemelham às dos muscovita-biotita gnaisses, apresentando bandamento gnássico

contínuo com orientação preferencial NE e mergulhos de alto ângulo (N22°E 78°NW-SE) e

diques pegmatíticos paralelos ao bandamento. São rochas dominantemente granoblásticas de

granulação média, com lentes granolepidoblásticas (Fig. 6f) de granulação grossa. Composta

por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino e muscovita. Biotita, granada, apatita, zircão e

opacos ocorrem em quantidades acessórias. Minerais de alteração são mica branca, clorita,

epidoto e argilominerais. Os cristais de quartzo são subédricos com bordas ameboides e

extinção ondulante característica, formando subgrãos, com fraturas preenchidas por quartzo e

biotita. O feldspato alcalino representado pela microclina ocorre como grãos anédricos a

subédricos e podem formar porfiroclastos, por vezes rotacionados. Os contatos são

ameboides, exceto quando em contato com a muscovita, onde forma microestruturas de



34

deformação em pinning. O plagioclásio é subédrico a anédrico, apresenta macla albita e

contem inclusões de quartzo globular e muscovita. A muscovita é subédrica lamelar de

granulação média a grossa, com forte orientação, marcando uma foliação subvertical.

Minerais acessórios são biotita em reação com muscovita, apatita em grão anédricos, zircão

prismático e fortemente metamítico e, minerais opacos, anédricos associados a muscovita. Os

minerais de alteração mais comum são mica branca, como produto de alteração dos

feldspatos, assim como epidoto, e clorita relacionada a alteração da biotita.

4.2.2 – Xenólitos pelíticos

Os xenólitos pelíticos ocorrem como lentes de dimensões métricas de até 50m de

extensão, com orientação NE-SW. Afloram como blocos e lajedos na margem do Rio São

Valério (ponto MG-10) e na cava da mina da Fazenda Rodolita (ponto MG-11), nas porções

norte e sudoeste da área de estudo. As litologias consistem de estaurolita-granada-muscovita

xistos, cianita-granada-biotita xistos e muscovita-biotita-silimanita gnaisses.

Os estaurolita-granada-muscovita xistos são caracterizados por uma xistosidade bem

desenvolvida, marcada pela orientação dos minerais micáceos, com direção N20°E 82° NW-

SE. A textura porfiroblástica é marcada por expressivos porfiroblastos de granada e

estaurolita (Fig. 7a), de até 10 mm. A matriz é composta por muscovita e biotita, formando

textura lepidoblástica proeminente, além de quartzo em ribbons. A muscovita compõe a maior

parte da matriz, com feições de deformação que desenvolvem texturas do tipo mica fish com

deslizamento destral. A biotita possui pleocroismo de bege a castanho avermelhado e também

forma textura do tipo mica fish. A disposição dos grãos de quartzo forma, principalmente,

textura granoblástica orientada e ribbons com bordas interlobadas. Inclusões orientadas de

muscovita, que evoluem, em porções de maior deformação, para microestruturas de

deformação por migração de borda de grão do tipo pinning, são observadas. A estaurolita

forma preferencialmente porfiroblastos de granulação grossa, com formas prismáticas

subédricas a euédricas e hábito tabular (Fig. 7b). Possui uma foliação interna que, por sua vez,

está crenulada (Fig. 7c). A clivagem de crenulação interna da estaurolita é paralela à

xistosidade da rocha, porém não apresenta continuidade da borda dos porfiroblastos para a

matriz lepidoblástica. Estas feições permitem classificar os porfiroblastos de estaurolita como

pré-tectônico a fase D₃. A granada é subédrica a euédrica e ocorre, principalmente, como

porfiroblastos de granulação grossa, com inclusões de quartzo, biotita, turmalina e opacos. As

trilhas de inclusões da granada definem uma foliação interna levemente rotacionada (Fig. 7b)

com orientação paralela a foliação da matriz, o que permite classificar os porfiroblastos de

granada como sintectônicos a fase D₃. Os minerais acessórios consistem de turmalina

subédrica a euédrica prismática, minerais opacos, feldspato alcalino de granulação fina

compondo a matriz e, localmente, formando textura micrográfica, além de zircão com fortes

halos pleocróicos. A alteração mais comum é argílica e, em alguns casos, sericítica.



35

Figura 7: a) estaurolita-granada-muscovita xistos com porfiroblasto de granada em matriz micácea marcando a

xistosidade b) porfiroblastos de granada e estaurolita com trilas de inclusão em granada; c) detalhe de estaurolita

com foliação relíquiar dobrada; d) cianita-granada-biotita xistos matriz micácea com porfiroclasto de granada e)



36

inclusão de estaurolita (St), em granada; f) Textura coronítica em estaurolita; g) Cianita em truncated fish com

matriz lepidoblástica; h) Fibrollita em muscovita-biotita-silimanita gnaisses.

Os cianita-granada-biotita xistos são inequigranulares, médios a grossos, com

porfiroblastos de cianita, granada e estaurolita, geralmente de 1,0 a 2,0 cm. Alguns

porfiroblastos de granada atingem 20 cm, conforme observado em exemplares explotados

pela mineradora da Fazenda Rodolita. A matriz é constituída dominantemente por quartzo,

biotita, clorita, anfibólio, cianita e cordierita e marcada por uma textura lepidoblástica bem

desenvolvida, que confere a xistosidade da rocha. A orientação da xistosidade é N30°E

86°NW-SE. A biotita é levemente pleocróica em tons verdes, com lamelas alongadas ou

cristais anédricos substituídos por clorita e/ou anfibólio. Podem formar microestruturas do

tipo mica fish, quando deformados, sendo reequilibrada para biotita neoformada em equilíbrio

com clorita asbestiforme. A clorita, classificada petrograficamente como clinocloro, possui

cor verde claro, é levemente pleocróica e possui hábito fibroso. Forma microestruturas de

deformação do tipo kink e também dobras abertas e, alguns cristais indeformados, o que

sugere que esta fase mineral é tardi- a pós-tectônica a fase D₃. Os porfiroblastos de granada

são euédricos com zonação composicional e inclusões de clorita, quartzo e estaurolita (Fig.

7e). O anfibólio, classificado petrograficamente como da série gedrita-antofilita, ocorre como

prismas alongados e levemente dobrados, com cor de interferência de primeira ordem.

Localmente apresenta bordas de reação para cordierita, biotita e clorita. Os porfiroblastos de

estaurolita são subédricos a anédricos, com hábito tabular prismático, geminação 010 e a 60°

e inclusões de quartzo. Frequentemente forma textura corona quando manteado por cordierita

(Fig. 7f). Cianita, em seção basal apresenta clivagem boa com alteração em seus planos,

anisotropia de pleocroísmo típico e evidente em seções longitudinais, apresentando reação

com clorita e texturas truncated fish com matriz de biotita (Fig. 7g). Os cristais de cordierita

da matriz são subédricos de hábito tabular, com geminação complexa e leve extinção

ondulante. Forma textura granoblástica poligonal quando associada a outros cristais de

estaurolita e está parcialmente substituída por biotita e clorita.

Os muscovita-biotita-silimanita gnaisses são observados apenas no afloramento da

mina da Fazenda Rodolita (ponto MG-11), em contato com o estaurolita-granada-cianita xisto

e com os muscovita-biotita gnaisses. Seu bandamento composicional é marcado pela

alternância de bandas félsicas (quartzo+feldspatos) com bandas máficas

(silimanita+biotita+muscovita) com orientação de N27°E com mergulhos de 79°NW. Esses

gnaisses apresentam textura inequigranular caracterizada por porfiroclastos de feldspato

alcalino formando textura em augen. O feldspato alcalino também pode ocorrer em menores

dimensões constituindo a banda félsica do gnaisse. Silimanita forma prismas alongados

paralelos à foliação principal, que podem formar camadas (sillimanite folia), agregados

anastomosados e microdobras (Fig. 7h), a silimanita, de forma subordinada, ainda pode

apresentar sem orientação, localizada na interface entre plagioclásio e quartzo ou plagioclásio

e microclina, ou alinhada a planos de fratura na rocha geralmente inclusa em grão de quartzo,

plagioclásio e feldspato alcalino. A silimanita, também, pode ser encontrado em pequenos

grãos aciculares nos planos de clivagem de biotita e plagioclásio, no caso da biotita a reação



37

gera migração de melt rico em fase de minerais opacos que migram entre fraturas. Nas

microdobras e agregados anastomosados, os núcleos podem conter feldspato alcalino

(porfiroclasto) e muscovita, ambos xenomorfos, porém a muscovita é interpretada como

retrometamórfica. O quartzo é ameboide de granulação média e ocorre em agregados de

contato poligonal entre outros cristais de quartzo e/ou agregados com feldspato alcalino e

plagioclásio. Plagioclásio apresenta-se anédrico de granulação grossa, com maclas simples ou

na matriz de granulação fina com leve extinção ondulante. Granada pode ocorrer em

pequenos cristais de 0,4mm, inclusos em quartzo e plagioclásio ou em grandes cristais de

2mm, com presença de fraturas e inclusões de minerais de granulação muito fina. Fraturas e

juntas podem ocorrer perpendicular ou paralelas a foliação. Em ambos os casos são

preenchidas com fluidos de composição alumino-silicática, representado por precipitados de

sericita e sillimanita, ou opacos, resultado de decomposição de biotita. Epidoto, sericita e

argilomineral estão presentes como produto de alteração.

5 - LITOQUIMICA

Foram analisadas 11 amostras de gnaisses para elementos maiores e traços, incluindo

terras raras. Os dados litoquímicos estão apresentados na tabela 1 e representam o paleossoma

do migmatito metatexítico e o biotita gnaisse, ambos do Maciço de Goiás. O Bloco Crustal

Cavalcante-Natividade está representado pelas análises do muscovita-biotita gnaisse.

As principais caraterísticas são os valores de SiO2 maiores que 70%, Al2O3 entre

13,5% e 15%, Na2O ~ 4,0% e razões Na2O/K2O > 2, e de ~1,4 para as amostras de MBG. Os

índices AFM de Irvine e Baragar (1971) indicam afinidade com suítes não toleíticas (Fig. 8a)

e os valores de Na2O + K2O vs SiO2 relacionam os gnaisses com séries subalcalinas. Seus

valores de K2O entre 1,4 e 1,9 sugerem relação com a série cálcio-alcalina (Fig. 8b) de médio

potássio (Le Maitre et al., 1989; Rickwood, 1989; Peccerillo e Taylor, 1976).

Quanto à afinidade com suítes TTG, o diagrama K-Na-Ca (Fig. 8c) de Barker e Arth

(1976) mostra que as amostras não plotam no campo dos throndjemitos (Martin, 1994),

enquanto as amostras do Domínio Cavalcante-Arrais seguem o trend trondjemitico, as

amostras do Maciço de Goiás seguem um trend paralelo ao cálcio-alcalino. Elementos com

afinidade ferromagnesiana (Fe2O3 + MgO + MnO + TiO2) apresentam conteúdos inferiores

5%), exceto para os BM, cujos valores são aproximadamente 6%. As razões K2O/Na2O < 0,5,

em sua maioria, são compatíveis com series TTG (Martin, 1999). Os valores baixos de Mg#,

menor 0,20, são menores que a média pra TTG de Moyen e Martin (2012).

Os elementos maiores permitem, segundo Le Maitre et al. (1989), a determinação de

um domínio de termos tonalíticos, com granitos e granodiorito subordinados. Dados de

minerais normativos para sistema anidro em Mesonorma mostram valores de quartzo entre 39

e 34%, anortita de 12% a 15%, exceto para três amostras de MBG que ficam entre 5% e 8%,

albita entre 32% e 38% e ortoclásio de 8% a 18%. Ao plotar os valores de Ab, An e Or no

diagrama triangular de O’Connor (1965), as amostras ocupam o campo dos tonalitos e

trondhjemitos para as amostras do Domínio Cavalcante-Arrais, enquanto as amostras do

Maciço de Goiás ocupam o campo dos granitos (Fig. 8d). Além disso, o coríndon normativo é

entre 1,2 e 0,7%, e, segundo Chappell e White (2001), rochas com valores de coríndon >1%



38

podem estar relacionadas a fusão de sedimentos ou a granitos Tipo-I extremamente

fracionados. Contudo, o decréscimo de P2O5 com o aumento da sílica contraria a evolução de

granitos Tipo-S. Os dados de saturação em alumina são levemente maiores que 1,0 e

compatíveis, segundo Frost et. al. (2001), com granitos peraluminosos a fracamente

metaluminosos (Fig. 8e). Os valores de álcalis e da razão FeOt/ (FeOt+MgO) indicam relação

com rochas magnesianas e cálcicos (Frost et. al. 2001).

Tabela 2: Dados litoquímicos dos gnaisses da região de São Valério da Natividade (elementos maiores e

menores expressos em % peso e traços em ppm). MG 01E MG 01F MG 09B MG 02D MG 02G MG 04A MG 04J MG 04H MG 08A MG 08B MG 08C Uni MBG MBG MBG BG BG BG BG BG BM BM BM

SiO₂ % 75,25 76,24 74,04 74,22 72,69 74,53 74,20 71,34 72,56 72,48 70,94

Al₂O₃ % 13,73 13,71 13,95 14,28 14,80 13,81 14,28 15,90 13,89 13,94 14,03

Fe₂O₃ % 1,39 1,40 2,33 2,63 2,85 2,40 2,39 3,22 4,05 4,44 4,68

CaO % 1,08 1,05 1,80 2,72 2,79 2,55 2,44 2,99 2,85 3,20 2,77

MgO % 0,28 0,24 0,81 0,76 0,85 0,62 0,71 0,89 1,06 1,09 1,38

Na₂O % 4,42 4,39 4,10 4,18 4,33 3,89 4,10 4,64 4,25 4,01 4,06

K₂O % 2,93 3,06 2,51 1,69 1,74 1,88 1,80 1,67 1,44 1,48 1,70

TiO₂ % 0,21 0,18 0,24 0,26 0,29 0,24 0,25 0,33 0,50 0,53 0,54

MnO % 0,02 0,02 0,03 0,04 0,04 0,03 0,03 0,04 0,06 0,07 0,07

P₂O₅ % 0,01 0,01 0,03 0,06 0,05 0,02 0,04 0,07 0,09 0,12 0,10

SrO % 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,01 0,02 0,01

BaO % 0,09 0,09 0,05 0,04 0,04 0,05 0,04 0,02 0,05 0,04 0,05

Total % 99,44 100,43 99,91 100,92 100,50 100,06 100,32 101,14 100,81 101,43 100,33

LOI % 0,60 0,45 0,74 0,58 0,68 0,45 0,54 0,63 0,65 0,68 0,91

Ba ppm 794,00 816,00 399,00 340,00 346,00 501,00 362,00 210,00 426,00 395,00 468,00

Ce ppm 75,50 63,60 21,60 35,10 26,10 40,00 37,20 12,30 46,30 46,10 52,90

Cr ppm 30,00 30,00 40,00 40,00 40,00 40,00 30,00 40,00 40,00 40,00 60,00

Cs ppm 3,52 3,10 1,92 1,47 1,66 1,41 1,90 3,20 1,53 1,75 2,09

Dy ppm 0,69 0,59 0,75 1,48 1,73 1,22 1,22 1,01 4,68 5,38 5,77

Er ppm 0,15 0,24 0,33 0,81 0,97 0,73 0,55 0,52 3,11 3,38 3,47

Eu ppm 0,68 0,62 0,42 0,63 0,69 0,61 0,62 0,71 1,11 1,03 1,13

Ga ppm 25,80 24,60 19,50 24,70 20,90 22,80 20,90 23,90 20,30 20,20 21,40

Gd ppm 1,69 1,64 1,07 1,92 2,11 1,57 1,87 1,28 4,65 5,87 6,19

Hf ppm 3,50 3,30 3,30 3,10 2,90 2,70 3,60 6,90 5,40 6,00 5,20

Ho ppm 0,10 0,08 0,13 0,32 0,32 0,23 0,18 0,19 1,00 1,12 1,19

La ppm 39,90 34,00 8,80 17,20 13,20 23,00 19,90 7,10 22,30 21,60 21,30

Lu ppm 0,03 0,05 0,05 0,12 0,12 0,10 0,05 0,07 0,38 0,46 0,44

Nb ppm 3,70 3,10 4,50 3,90 4,20 3,90 4,80 7,60 7,70 7,90 8,20

Nd ppm 25,30 21,20 6,40 11,60 10,40 13,30 14,70 4,90 23,40 24,60 26,40

Pr ppm 7,20 6,15 1,87 3,33 2,77 3,78 3,93 1,37 5,59 5,86 6,21

Rb ppm 195,00 193,50 126,00 72,10 74,30 65,70 85,40 89,00 47,30 49,90 57,60

Sm ppm 3,55 3,09 1,27 2,09 2,03 1,94 2,45 1,12 4,62 4,96 6,09

Sn ppm 4,00 3,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 3,00 3,00

Sr ppm 320,00 326,00 212,00 293,00 281,00 286,00 289,00 307,00 191,50 201,00 199,00

Ta ppm 0,80 0,60 0,60 0,80 0,70 0,40 0,60 0,80 0,80 0,80 0,90

Tb ppm 0,15 0,17 0,17 0,30 0,28 0,24 0,24 0,20 0,78 0,87 0,96

Th ppm 9,31 8,03 3,35 2,91 2,33 3,73 4,19 0,95 4,43 4,28 3,50

Tm ppm 0,03 0,03 0,05 0,12 0,13 0,10 0,08 0,08 0,45 0,47 0,51

U ppm 3,03 3,41 0,27 0,28 0,26 0,42 0,46 0,69 0,94 0,83 1,17

V ppm 24,00 20,00 31,00 36,00 35,00 33,00 29,00 39,00 47,00 43,00 51,00

W ppm 642,00 445,00 602,00 654,00 531,00 321,00 668,00 693,00 680,00 601,00 688,00

Y ppm 2,30 2,20 4,00 8,70 9,00 7,30 5,20 5,10 27,70 30,30 35,40

Yb ppm 0,18 0,14 0,26 0,73 0,71 0,62 0,37 0,42 2,72 2,95 3,22

Zr ppm 135,00 131,00 124,00 128,00 121,00 98,00 142,00 258,00 231,00 243,00 214,00

La/Ybᶰ - 315,34 161,23 41,729 33,9839 26,0806 54,5323 94,365 24,0484 13,9138 11,1332 11,4776

Eu/Eu* - 1,07 0,85 0,84 0,96 1,02 0,89 1,81 0,73 0,58 0,56 1,10

Abreviações: MBG – muscovita-biotita gnaisse; BG – biotita gnaisse; BM – paleossoma do migmatito

metatexítico.



39

Seguindo modelos de diagramas Harker (1901), para a tendência de diferenciação,

embora os valores de SiO2 tenham uma variação de apenas 6%, observa-se uma correlação

negativa dos elementos CaO, MgO, TiO2, P2O5, Fe2O3, Y e Zr, enquanto K2O, Ba, Rb, La e Sr

apresentam correlação positiva (Fig. 9). Os valores relativamente estáveis de Na2O e altos de

Cr são compatíveis com os esperados para suítes cálcio-alcalinas em magmas de alto Na2O

(Moyen, 2011) e se apresentam tanto no Maciço de Goiás quanto no Domínio Cavalcante-

Arrais.

Figura 8: Diagramas classificatórios. A) diagrama AFM de Irvine e Baragar (1971); B) Diagrama SiO2 vs K2O

de Peccerillo e Taylor (1976) C) Barker e Arth (1976) modificado por Moyen (2011), CA - trend cálcio-alcalino,

Tj - trend trondjemitico; D) classificação por mineral normativo de O’ Connor (1965); E) índice de alumina

saturação com campo dos granitos tipo S (Frost et al., 2001).

Elementos incompatíveis como Nb, Ta e Y indicam, para a amostra BM do Domínio

Cavalcante-Arrais similaridade com granitos de arco vulcânico para (Fig. 10a), segundo

Pearce et al. (1984). As amostras do Maciço de Goiás e a amostra BG seguem um

comportamento esperado para resultados de fusão parcial de granodioritos com sua evolução

para granitos sin-tectônico.



40

Figura 9: Diagramas binários de elementos maiores, menores e traços.

As amostras da fácies biotita gnaisse apresentam anomalias negativas de Ba, Nb, Ta,

Th, P e Ti, relativas ao manto primitivo de Sun e McDonough (1989), ausência de anomalia

de Sr e valores de Yb abaixo de 4ppm, similares a granodioritos e trondhjemitos de suítes

TTG (Martin, 1999; Moyen e Martin, 2012). Os baixos valores de Sr (<300ppm) se

assemelham aos de suítes TTG de baixo alumínio, com cristalização fracionada de

plagioclásio (Condie, 2005), valores de Zr e anomalias de Nb e Ta compatíveis com o modelo

de Martin (1999) para fontes com restitos de eclogitos ricos em rutilo. As razões de Zr/Hf são

compatíveis com as de basaltos, portanto maiores que as composições de granitos Tipo-S,

segundo Thompson et al. (1984).

As altas razões de Zr/Sm (entre 30 e 230), Lu/Hf (entre 0,08 e 0,02), Nb/Ta (entre 4 e

12) e do conteúdo de Yb (entre 0,12 e 3,22), são próximas a valores médios de suítes TTG

(Moyen e Martin, 2012). A razão La/Yb, combinada com razões altas de Zr/Sm para os MBG,



41

correspondem a magmas TTG de média pressão (Fig. 10b) em equilíbrio com clinopiroxênio,

anfibólio e granada (Moyen 2011). As amostras de BG apresentam baixa razão La/Yb

compatíveis com a evolução de um magma E-MORB. Porém, essas baixas razões de La/Yb,

aliadas a valores variados de Yb, foram relacionadas por Condie (2005) a suítes TTG com

afinidade cálcio-alcalinas pós arqueanas (Fig. 10c), que sofreram diferenciação magmática.

Os valores de anomalia de Eu/Eu* ≤1, por média geométrica (McLennan e Taylor, 2012), se

aproxima de magmas derivados do manto, com apenas uma amostra com valores de 1,8,

relativa ao BG.

Figura 10: Classificação das rochas estudadas baseada nos conteúdos de elementos menores a) classificação

quanto a fonte por Pearce et al. (1984) demostra a afinidade para rochas de arco vulcânico; b) Moyer (2011)

diagrama Sr/Y e La/Yb para diferentes magmas TTG, alta pressão (HP), média pressão (MP), baixa pressão (LP)

e granitos potássicos; c) Amostra vs. Manto Primitivo segundo Sun e McDonough (1989), para elementos

incompatíveis. Campo cinza corresponde a composição média a 1σ para TTG paleoproterozóico segundo Condie

(2005); d) elementos terras raras normalizados por condrito (Boynton, 1984), campo em cinza pertence a

composições de TTG s.s. e campo preto a outros gnaisses cinzas, segundo Moyen e Martin (2012).

Com relação ao condrito de Boynton (1984), é possível relacionar três grupos

distintos: o primeiro com baixa razão LaN/LuN e baixo fracionamento de ETRL em relação

ETRP, correspondente aos BM, mostrando uma relação de equilíbrio do liquido com granada,

mais similares aos plagiogranitos (Fig. 10d) do que a valores de TTG s.s., em comparação

com o trabalho de Moyen e Martin (2012). O segundo grupo com razão LaN/LuN média,

relativos aos BG, mostra uma possível relação com fracionamento de granada e cristalização



42

de biotita. O terceiro evidencia um alto fracionamento de elementos terras raras, com altas

razões LaN/LuN, relativo ao MBG, possivelmente relacionado ao fracionamento de granada e

biotita.

6 - GEOCRONOLOGIA

Os dados isotópicos U-Pb foram produzidos a partir da análise de 21 zircões (Tab. 2)

de uma amostra de biotita gnaisse (ponto MG-04). A maioria dos cristais são incolores a

translúcidos com comprimento entre 200 a 400 µm (Fig. 11), formas euédricas com hábitos

prismáticos bipiramidais e razão comprimento e largura de 1:3. Alguns grãos são subédricos

granulares com razões comprimento/largura entre 1:1 e 1:2, levemente castanhos e fraturados.

As imagens de catodoluminescência evidenciam zonações composicionais e a presença de

núcleos herdados em alguns cristais e com bordas recristalizadas (Corfu et al. 2003). A partir

das razões isotópicas foi elaborado um diagrama concórdia se utilizando do software Isoplot

4.1, seguindo as orientações de Ludwig (2012).

Figura 11: Imagem de catodoluminescência dos zircões: em azul, zircões usados para o diagrama concórdia; em

vermelho, zircões analisados com confiança > 95%; em amarelo idade concordante; em branco dado com

confiança <95%.

Segundo Schoene (2014) erros individuais, de desvio padrão ou de média ponderada,

podem facilitar o encontro de idades sem significado geológico, o que permite uma seleção de

dados e indicar a dispersão geradas por processos de perda de Pb. Hoskin e Black (2000)

indicam que valores ≥0,5 para razões Th/U estão relacionados a idades ígneas, e razões

abaixo de 0,1 podem ser consideradas idades de recristalização de zircão metamórficos.

Portanto, as razões Th/U dos zircões estudados não representam razões ígneas e se

aproximam de razões metamórficas por recristalização. A distribuição da razão Th/U pelas

idades Pb/Pb mostram uma leve perturbação isotópica do sistema na direção de idades mais

jovens e podem ser excluídos da obtenção da idade final mais apurada.



43

A existência de uma idade concordante de 2175±14 Ma, obtida provavelmente em

uma frente de recristalização, determinada pelas análises de imagem de catodoluminescência,

porem fora da projeção da reta discórdia sobre a curva concórdia, não representa

necessariamente uma idade do protólito ígneo. Neste caso, pode resultar em uma idade

relativa a um evento metamórfico pretérito.

A elaboração do diagrama concórdia com as análises de 12 zircões, selecionados pelo

baixo erro individual das idades, pela maior probabilidade linear e, por fim, usando média

ponderada, resulta em uma coerência linear com MSWD=1 e uma probabilidade de ajuste de

0.44 aceitável (Ludwig, 2012). Com essa seleção há uma melhora significativa das idades do

sistema concórdia a partir de uma idade com MSWD = 6.6 para 1.0, com erros de ±20 Ma

para ±13 Ma para o intercepto superior e erros de ±140 para ±85Ma para intercepto inferior.

Assim assume-se que a idade de 2229±13 Ma obtida com os 12 zircões selecionados é mais

significativa e precisa.

Tabela 2: Dados de isótopos de U-Pb de zircões do biotita gnaisse (Bloco Crustal Cavalcante-Natividade) da

região de São Valério da Natividade.

Em negrito os zircões usados para o diagrama concórdia.

Ao usar esses dados pode-se relacionar a idade de intercepto inferior de 614±84 Ma a

uma idade próxima à do último evento tectono-termal, relacionado ao evento Brasiliano. Esta

interpretação condiz com a evolução da Faixa Brasília, porém com a ressalva de que esta

idade não pode ser considerada absoluta pelo grande erro. O elevado erro na idade de

intercepto inferior pode evidenciar no mínimo 2 eventos tecno-termais, que pode ser gerado

pela rotação da reta discórdia. Esse evento intermediário, entre a cristalização e o último

²³²Th/²³

⁸U

²⁰⁷Pb/

²³⁵U 1s(%)

²⁰⁶Pb/

²³⁸U 1s(%) Rho

²⁰⁷Pb/

²⁰⁶Pb 1s(%)

²⁰⁷Pb/

²³⁵U 1s(Ma)

²⁰⁶Pb/

²³⁸U 1s(Ma)

²⁰⁷Pb/

²⁰⁶Pb 1s(Ma) Conc(%)

Z-01 0.11649 0.44 5.60 0.84 0.31 0.71 0.82 0.13 0.45 1916.33 7.24 1742.15 10.87 2060.23 8.10 90.91

Z-03 0.01079 0.46 6.75 1.12 0.36 1.01 0.90 0.14 0.47 2078.64 9.88 1967.83 17.18 2140.54 8.48 94.67

Z-06 0.00517 0.36 7.26 1.14 0.38 1.03 0.89 0.14 0.50 2144.09 10.18 2095.83 18.38 2140.90 8.93 97.75

Z-07 0.42263 0.30 5.58 2.32 0.31 2.14 0.93 0.13 0.89 1912.41 19.78 1739.39 32.57 2055.40 15.64 90.95

Z-09 0.03584 0.36 7.48 1.01 0.40 0.77 0.74 0.14 0.65 2170.11 9.02 2175.76 14.25 2114.88 11.68 100.26

Z-08 0.05744 0.31 5.44 0.78 0.31 0.61 0.74 0.13 0.49 1891.31 6.72 1720.77 9.28 2033.69 8.83 90.98

Z-11 0.00783 0.45 6.95 0.98 0.37 0.86 0.86 0.14 0.47 2104.82 8.74 2034.10 15.09 2124.83 8.48 96.64

Z-12 0.00385 0.43 6.25 1.03 0.34 0.94 0.90 0.13 0.43 2011.86 9.04 1872.84 15.26 2107.82 7.77 93.09

Z-14 0.00803 0.37 7.40 1.17 0.39 0.84 0.69 0.14 0.81 2160.86 10.47 2126.94 15.25 2143.50 14.62 98.43

Z-15 0.12418 0.26 4.91 1.36 0.28 1.27 0.93 0.13 0.48 1804.65 11.47 1594.14 17.95 2006.79 8.79 88.33

Z-16 0.18455 0.48 5.87 1.02 0.31 0.90 0.88 0.14 0.47 1956.94 8.81 1762.80 13.90 2119.15 8.46 90.08

Z-17 0.04677 0.49 6.29 1.01 0.33 0.83 0.80 0.14 0.58 2016.51 8.88 1854.48 13.39 2136.97 10.44 91.97

Z-18 0.01246 0.35 6.84 0.96 0.36 0.79 0.80 0.14 0.54 2090.76 8.53 1974.79 13.52 2157.31 9.78 94.45

Z-19 0.01116 0.21 5.47 1.02 0.30 0.92 0.88 0.13 0.46 1896.29 8.78 1706.32 13.73 2060.91 8.27 89.98

Z-22 0.00759 0.43 6.98 1.01 0.37 0.93 0.91 0.14 0.40 2108.65 9.01 2023.88 16.21 2142.66 7.14 95.98

Z-23 0.00998 0.31 7.10 1.26 0.37 1.18 0.93 0.14 0.44 2124.33 11.20 2047.40 20.66 2149.91 8.00 96.38

Z-24 0.00411 0.41 6.93 0.88 0.37 0.76 0.84 0.14 0.45 2102.07 7.83 2021.05 13.14 2132.53 8.13 96.15

Z-25 0.00698 0.35 6.82 1.17 0.36 1.12 0.95 0.14 0.34 2087.88 10.36 1995.01 19.22 2130.92 6.09 95.55

Z-26 0.00878 0.37 7.11 1.04 0.37 0.94 0.90 0.14 0.44 2125.62 9.26 2043.83 16.53 2156.00 7.84 96.15

Z-27 0.00794 0.44 7.37 0.93 0.39 0.80 0.84 0.14 0.47 2156.83 8.31 2117.96 14.45 2144.30 8.51 98.20

Z-28 0.01933 0.32 6.21 0.91 0.33 0.78 0.84 0.13 0.46 2005.36 7.95 1858.47 12.66 2110.34 8.28 92.68

Z-29 0.10947 0.39 4.55 2.14 0.25 2.06 0.96 0.13 0.58 1741.04 17.80 1440.69 26.57 2073.44 10.48 82.75

MG-04 %206Pb

Idades (Ma)Razões



44

evento metamórfico, pode ter ocorrido entre 2114±11Ma e 2114±19Ma, marcado pela idade

concórdia e pela idade Pb/Pb, respectivamente, ou estar relacionadas as idades Pb/Pb mais

jovem de 2006±8 Ma.

Figura 12: Diagrama concórdia para as idades U-Pb, acima idades Pb/Pb, abaixo relação com idades Pb/Pb e

razão Th/U, evidencia da origem ígnea das idades U/Pb.

Sendo assim, tem-se que a idade de 2229±13 Ma a 1σ (Fig. 12), do intercepto superior

é interpretada com a idade de cristalização do protólito ígneo dos gnaisses. A idade

intermediaria, 2175±14 Ma e as idades Pb/Pb podem estar relacionadas a um evento tectono-

termal pretérito. A idade de 614±85 Ma para o intercepto inferior é interpretada como

resultado do último evento metamórfico que afetou os gnaisses, temporalmente correlato ao

Ciclo Brasiliano Pan-Africano.

7 - DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

A região de São Valério da Natividade é constituída dominantemente por dois

complexos constituídos por gnaisses e migmatitos miloníticos ortoderivados associados a

xenólitos. Os gnaisses possuem um bandamento marcado pela alternância de bandas quartzo-

feldspáticas com bandas máficas onde dominam essencialmente biotita, biotita + muscovita e

muscovita. Os migmatitos são constituídos por um paleossoma gnássico cortado por

leucossomas de injeção. Os xenólitos consistem de xistos metapelíticos e gnaisses

metapsamíticos. O trend estrutural da área estudada é nordeste, marcado pela orientação do

bandamento gnássico do paleossoma dos migmatitos, bandamento dos gnaisses e



45

xistosidades, que apontam para direções variando de N20º-70ºE, com mergulhos de 25º a 84º

SE ou 70º a 82º NW. Os porfiroblastos de estaurolita registram uma foliação interna (S1), cuja

crenulação marca uma foliação S2 que não apresenta continuidade com a xistosidade da rocha.

Dessa forma, a xistosidade e o bandamento dos gnaisses e do paleossoma do migmatito

marcam uma foliação S3, que é o trend dominante na área estudada e aproximadamente

paralelo a Zona de Cisalhamento Rio Maranhão.

A associação mineralógica dos gnaisses ortoderivados estudados não permite

significativos avanços quanto as condições de pressão e temperatura nas quais o

metamorfismo se desenvolveu. No entanto, podemos tecer algumas considerações baseadas

na associação mineralógica dos metapelitos e na presença de migmatitos. Migmatitos se

formam em temperaturas compatíveis com a fácies anfibolito superior (alto grau

metamórfico), ou mais elevada, especialmente associados a reações de desidratação, como a

da muscovita: muscovita+quartzoK-feldspato+silimanita+H2O. A associação mineralógica

e as texturas do estaurolita-granada-muscovita xisto sugerem a ocorrência de uma paragênese

metamórfica, em equilíbrio, típica da fácies anfibolito (médio grau metamórfico), zona da

estaurolita (muscovita+biotita+granada+estaurolita), de metamorfismo de média P/T do tipo

Barroviano. O cianita-granada-biotita xisto, que aflora na cava da mina da Fazenda Rodolita,

apresenta uma associação mineralógica com cianita e estaurolita que corroboram com a

hipótese de um metamorfismo de média P/T de médio grau metamórfico. Os porfiroblastos de

estaurolita do cianita-granada-biotita xisto apresentam coroas de reação para cordierita,

demonstrando seu caráter metaestável e sugerindo condições de mais baixa P. Além disso, as

texturas observadas nos porfiroblastos de cianita também sugerem que esta fase está

preservada em condições de metaestabilidade. A textura coronítica caracterizada por coroas

de cordierita no entorno de porfiroblastos de estaurolita, pode estar indicando uma inflexão da

trajetória metamórfica, no sentido horário, de média P/T para baixa P/T. A associação

clorita+mica branca indica a atuação de um retrometamorfismo da fácies xisto verde. Dados

de química mineral por microssonda eletrônica serão essenciais para a aplicação de métodos

geotermobarométricos que permitam uma melhor determinação das condições de pressão e

temperatura do metamorfismo na região de São Valério da Natividade.

A presença de silimanita em reação com biotita, feldspato e quartzo, geralmente são

creditadas a condições de alta temperatura (>630°C), em condições de faces anfibolito

superior, reconhecida pela associação Granada+Biotita+Cianita ou Sillimanita, ao qual é

compatível com a formação dos primeiros melt em migmatitos com presença de H2O. Além

disso, a grande quantidade de quartzo inibe a formação de estaurolita e a presença de biotita

metaestável, indica que a biotita não está longe do seu campo de estabilidade ~800°C (Bucher

e Grapes, 2011). Entretanto, segundo Vernon (1987) as concentrações de sillimanita são

devidas, em grande parte, à capacidade de agregados de fibrolita sofrer forte deformação não-

coaxial por deslizamento de borda de grão (grain-boundary sliding), enquanto outros minerais

são instáveis nestas zonas e se concentram em zonas interfoliar de menor tensão. Formação e

concentração de silimanita foliar pode ser assistida por fluxo de fluido e a lixiviação de

cátion-bases locais, por meio do qual os minerais instáveis, nas zonas de alta tensão não-

coaxial, são dissolvidos e removidos destas zonas. Musumeci (2002), relata o



46

desenvolvimento da silimanita, como resultado da ação deformação heterogénea e pressão de

fluido, permitindo a substituição de feldspato e biotita magmáticos, com a remoção de álcalis

e sílica, por meio de solução incongruente sob pressão, contribuindo para a nucleação e

crescimento de silimanita em zonas de cisalhamento sob condições de fácies anfibolito. A

ocorrência de uma fase fluida sin-deformacional aumenta o desenvolvimento das reações de

substituição, pois permite a dissolução de minerais reagentes, lixiviação e precipitação de

minerais produtos, em fraturas de dilatação. O aparecimento de silimanita (fibrolita) em

associação com muscovita em rochas quartzo feldspática está associada a primeira isócrona

da silimanita (And>Sil ou Ky>Sil), ao qual a silimanita pode crescer como massas fibrosas

dentro da muscovita ou biotita em substituição (Sen, 2014).

Os dados litoquímicos apontam que tanto o gnaisse do Maciço de Goiás, quanto os

gnaisses do Domínio Cavalcante-Arrais pertencem a suítes cálcio-alcalinas de médio potássio,

com altos valores de sílica. Porém, enquanto o paleossoma do biotita migmatito do Domínio

Cavalcante-Arrais apresenta um caráter mais primitivo, ligados a uma fonte E-MORB, os

gnaisses apresentam protólitos que se comportam como suítes TTG’s cálcio-alcalinas

paleoproterozóicas. Estes gnaisses podem estar relacionados a uma fonte gerada sob média

pressão com retrabalhamento crustal, principalmente nos gnaisses do Maciço de Goiás, onde

os elementos menores apontam para um fracionamento em biotita e granada. Já os gnaisses do

Domínio Cavalcante-Arrais apresentam uma fonte com possível fracionamento de granada e

cristalização de biotita. Os dados litogeoquímicos mostraram, ainda, que os gnaisses do

Maciço de Goiás não podem ser tratados como TTG s.s, sendo mais compatíveis com

complexos gray gneisses, enquanto que o paleossoma do biotita migmatito do Domínio

Cavalcante-Arrais pode ser relacionado a arcos primitivos. Os gnaisses desse domínio

pertencem a suítes TTG’s cálcio-alcalinas paleproterozoicas, segundo Condie (2005), o que

não lhe compete um caráter de suíte TTG s.s. e sim como retrabalhamento de TTG mais

antigos.

A idade de 2229±13 Ma, obtida, neste trabalho, para um biotita gnaisse do Bloco

Crustal Cavalcante-Natividade é interpretada como a idade do protólito ígneo. Essa idade

difere das idades de 2143±11 Ma, apresentadas por Fuck et al. (2014), na região de São

Valério da Natividade, ao qual é relacionada a suíte Pau de Mel (Arco Campinorte), está suíte

apresenta idades entre 2,19 e 2,07 Ga segundo Cordeiro et al. (2014). Assim como, as idades

2172 ± 16 Ma, apresentadas por Praxedes (2015) da suíte Arumina, de caráter peraluminoso

sin colisional, relacionada ao Domínio Cavalcante-Arrais. Idades de cristalização entre 2,2 a

2,3 Ga são encontradas no Domínio Almas-Conceição do Tocantins (Cruz, 2001; Cruz et al.

2003), e são relacionadas a duas suítes TTG’s cálcio-alcalinas, da suíte Almas–Dianópolis. Já

Abdalla e Rodrigues (2014) correlacionam idades U-Pb de 2265 ±9.6 Ma a suíte

peraluminosa Ribeirão das Areias, ao qual apresenta mais afinidade com o provável protólito

do biotita gnaisse. Já a idade de idade de intercepto inferior 614±85 Ma, condiz com a

evolução neoproterozoica da Faixa Brasília (Pimentel et al. 2000a, Fuck et al. 2014).

A constatação de que os trends estruturais em ambos os lados da Zona de

Cisalhamento Rio Maranhão são paralelos, aliados a idade do intercepto inferior do diagrama

concórdia (614±85 Ma), sugerem que o evento metamórfico neoproterozóico relacionado ao



47

Ciclo Brasiliano Pan-Africano na Faixa Brasília foi o responsável pela geração dos gnaisses,

migmatitos e xistos da região de São Valério da Natividade, tanto do Maciço de Goiás como

do Bloco Crustal Cavalcante-Natividade.

Agradecimentos

Agradecemos ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade

Federal de Mato Grosso, a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de Mato Grosso pelo

apoio no projeto “Minerais não Metálicos da região Amazônica: Caracterização e Gênese. ”

Edital nº 009/2009 – PRONEX, Processo: Nº8434612009 e a CAPES pela concessão da bolsa

de mestrado do primeiro autor.

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51

CAPÍTULO 3

CONSIDERAÇÕES FINAIS

A área de estudo compreende dois domínios com origem distintas, formadas no

paleoproterozoico, o primeiro formado por arcos primitivos, representado pelo biotita

migmatito, com formação de gnaisses miloníticos associado a arcos acrescionários ao cráton

São Francisco, evolvidos na orogênese estateriana, nesse trabalho, compreende o domínio

Cavalcante-Arrais, ao qual o evento metamórfico seguinte é relativo a formação de uma suíte

sin colisional, relativa a suíte Aurumina. A seguir a formação de um complexo gray gneisses

(Moyen e Martin, 2012), com gnaisses peraluminosos, relativos a retrabalhamento crustal,

ricos em biotita e muscovita encaixados em sequencias peliticas e psamiticas metamorfisadas

em faces anfibolito, relacionados ao Domínio Campinorte. Embora, dado geocronológico

apontam para uma perda de Pb, relativa ao neoproterozoico, essa não é necessariamente uma

prova da colisão desses domínios no neoproterozoico, e sim marca o envolvimento desses

domínios na evolução da porção Norte da Faixa Brasília, ao qual seu desenvolvimento ocorre

entre 710Ma a 680Ma, idades relativas a granulitos (Giustina et al. 2009) associados ao

sistema de cisalhamento Rio Maranhão.

Os dados relativos a petrografia dos metapelitos, apontam caminhos para realização de

dados analíticos relativos a geobarômetros e geotermômetros, em principal granada e

cordierita, ao qual podem registrar dados importantes sobre a evolução desses domínios. Com

complemento de dados geocronológicos em monazita ou em zircão detritico na reconstrução

de eventos geológicos ou na proveniência desses metassedimentos, ao qual poderia apontar de

forma mais concisa as relativas sequencias ao qual pertença, seja a sequência Campinorte, ou

a complexo granulitico.

A presença de silimanita em muscovita-biotita-silimanita gnaisse apontam para um

evento metamórfico de alta temperatura na face anfibolito superior (Bucher & Grapes, 2011),

sin-cinético a zona de cisalhamento, sob regime dúctil-rúptil e/ou rúptil-dúctil, o que pode ser

diacrônico com a presença de cordierita e orto-anfibólio em metapelitos, e formação de

complexos gnáissicos migmatitos relativos a retrabalhamento crustal, em fase tardia de um

sistema orogênico.

Quanto a microtexturas de recristalização em quartzo e feldspatos relativos a

recristalização dinâmica, associados a foliação subvertical com lineação mineral sub-

horizontal e migmatitos estromáticos indicam a ação de deformação por regime de

cisalhamento sob pressões medias e alta temperatura, com desenvolvimento de uma fase

posterior de baixa temperatura e baixa deformação, com um caráter rúptil, tardio. A análise de

microestruturas unidas de geoquímica mineral, principalmente em bordas de crescimento, em

plagioclásio tem sido usada para a construção de dados relativos a geobarometria e

principalmente geotermometria, o que pode contribuir com os dados descritos nesse trabalho

relativos a microtectônica que apontam para temperaturas e pressões relativas a faces

anfibolito.



52

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