VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA … · Grosso como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geologia, ... (SIP) Suíte Intrusiva Paranaíta; ... Tabela 1.3:

VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES

PIRES – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO

NOROESTE DE MATO GROSSO – ESTUDO PETROLÓGICO

ii

iii

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

Reitor Paulo Speller

Vice-Reitor

Elias Alves de Andrade

Pró-Reitora de Pós-Graduação

Marinêz Isaac Marques

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

Diretor

Carlos Antônio Dornellas

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

Chefe

João Batista de Matos

Coordenadora do Programa de Pós-Graduação em Geociências

Rúbia Ribeiro Viana

iv

v

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 01

VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES

PIRES – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO

NOROESTE DE MATO GROSSO – ESTUDO PETROLÓGICO

Maria Elisa Fróes Batata

Orientador

Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite

Co-Orientadora

Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Geologia da Faculdade de Geologia da Universidade Federal de Mato

Grosso como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geologia, Área de Concentração: Evolução Crustal e Metalogenia

CUIABÁ 2007

vi

Universidade Federal de Mato Grosso – http://ufmt.br Instituto de Ciências Exatas e da Terra – http://ufmt.br Curso de Geologia – http://ufmt.br Departamento de Recursos Minerais – http://ufmt.br Programa de Pós-Graduação em Geociências – [email protected] Campus Cuiabá – Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó 78.060-900 – Cuiabá, Mato Grosso Fone: (65) 3615-8000 – Fax: (65) 3628-1219 – E.mail: – http://ufmt.br Os direitos de tradução e reprodução são reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos, ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.

Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Central do Sistema de Bibliotecas e Informação – SISBIB – Universidade Federal de Mato Grosso

Batata, Maria Elisa Fróes Vulcanitos Ácidos da Província Ígnea Teles Pires – SW do Cráton Amazônico na Região Médio

Noroeste de Mato Grosso – Estudo Petrológico [manuscrito]. / Maria Elisa Fróes Batata – 2007

xiv, 39f.; il. Color. (Contribuições às Ciências da Terra, série 1, vol. 1, n. 1).

Orientador: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite

Co-Orientadora: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa

Dissertação (Mestrado). Universidade Federal de Mato Grosso. Instituto de Ciências Exatas e da Terra. Faculdade de Geologia. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Geociências.

Área de Concentração: Evolução Crustal e Metalogenia 1. Geologia – Dissertação. 2. SW do Cráton Amazônico – Dissertação. 3. Vulcanitos Ácidos –

Dissertação. 4. Estudo petrológico – Dissertação. I. Universidade Federal de Mato Grosso. Departamento de Geologia. II. Título.

CDU: .....

vii

Dedicatória

Não poderia deixar de dedicar

este trabalho à cara amiga

Maria Zélia, como forma de

nela reconhecer minha grande

incentivadora, sempre me

creditando mais do que

mereço.

“Não busques a vaidade de ser melhor que os outros. Contenta-te com a tarefa gloriosa de tentares ser melhor que és. Que tu não sejas o teu limite de crescimento, mas o teu grande questionamento, o

teu grande interrogador” (Henfil).

viii

ix

Agradecimentos Chegou a hora de externar os agradecimentos aos envolvidos nesta minha etapa de vida,

jamais pensada ou programada. Claro é que o resultado de agora é a seqüência de pesquisas anteriores,

de fundamental importância para a realização desta investigação, que contou com o apoio

imprescindível do CNPq através do projeto 473117/03-7; li diversos autores, recebi ensinamentos de

muitos professores desde a graduação até agora, internos e externos à UFMT; vi vários pontos de vista

sob diferentes ópticas, que embasaram a construção de meus conhecimentos. Embora esta dissertação

seja individual, pela sua natureza acadêmica, não posso deixar de expressar os meus sinceros

agradecimentos a algumas pessoas que estiveram muito próximas neste percurso, contribuindo

sobremaneira para a construção deste trabalho.

Ao Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite e Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa,

agradeço imensamente por me terem aceitado como orientanda, por serem compreensivos com meus

limites, sempre incentivando a superá-los; por me terem acompanhado par e passo no campo ou em

laboratório, fornecendo valiosa bibliografia, indicando caminhos, fazendo sugestões, críticas e

correções. Bem sei que para isso despenderam o seu precioso tempo, mesmo em horas críticas de

saúde familiar ou de compromissos outros, particulares;

Ao Prof. Dr. Gerson Souza Saes, que sempre esteve presente, nunca se negando a dividir seus

conhecimentos, e que, com a sua clareza simples, torna as coisas tão fáceis;

À Profa. Dra. Ana Cláudia Dantas da Costa, ao Prof. Dr. João Batista de Matos e Prof. Dr.

Carlos Humberto da Silva, pela oportunidade de acompanhá-los em campo, por tê-los ao lado em

laboratórios, pelas “macro e micro” dicas;

Aos colegas da primeira turma, aos das subseqüentes, de graduação e de outras áreas que, de

uma forma ou de outra, contribuíram com sua amizade, me fazendo aprender com as discussões e

conversas, com comentários e com sugestões efetivas para a realização deste trabalho, gostaria de

expressar minha profunda gratidão. Embora não mencionando todos nominalmente, não posso deixar

de citar a Alessandra, Gisely, Maristela e Elaine, e Tiago Amadeu e Marcel da graduação, pela grande

ajuda na informática e na construção dos gráficos. Também sou muito grata ao apoio recebido do

pessoal da secretaria, dos técnicos dos laboratórios de microscopia, laminação e LAMUTA;

Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências, na pessoa da coordenadora Profa. Dra.

Rúbia Ribeiro Viana, e aos membros da banca examinadora, pelas contribuições que certamente virão;

At last, but not least, à minha família, pela compreensão e ternura lidas mesmo nas

entrelinhas, por tudo dito e não dito e, em não havendo muitas maneiras de dizer o indizível, digo

apenas – o que não é pouco – obrigada por tudo. Aos meus filhos, Daniel e Natália, falo que foi muito

gratificante sentir a excitação e orgulho com que sempre reagiram aos resultados acadêmicos da

'mãe/colega' ao longo deste tempo curricular, desejando que o entusiasmo, seriedade e empenho posto

no trabalho lhes possam servir de estímulo para fazerem sempre mais e melhor.

x

Sumário Agradecimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ix

Sumário . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . x

Lista de Figuras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xi

Lista de Tabelas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xii

Resumo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiii

Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiv

Capítulo 1 Introdução Apresentação do Tema . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

Contexto Geológico Regional da PITP . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 Terreno Granítico Alta Floresta. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

Complexo Tabaporã . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 Tonalito Japuíra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 Granito Zé do Torno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

Grupo Roosevelt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

Suíte Rio do Sangue . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 Granito Fontanillas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 Granito Juara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Charnockito-Mangerito São Roque . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 Gabro Juína . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Suíte Intrusiva Tatuí . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

Granito Aripuanã . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 Coberturas Sedimentares . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Capítulo 2 Artigo 1

Resumo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 Introdução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Petrografia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

Geoquímica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

Considerações finais e conclusões . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

Agradecimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Referências . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Referências. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Ficha de Aprovação. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

xi

Lista de Figuras Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo................................................................................................1

Figura 1.2: (A) Mapa de localização da Folha Sc-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha Sc-21 Juruena......................................................................................... .......2

Figura 2.1: Mapa de localização da área de estudo...............................................................................................15

Figura 2.2: (A) Mapa de localização da Folha Sc-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha Sc-21 Juruena................................................................................................15

Figura 2.3: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) cristaloclasto de quartzo com bordas e golfos de corrosão, e púmice elipsoidal; (B) cristaloclasto de sanidina e litoclasto acidental com granada; (C) litoclasto acidental com cristais euédricos de granada, mostrando contato nítido com a matriz; (D) fiammes e textura eutaxítica contornando cristaloclasto euédrico; (E) elementos de devitrificação em altas temperaturas – detalhe de esferulito; (F) esferulito do tipo gravata-borboleta, opaco e zircão; (G) textura glomeroporfirítica constituída por cristaloclastos de plagioclásio associados a clorita secundária; (H) detalhe de textura eutaxítica contornando cristal de plagioclásio. Imagens com polarizadores cruzados; objetivas de 4 e 10 vezes nas figuras A-B-C-G E D-E-F-H, respectivamente.............................................18

Figura 2.4: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) fragmentos de cristal pontiagudo com corrosão magmática, e púmice arredondado, em matriz tufácea; fraturamento preenchido por epidoto e clorita; (B) nível máfico formado por agregado de palhetas orientadas de biotita; (C) shard em plate devitrificada, com neoformação de calcita+quartzo+clorita, e púmice elipsoidal amoldado a anteparo de cristaloclasto; (D) pseudomorfismo total, principalmente para grãos de epidoto, de fenocristal de plagioclásio fragmentado. Imagens com objetivas de 4 vezes e polarizadores paralelos e cruzados, à esquerda e direita, respectivamente.............................................................................................................19

Figura 2.5: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas Al2O3 versus TiO2.............................................................................................................................................................24

Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO2 versus óxidos e elementos menores e traços.......................................................................................................................25

Figura 2.7: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas químico-classificatórios: (A) Álcalis versus Sílica; (B) SiO2 versus Zr/TiO2; (C) R1-R2.......................................26

Figura 2.8: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas (A) total de álcalis versus sílica; (B) AFM; (C) La versus Yb; (D) total de álcalis e CaO versus sílica; (E) A/NK versus A/CNK; (F) P2O5 versus SiO2...................................................................................................................27

Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K2O+Na2O (A); Zr (B); Nb (C); Ce (D); Y (E); Zn (F).........28

Figura 2.10: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas: (A) Hf-Rb/30-Ta*3; (B) Rb versus Y+Nb..........................................................................................................................29

Figura 2.11: Padrões de distribuição dos vulcanitos estudados nos diagramas de: (A) elementos traços, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica; (B) ETR, normalizados pelos valores condritos de Nakamura 1977 .........................................................................................................30

xii

Lista de Tabelas Tabela 1.1:. Dados isotópicos do Terreno Granítico Alta Floresta: (SIM) Suíte Intrusiva Matupá; (SIFS) Suíte

Intrusiva Flor da Serra; (SIP) Suíte Intrusiva Paranaíta; (SIJ) Suíte Intrusiva Juruena; (SIC) Suíte Intrusiva Colíder; (evap.), metodologia de evaporação; (conv.) metodologia convencional; (py) pirita......................3

Tabela 1.2:- Dados isotópicos de rochas do Complexo Tabaporã...........................................................................4

Tabela 1.3: Dados isotópicos para rochas vulcânicas e plutônicas do Grupo Roosevelt.........................................7

Tabela 1.3:-Continuação..........................................................................................................................................8

Tabela 2.1: Composição química de elementos maiores e menores, e razão Ga/Al de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.........................................................................................................20

Tabela 2.2: Composição química de elementos traços de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena..........................................................................................................................................................21

Tabela 2.2: continuação..........................................................................................................................................22

Tabela 2.3: Composição química de ETR de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena ......23

xiii

Resumo Este trabalho foi desenvolvido na Província Ígnea Teles Pires – PITP, sudoeste do Cráton

Amazônico, na região de Juína, Castanheira e Juruena, municípios do norte do estado de Mato Grosso.

Esta província se constitui de grande volume de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente

ácidas, com termo básico subordinado e rochas graníticas cogenéticas, de 1,8-1,75 Ga. O arcabouço

geológico da região consiste de dez unidades, da mais antiga para a mais nova: Terreno Granítico Alta

Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do

Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. Os vulcanitos foram

estudados do ponto de vista petrográfico e geoquímico, sendo classificados como ignimbritos, dos

quais se individualizou: tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e tufos

estratificados. Às vezes, esses litotipos apresentam evidências de processos hidrotermais com provável

interação com água do mar, ou de milonitização e/ou metamorfismo de fácies xisto-verde. As rochas

ali presentes têm composição restrita, dominantemente dacíticas a riolíticas, provenientes de um

magmatismo caracterizado como cálcio-alcalino do tipo I, tendo evoluído de metaluminoso a

levemente peraluminoso, gerado a temperaturas de aproximadamente 900oC, com moderada fO2.

Sugere-se seu desenvolvimento em um ambiente extensional do tipo rift em margem continental com

arco vulcânico pré-existente. Os resultados aqui obtidos, associados à idade em torno de 1,76 Ga,

permitem a correlação desses litotipos com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt. Esta pesquisa

possibilitou a elaboração do artigo “As rochas vulcânicas da Província Ígnea Teles Pires na região

médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua caracterização petrológica”,

submetido à Revista Brasileira de Geociências, que corresponde ao capítulo dois deste volume.

xiv

Abstract This work was performed in the Província Ígnea Teles Pires - PITP, in the southwest of the

Amazonian Craton, in the regions of Juína, Castanheira and Juruena – northern Mato Grosso state.

This province contains a large volume of acid efusive and volcanoclastic rocks, showing subordinated

basic terms and cogentic granitic rocks, of 1,8-1,75 Ga. The geological structure of the region consists

of ten units, which, in a scale from the oldest to the most recent, are: Terreno Granítico Alta Floresta,

Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue,

Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis and Grupo Parecis. The volcanits have been

studied under the petrographic and geochemistry perspectives. They were classified as ignimbrite, and

subclassified as: Matrix Cineritic Supported Tuff, Crystal Supported Tuff and Stratified Tuff.

Sometimes these lithotypes present evidences of hydrothermal processes with probable interaction

with seawater, or of mylonitization and/or metamorphism of greenschist facies. The rocks do not

present a varied composition. They are predominantly composed of dacites and rhiolites. They

proceed from a magmatismo classified as a type I calc-alkaline, which have envolved from

metaluminous to slightly peraluminous, generated at temperatures around 900 Celsius degrees, with

moderate fO2. It is suggested that its development happened in an extensional environment of the type

rift, in continental margins with preexisting volcanic arches. The results gotten, that are estimated to

be around 1,76 Ga, allow to the correlation of these lithotypes with Grupo Roosevelt stratigraphic unit.

This research made possible the elaboration of the article "As rochas vulcânicas da Província Ígnea

Teles Pires na região médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua

caracterização petrológica”, submited at the “Revista Brasileira de Geciências”, which corresponds

to chapter two of this volume.

Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.

1

Capítulo 1 Introdução

Apresentação do Tema

A Província Ígnea Teles Pires - PITP (Leite et al. 2001a) situa-se na porção sudoeste do

Cráton Amazônico, onde suas ocorrências extrapolam os limites das províncias geocronológicas

Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Tassinari et al. 1996; Tassinari & Macambira 2000) ou

Tapajós-Parima e Rondônia-Juruena (Santos et al. 2000). Abrange cerca de 40.000 km2, numa faixa de

350 km de comprimento, de direção aproximada a E-W, disposta principalmente ao longo do rio

homônimo, também com ocorrências nas cercanias das cidades de Colíder, Nova Canaã do Norte, na

borda norte do Graben do Caiabis, nos arredores dos municípios de Juruena e Aripuanã, localidades

da porção norte do estado de Mato Grosso (Figura 1.1). Esta província constitui-se de grande volume

de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente ácidas, com termo básico subordinado e rochas

graníticas cogenéticas. Os litotipos de origem vulcânica presentes na região de Juína, Castanheiras e

Juruena foram estudados do ponto de vista petrográfico e geoquímico a partir, respectivamente, de 35

seções delgadas e igual número de amostras para análises químicas. Os resultados encontram-se

discutidos no capítulo dois, que constitui um artigo sob o título “As rochas vulcânicas da Província

Ígnea Teles Pires na região médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua

caracterização petrológica”, submetido à Revista Brasileira de Geociências.

Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo (Miranda & Amorim 2000)

Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico

2

Contexto Geológico Regional da PITP

Este tópico é fundamentado em dados da literatura e apresenta um panorama da geologia

regional, dando ênfase aos aspectos petrográficos, estruturais, tectônicos e geocronológicos. A região

de estudo está inserida no domínio geológico da Folha SC.21 Juruena, composta, segundo Silva et al.

(1980), por oito unidades apresentadas da mais antiga para a mais jovem: Complexo Xingu, Grupo

Uatumã consistindo da Formação Iriri e Granito Teles Pires, Grupo Beneficente, Granito Serra da

Providência, Grupo Caiabis com as formações Dardanelos e Arinos, Arenito Fazenda Casa Branca,

Diabásio Cururu e Formação Araguaia. A partir desse trabalho original, baseados em pesquisas que se

sucederam, algumas modificações e redefinições de unidades foram propostas por Leite et al. (2001b)

e Lacerda Filho et al. (2004), sendo que um novo empilhamento estratigráfico foi sugerido por Leite et

al. (2005a), consistindo das seguintes unidades, também da mais antiga para mais jovem: Complexo

Tabaporã, Terreno Granítico Alta Floresta, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Suíte Rio do Sangue,

Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Tipo Rio Branco, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. Os novos dados

geocronológicos para o Complexo Tabaporã, suscitam a proposição de um reordenamento

estratigráfico constituído por dez unidades, segundo a ordem anterior: Terreno Granítico Alta Floresta,

Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue,

Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. (Figura 1.2A-B).

Figura 1.2: (A) Mapa de localização da Folha SC-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha SC-21 Juruena (modificado de Leite et al. 2005a).


3

Terreno Granítico Alta Floresta

Leite et al. (2001b) definiram como Terreno Granítico Alta Floresta a unidade constituída de

rochas graníticas deformadas, anteriormente incluídas no Complexo Xingu, situadas na porção E-NE

da Folha SC-21 Juruena, que ocorrem entre os municípios de Peixoto de Azevedo e Juruena. Segundo

Lacerda Filho et al. (2001) este domínio representa a evolução de um cinturão do tipo colisional,

formado por diversas suítes de natureza cálcio-alcalina e composições variando desde dioríticas até

graníticas. Os mesmos autores consideram que estas suítes são intrusivas em gnaisses polideformados,

correlacionáveis ao Complexo Cuiú-Cuiú da Província Tapajós, e classificam cinco delas como

granitóides do tipo I oxidado e uma como do tipo S, sendo, respectivamente, suítes Matupá, Flor da

Serra, Paranaíta, Juruena, Colíder e Nhandu, e Suíte Intrusiva Apiacás. O padrão geocronológico

destas suítes mostra intervalo temporal de aproximadamente 100 Ma, entre 1,89 Ga e 1,79 Ga, com

idades modelo Sm-Nd entre 2,35 Ga e 2,22 Ga (Tabela 1.1).

Tabela 1.1. Dados isotópicos do Terreno Granítico Alta Floresta: (SIM) Suíte Intrusiva Matupá; (SIFS) Suíte Intrusiva Flor da Serra; (SIP) Suíte Intrusiva Paranaíta; (SIJ) Suíte Intrusiva Juruena; (SIC) Suíte Intrusiva

Colíder; (evap.), metodologia de evaporação; (conv.) metodologia convencional; (py) pirita. (modificado de Leite et al. 2005a).

Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga)

SIM – SUÍTE INTRUSIVA MATUPÁ

JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,894

Moura 1998 Pb-Pb evap. Granito 1,872


Pimentel 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,340

Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,350

SIFS – SUÍTE INTRUSIVA FLOR DA SERRA

Pimentel 2001 Sm-Nd TDM Gabro 2,230

Lacerda Filho et al.2001 Sm-Nd TDM Granito 2,340

SIM – SUÍTE INTRUSIVA PARANAÍTA

Pimentel et al. 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,221







JICA/MMAJ 2000 Pb-Pb evap. Granito-Veio Qz c/py 1,760

JICA/MMAJ 2000 Pb-Pb evap. Granito-Veio Qz c/py 1,560

SIJ – SUÍTE INTRUSIVA JURUENA

JICA/MMAJ 2.000 U-Pb conv. Granito 1,848

JICA/MMAJ 2.000 Pb-Pb evap. Granito 1,823


SIC – SUÍTE INTRUSIVA COLÍDER


Pimentel 2001 U-Pb conv. Granito 1,781


4

Complexo Tabaporã

Esta unidade aflora nas proximidades do município de Tabaporã e ao longo do curso médio do

rio Arinos, a sudoeste do município de Juara, parcialmente recoberta pelos sedimentos do Grupo

Parecis, com ocorrências menores a oeste-sudoeste do município de Alta Floresta, descritas por

Lacerda Filho et al. (2001) como Complexo Fazenda Mogno. Apresenta-se como blocos e matacões

tabulares a subarredondados, tendo granulação grossa a média, cor cinza a preta, com bandamento

gnáissico de direção preferencial E-W e mergulhos de moderados a altos para N. As rochas desta

unidade consistem de quartzo dioritos, granodioritos e monzogranitos, com raros corpos de

anfibolitos, estando intrudidas por apófises graníticas de composições e texturas semelhantes aos

pertencentes à Suíte Rio do Sangue, com dimensões de poucos a dezenas de metros. Encontram-se

metamorfizadas na fácies anfibolito superior a granulito, caracterizada por uma paragênese composta

por hornblenda, granada e hiperstênio. Uma deformação sobrepõe-se heterogeneamente sobre todo o

conjunto, definindo uma foliação milonítica de direção NNW e mergulhos de ângulo variável para

NNE. As poucas datações obtidas para litotipos diversos resumem-se a resultados de Rb-Sr e Sm-Nd

em rocha total e U-Pb e Pb-Pb em zircão (Tassinari et al. 1996, Lacerda Filho et al. 2001, Leite et al.

2001b, Leite & Saes 2003) e mostram variação de idades entre 2,26 Ga e 1,70 Ga (Tabela 1.2) não

permitindo a definição de um padrão geocronológico comum para esta unidade. A partir desses dados

e do conhecimento mais aprofundado do contexto geológico em que ela se insere, Leite et al. (2006)

interpretaram 1,96 Ga como idade de cristalização do Complexo Tabaporã e as mais jovens, em torno

de 1,77 Ga como resultado de reaquecimento regional correlacionável ao episódio vulcano-plutônico

Roosevelt. Diante de novos dados apresentados por Costa et al. (2006) que consideram 1737 ± 2 Ma

como cristalização do Complexo Tabaporã e 1696 ± 6 Ma como deformação, aliados a outros

resultados similares (Tabela 1.2), aqui se propõe que essas idades de 1,96 Ga e 1,77 Ga sejam

correspondentes, respectivamente, a núcleo herdado e à formação da unidade, considerando-se este

complexo como mais novo que as rochas do Terreno Granítico Alta Floresta. Assim sendo, sugere-se

alteração no empilhamento estratigráfico proposto por Leite et al. (2005a) para: Terreno Granítico

Alta Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte

Rio do Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. (Figura 1.2

A-B).

Tabela 1.2 - Dados isotópicos de rochas do Complexo Tabaporã (modificado de Leite et al. 2005a).


Costa et al. 2006 Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,74

Costa et al. 2006 Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,70

Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd isocrônico Anfibolito 2,24

Lacerda Filho et al. 2001 U-Pb Migmatito 1,78

Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd TDM Migmatito 2,26

Lacerda Filho et al. 2001 U-Pb Metagranito 1,77

Lacerda Filho et al. 2001 Sm/Nd TDM Metagranito 2,00

Leite et al. 2001a Pb-Pb evaporação Metagranito 1,96

Tassinari et al. 1996 Rb-Sr RT Gnaisse 1,97


5

Tonalito Japuíra

O Tonalito Japuíra consiste de um corpo alongado, de 180 por 30 a 60 km nas direções E-W e

N-S, respectivamente, estendendo-se desde o baixo curso do Rio Arinos no noroeste de Juara,

cruzando o Rio Juruena na reserva indígena homônima, até Aripuanã. Esse Tonalito é parcialmente

recoberto por sedimentos mesoproterozóicos da Formação Dardanelos nas proximidades da

confluência do Rio Arinos com o Rio dos Peixes; apresenta contato abrupto com rochas vulcânicas do

Grupo Roosevelt e possivelmente é intrudido por granitóides da Suíte Rio do Sangue e da Suíte Tatuí,

em direções oeste e sul e leste, respectivamente. Essa unidade compõe-se de rochas cinza a cinza-

esbranquiçadas, de granulação grossa a média, que ocorrem como grandes blocos e matacões. Seus

litotipos apresentam foliação metamórfica proeminente, algumas vezes transicionando para

bandamento gnáissico com direções preferenciais NW-SE e E-W. Petrograficamente classificam-se

como tonalitos, com restrita variação para granodioritos, com paragênese metamórfica representada

por biotita e hornblenda indicando condições metamórficas de fácies anfibolito. Leite et al. (2006)

consideram essa unidade como representativa de arco magmático continental e, com base em

resultados Pb-Pb em zircão, sugerem sua idade de formação coincidente com 1,77 Ga, enquanto que

os dados de Sm-Nd indicam idades T(DM) em torno de 2,26 e ξNd(1.77) levemente negativo.

Granito Zé do Torno

O Granito Zé do Torno foi denominado informalmente por Costa (1999) durante pesquisas da

Mineração Aripuanã, sendo em outros trabalhos na mesma área, denominado Granito Paraibão ou

Granito G1 (Lacerda Filho et al. 2004). Corresponde a corpos que estão distribuídos

concordantemente com a estruturação regional, em faixas alongadas e descontínuas entre os

municípios de Juruena e Aripuanã (MT), ora apresentando-se como enclaves nas rochas vulcânicas do

Grupo Roosevelt. Estes litotipos variam de equigranulares médios a porfiríticos de matriz fina a

média, com cores de rosa a cinza e, conforme os autores acima citados, geralmente exibem textura

rapakivi. Apresentam zonas de cisalhamento com alinhamento de minerais máficos que

desenvolveram foliação milonítica de direção predominantemente WNW-ESE. Paula & Paulo (2003)

classificaram petrograficamente esses litotipos como sieno a monzogranitos, que consistem de

proporções variáveis de feldspato alcalino, plagioclásio e quartzo, tendo biotita e titanita como

máficos principais; descreveram também enclaves máficos alongados de até 30 cm, ricos em biotita

associada com magnetita. Os dados geocronológicos disponíveis para a área referem-se a um

monzogranito que apresenta idade de 1.755 ± 5 Ma obtida pela metodologia U-Pb em zircão por

SHRIMP (Néder et al. 2001).

Grupo Roosevelt

Esta unidade, anteriormente englobada no Grupo Uatumã e descrita no Cráton Amazônico

desde os trabalhos de Silva et al. (1974, 1980) e Basei (1977), foi individualizada por Santos et al.


6

(2000). Expõe-se principalmente ao longo do vale do Rio Teles Pires, na divisa entre os estados de

Mato Grosso e Pará, desde a região da Serra Formosa até o Município de Aripuanã, com ocorrências

importantes nas cercanias dos municípios de Colíder e Nova Canaã do Norte, ao longo do Rio dos

Peixes, ao sul do Graben dos Caiabis e entre Juruena e Castanheira (Leite et al. 2005a).

O Grupo Roosevelt compõe-se por rochas vulcânicas ácidas, e, mais raramente, diques e sills

básicos, com uma granitogênese associada. Os termos ácidos, de variação composicional restrita,

dacítica a riolítica, apresentam-se como lavas maciças de textura porfirítica ou como produtos

vulcanoclásticos e piroclásticos, associados a brechas autoclásticas, depósitos de tufos lapilliticos e

tufos cineríticos, bem como depósitos do tipo base surge (Leite et al. 2001a, 2001c, Leite & Gomes

2002, Néder et al. 2002), classificados como de afinidade cálcio-alcalina de alto potássio, gerados a

partir de protólitos crustais, com assinatura geoquímica de arcos magmáticos (Néder et al. 2000; Pinho

et al. 2001a; Leite et al. 2001a, 2001b, 2005a). Intercalações delgadas de corpos lenticulares de cherts

puros esbranquiçados e cherts ferruginosos, siltitos manganesíferos e formações ferríferas bandadas

constituem a sedimentação química associada a esta unidade. A porção básica ocorre especialmente na

região do Moriru (Pinho et al. 2003), em Aripuanã (Néder et al. 2000), na região do Distrito de

Filadélfia (Batata et al. 2005a) e nas proximidades do município de Castanheira (Leite et al. 2005a),

sendo seus litotipos descritos como toleíticos, caracterizando vulcanismo bimodal, de natureza

continental (Leite & Saes. 2000, Néder et al. 2000). Quanto à granitogênese associada, Basei (1977),

Silva et al. (1980) e Tassinari et al. (1984) designaram-na genericamente como Granitos Tipo Teles

Pires. Esta manifestação é caracterizada por um grande número de plútons e stocks, de formas

ovaladas a elipsoidais, intrudidos em níveis crustais rasos, que afloram principalmente no vale do Rio

Teles Pires, desde as proximidades do município de Peixoto de Azevedo até a região de Aripuanã, na

borda sul do Graben do Cachimbo; ocorrem também na borda norte do Graben dos Caiabis, desde

Colíder até as cercanias do Rio Juruena. O Granito Tipo Teles Pires consiste em rochas avermelhadas,

isotrópicas, com composição dominantemente monzo a sienogranítica, com raros riebeckita granitos,

apresentando texturas diversificadas, tais como equigranular, porfirítica, rapakivi, microgranular,

gráfica e granofírica (Silva et al. 1980). Para essas rochas intrusivas é indicada assinatura geoquímica

principalmente alcalina, com raras amostras nos domínios cálcio-alcalinos e peralcalinos, coincidentes

com uma granitogênese do tipo A (Tassinari et al. 1996 e Tassinari & Macambira 2000).

Os dados geocronológicos e isotópicos (Tabela 1.3), embora escassos, permitem traçar um

padrão coerente para a evolução do vulcano-plutonismo Roosevelt (Leite et al. 2005a). Pelos

resultados U-Pb em zircão (SHRIMP, convencional e Pb-Pb por evaporação), foi estabelecido um

intervalo de cerca de 60 Ma para a evolução da unidade, entre 1,8 Ga e 1,74 Ga (Néder et al. 2000;

Pinho et al. 2000; Leite et al. 2001a; Santos et al. 2001). Já os resultados de análises isotópicas Rb-Sr

(Basei 1977, Silva et al. 1980 e Tassinari et al. 1996) evidenciam concentração de resultados em torno

de 1,65 Ga.. Os poucos dados Sm-Nd encontrados na literatura mostram T(DM) variando entre 1,9 e 2,2

Ga com valores ξNd de levemente negativos a positivos, o que, segundo Santos et al. (2000), reflete


7

proveniência mantélica, sendo que Pinho (2002) sugeriu derivação a partir de material crustal com

pouco tempo de residência. Quanto às rochas intrusivas, os dados geocronológicos disponíveis (Rb-Sr)

foram obtidos durante os anos 70 e início dos 80 (Basei 1977, Silva et al. 1980). Resultados mais

recentes de Pb-Pb e U-Pb em zircão (Néder et al. 2000, Leite et al. 2001a, Santos et al. 2001, Pinho et

al. 2003) indicam uma variação entre 1,801 Ga e 1,759 Ga, semelhantes àqueles obtidos para a porção

vulcânica da unidade, sugerindo contemporaneidade entre os dois processos, o que já havia sido

proposto por Basei (1977) e Tassinari et al. (1984). No entanto, Leite et al. (2005a) ressaltaram que,

tanto para as rochas vulcânicas como para as intrusivas, as datações pelo método Rb-Sr forneceram

idades, em média, 100 Ma mais jovens do que as obtidas pela sistemática U-Pb.

Tabela 1.3.- Dados isotópicos para rochas vulcânicas e plutônicas do Grupo Roosevelt (modificada de Leite et al. 2005a).


Néder et al. 2000 U-Pb SHRIMP Dacito 1,762

Santos et al. 2000 U-Pb SHRIMP Metadacito 1,740

Lacerda Fº et al. 2001 U-Pb SHRIMP Dacito 1,757

Lacerda Fº et al. 2001 U-Pb conv Dacito 1,786

Leite et al. 2001a Pb-Pb evap. Dacito 1,791

Pinho et al. 2001b U-Pb conv. Ignimbrito 1,801

Pinho et al. 2001a U-Pb conv. Riodacito 1,796

Pinho et al. 2001a U-Pb conv. Dacito 1,773

Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Riodacito 1,761

Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Metariolito 1,767

Batata et al. 2005b Pb-Pb evap. Tufo de Cristal 1,759

Leite et al. 2001a Pb-Pb evap. Granito 1,801

Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,759



Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Granodiorito 1,765


Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Sienogranito 1,772



Lacerda Fº et al. 2001 Sm-Nd TDM Dacito 2,010

Pinho et al. 2001a Sm-Nd TDM Riodacito 2,280

Pinho et al. 2001a Sm-Nd TDM Dacito 1,940

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Metariolito 2,210

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Riolito 2,160

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Riolito 2,110

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Ignimbrito 2,140


8

Tabela 1.3.- continuação


Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Monzogranito 1,950




Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granodiorito 2,160

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Tonalito 1,940

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Sienogranito 2,300

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granito 2,150

Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granito 2,040

Basei 1977 Rb-Sr Vulc. Ácida 1,680

Silva et al. 1980 Rb-Sr. Vulc. Ácida 1,650

Basei 1977 Rb-Sr Granito 1,590

Suíte Rio do Sangue

A Suíte Rio do Sangue apresenta-se sob a forma de um cinturão alongado de direção E-W, que

se estende desde as proximidades de Tabaporã até as cercanias do município de Juína ao longo da qual

se observam zonas de cisalhamento de direção E-W a WNW-ESE, distribuídas de forma heterogênea.

Compõe-se por quatro unidades designadas Granito Fontanillas, Granito Juara, Charnockito-

Mangerito São Roque e Gabro Juína (Leite et al. 2005a), e por um termo anortosítico identificado

recentemente em afloramento restrito na localidade de Castanheiras (Garcia 2007), o qual corrobora a

hipótese defendida anteriormente pelos primeiros autores de tratar-se de um episódio magmático do

tipo AMCG. Tais associações são distribuídas mundialmente, especialmente durante o

Mesoproterozóico (Zhao et al. 2004), e geradas durante fases de tectônica extensional associadas à de

fragmentação de um supercontinente (Colúmbia?; T(DM) entre 2,35 e 2,5 Ga e ξNd(1,47) entre -4,98 e -

6,29). Esta unidade estará descrita mais detalhadamente no artigo “Suíte Rio do Sangue:Registro de

uma associação AMCG na Província Ígnea Teles Pires – NW do estado de Mato Grosso” (Batata et

al. em preparação).

Granito Fontanillas

Este litotipo, que corresponde à unidade dominante desta suíte, ocorre desde as proximidades

da Cidade de Juara, a leste, até as imediações do Município de Castanheiras, a oeste, tendo o distrito

homônimo como sua área tipo. Suas rochas ocorrem na forma de grandes lajeados, blocos e matacões

subangulosos a tabulares sustentando relevo suavemente ondulado e são representadas por sieno a

monzogranitos rosa e vermelho, inequigranulares a, principalmente porfiríticos, exibindo

megafenocristais de até 10 cm, equidimensionais, de feldspato alcalino, manteados por filmes

milimétricos de plagioclásio, caracterizando textura do tipo rapakivi; a matriz tem granulação média a

grossa constituída por plagioclásio, feldspato alcalino, quartzo e biotita. Essas rochas e texturas


9

originais encontram-se heterogeneamente transformadas em augen gnaisses e milonitos

porfiroclásticos.

Granito Juara

Corpos isolados e diques de dimensões variadas representam o Granito Juara, que é intrusivo

nas rochas do Complexo Tabaporã e, mais comumente, nas do Granito Fontanillas. Suas rochas

descrevem um relevo suavemente ondulado, ocorrendo em blocos e matacões tabulares a

subangulosos. Consiste em sieno a monzogranitos e raros granodioritos, de cores rosa e cinza,

equigranulares finos a levemente porfiríticos, e porfiroclásticos quando em zonas de cisalhamento,

com matriz em mosaico composta por quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio em quantidades

subordinadas, tendo biotita como principal máfico.

Charnockito-Mangerito São Roque

Em grande parte da porção sul-sudeste do município de Castanheiras aflora um corpo

batolítico, com dimensões aproximadas de 600 km2, denominado Charnockito São Roque por Gomes

& Uchôa (2004) e redefinido como Charnockito-Mangerito São Roque por Leite et al (2005a). As

rochas desta unidade encontram-se em blocos e matacões que sustentam relevo de morros e morrotes

em forma de meia laranja. Os charnockitos compreendem sieno e monzogranitos de cores vermelho-

arroxeado a vermelho-alaranjado, que variam de inequigranulares finos até porfiríticos, com

megafenocristais de feldspato alcalino pertítico em matriz média a grossa. Os mangeritos

correspondem à composição monzonítica, sendo caracterizados pela presença de hiperstênio e de

feldspatos alcalinos mesopertíticos. Os dois representantes desta unidade caracterizam-se pela

presença de ortopiroxênios, identificáveis apenas em microscopia, forte magnetismo, grãos

arredondados de feldspato alcalino e quartzo, respectivamente, de cores vermelho-intenso e cinza

enfumaçado. Esta unidade tem registro de deformação heterogênea, com o desenvolvimento de

foliação milonítica de direção preferencial WNW-ESE, e mergulho em alto ângulo para N. Xenólitos

do Granito Fontanillas, de formas e dimensões variadas, foram descritos em alguns afloramentos.

Gabro Juína

O Gabro Juína, definido por Lacerda Filho et al. (2004), é formado por rochas máficas

heterogeneamente deformadas, que ocorrem em stocks e diques espacialmente associados ao Granito

Fontanillas, principalmente nas imediações da cidade homônima e ao norte de Juara. Gabros e dioritos

de cores cinza a preto, granulação média a fina e texturas porfiríticas a porfiroclásticas constituem os

stocks, sendo que se encontram, nas proximidades dos contatos com rochas granitóides, faixas

métricas de rochas híbridas, sugerindo processos de mistura de magmas (Lacerda Filho et al. 2004).

Corpos estreitos e tabulares representam os diques, que são constituídos por diabásio de cor cinza e

textura subofítica raramente preservada, tendo como fases principais anfibólio, clinopiroxênio e

plagioclásio e como produtos de alteração epidoto, sericita, carbonato e pirita.


10

Suíte Intrusiva Tatuí

Esta unidade corresponde a um corpo batolítico de direção WNW-ESE, de forma alongada,

com aproximadamente 150 km de comprimento por 20 km de largura, segmentado em sua porção

central, margeando o médio e alto curso do Rio dos Peixes, nos domínios da reserva indígena

homônima, denominada Suíte Intrusiva Tatuí (Freitas & Jesus 2003, Leite et al. 2005a). Suas rochas

ocorrem em grandes lajeados, blocos e matacões, sustentando relevo suavemente aplainado e

consistem de sienogranitos, monzogranitos e raros granodioritos de cores cinza a cinza-esbranquiçado,

isotrópicos, inequigranulares a porfiríticos, tendo feldspato alcalino como fenocristal dominante e,

subordinadamente, plagioclásio, ambos formando prismas tabulares de até 5 cm, às vezes alinhados,

sugerindo fluxo magmático. A matriz é de granulação média a fina, constituída por mosaico

equigranular de quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino, tendo como máficos a biotita e, mais

raramente, granada. Em diversos afloramentos são encontrados xenólitos característicos do Grupo

Roosevelt, bem como fragmentos de rochas finas e foliadas, de tamanhos e formas variadas, atribuídos

ao Granito Juara (Gomes & Uchôa 2004), o que sugere que esta unidade é mais nova que 1,47 Ga.

Granito Aripuanã

Esta unidade refere-se a um batólito subcircular intrusivo nas rochas

metavulcanossedimentares na Serra do Expedito, originalmente designado Granito Rio Branco (Costa

1999), sendo posteriormente denominado como Granito Subvulcânico Anorogênico Aripuanã (Néder

et al. 2000) e simplificado para Granito Aripuanã por Rizzoto et al. (2002). Considerando suas

características similares, Lacerda Filho et al. (2004) o correlaciona ao Granito Rio Vermelho.

Litotipos semelhantes estão também presentes desde o sul do Distrito de Filadélfia até o nordeste do

Município de Castanheira como um corpo batolítico segmentado, com mais de 1500 km2 de área de

exposição, abrangendo os granitos Novo Horizonte e do Assentamento Iracema, informalmente

designados por Gomes & Uchôa (2004) e Batata & Menezes (2005a), respectivamente. Esta unidade,

que tem como característica distintiva a presença de quartzo de cor azul, tanto na matriz como em

fenocristais, sustenta relevo suavemente ondulado a montanhoso, principalmente na região sul do

Distrito de Filadélfia, ocorrendo em blocos e matacões arredondados, com disjunção esferoidal

marcante. Em base à textura e composição, suas rochas foram separadas em duas fácies, sendo que a

dominante compreende sienogranitos isotrópicos cinza e cinza esbranquiçados, e vermelhos quando

oxidados, equigranulares grossos a porfiríticos, com megafenocristais equidimensionais de feldspato

alcalino pertítico, por vezes rapakivi, fenocristais menores de plagioclásio parcialmente epidotizado e,

mais raramente, de quartzo, imersos em matriz equigranular média, composta por plagioclásio,

feldspato alcalino, quartzo, hornblenda e biotita. Observam-se agregados de biotita e pirita e, mais

raramente calcopirita, sendo que, quando oxidados, geram manchas centimétricas vermelho-

arroxeadas. A segunda fácies, subordinada, ocorre em diques de até 150 metros de largura e consiste

de leuco-sienogranitos cinza, equigranulares finos. Comumente encontram-se enclaves máficos de até


11

25 cm de comprimento, de formas circulares a elipsoidais, de granulação fina a muito fina, bem como

plugs intrusivos desta unidade no Granito Fontanillas (Gomes & Uchôa 2004). Os dados

geocronológicos disponíveis referem-se a rochas que ocorrem em Aripuanã-MT, na Serra do Expedito,

onde Rizzotto et al. (2002) obtiveram idades de cristalização de 1537 ± 07 Ma e 1546 ± 05 Ma

utilizando, respectivamente, os métodos U-Pb (SHRIMP) e Pb-Pb em zircão.

Coberturas Sedimentares

No sudoeste do Cráton Amazônico, as coberturas sedimentares proterozóicas foram

reconhecidas como Grupo Beneficente e Grupo Caiabis (formações Arinos e Dardanelos), definidos

por Almeida & Nogueira Filho (1959) e Silva et al. (1980), respectivamente. Mais recentemente, Leite

& Saes (2003) baseados em análise estratigráfica e dados radiométricos obtidos pelo método Pb/Pb de

evaporação em zircões detríticos subdividiram essas coberturas, no âmbito da Folha SC-21 Juruena,

em duas grandes unidades deposicionais principais, separadas temporalmente por cerca de 400 Ma:

Sequência Beneficente (1,72 - 1,36 Ga) e Seqüência Dardanelos (após 1,36 Ga). A mais antiga delas,

composta por dois pacotes de sedimentos: um basal, terrígeno, constituído por clastos grossos (areias e

seixos) acumulados em leques aluviais e rios arenosos de padrão entrelaçado, que se sobrepõe às

rochas Vulcânicas Teles Pires na Bacia do Cachimbo em discordância angular e erosiva, cujo início de

deposição foi estabelecido em 1,7 Ga (Leite & Saes 2003); um segundo pacote, de composição clasto-

química, constituído por rochas clásticas finas e carbonatos acumulados em ambiente marinho raso

epicontinental, que se sobrepõe à unidade inferior na borda sul da Bacia do Cachimbo. Aí os estratos

mergulham 35°/180°, sendo então recobertos por rochas siliciclásticas horizontalizadas, ricas em

clastos dos sedimentos sotopostos, correlacionáveis à Formação Dardanelos. A Seqüência Dardanelos

abriga os depósitos relacionados aos grupos Caiabis (formações Arinos e Dardanelos), Guajará Mirim,

Aguapeí e Sunsas, expondo-se na área de pesquisa apenas o primeiro deles (Silva et al. 1980), estando

condicionado à estrutura denominada Gráben do Caiabis, ao sul do Gráben do Cachimbo. A

Formação Arinos é composta por basaltos alcalinos e cálcio-alcalinos intercalados aos arcóseos da

base da Formação Dardanelos (Montalvão et al. 1984), enquanto que a Formação Dardanelos

(Almeida & Nogueira Filho 1959) é composta por arenitos feldspáticos e arcóseos, conglomerados

polimíticos e grauvacas vulcânicas, representantes de uma sedimentação eminentemente continental

(Bezerra 1984). Na Serra Morena, a Seqüência Dardanelos consiste de uma cobertura tabular

horizontalizada, predominantemente siliciclástica, recobrindo em discordância angular a Seqüência

Vulcano-Sedimentar Roosevelt (Leal et al. 1978; Scandolara et al. 1999). A idade máxima do início

de sua deposição é considerada como 1,3 Ga, indicada pelos grãos de zircões detríticos mais jovens

dos conglomerados basais da Bacia Caiabis. Ao sul da PITP ocorrem as Coberturas Sedimentares

Fanerozóicas.


13

Capítulo 2 Artigo 1

AS ROCHAS VULCÂNICAS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES PIRES NA REGIÃO MÉDIO

NOROESTE DE MATO GROSSO – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – SUA

CARACTERIZAÇÃO PETROLÓGICA.

MARIA ELISA FRÓES BATATA – Av. Fernando Corrêa, s/nº Bairro Coxipó – [email protected] –

78060-900 – Cuiabá - MT

JAYME ALFREDO DEXHEIMER LEITE – Av. Historiador Rubens de Mendonça, 990 – s. 405 –

Bairro Baú – [email protected] – 78008-000 – Cuiabá - MT

MARIA ZÉLIA AGUIAR DE SOUSA – Av. Fernando Corrêa, s/nº Bairro Coxipó –

[email protected] – 78060-900 – Cuiabá – MT

Resumo

A Província Ígnea Teles Pires (PITP), com cerca de 40.000 km2 de extensão, localiza-se na

porção sudoeste do Cráton Amazônico, norte de Mato Grosso, sendo constituída por rochas vulcânicas

bimodais e rochas graníticas cogenéticas de idades entre 1.8-1.75 Ga. Na região dos municípios de

Juína, Castanheira e Juruena, os vulcanitos ácidos dessa província foram estudados e classificados

como ignimbritos, representados por tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por

cristais e tufos estratificados, por vezes mostrando evidências de processos hidrotermais como

resultado de provável interação com água do mar ou de milonitização e/ou metamorfismo de fácies

xisto-verde. O magmatismo que originou essas rochas, de composição restrita, dacíticas a riolíticas, foi

caracterizado com cálcio-alcalino do tipo I, que evoluiu de metaluminoso a levemente peraluminoso,

gerado a temperaturas de aproximadamente 900oC com moderada fO2. Sugere-se seu desenvolvimento

em um ambiente extensional do tipo rift em margem continental com arco vulcânico pré-existente. Os

resultados aqui obtidos associados à idade em torno de 1,76 Ga permitem a correlação desses litotipos

com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt.

Palavras-chave – Província Ígnea Teles Pires, SW do Cráton Amazônico, vulcanismo ácido.

Abstract

The Teles Pires Igneous Province (PITP), with about 40.000 square kilometers of extension, is

situated in the southwestern portion of the Amazonian Craton, north of Mato Grosso state, consisting

of bimodal volcanics rocks with cogenetic granitic rocks, which are 1,8-1,75 Ga old. On the Juína,

Castanheira and Juruena regions, the acid volcanits have been studied and classified as ignimbrite,


14

represented for matrix cineritic supported tuff, crystal supported tuff and stratified tuff, sometimes

showing evidences of hydrothermal processes as a result of probable interaction with seawater,

mylonitization and/or metamorphism of Greenschist Facies. The magmatism that originated these

rocks, of restrict composition, dacitic to riolitic, was characterized as calc-alkaline of type I, that

evolved of metaluminous the slightly peraluminous, generated at temperatures of proximately 900

Celsius degrees with moderate fO2. Its development is said to occur in an extensional environment of

the type rift, in continental margin, with preexisting volcanic arch. The results got, associates to the

age of around 1,76 Ga, allow the correlation of these lithotypes with Grupo Roosevelt stratigrafic unit.

Keywords: Teles Pires Igneous Province, SW Amazonian Craton, acid volcanism.

Introdução

A Província Ígnea Teles Pires - PITP (Leite et al. 2001) situa-se na porção sudoeste do Cráton

Amazônico, onde suas ocorrências extrapolam os limites das províncias geocronológicas Ventuari-

Tapajós e Rio Negro-Juruena (Tassinari et al. 1996; Tassinari & Macambira 2000) ou Tapajós-Parima

e Rondônia-Juruena (Santos et al. 2000). Abrange cerca de 40.000 km2, numa faixa de 350 km de

comprimento de direção aproximada E-W, aflorando principalmente ao longo do rio homônimo, mas

também com ocorrências nas cercanias das cidades de Colíder, Nova Canaã do Norte, na borda norte

do Graben do Caiabis e nos arredores dos municípios de Juruena e Aripuanã, localidades da porção

norte do estado de Mato Grosso (Figura 2.1). O seu arcabouço geológico consiste de dez unidades, da

mais antiga para a mais nova: Terreno Granítico Alta Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra,

Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã,

Grupo Caiabis e Grupo Parecis (Batata 2007; Figura 2.2A-B). Esta província constitui-se de grande

volume de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente ácidas, com termos básicos subordinados

e rochas graníticas cogenéticas. Os litotipos de origem vulcânica foram estudados do ponto de vista

petrográfico e geoquímico a partir, respectivamente, de 35 seções delgadas e igual número de amostras

para análises químicas.


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Figura 2.1: Mapa de localização da área de estudo (Miranda & Amorim 2000)

Figura 2.2: (A) Mapa de localização da Folha SC-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha SC-21 Juruena (Batata 2007, modificado de Leite et al. 2005).


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Petrografia

Do ponto de vista petrográfico, as rochas estudadas são caracterizadas por uma variação

composicional restrita, dacítica a riolítica, sendo classificadas geneticamente como ignimbritos,

podendo ser individualizados: tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e

tufos estratificados, todos levemente magnéticos. Exibem estrutura maciça e, subordinadamente,

estratificada, com granulação variando de cinza fina até lapilli e cores cinza-escuro a cinza-

esbranquiçado, a avermelhada quando fortemente argilizados. A deformação e metamorfismo ocorrem

heterogeneamente superimpostos, quando então parte da unidade apresenta-se milonitizada ou

metamorfizada com minerais estirados marcando uma foliação. Opticamente, apresentam textura

porfirítica a glomeroporfirítica e, localmente, eutaxítica, perlítica e micrográfica. São comuns

cristaloclastos, púmices, fiammes, fragmentos líticos, shards, bem como níveis ricos em amígdalas

arredondadas e/ou coalescentes. A matriz é tufácea formada por frações de tamanho pó (<1/16 mm) a

cinza (1/16 a 2 mm), que às vezes se intercalam produzindo os tufos estratificados. Observam-se

produtos de devitrificação nessa mesóstase, nos púmices e nos litoclastos.

Os púmices ocorrem de contornos bem definidos (Figura 2.3A, 2.4A e 2.4C), arredondados,

elipsoidais até estirados ou apresentam-se coalescentes em rochas com maior grau de soldamento.

Mostram-se geralmente recristalizados, compostos por arranjos de feldspato alcalino e quartzo, às

vezes, em intercrescimento micrográfico. Os fiammes, freqüentemente estirados, orientados,

definindo uma foliação, são comuns e identificados por formas achatadas e alongadas e cores escuras;

constituem comumente um arranjo eutaxítico que contorna os cristaloclastos (Figura 2.3D e 2.3H). Os

litoclastos, arredondados ou angulosos e alongados, encontram-se em algumas amostras e geralmente

têm dimensões maiores que os púmices. Podem representar termos cognatos de composição similar à

mesóstase ou fragmentos acidentais de composição pelítica, onde se observam além dos argilo-

minerais, grãos de epidoto e titanita e cristais euédricos a arredondados de granada (Figura 2.3B e

2.3C). Os produtos de devitrificação envolvendo nucleação e crescimento de cristalitos fibrosos de

feldspato alcalino e sílica (proveniente possivelmente de cristobalita ou tridimita) estão representados

por esferulitos do tipo gravata borboleta (Figura 2.3F), axiolito e, principalmente, esférico que

corresponde a estruturas circulares ou concreções radiadas coalescentes entre si (Figura 2.3E). Nas

porções internas dos esferulitos encontram-se, às vezes, pequenas cavidades na forma de estrelas,

vugs, geradas pela expansão de gases. Às vezes, os esferulitos evoluem para um arranjo desses cristais

submilimétricos intercrescidos, formando textura micrográfica a microgranofírica.

Estas rochas caracterizam-se, em geral, pela grande proporção de fragmentos de cristais e

porfiroclastos, ocasionalmente poiquilíticos, de quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino,

freqüentemente embaiados e com golfos de corrosão. Foram identificados também porfiroclastos de

anfibólio e pseudomorfos de plagioclásio constituídos por epidoto, quartzo e clorita, numa matriz

essencialmente quartzo-feldspática, tendo biotita como principal máfico e anfibólio subordinado. As

fases de alteração estão representadas por argilo-minerais, epidoto/clinozoizita, clorita, sericita,


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muscovita, calcita, esfalerita e opacos, e as acessórias por grande quantidade de titanita, allanita

metamictizada, zircão, apatita, rutilo e opacos. O plagioclásio classifica-se como albita/oligoclásio e,

subordinadamente, andesina e ocorre na matriz ou em fenocristais euédricos a subédricos, podendo

constituir glômeros (Figura 2.3G) e apresentar zonação dos tipos normal ou oscilatório. Exibe

principalmente hábito tabular e mostra-se encurvado devido à sobrecarga quando ainda em condições

subsolidus. São comuns geminações albita, periclina e albita+periclina combinadas, que podem

ocorrer bem preservadas ou apenas como vestígios, devido a intensos processos de alteração

hidrotermal, tais como sericitização, saussuritização ou argilização. Em algumas amostras encontra-se

completamente pseudomorfizado por epidoto esverdeado associado a clorita e quartzo (Figura 2.4D).

Nas rochas milonitizadas forma porfiroblastos com bordas cominuídas ou lamelas deformadas. O

feldspato alcalino corresponde ao ortoclásio e/ou microclínio, comumente pertítico, e se apresenta em

cristaloclastos tabulares subédricos a anédricos de dimensões menores do que o plagioclásio, em geral

mostrando geminações Carlsbad e/ou combinadas albita+periclina, corrosão nas bordas e intensa

sericitização e argilização. Freqüentemente apresenta-se intercrescido com sílica constituindo as

texturas micrográficas ou esferulíticas da matriz ou dos púmices e litoclastos. A sanidina (Figura 2.3B)

é também identificada em algumas amostras, com geminação Carlsbad e caráter óptico uniaxial

negativo. O quartzo ocorre em porfiroclastos euédricos a subédricos, alguns com parte da forma

hexagonal primária preservada, típica de polimorfos de sílica de alta temperatura, e geralmente

embaiados evidenciando intensa corrosão, com golfos preenchidos pela matriz. (Figura 2.3A);

participa também da mesóstase em minúsculos cristais, ou como produto de devitrificação com hábito

fibroso a fibro-radiado e vermicular. A biotita ocorre em minúsculas palhetas disseminadas pela matriz

ou em plaquetas formando agregados juntamente com clorita, epidoto, vidro e zircão, que nela forma

halos pleocróicos; outras vezes aparece como sombra de pressão nas bordas dos fenocristais de

feldspato. É comum representar uma fase primária e, mais raramente, ocorrer como produto

secundário, constituindo faixas lepidoblásticas nas rochas milonitizadas (Figura 2.4B). A hornblenda é

uma fase rara, encontrada apenas em poucos litotipos e apresenta-se parcial a totalmente substituída

por biotita e clorita, ocorrendo por vezes como pseudomorfo. O epidoto é comum e representa uma

fase primária, em cristais prismáticos com extinção reta, às vezes, zonados ou como produto

secundário, em grãos anédricos dispersos ou associados à clorita, quartzo e opacos e preenchendo

fraturamentos ou pseudomorfizando fenocristais de plagioclásio (Figura 2.4D).


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Figura 2.3: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) Cristaloclasto de quartzo com

bordas e golfos de corrosão, e púmice elipsoidal; (B) Cristaloclasto de sanidina e litoclasto acidental com granada; (C) Litoclasto acidental com cristais euédricos de granada, mostrando contato nítido com a matriz; (D) Fiammes e textura eutaxítica contornando cristaloclasto euédrico; (E) Elementos de devitrificação em altas temperaturas – detalhe de esferulito; (F) Esferulito do tipo gravata-borboleta, opaco e zircão; (G) Textura glomeroporfirítica constituída por cristaloclastos de plagioclásio associados a clorita secundária; (H) Detalhe de textura eutaxítica contornando cristal de plagioclásio. Imagens com polarizadores cruzados; objetivas de 4 e 10 vezes nas figuras A-B-C-G e D-E-F-H, respectivamente.


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Figura 2.4: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) Fragmentos de cristal pontiagudo

com corrosão magmática, e púmice arredondado, em matriz tufácea; fraturamento preenchido por epidoto e clorita; (B) Nível máfico formado por agregado de palhetas orientadas de biotita; (C) Shard em plate devitrificada, com neoformação de calcita+quartzo+clorita, e púmice elipsoidal amoldado a anteparo de cristaloclasto; (D) Pseudomorfismo total, principalmente para grãos de epidoto, de fenocristal de plagioclásio fragmentado. Imagens com objetivas de 4 vezes e polarizadores paralelos e cruzados, à esquerda e direita, respectivamente.


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Geoquímica

A partir do tratamento das análises químicas realizadas pelo Laboratório Acmelab, Ontário -

Canadá, por ICP-MS e ICP-ES, para elementos maiores, menores, traços e terras raras, cujos

resultados estão apresentados nas tabelas 2.1 a 2.3, buscou-se a caracterização geoquímica, a natureza

do magmatismo e a ambiência tectônica das rochas estudadas da PITP. Excetuando-se as lavas

basálticas, o comportamento desses litotipos mostrou-se independente do tipo faciológico,

classificando-os dominantemente como ácidos, com homogeneidade composicional e valores de SiO2

variando num estreito intervalo entre 62,58 e 76,01%.

Tabela 2.1: Composição química de elementos maiores e menores, e razão Ga/Al de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.

Elemento SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 MnO LOI Ga/AlAmostra % % % % % % % % % % %ME 01.A 70.03 14.41 3.55 0.59 1.51 2.18 6.70 0.39 0.08 0.19 0.50 2.07ME 02.3N 73.89 13.35 2.25 0.29 0.88 1.79 6.46 0.23 0.04 0.04 1.00 1.98ME 03.C 72.95 13.76 2.48 0.25 1.31 2.92 5.55 0.25 0.04 0.09 0.60 1.89ME 04.C 72.77 13.50 2.81 0.26 0.85 3.02 6.03 0.26 0.04 0.04 0.50 2.02ME 05.A 75.57 12.89 1.78 0.26 0.53 2.85 5.26 0.19 0.04 0.03 0.90 1.89ME 06.A 68.48 14.75 3.15 0.56 2.87 3.60 4.60 0.50 0.15 0.18 1.30 1.99ME 07 75.02 12.77 2.17 0.27 0.01 0.14 8.77 0.14 0.02 0.01 0.80 1.72ME 09.A 70.56 14.86 2.64 0.43 2.76 3.03 3.62 0.38 0.11 0.06 1.70 2.10ME 11 67.53 15.90 3.61 0.91 2.85 3.58 4.04 0.47 0.11 0.06 1.10 1.98ME 12.A 67.43 15.63 3.78 0.94 3.21 4.08 3.84 0.50 0.14 0.10 0.50 2.02ME 13.A 66.55 16.17 3.76 0.97 3.37 3.60 3.89 0.51 0.14 0.08 1.10 1.86ME 19 68.07 14.44 3.90 0.51 2.79 3.65 4.46 0.50 0.14 0.06 1.70 2.20ME 20.C 66.94 14.96 4.89 1.14 2.49 4.27 3.59 0.68 0.23 0.03 0.80 2.00ME 21.B 69.37 14.57 4.55 0.19 1.95 5.10 3.59 0.48 0.13 0.06 0.20 2.26ME 22.B 75.60 12.72 1.56 0.14 0.50 2.94 5.60 0.20 0.03 0.02 0.80 2.06ME 23.A 74.54 13.40 2.02 0.19 0.88 3.45 4.89 0.25 0.05 0.04 0.50 2.09ME 24.A 70.22 14.88 3.50 0.30 2.51 3.97 3.52 0.29 0.07 0.09 0.80 2.17ME 24.B 75.18 13.58 1.20 0.13 0.54 4.75 4.08 0.15 0.04 0.06 0.40 2.06ME 25.B 52.30 17.53 9.89 4.26 8.55 2.58 1.78 0.89 0.28 0.20 1.80 2.16ME 27.A 70.58 14.74 3.00 0.60 2.89 3.38 3.10 0.31 0.08 0.06 1.30 2.09ME 28.A 74.77 13.47 1.62 0.13 1.43 4.25 3.70 0.14 0.04 0.17 0.50 2.37ME 32.A 68.16 13.93 4.93 0.92 2.29 2.28 5.70 0.69 0.19 0.05 1.00 1.99ME 32.B 66.70 14.70 5.58 0.52 2.51 2.71 5.70 0.71 0.19 0.06 0.80 2.26ME 33.B 66.72 14.50 5.15 1.33 3.41 2.96 4.22 0.68 0.19 0.10 0.90 2.24ME 41 76.01 12.09 2.44 0.38 2.04 3.62 2.47 0.33 0.08 0.06 0.60 2.22ME 42 75.41 13.20 1.47 0.13 1.41 4.33 3.64 0.15 0.04 0.15 0.30 2.28FET 08.A 62.58 10.34 6.30 5.46 8.47 0.18 5.28 0.38 0.10 0.52 0.60 2.34FET 12.Z 69.63 15.72 2.97 0.30 0.02 0.07 9.70 0.49 0.10 0.01 1.30 1.66ME 76 74.49 13.13 2.45 0.16 0.27 1.27 7.29 0.20 0.03 0.03 0.80 1.97ME 92 63.31 16.11 5.83 2.04 4.58 3.30 3.09 0.65 0.18 0.09 0.80 2.02ME 93 62.68 16.26 5.99 2.00 5.90 3.20 2.17 0.63 0.17 0.09 1.00 2.25ME 96 67.65 16.81 2.83 0.76 1.62 5.00 4.06 0.45 0.10 0.10 0.80 2.52ME 103.D 68.86 13.41 6.06 0.78 2.76 0.67 5.92 0.38 0.09 0.16 1.00 2.14ME 127 69.28 13.63 6.16 0.44 1.62 2.67 4.27 0.93 0.09 0.05 0.80 2.04ME 146 68.85 14.72 3.39 1.27 1.38 4.16 4.54 0.52 0.14 0.07 0.90 1.84


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Tabela 2.2: Composição química de elementos traços de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.

Elemento Cr2O3 Sc Ba Be Co Cs Ga Hf Nb Rb Sn Sr Ta Th U V

Amostra % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

ME 01.A 0.002 9.00 1534.40 2.00 4.00 7.60 15.80 8.10 13.50 270.80 2.00 124.90 1.10 14.40 3.90 21.00

ME 02.3N 0.001 6.00 1460.00 1.00 1.10 3.10 14.00 8.20 13.90 234.00 2.00 72.10 1.10 15.60 3.90 9.00

ME 03.C 0.001 7.00 1333.00 2.00 2.10 3.00 13.80 8.50 13.60 187.10 2.00 137.60 1.00 13.00 3.60 7.00

ME 04.C 0.001 7.00 1507.10 2.00 2.60 1.10 14.40 8.00 14.20 159.10 2.00 139.60 1.10 15.70 4.20 6.00

ME 05.A 0.001 5.00 785.20 1.00 1.70 0.90 12.90 5.50 13.80 152.20 2.00 90.10 1.20 22.70 5.80 12.00

ME 06.A 0.001 10.00 1798.30 1.00 4.80 2.80 15.50 6.50 11.10 131.90 1.00 179.40 0.80 10.40 2.80 37.00

ME 07 0.001 5.00 1495.50 <1 1.00 0.70 11.60 6.30 15.60 199.80 2.00 14.60 1.20 16.50 3.10 <5

ME 09.A 0.001 7.00 943.20 2.00 2.90 2.60 16.50 5.70 11.90 132.70 1.00 217.60 0.80 11.40 3.00 33.00

ME 11 0.003 9.00 1133.90 2.00 5.80 2.80 16.70 6.10 12.10 151.60 1.00 370.40 0.80 13.60 3.10 45.00

ME 12.A 0.002 9.00 1211.70 2.00 5.80 1.90 16.70 6.70 12.90 137.30 1.00 344.70 0.90 13.10 3.40 52.00

ME 13.A 0.001 10.00 1180.60 2.00 6.60 2.00 15.90 7.20 12.40 122.40 1.00 367.50 1.00 14.50 3.10 51.00

ME 19 0.001 10.00 1224.90 1.00 5.30 1.40 16.80 6.60 13.40 145.10 <1 155.40 0.90 11.40 3.00 29.00

ME 20.C 0.002 14.00 1144.80 2.00 7.80 2.60 15.80 6.40 11.70 98.20 <1 237.20 0.80 10.50 2.90 56.00

ME 21.B 0.001 18.00 1191.60 2.00 2.50 0.30 17.40 8.40 14.60 92.20 1.00 172.50 1.00 10.00 2.90 21.00

ME 22.B 0.001 5.00 1074.60 1.00 1.10 0.40 13.90 5.90 11.90 141.90 2.00 69.50 1.00 14.70 4.00 <5

ME 23.A 0.001 6.00 1188.40 2.00 1.60 0.70 14.80 6.50 12.40 146.60 2.00 90.40 1.00 13.80 3.80 7.00

ME 24.A 0.001 16.00 947.50 3.00 2.50 3.50 17.10 9.50 14.40 119.70 2.00 314.90 1.00 12.10 3.10 <5

ME 24.B 0.001 4.00 1315.10 2.00 0.50 1.10 14.80 5.10 14.70 126.80 2.00 96.10 0.90 11.30 2.70 <5

ME 25.B 0.003 26.00 323.80 1.00 29.30 2.10 20.00 2.50 4.90 83.80 1.00 663.00 0.30 2.00 0.50 246.00

ME 27.A 0.001 11.00 719.20 2.00 3.70 2.40 16.30 5.10 10.90 122.20 1.00 223.50 0.80 11.20 2.90 21.00

ME 28.A 0.001 4.00 1022.80 3.00 0.50 1.00 16.90 4.20 12.70 126.60 2.00 178.50 1.00 11.30 3.50 <5

ME 32.A 0.003 13.00 1253.00 2.00 5.90 1.60 14.70 6.90 12.70 170.50 2.00 230.60 1.00 12.90 3.10 57.00

ME 32.B 0.002 14.00 1214.60 3.00 7.00 1.60 17.60 7.10 14.00 183.10 2.00 223.10 1.20 13.40 3.40 67.00

ME 33.B 0.004 13.00 899.90 2.00 8.50 3.40 17.20 7.60 13.90 150.00 2.00 274.00 1.10 15.40 3.90 62.00

ME 41 0.002 6.00 848.60 2.00 2.90 5.90 14.20 6.70 13.20 96.00 1.00 374.00 0.80 12.70 2.90 20.00

ME 42 0.001 4.00 972.10 3.00 <.5 1.00 15.90 3.90 12.30 118.30 2.00 166.80 1.00 10.50 3.60 <5

FET 08.A 0.007 8.00 620.90 2.00 6.20 2.50 12.80 4.10 8.50 150.70 1.00 79.80 0.60 9.90 2.10 38.00

FET 12.Z 0.001 8.00 989.10 1.00 0.80 4.20 13.80 5.90 14.60 135.00 1.00 50.80 1.10 12.90 3.60 25.00

ME 76 0.001 6.00 2280.40 1.00 1.10 2.00 13.70 6.80 13.40 242.00 2.00 60.40 1.00 18.50 4.40 <5

ME 92 0.004 16.00 792.60 2.00 12.50 3.30 17.20 4.40 9.30 97.00 1.00 315.80 0.60 11.50 2.80 100.00

ME 93 0.004 16.00 742.50 1.00 12.90 2.90 19.40 4.30 9.00 77.40 1.00 484.90 0.80 10.70 2.80 115.00

ME 96 0.001 8.00 1203.10 2.00 3.10 16.10 22.40 8.50 16.50 194.40 2.00 340.60 1.20 17.90 3.20 26.00

ME 103.D 0.001 7.00 1609.30 1.00 10.30 7.40 15.20 6.10 10.60 251.10 1.00 176.00 1.00 15.20 3.90 29.00

ME 127 0.005 8.00 1380.30 1.00 4.90 0.90 14.70 6.10 12.30 139.30 2.00 219.10 0.80 10.00 2.70 94.00

ME 146 0.001 10.00 1219.10 1.00 5.90 3.20 14.30 7.40 12.20 114.40 1.00 169.80 0.80 9.80 3.50 48.00


22

Tabela 2.2: continuação.

Elemento W Zr Y Mo Cu Pb Zn Ni As Cd Sb Bi Ag Au Hg Tl Se Zr/Y

Amostra ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppb ppm ppm ppm

ME 01.A 4.20 279.90 34.30 0.80 13.10 50.50 442.00 2.10 1.50 1.00 0.50 0.20 0.10 2.10 <.01 0.70 <.5 8.16

ME 02.3N 2.90 245.40 27.50 0.60 3.80 2.70 18.00 0.60 <.5 <.1 0.10 0.10 <.1 2.30 <.01 0.30 <.5 8.92

ME 03.C 4.50 261.40 37.30 1.00 8.50 5.70 60.00 0.80 0.90 0.10 0.20 0.10 <.1 2.10 <.01 0.30 <.5 7.01

ME 04.C 1.70 266.50 37.50 1.30 23.90 6.50 19.00 1.30 <.5 0.10 0.30 0.10 <.1 0.80 <.01 0.20 <.5 7.11

ME 05.A 4.70 150.80 36.70 1.00 10.50 8.80 14.00 1.60 0.90 <.1 0.30 0.10 <.1 0.80 <.01 <.1 <.5 4.11

ME 06.A 1.90 228.90 34.60 1.00 2.00 2.40 12.00 1.90 5.50 <.1 0.50 0.10 <.1 1.50 <.01 0.10 <.5 6.62

ME 07 12.20 176.50 33.10 0.30 1.50 2.10 5.00 0.70 <.5 0.10 0.30 <.1 <.1 1.60 <.01 <.1 <.5 5.33

ME 09.A 1.40 202.50 57.30 0.20 2.50 3.60 14.00 1.30 0.80 <.1 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 0.10 <.5 3.53

ME 11 6.60 222.40 25.50 0.50 15.10 7.50 45.00 4.60 1.00 0.10 0.10 0.10 <.1 0.70 <.01 0.30 <.5 8.72

ME 12.A 1.40 226.80 42.50 0.60 16.80 5.80 60.00 4.30 1.50 0.10 0.30 <.1 <.1 1.10 <.01 0.30 <.5 5.34

ME 13.A 3.60 230.30 31.60 0.70 19.40 3.90 73.00 5.00 <.5 0.10 0.50 0.20 <.1 <.5 <.01 0.30 <.5 7.29

ME 19 1.70 225.80 39.60 1.00 3.90 10.70 32.00 2.50 2.40 0.10 0.30 <.1 <.1 1.80 <.01 0.10 <.5 5.70

ME 20.C 1.70 230.70 33.40 0.30 1.20 2.40 11.00 3.30 <.5 <.1 <.1 0.10 <.1 <.5 <.01 0.10 <.5 6.91

ME 21.B 1.60 338.70 46.50 0.50 2.10 3.50 21.00 2.50 1.20 0.10 0.10 <.1 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 7.28

ME 22.B 5.40 172.40 90.20 0.70 2.80 3.10 4.00 0.80 <.5 <.1 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 <.1 0.50 1.91

ME 23.A 1.40 211.10 32.90 0.80 4.30 4.40 11.00 1.20 <.5 <.1 0.20 0.10 <.1 1.30 <.01 0.10 <.5 6.42

ME 24.A 3.60 338.10 33.90 0.70 4.40 8.60 58.00 1.50 <.5 0.10 0.10 <.1 <.1 1.40 <.01 0.30 <.5 9.97

ME 24.B 2.20 146.00 28.10 2.30 2.40 5.10 17.00 1.30 <.5 <.1 0.10 <.1 <.1 2.70 <.01 <.1 <.5 5.20

ME 25.B 1.80 76.80 17.80 0.30 144.10 1.20 50.00 16.40 0.50 <.1 0.10 <.1 <.1 0.50 <.01 0.10 <.5 4.31

ME 27.A 4.40 178.60 28.20 0.40 10.90 6.50 43.00 3.10 <.5 0.10 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 6.33

ME 28.A 7.20 128.90 36.70 1.20 3.40 15.80 59.00 1.30 <.5 0.30 0.10 0.10 <.1 2.00 <.01 <.1 <.5 3.51

ME 32.A 1.90 254.30 33.80 0.40 2.10 7.00 17.00 6.90 0.60 <.1 0.30 0.20 <.1 0.90 <.01 <.1 <.5 7.52

ME 32.B 5.40 286.00 38.10 0.60 2.10 4.40 15.00 6.10 0.80 <.1 0.40 0.10 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 7.51

ME 33.B 1.20 271.50 35.50 0.50 23.20 13.20 55.00 6.30 1.00 0.10 0.20 0.10 <.1 1.90 <.01 0.10 <.5 7.65

ME 41 6.80 219.90 98.80 0.40 3.20 17.80 38.00 1.80 2.00 0.10 0.80 0.20 <.1 1.00 <.01 0.10 0.50 2.23

ME 42 2.10 120.20 35.60 1.00 3.10 16.30 56.00 1.30 <.5 0.20 0.20 0.10 <.1 1.10 <.01 <.1 <.5 3.38

FET 08.A 2.60 142.60 22.90 0.30 3.50 8.70 10.00 3.20 0.90 <.1 2.40 0.20 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 6.23

FET 12.Z 2.20 239.30 236.20 0.20 2.50 4.30 2.00 1.10 0.60 <.1 0.70 <.1 <.1 <.5 <.01 <.1 1.10 1.01

ME76 6.80 238.50 50.10 0.90 2.20 13.60 12.00 1.00 0.50 <.1 0.50 0.10 <.1 0.60 <.01 0.10 <.5 4.76

ME 92 1.80 166.10 28.80 0.30 29.80 2.40 59.00 11.90 1.00 0.10 0.10 <.1 <.1 1.30 <.01 0.20 <.5 5.77

ME 93 3.20 166.40 29.00 3.60 19.70 2.30 41.00 12.80 0.60 <.1 0.10 <.1 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 5.74

ME 96 1.40 294.60 67.00 0.20 1.90 7.40 82.00 1.70 1.60 0.10 0.60 0.10 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 4.40

ME 103.D 3.80 210.60 31.40 1.70 81.00 6.60 93.00 4.10 <.5 0.10 0.30 0.70 0.70 1.00 <.01 0.60 <.5 6.71

ME 127 1.90 212.70 32.10 0.20 2.00 1.90 15.00 4.70 <.5 <.1 0.20 0.10 <.1 1.20 <.01 0.10 <.5 6.63

ME 146 3.80 254.70 27.30 0.50 28.40 4.70 33.00 2.40 0.50 0.10 0.40 0.10 <.1 2.30 <.01 0.20 <.5 9.33


23

Tabela 2.3: Composição química de ETR de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.

Elemento La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Eu/ Eu* La/ Yb

Amostra ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

ME 01.A 41.50 85.80 9.84 37.40 7.40 1.19 5.61 0.95 5.39 1.07 3.33 0.58 3.81 0.52 0.57 10.89

ME 02.3N 34.20 70.60 7.66 29.10 4.80 0.72 4.26 0.75 4.51 0.92 3.02 0.43 3.30 0.44 0.49 10.36

ME 03.C 46.00 94.20 10.83 38.90 7.00 1.00 5.76 0.97 5.94 1.12 3.60 0.56 3.75 0.49 0.48 12.27

ME 04.C 44.40 90.10 10.24 40.60 6.80 0.93 6.24 0.97 6.47 1.16 3.66 0.60 3.70 0.56 0.44 12.00

ME 05.A 42.80 54.00 9.58 33.40 6.00 0.68 4.93 0.93 5.75 1.12 3.85 0.61 4.38 0.63 0.38 9.77

ME 06.A 40.50 82.80 9.60 36.70 6.20 1.24 5.57 0.93 5.50 1.03 3.47 0.54 3.33 0.59 0.65 12.16

ME 07 42.60 96.90 11.55 41.30 7.10 0.43 5.30 0.88 5.64 1.08 3.53 0.61 4.50 0.62 0.22 9.47

ME 09.A 62.50 106.80 12.94 50.30 8.70 1.88 8.11 1.31 7.58 1.65 4.91 0.77 4.80 0.70 0.69 13.02

ME 11 30.90 68.20 7.62 29.50 5.00 1.09 3.79 0.57 3.59 0.78 2.66 0.38 2.57 0.35 0.77 12.02

ME 12.A 52.20 92.20 11.85 44.80 8.30 1.61 7.08 1.12 6.33 1.30 4.00 0.60 4.16 0.54 0.65 12.55

ME 13.A 34.50 79.80 8.32 29.30 5.30 1.12 4.69 0.75 4.43 0.92 2.92 0.50 3.26 0.40 0.69 10.58

ME 19 41.00 86.20 10.04 36.60 7.90 1.58 6.03 1.16 6.87 1.34 3.98 0.64 4.09 0.64 0.70 10.02

ME 20.C 34.20 67.10 8.70 34.10 6.40 1.41 5.86 1.03 5.34 1.09 3.20 0.50 3.17 0.49 0.71 10.79

ME 21.B 50.60 98.30 12.67 48.20 8.80 2.02 7.80 1.31 7.58 1.55 4.43 0.66 4.39 0.66 0.75 11.53

ME 22.B 144.60 111.90 28.05 100.70 17.20 2.23 15.90 2.50 14.51 2.92 8.38 1.20 7.11 1.08 0.41 20.34

ME 23.A 31.20 68.60 7.21 25.20 5.20 0.80 3.99 0.74 4.86 1.03 3.44 0.54 3.98 0.58 0.54 7.84

ME 24.A 53.60 109.90 12.79 47.20 8.40 1.98 6.67 1.09 5.87 1.08 3.53 0.54 3.50 0.53 0.81 15.31

ME 24.B 41.30 86.10 10.01 33.90 6.40 0.97 4.59 0.75 4.69 0.88 2.65 0.42 2.95 0.43 0.55 14.00

ME 25.B 20.80 45.40 5.90 23.70 5.00 1.37 3.85 0.59 3.24 0.60 1.73 0.28 1.76 0.24 0.96 11.82

ME 27.A 41.00 86.70 10.08 38.70 6.60 1.23 5.38 0.85 4.76 0.93 2.85 0.44 2.68 0.42 0.63 15.30

ME 28.A 33.20 75.30 8.98 33.90 6.70 1.05 5.55 0.87 5.28 1.11 3.30 0.53 3.23 0.50 0.53 10.28

ME 32.A 39.90 84.50 9.80 37.20 7.20 1.36 5.71 0.97 5.71 1.10 3.33 0.46 3.19 0.51 0.65 12.51

ME 32.B 43.70 91.70 10.79 40.60 7.80 1.57 6.33 1.11 6.14 1.25 3.83 0.59 3.95 0.59 0.69 11.06

ME 33.B 40.50 89.70 10.60 40.00 7.30 1.44 5.99 0.90 5.53 1.06 3.43 0.51 3.66 0.58 0.67 11.07

ME 41 126.40 102.70 26.50 101.00 17.80 4.37 17.78 2.75 15.57 3.31 8.93 1.35 7.69 1.22 0.76 16.44

ME 42 34.60 72.20 9.05 34.80 6.40 1.14 5.92 0.96 5.72 1.23 3.30 0.55 3.36 0.55 0.57 10.30

FET 08.A 32.30 68.50 8.00 29.80 5.50 0.99 4.11 0.68 3.74 0.77 2.25 0.35 2.17 0.34 0.64 14.88

FET 12.Z 197.30 109.10 62.84 274.90 47.90 11.08 44.01 5.52 30.81 6.32 17.83 2.39 14.18 2.31 0.74 13.91

ME 76 54.60 102.30 12.60 46.40 8.70 0.94 7.10 1.13 7.23 1.62 4.93 0.73 4.35 0.72 0.37 12.55

ME 92 36.80 74.00 8.96 33.30 7.10 1.29 4.86 0.87 5.32 1.06 2.88 0.44 2.93 0.45 0.68 12.56

ME 93 36.20 76.90 8.82 33.90 6.30 1.47 4.92 0.90 4.91 0.97 3.02 0.44 2.88 0.42 0.81 12.57

ME 96 98.40 163.20 22.62 83.50 15.00 2.85 10.91 1.72 9.45 1.96 5.50 0.84 5.76 0.87 0.68 17.08

ME 103.D 39.10 82.50 9.13 31.40 6.30 1.18 5.14 0.77 4.90 1.00 3.15 0.44 3.16 0.48 0.64 12.37

ME 127 36.80 72.40 9.03 33.20 5.60 1.40 4.18 0.80 4.84 1.00 3.06 0.47 2.81 0.44 0.89 13.10

ME 146 40.50 82.40 9.47 36.10 6.80 1.33 4.53 0.75 4.48 0.88 2.74 0.53 2.75 0.46 0.74 14.73


24

Utilizando-se o diagrama de discriminação de processos de alteração, Al2O3 versus TiO2,

proposto por Cattalani & Bambic (1994), a maioria dos pontos que representam essas rochas

corresponde à composição dacítica a riolítica e se posiciona próxima ao trend de fracionamento,

sugerindo incipiente estágio de alteração em relação a esses elementos (Figura 2.5). As análises

correspondentes à rocha básica e às amostras FET8-A, FET12-Z e ME7 apresentam resultados

discrepantes para CaO, Na2O e K2O (Tabela 2.1), indicando mobilização destes, sendo descartadas no

tratamento geoquímico principal e apenas utilizados seus dados de ETR, embora neste diagrama não

evidenciem uma perda ou ganho expressivo de massa.

Figura 2.5: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados no diagrama Al2O3 versus TiO2 (Cattalani & Bambic 1994).

Os diagramas de variação binários de Harker (Figura 2.6) mostram, em geral, tendências de

variação coerentes, indicando uma seqüência evolutiva contínua para as rochas estudadas. Observam-

se correlações lineares negativas com a sílica para Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2, P2O5, devido ao

incremento dos teores modais de quartzo, empobrecimento da molécula de anortita dos plagioclásios e

em minerais máficos primários, tais como hornblenda, biotita, ilmenita-magnetita, titanita e apatita,

durante a diferenciação. Os gráficos que envolvem MnO e os álcalis (Na2O e K2O) não evidenciam um

padrão definido de diferenciação, observando-se uma relativa dispersão resultante da maior

mobilidade destes elementos durante a atuação de processos pós-magmáticos. Entre os traços, o Sr, Zr

e V apresentam distribuições relativamente semelhantes e correlações negativas com a sílica. A

diminuição do Sr define tendências coerentes com processos de diferenciação envolvendo

fracionamento de plagioclásio, também sugerido pelo comportamento do CaO e pela anomalia

negativa de Eu, ilustrada na figura 11B, enquanto os decréscimos de V e do Zr estão vinculados ao

empobrecimento em minerais máficos primários (hornblenda e biotita) e ao fracionamento de zircão,

respectivamente.


25

Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO2 versus óxidos e elementos menores e traços.

Coincidindo com o estudo petrográfico, a maioria dos vulcanitos da PITP é classificada como

riolitos e dacitos e traqui-dacitos nos diagramas álcalis versus sílica de Le Maitre (1989; Figura 2.7A) e

como riolitos, riodacitos, dacitos naquele proposto por La Roche (1980; Figura 2.7C) ou no desenvolvido

por Winchester & Floyd (1977) que utiliza, além de SiO2, elementos considerados menos móveis nos

processos pós-magmáticos, tais como Zr e TiO2 (Figura 2.7B).


26

Figura 2.7: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas químico-classificatórios: (A) álcalis versus sílica (Le Maitre 1989); (B) SiO2 versus Zr/TiO2 (Winchester &

Floyd 1977); (C) R1-R2 (La Roche 1980).

O magmatismo que originou estas rochas é classificado como subalcalino do tipo cálcio-

alcalino, respectivamente nos diagramas álcalis versus SiO2 e AFM (Irvine & Baragar 1971; Figuras

2.8A e 2.8B). Os pontos que as representam descrevem na figura 8B uma tendência aproximadamente

linear que evolui em direção ao vértice dos álcalis, para valores decrescentes de MgO; excetuam-se a

esta regra duas amostras que se posicionam no domínio toleítico devido ao enriquecimento em ferro

total, proveniente possivelmente de uma maior oxidação por processos de alteração. A natureza cálcio-

alcalina desse magmatismo é também confirmada pelas razões La/Yb maiores do que 6, ilustradas na

figura 2.8C (Barret & MacLean 1999) e pela interseção dos trends do total de álcalis e CaO versus

SiO2 no diagrama de Peacock (1931; Figura 2.8D). Segundo o diagrama A/CNK e A/NK (Maniar &

Piccoli 1989), as rochas estudadas são classificadas como metaluminosas a levemente peraluminosas,

com predomínio deste caráter (Figura 2.8E), apresentando discreto crescimento do grau de saturação

em alumina com a evolução magmática e com o aumento da cloritização, processo que segundo

Scheepers (1995) acarreta um incremento deste índice. A temperatura de colocação desse magma é

sugerida como 900oC a partir da disposição dos pontos que representam esses litotipos, próxima à

curva de saturação da apatita na figura 2.8F (P2O5 versus SiO2 de Watson & Harrison 1984).


27

As razões Ga/Al utilizadas como discriminantes por Whalen et al. (1987) ilustradas na figura

2.9 classificam as rochas estudadas como granitóides do tipo I, caracterizadas pelos baixos valores

desses parâmetros. Fogem a esse padrão algumas amostras que apresentam altos teores de K2O

proveniente de alteração, no entanto para elementos considerados pouco móveis ou praticamente

imóveis em processos posteriores à cristalização magmática, os resultados obtidos confirmam essa

classificação. As amostras ME-96 e ME-01 se deslocam do domínio proposto para granitóides do tipo

I por apresentarem, respectivamente, altos teores de Ce (163,2 ppm) e de Zn (441 ppm) justificados

pela presença de allanita na primeira e esfalerita formada por processo hidrotermal na segunda.

Figura 2.8: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas (A) total de álcalis versus sílica e (B) AFM (Irvine & Baragar 1971); (C) La versus Yb (Barret & MacLean 1999); (D) total

de álcalis e CaO versus sílica (Peacock 1931); (E) A/NK versus A/CNK (Maniar & Piccoli 1989); (F) P2O5 versus SiO2 (Watson & Harrison 1984).


28

Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K2O+Na2O (A); Zr (B); Nb (C); Ce (D); Y (E); Zn (F).

Em diagramas discriminantes de ambientes tectônicos as rochas da PITP concentram-se no

domínio proposto para granitóides de arco vulcânico (VAG) quando Hf – Rb – Ta são utilizados

(Harris et al. 1986, in: Sylvester 1989; Figura 2.10A), o mesmo ocorrendo com Rb e (Y+Nb) (Pearce

et al. 1984; Figura 2.10B). Na figura 2.10B algumas amostras encontram-se deslocadas para o campo

dos granitóides intraplaca (WPG), possivelmente devido a um enriquecimento em Y alojado em

cristais de allanita e/ou titanita; no entanto todas coincidem com ambiente pós-colisional conforme

proposto por Pearce (1996).


29

Figura 2.10: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas: (A) Hf-Rb/30-Ta*3 (Harris et al., in: Sylvester 1989); (B) Rb versus Y+Nb (Pearce et al. 1984).

A normalização dos teores dos elementos traços e do K2O, a partir dos granitos de Cordilheira

Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984; Figura 2.11A), evidencia um enriquecimento seletivo dos

elementos litófilos de íons grandes (LILE) K, Rb, Ba e Th em relação aos de alta carga (HFSE) Ta,

Nb, Ce, Hf, Zr, Sm, Y e Yb. No grupo dos LILE observa-se incremento de Rb e no dos HFSE é nítida

uma anomalia positiva de Ce, em relação aos elementos adjacentes, sugerindo uma provável interação

com a água do mar (Munhá & Kerrich 1980) ou baixos teores de Nb e Hf. Apresenta um padrão sub-

horizontalizado para Hf, Zr, Y e Yb, sempre inferior a 1, semelhante àquele encontrado em rochas

cálcio-alcalinas de alto K, como os granitóides de arco magmático continentalizado da Cordilheira

Oeste dos Andes; o empobrecimento de Y, Yb e outras TRP podem indicar a presença de granada

residual em suas fontes (Scheepers 1995), ou alternativamente, fracionamento de anfibólio em uma

câmara magmática em nível crustal raso (Lentz 1998).

O comportamento dos ETR, normalizados pelos valores condríticos de Nakamura (1977),

ilustrado na figura 2.11B apresenta anomalias negativas de Eu sugerindo diferenciação com forte

fracionamento de plagioclásio. É nítido o fracionamento dos ETRL em relação aos ETRP, os últimos

exibindo configuração sub-horizontalizada e no geral apresentando enriquecimento entre 10 e 30 vezes

os valores condríticos. Este padrão é similar àqueles encontrados em rochas cálcio-alcalinas modernas

e, para as quais, tem sido atribuída uma origem a partir da fusão parcial de uma crosta continental pré-

existente com um componente mantélico subordinado. Observa-se forte anomalia negativa de Ce para

4 amostras do conjunto, indicando fracionamento de allanita e/ou alteração hidrotermal com provável

interação com água do mar (Fonseca 2006). As rochas alteradas apresentam uma considerável

variação vertical ao envelope, no entanto paralelizada, a qual é justificada por acentuado

enriquecimento proporcional desses elementos em relação ao ganho ou perda daqueles mais móveis


30

em processos posteriores à cristalização, tais como hidrotermalismo e/ou metassomatismo (Liaghat &

MacLean 1995).

A grande maioria das amostras apresenta razões médias de Eu/Eu* geralmente em torno de

0,6, com variação entre 0,5 e 0,89, mostrando anomalias negativas desse elemento de moderadas a

suaves, que aumentam proporcionalmente com a diferenciação magmática. Do conjunto analisado,

destacam-se algumas amostras com forte anomalia de Eu; dentre elas, seis de composição riolítica

com razões entre 0,37 e 0,49 e uma caracterizada quimicamente por altos teores de SiO2 (75,02) e K2O

(8,77%), com intensa alteração hidrotermal (sericitização, argilização e silicificação) e razão Eu/Eu*

de 0,22.

Figura 2.11: Padrões de distribuição dos vulcanitos estudados nos diagramas de: (A) Elementos Traços, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984); (B) ETR, normalizados pelos valores condríticos (Nakamura 1977).

Considerações finais e conclusões

As rochas da PITP na região dos municípios de Juína, Castanheira e Juruena são

geneticamente classificadas como ignimbritos, segundo conceito in McPhie et al. (1993: Sparks et al.

1973, Cas & Wright 1987 e William & Mc Birney 1979), que utilizam este termo para depósitos

piroclásticos de alta temperatura, constituídos dominantemente por fluxos de púmice, independente do

grau de soldagem ou volume. Esses ignimbritos foram petrograficamente individualizados como tufos

suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e tufos estratificados, às vezes com

evidências de processos de milonitização ou metamorfismo. Apresentam-se afetados por

metamorfismo/deformação e hidrotermalismo regional de baixa temperatura, caracterizado por uma

paragênese à base de sericita ± epidoto ± clorita ± argilo-minerais ± carbonato.

A matriz cinerítica fina pode ter se formado a partir de acumulação de material vitroclástico

ou da elutriação das partículas menores dos depósitos co-ignimbrito. A elevada concentração de

cristaloclastos encontrada na maioria das rochas indica uma origem a partir de líquidos com alta taxa


31

de cristalização, sendo que a intensa fragmentação neles identificada sugere impacto ao longo do

conduto magmático ou transporte superficial turbulento.

Os embaiamentos e golfos de corrosão comumente identificados nos cristaloclastos devem ter

sido formados durante a ascensão e extravasamento do magma quando, segundo McPhie et al. (1993),

a solubilidade da SiO2 aumenta com a diminuição da pressão, e em conseqüência os fenocristais que

estão inicialmente em equilíbrio no líquido são parcialmente reabsorvidos. A presença de texturas

esferulíticas denota processos de devitrificação. Segundo Lofgren (1971a, in: McPhie et al. 1993) os

esferulitos formados a altas temperaturas (±700°C) consistem de conjuntos abertos de cristais fibrosos

bem espaçados; os feixes de fibras do tipo gravata borboleta caracterizam temperaturas intermediárias

(400-650°C) enquanto que os esféricos, os mais comumente observados nas rochas da PITP,

compreendem pacotes de fibras radiadas e caracterizam as mais baixas temperaturas (< 400°C). A

textura micropoiquilítica composta de cristais finos de quartzo e feldspato, com freqüência

identificada, se desenvolveu possivelmente através de devitrificação primária de material ácido, a altas

temperaturas, em vidros que têm elevado conteúdo de água ou que são resfriados (ou reaquecidos) de

maneira lenta (Lofgren 1971b, in: McPhie et al. 1993). A presença de epidoto magmático evidencia a

sua formação a partir da reação de líquidos de composição granítica com hornblenda, em pressões

moderadas a altas, sob médias fO2 (Zen & Hammarstron 1984), com concentrações de água próximas

da saturação (Rivera et al. 2004). Quando encontrado em rochas formadas em níveis crustais rasos,

tais como vulcânicas, Brandon et al. (1996) sugerem, a partir de medidas experimentais de dissolução

de epidoto, que o transporte desse magma da crosta profunda se deu rapidamente para impedir sua

reabsorção.

Geoquimicamente, as rochas estudadas constituem uma seqüência vulcânica explosiva,

piroclástica, representadas essencialmente por termos ácidos, com homogeneidade composicional,

variando de dacitos a riolitos, cujo comportamento independe do tipo faciológico. Esses litotipos

foram formados a partir de um magma subalcalino, cálcio-alcalino do tipo I, que evoluiu de

metaluminoso a levemente peraluminoso, gerado a temperaturas de aproximadamente 900ºC com

moderada fO2, em um ambiente de arco vulcânico. As anomalias negativas de Eu e de Ce observadas

indicam, respectivamente, fracionamento de plagioclásio e alteração hidrotermal com provável

interação com água do mar.

Magmatismo bimodal, caracterizado por basalto-dacito a riolito está sempre associado a

tectonismo extensional, que pode ser do tipo rift continental, bacia de back-arc e rift de margem

continental. Os resultados ora apresentados corroboram a hipótese de Leite et al. (2005), que sugerem

um ambiente de rift em margem continental pré-existente, a qual poderia ser representada pelo

Tonalito Japuíra encontrado na área, de idade pouco mais antiga (1,77 Ga). Todas essas considerações

associadas à idade em torno de 1,76 Ga definida por Batata et al. (2005), permitem a correlação das

rochas estudadas com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt (Lacerda Filho et al. 2004).


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Agradecimentos

A todos os professores, alunos e funcionários da UFMT, que de alguma maneira colaboraram

para o fazimento deste trabalho. A investigação foi realizada com apoio de projeto de pesquisa nº.

473117/03-7 do Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico - CNPq - Brasil,

coordenado pelo Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite.

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Ficha de Aprovação

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO: TÍTULO: Vulcanitos Ácidos da Província Ígnea Teles Pires – SW do Cráton

Amazônico na Região Médio Noroeste de Mato Grosso – Estudo Petrológico.

AUTOR: Maria Elisa Fróes Batata ORIENTADOR: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite CO-ORIENTADOR: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa Aprovada em: 06/07/2007 PRESIDENTE: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite Prof. Dr. Evandro Fernandes de Lima Prof. Dr. Gerson Souza Saes Cuiabá, 06/07/2007.

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