VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES PIRES SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO NOROESTE DE MATO GROSSO ESTUDO PETROLÓGICO

Transcrição

1 VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES PIRES SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO NOROESTE DE MATO GROSSO ESTUDO PETROLÓGICO

2 ii

3 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 iii

4 iv

5 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 v

6 Universidade Federal de Mato Grosso Instituto de Ciências Exatas e da Terra Curso de Geologia Departamento de Recursos Minerais Programa de Pós-Graduação em Geociências ppgec@cpd.ufmt.br Campus Cuiabá Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó Cuiabá, Mato Grosso Fone: (65) Fax: (65) E.mail: 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:... vi

7 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). vii

8 viii

9 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 /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. ix

10 Sumário Agradecimentos ix Sumário x Lista de Figuras xi Lista de Tabelas xii Resumo xiii Abstract xiv Capítulo 1 Introdução Apresentação do Tema Contexto Geológico Regional da PITP Terreno Granítico Alta Floresta Complexo Tabaporã Tonalito Japuíra Granito Zé do Torno Grupo Roosevelt Suíte Rio do Sangue Granito Fontanillas Granito Juara Charnockito-Mangerito São Roque Gabro Juína Suíte Intrusiva Tatuí Granito Aripuanã Coberturas Sedimentares Capítulo 2 Artigo 1 Resumo Abstract Introdução Petrografia Geoquímica Considerações finais e conclusões Agradecimentos Referências Referências Ficha de Aprovação x

11 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 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 Al 2 O 3 versus TiO Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO 2 versus óxidos e elementos menores e traços...25 Figura 2.7: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas químicoclassificatórios: (A) Álcalis versus Sílica; (B) SiO 2 versus Zr/TiO 2 ; (C) R1-R 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) P 2 O 5 versus SiO Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K 2 O+Na 2 O (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 xi

12 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 xii

13 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 900 o C, com moderada fo 2. 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. xiii

14 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. xiv

15 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 km 2, 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) 1

16 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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). 2

17 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,848 Pimentel 2001 Sm-Nd T DM Granito 2,340 Lacerda Filho et al Sm-Nd T DM Granito 2,350 SIFS SUÍTE INTRUSIVA FLOR DA SERRA Pimentel 2001 Sm-Nd T DM Gabro 2,230 Lacerda Filho et al.2001 Sm-Nd T DM Granito 2,340 SIM SUÍTE INTRUSIVA PARANAÍTA Pimentel et al Sm-Nd T DM Granito 2,221 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,823 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,803 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,801 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,819 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,816 JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,793 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 U-Pb conv. Granito 1,848 JICA/MMAJ Pb-Pb evap. Granito 1,823 JICA/MMAJ U-Pb conv. Granito 1,817 SIC SUÍTE INTRUSIVA COLÍDER JICA/MMAJ U-Pb conv. Granito 1,786 Pimentel 2001 U-Pb conv. Granito 1,781 3

18 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 Dados isotópicos de rochas do Complexo Tabaporã (modificado de Leite et al. 2005a). Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga) Costa et al Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,74 Costa et al Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,70 Lacerda Filho et al Sm-Nd isocrônico Anfibolito 2,24 Lacerda Filho et al U-Pb Migmatito 1,78 Lacerda Filho et al Sm-Nd T DM Migmatito 2,26 Lacerda Filho et al U-Pb Metagranito 1,77 Lacerda Filho et al Sm/Nd T DM Metagranito 2,00 Leite et al. 2001a Pb-Pb evaporação Metagranito 1,96 Tassinari et al Rb-Sr RT Gnaisse 1,97 4

19 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 cinzaesbranquiçadas, 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 ξ Nd (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 ± 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. 5

20 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico (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 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 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 ξ Nd de levemente negativos a positivos, o que, segundo Santos et al. (2000), reflete 6

21 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 Dados isotópicos para rochas vulcânicas e plutônicas do Grupo Roosevelt (modificada de Leite et al. 2005a). Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga) Néder et al U-Pb SHRIMP Dacito 1,762 Santos et al U-Pb SHRIMP Metadacito 1,740 Lacerda Fº et al U-Pb SHRIMP Dacito 1,757 Lacerda Fº et al 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 U-Pb conv. Riodacito 1,761 Pinho et al 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 U-Pb conv. Monzogranito 1,759 Pinho et al U-Pb conv. Monzogranito 1,763 Pinho et al U-Pb conv. Monzogranito 1,764 Pinho et al U-Pb conv. Granodiorito 1,765 Pinho et al U-Pb conv. Monzogranito 1,766 Pinho et al U-Pb conv. Sienogranito 1,772 Pinho et al U-Pb conv. Monzogranito 1,774 Pinho et al U-Pb conv. Monzogranito 1,775 Lacerda Fº et al Sm-Nd T DM Dacito 2,010 Pinho et al. 2001a Sm-Nd T DM Riodacito 2,280 Pinho et al. 2001a Sm-Nd T DM Dacito 1,940 Pinho et al Sm-Nd T DM Metariolito 2,210 Pinho et al Sm-Nd T DM Riolito 2,160 Pinho et al Sm-Nd T DM Riolito 2,110 Pinho et al Sm-Nd T DM Ignimbrito 2,140 7

22 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico Tabela continuação Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga) Pinho et al Sm-Nd T DM Monzogranito 1,950 Pinho et al Sm-Nd T DM Monzogranito 2,160 Pinho et al Sm-Nd T DM Monzogranito 2,090 Pinho et al Sm-Nd T DM Monzogranito 2,040 Pinho et al Sm-Nd T DM Granodiorito 2,160 Pinho et al Sm-Nd T DM Tonalito 1,940 Pinho et al Sm-Nd T DM Sienogranito 2,300 Pinho et al Sm-Nd T DM Granito 2,150 Pinho et al Sm-Nd T DM Granito 2,040 Basei 1977 Rb-Sr Vulc. Ácida 1,680 Silva et al 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 8

23 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 km 2, 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 vermelhoarroxeado 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. 9

24 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 km 2 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 vermelhoarroxeadas. 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 10

25 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 clastoquímica, 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. 11

26

27 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 mefroes@terra.com.br Cuiabá - MT JAYME ALFREDO DEXHEIMER LEITE Av. Historiador Rubens de Mendonça, 990 s. 405 Bairro Baú jayme.a.leite@gmail.com Cuiabá - MT MARIA ZÉLIA AGUIAR DE SOUSA Av. Fernando Corrêa, s/nº Bairro Coxipó mzaguiar@terra.com.br Cuiabá MT Resumo A Província Ígnea Teles Pires (PITP), com cerca de km 2 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 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 900 o C com moderada fo 2. 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 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, 13

28 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 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. 14

29 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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). 15

30 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 cinzaesbranquiçado, 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 argilominerais, 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, 16

31 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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). 17

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

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

34 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 SiO 2 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 SiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 MgO CaO Na 2 O K 2 O TiO 2 P 2 O 5 MnO LOI Ga/Al Amostra % % % % % % % % % % % ME 01.A ME 02.3N ME 03.C ME 04.C ME 05.A ME 06.A ME ME 09.A ME ME 12.A ME 13.A ME ME 20.C ME 21.B ME 22.B ME 23.A ME 24.A ME 24.B ME 25.B ME 27.A ME 28.A ME 32.A ME 32.B ME 33.B ME ME FET 08.A FET 12.Z ME ME ME ME ME 103.D ME ME

35 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. Tabela 2.2: Composição química de elementos traços de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena. Elemento Cr 2 O 3 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 ME 02.3N ME 03.C ME 04.C ME 05.A ME 06.A ME < <5 ME 09.A ME ME 12.A ME 13.A ME < ME 20.C < ME 21.B ME 22.B <5 ME 23.A ME 24.A <5 ME 24.B <5 ME 25.B ME 27.A ME 28.A <5 ME 32.A ME 32.B ME 33.B ME ME < <5 FET 08.A FET 12.Z ME <5 ME ME ME ME 103.D ME ME

36 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 < < ME 02.3N <.5 < < < < ME 03.C < < < ME 04.C < < < < ME 05.A < < <.01 <.1 < ME 06.A < < < < ME < <.1 < <.01 <.1 < ME 09.A < <.1 <.5 < < ME < < < ME 12.A <.1 < < < ME 13.A < <.1 <.5 < < ME <.1 < < < ME 20.C <.5 <.1 < <.1 <.5 < < ME 21.B <.1 <.1 <.5 <.01 <.1 < ME 22.B <.5 < <.1 <.5 <.01 < ME 23.A <.5 < < < < ME 24.A < <.1 < < < ME 24.B <.5 < <.1 < <.01 <.1 < ME 25.B < <.1 < < < ME 27.A < <.1 <.5 < < ME 28.A < < <.01 <.1 < ME 32.A < < <.01 <.1 < ME 32.B < <.1 <.5 <.01 <.1 < ME 33.B < < < ME < < ME < < <.01 <.1 < FET 08.A < <.1 <.5 <.01 <.1 < FET 12.Z < <.1 <.1 <.5 <.01 < ME < < < < ME <.1 < < < ME < <.1 <.1 <.5 < < ME <.1 <.5 < < ME 103.D < < < ME <.5 < < < < ME < < <

37 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 ME 02.3N ME 03.C ME 04.C ME 05.A ME 06.A ME ME 09.A ME ME 12.A ME 13.A ME ME 20.C ME 21.B ME 22.B ME 23.A ME 24.A ME 24.B ME 25.B ME 27.A ME 28.A ME 32.A ME 32.B ME 33.B ME ME FET 08.A FET 12.Z ME ME ME ME ME 103.D ME ME

38 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico Utilizando-se o diagrama de discriminação de processos de alteração, Al 2 O 3 versus TiO 2, 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, Na 2 O e K 2 O (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 Al 2 O 3 versus TiO 2 (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. Observamse correlações lineares negativas com a sílica para Al 2 O 3, Fe 2 O 3, MgO, CaO, TiO 2, P 2 O 5, 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 (Na 2 O e K 2 O) 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. 24

39 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO 2 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 SiO 2, elementos considerados menos móveis nos processos pós-magmáticos, tais como Zr e TiO 2 (Figura 2.7B). 25

40 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 cálcioalcalino, 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 cálcioalcalina 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). 26

41 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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). 27

42 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K 2 O+Na 2 O (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). 28

43 Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p. 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 K 2 O, 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 subhorizontalizado 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 préexistente 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 29

44 Batata M. E. F Vulcanitos Ácidos da PITP SW do C. A. Médio NW MT Estudo Petrológico 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 SiO 2 (75,02) e K 2 O (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 30