Gabriela dos Santos GRANITO COIMBRA: PORÇÃO NORTE DA SUÍTE INTRUSIVA ALUMIADOR NA REGIÃO DE CORUMBÁ (MS) TERRENO RIO APA

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1 MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Gabriela dos Santos GRANITO COIMBRA: PORÇÃO NORTE DA SUÍTE INTRUSIVA ALUMIADOR NA REGIÃO DE CORUMBÁ (MS) TERRENO RIO APA Orientador Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz Co-orientadora Profª. Drª. Maria Zélia Aguiar de Sousa CUIABÁ 2016

2 UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO REITORIA Reitora Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder Vice-Reitor Prof. Dr. Francisco José Dutra Souto PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO Pró-Reitora Profª. Drª. Leny Caselli Anzai INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA Diretor Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS Diretor Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa Vice-Diretor Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Coordenador Prof. Dr. Ronaldo Pierosan Vice-Coordenadora Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite ii

3 DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N 77 GRANITO COIMBRA: PORÇÃO NORTE DA SUÍTE INTRUSIVA ALUMIADOR NA REGIÃO DE CORUMBÁ (MS) TERRENO RIO APA Gabriela dos Santos Orientador Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz Co-orientadora Profª. Drª. Maria Zélia Aguiar de Sousa Dissertação apresentada ao Programa de Pós- Graduação em Geociências do Instituto de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal de Mato Grosso como requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em Geociências. CUIABÁ 2016 iii

4 iv

5 GRANITO COIMBRA: PORÇÃO NORTE DA SUÍTE INTRUSIVA ALUMIADOR NA REGIÃO DE CORUMBÁ (MS) TERRENO RIO APA BANCA EXAMINADORA Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz Orientador (UFMT) Prof. Dr. Jayme Leite Examinador Interno (UFMT) Prof. Dr. Elton Dantas Examinador Externo (UNB) v

6 Dedicatória Aos meus pais. vi

7 Agradecimentos Agradeço a Deus por ter me guiado durante o desenvolvimento desse trabalho, e por Ele ter me dado motivação para concluir com êxito essa etapa profissional. Meus sinceros agradecimentos a Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), ao Programa de Pós-graduação em Geociências (PPGEC), ao Programa de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPQ /2011-2), ao Instituto Nacional e Tecnologia de Geociências da Amazônia (GEOCIAM), ao Grupo de Pesquisa Evolução Crustal e Tectônica Guaporé, pelo suporte financeiro ao desenvolvimento da pesquisa e a CAPES pela concessão de bolsa de mestrado. Ao meu orientador Amarildo Salina Ruiz, por ter contribuído com toda sua experiência no desenvolvimento desse trabalho, por saber sempre o momento de me impulsionar e me fazer sentir vontade de continuar e principalmente por ter confiado muito em mim. Sou muito grata a minha coorientadora Maria Zélia Aguiar de Sousa por todos ensinamentos valiosos de petrografia e geoquímica e por ser tão querida e dedicada aos seus alunos. À Maria Elisa Fróes Batata pelos conselhos, correções, disponibilidade e ensinamentos. Aos professores Jayme Leite e Ronaldo Pierosan, obrigada por estarem sempre muito dispostos em me auxiliar em diversas dúvidas, pelas sugestões de artigos e por se interessarem sobre o desenvolvimento da minha pesquisa. Aos meus colegas e amigos da Pós-Graduação, em especial Jéssica Sisti, Giulia Trivelli, Danielle Silva, Luzia Siqueira, Letícia Redes, Meice Mendes, Gabriel Luiz Zaffari, Ricardo Timm, e Newton Diego (Tchum Tchum) por todas as trocas de informações, experiências e pela parceria durante o mestrado e para toda a vida. Agradeço muito a toda minha família, que sempre confiou nas minhas escolhas, e que me deu todo suporte para chegar ao final dessa etapa, em especial ao meu pai Adolfo Martins dos Santos e a minha mãe Lourdes Terezinha Giacomini, vocês são minha maior inspiração. vii

8 Sumário Agradecimentos...vii Sumário...viii Resumo...xiii Abstract...xiv CAPÍTULO I INTRODUÇÃO...15 I.1. APRESENTAÇÃO DO TEMA...15 I.2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO...15 I.3. OBJETIVOS...16 I.4. MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA...17 I.4.1. ETAPA PREPARATÓRIA...18 I.4.2. ETAPA DE AQUISIÇÃO DE DADOS...18 I Etapa de Campo...18 I Etapa de Laboratório...18 I Análises Petrográficas...18 I Análises Litoquímicas...19 I Análise Geocronológica U-Pb (SHRIMP) em zircão...19 I Análise Isotópica Sm-Nd em rocha total...20 I.4.3. ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DOS DADOS...20 I.4.4. ETAPA DE FINALIZAÇÃO E DIVULGAÇÃO DOS RESULTADOS...20 CAPÍTULO II CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL...21 II.1. CRÁTON AMAZÔNICO...21 II.1.1. TERRENO RIO APA...21 II Terreno Rio Apa na região de Corumbá...22 II Suíte Intrusiva Alumiador...23 II Grupo Corumbá...25 II Formação Pantanal...26 CAPÍTULO III GEOLOGIA E PETROGRAFIA...27 III.1. GEOLOGIA DA PORÇÃO SUL DE CORUMBÁ...27 III.1.1. GRANITO COIMBRA...28 III Fácies Porfirítica Rosa...29 III Fácies Granodiorítica a Monzogranítica Cinza...32 III Fácies Fina Rosa...34 III.1.2. ANFIBOLITO...36 III.1.3. GRUPO CORUMBÁ...37 viii

9 III.1.4. FORMAÇÃO PANTANAL...38 III.1.5. ALUVIÕES ATUAIS...38 CAPÍTULO IV ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY...39 Resumo...39 Abstract...39 IV.1. INTRODUÇÃO...40 IV.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL...40 IV.3. GEOLOGIA E PETROGRAFIA...44 IV.4. DEFORMAÇÃO...48 IV.5. CARACTERIZAÇÃO LITOQUÍMICA...50 IV.6. GEOCRONOLOGIA (U-Pb) E GEOLOGIA ISOTÓPICA (Sm-Nd)...55 IV.6.1. Análise U-Pb em zircão (SHRIMP)...57 IV.6.2. Análise isotópica Sm- Nd (rocha total)...57 IV.7. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES...59 Agradecimentos...60 Referências Bibliográficas...60 CAPÍTULO V CONSIDERAÇÕES FINAIS E SUGESTÕES...64 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...66 ix

10 Lista de Ilustrações CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO Figura I.1. Mapa de vias de acesso à área de estudo...16 Figura I.2. Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo...17 CAPÍTULO II CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL Figura II.1. A) Mapa Geológico do Terreno Rio Apa. Extraído e modificado de Cabrera (2015); B) Limites do Cráton Amazônico com localização aproximada do Terreno Rio Apa...24 CAPITULO III GEOLOGIA E PETROGRAFIA Figura III.1. Mapa geológico e perfil do Granito Coimbra e das coberturas carbonáticas...27 Figura III.2. Fotografias do Granito Coimbra...28 Figura III.3. Fotomicrografias da FPR Figura III.4. Fotomicrografias da FMGC...34 Figura III.5. Fotomicrografias da FFR Figura III.6. Fotografia e fotomicrografia do anfibolito...37 Figura III.7. Fotografias dos calcários do Grupo Corumbá...37 CAPÍTULO IV ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY Figura IV.1. A) Mapa Geológico do Terreno Rio Apa. Extraído e modificado de Cabrera (2015); B) Limites do Cráton Amazônico com localização aproximada do Terreno Rio Apa...43 Figura IV.2. Mapa geológico e perfil do Granito Coimbra e das coberturas carbonáticas...45 Figura IV.3. Fotografias do Granito Coimbra...46 Figura IV.4. Fotomicrografias da FPR...47 Figura IV.5. Fotomicrografias da FMGC e da FFR...48 Figura IV.6. Diagrama de isofrequência para a foliação (S1) no Granito Coimbra, com concentração máxima em 107/8 (hemisfério inferior)...49 Figura IV.7. Fotografias e fotomicrografias dos aspectos deformacionais do Granito Coimbra...49 Figura IV.8. Fotografia e fotomicrografia das faixas cataclásticas no Granito Coimbra...50 Figura IV.9. Diagramas de Harker com a distribuição de elementos maiores e menores expressos em óxidos das rochas do Granito Coimbra...53 x

11 Figura IV.10. Distribuição dos pontos representativos das rochas do Granito Coimbra nos diagramas: (A) R1/R2 (La Roche 1980); (B) total de álcalis versus sílica (Middlemost 1985); (C) An-Ab-Or normativo (O Connor 1965, modificado por Barker 1979)...54 Figura IV.11. Resultados químicos de amostras do Granito Coimbra distribuídas nos diagramas: A) AFM (Irvine & Baragar 1971); B) FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2 (Frost et al. 2001); e C) A/NK versus A/CNK (Maniar & Piccoli 1989)...55 Figura IV.12. Resultados químicos de amostras do Granito Coimbra distribuídos nos diagramas: A) Rb versus Y+Nb e B) Rb versus Ta+Yb (Pearce et al. 1984)...56 Figura IV.13. Padrões de distribuição das rochas do Granito Coimbra nos diagramas: A) ETR normalizados pelos valores condríticos de Nakamura (1977); B), C) e D) elementos traço e K2O normalizados pelos granitoides de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984) para a FMGC, FPR e FFR respectivamente...56 Figura IV.14. Imagens de Catodoluminescência de cristais de zircão...57 Figura IV.15. Diagrama concórdia U-Pb (SHRIMP) da amostra LL-05, com a idade concórdia no intercepto superior em ± 4.3 Ma, interpretada como a idade de cristalização do Granito Coimbra...58 xi

12 Lista de Tabelas CAPÍTULO III GEOLOGIA E PETROGRAFIA Tabela III.1. Quadro sinóptico com as características petrográficas...29 CAPÍTULO IV ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY Tabela IV.1. Dados geocronológicos disponíveis para as rochas graníticas da Suíte Intrusiva Alumiador, obtidas pelos métodos U-Pb (SHRIMP) em zircão, Rb-Sr, Sm-Nd, Ar-Ar e K-Ar...42 Tabela IV.2. Análises químicas dos elementos maiores (% em peso), menores e traços (ppm) do Granito Coimbra...51 Tabela IV.3. Resultados das análises U/Pb (SHRIMP) da amostra LL Tabela IV.4. Dados Isotópicos Sm/Nd do Granito Coimbra...58 xii

13 Resumo As rochas estudadas nesse trabalho estão localizadas geograficamente na fronteira Brasil/Bolívia, na região do município de Corumbá (MS) e, geologicamente no Terreno Rio Apa. O mapeamento da porção sul de Corumbá permitiu identificar o Granito Coimbra, anfibolitos alojados sob a forma de diques, além das rochas sedimentares dos Grupos Jacadigo e Corumbá e da Formação Pantanal. Os estudos petrográficos macroscópicos e microscópicos permitiram definir três fácies do Granito Coimbra: Fácies Porfirítica Rosa, Fácies Média a Grossa Cinza e Fácies Fina Rosa. A Fácies Porfirítica Rosa é volumetricamente dominante, e é caracterizada macroscopicamente por rochas leucocráticas, de cor cinza-rosado a rosa, inequigranulares, porfiríticas a porfiroclásticas, com matriz fina a média, classificadas como sienogranitos e monzogranitos. A Fácies Granodiorítica a Monzogranítica Cinza é representada por rochas leucocráticas, cinza a cinza-escuro, equi a inequigranulares, média a grossa, porfirítica, classificadas como granodioritos e tonalitos. A Fácies Fina Rosa é representada por diques aplíticos, leucocráticos, rosa a rosa-avermelhado, equi a inequigranulares finos, classificadas como álcali-granitos. O Granito Coimbra foi submetido a duas fases de deformação, a F 1 de caráter dúctil e a F 2, rúptil. A fase F 1 gerou uma foliação S 1 penetrativa, com orientação preferencial N10-20E com mergulhos íngremes de 75-90º para SE. Na fase F 1 há zonas de cisalhamento marcadas por milonitos que exibem a mesma atitude da foliação regional. A fase F 2 de caráter rúptil se instalou após a deposição das coberturas neoproterozóicas, gerando grandes falhas e juntas. Como produto da F 2 observa-se as brechas, faixas cataclásticas, protocataclasitos e cataclasitos. As fraturas apresentam padrões preferenciais W-E, N-S e NW. As rochas do Granito Coimbra apresentam composição intermediária a ácida, geradas em ambiente de arco magmático a partir de um magmatismo cálcio-alcalino, metaluminoso a peraluminoso de natureza magnesiana a ferrosa sendo caracterizadas, geoquimicamente, como tonalitos, granodioritos, granitos e álcali-granitos. Os dados geocronológicos e isotópicos indicam idade de cristalização de 1859±4 Ma (U-Pb SHRIMP) para o Granito Coimbra com ε Nd (1,86Ga) de -1,35 e idade modelo T DM de 2,27 Ga que aponta para participação de uma fonte crustal na origem do magma, possivelmente envolvendo processos de fusão parcial de crosta continental. O Granito Coimbra é correlacionado a Suíte Intrusiva Alumiador, sendo assim, admite-se que o Arco Magmático Amoguijá se prolongue até as cercanias de Corumbá (MS), ou seja, o Terreno Rio Apa prolonga-se até a região de Corumbá. xiii

14 Abstract The rocks studied for this paper belongs, geographically speaking, to the frontier between Brazil and Bolivia, located in Corumbá City region (South Mato Grosso State) and, geologically speaking, in Apa River Terrain. The mapping of Corumbá south portion allowed the identification of Coimbra Granite, amphibolites trapped by dyke forms, in addition to sedimentary rocks from Jacadigo and Corumbá Groups and Pantanal Formation. The macroscopic and microscopic petrographic studies allowed the definition of three facies from Coimbra Granite: Pink Porphyritic Facie, which is the one more voluminous and characterized macroscopically by leucocratic rocks, with a gray pink and pink colors, inequigranulars grains, varying from porphyritic to porphyroclast, with a matrix containing thin to medium grains, classified as syenogranite and monzogranite. The Granodiorite and Monzogranite Facies are characterized by leucocratics rocks, with gray to dark gray colors, equigranulars and inequigranulars grains, witch varied from medium to thick ones, porphyritic matrix, classified as granodiorites and tonalites. The Pink Thin Facie is represented by aplite dikes, leucocratic, with pink to red pink colors, thin equigranulars and inequigranulars grains, classified as alkalis granites. The Coimbra Granite passed through to two deformation phases, a F1 ductile phase and a F 2 ruptile phase. The F 1 phase generated a penetrative S 1 foliation with N10-20E orientation and a steep-dip with 75-90º for SE. In F 1 phases there are shear zones represented by mylonites which have the same attitude from the regional foliation. The F 2 phase, which has a ruptile characteristic, was settled in after the Neoproterozoic depositions, and generated big faults and joints. As a product from F 2 phase are noted gaps, cataclastic bands, protocataclastic and cataclastic. The fractures are represented by W-E, N-S and NW patterns. The rocks from Coimbra Granite have an intermediate acidic composition, generated in an arc-magmatic environment stem from a calcic-alkaline magmatism, metaluminous and peraluminous with a magnesian with ferrous origin characterized, geochemically, as tonalities, granodiorites, granites and alkali-granites. The geochronological and isotopic data shows the crystallizing age of 1859±4 Ma (U-Pb SHRIMP) for Coimbra Granite with ε Nd (1,86Ga) of -1,35 and a model age for T DM of 2,27 Ga which indicates a participation of a crustal source in the magma origin, perhaps involving partial fusion process of continental crust. The Coimbra Granite is correlated to Alumiador Intrusive Suite, so is hypothesized that Amoguijá Arc Magmatic extends to the Corumbá (MS) region, in other words, Apa River Terrain extends to the Corumbá region. xiv

15 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO I.1. APRESENTAÇÃO DO TEMA A ideia de que o Terreno Rio Apa é parte integrante do Cráton Amazônico foi primeiramente difundida por Almeida (1964), alguns pesquisadores consideraram essa hipótese por algum tempo, e posteriormente o Bloco Rio Apa passou a novamente ser interpretado como um terreno alóctone, separado do Cráton Amazônico pela Faixa Móvel Tucavaca (Cordani et al. 1979, Tassinari & Macambira 1999, entre outros). Ruiz et al. (2005), Lacerda Filho et al. (2006) e Cordani et al. (2010) posicionam o Terreno Rio Apa como a porção sul do Cráton Amazônico, ao considerarem que a Faixa Tucavaca se tratava de um aulacógeno, entre outros argumentos. As rochas estudadas nesse trabalho estão localizadas geograficamente na fronteira Brasil/Bolívia, na região do município de Corumbá (MS) e, geologicamente entre os limites dos Terrenos Rio Apa e Paraguá. Apesar de haver vários trabalhos nessa região, a maioria são antigos, com poucos detalhes a respeito de individualizações de unidades e dados geocronológicos, e desde Del Arco et al. (1982) são realizadas as correlações com o Complexo Rio Apa. O embasamento dessa região é representado pelo Granito Coimbra (Santos et al. 2013), foco desse trabalho, e pelo Granito Taquaral (Redes 2015) que se expõem a partir de grandes falhas na forma de janelas estruturais, em meio aos grandes platôs neoproterozoicos da bacia do Jacadigo, e as planícies e baixadas de sedimentos inconsolidados da Bacia do Pantanal. A importância do estudo do embasamento dessa região se baseia na falta de dados petrológicos, estruturais e geocronológicos que permitam correlacionar o Granito Coimbra com outras unidades geológicas ou eventos magmáticos reconhecidos no sul/sudoeste do Cráton Amazônico. A região de Corumbá situa-se provavelmente no setor limítrofe entre o Terreno Rio Apa e o sudoeste do Cráton Amazônico, conferindo a ela o papel de peça chave no entendimento da aglutinação do Terreno Rio Apa ao Cráton Amazônico. I.2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO A área estudada localiza-se a aproximadamente 35 km do município de Corumbá, na porção noroeste do Estado de Mato Grosso do Sul, nas imediações da BR-454 (não pavimentada) que liga a BR-262 ao distrito Forte Coimbra. A partir de Cuiabá (MT), percorre-se 210 km pela rodovia BR-364 até Rondonópolis (MT), depois são 478 km até Campo Grande pela BR-163, e por fim 420 km pela BR-262 até a cidade de Corumbá (Fig. I.1). 15

16 Figura I.1. Mapa de vias de acesso à área de estudo. A região cartografada está localizada entre os vértices definidos pelas coordenadas UTM WGS S: / , / , / e / , e abrange parte da Folha Corumbá (SE.21-Y-D), na escala de 1: (Fig. I.2). I.3. OBJETIVOS Esse trabalho tem como objetivo principal a caracterização da porção sul do embasamento da região de Corumbá, representado principalmente pelo Granito Coimbra, a fim de definir a natureza do magmatismo e o ambiente tectônico responsável pela formação desse corpo granítico e também 16

17 correlacionar o mesmo com eventos magmáticos semelhantes que ocorreram no sul do Cráton Amazônico. Figura I.2. Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo. Para atingir o principal objetivo desse trabalho foi utilizada a cartografia geológica sistemática na escala 1: , a descrição petrográfica em micro e macro escala, análise estrutural dúctil e rúptil estudo litoquímico (elementos maiores, traços e terras raras), análise geocronológica em zircão magmático (U/Pb SHRIMP) e isotópica em rocha total (Sm/Nd) do Granito Coimbra. I.4. MATERIAS E MÉTODOS DE PESQUISA O desenvolvimento deste trabalho foi possível através da utilização de métodos comuns de mapeamento geológico com coleta de amostras para análises laboratoriais. Sendo assim, foi necessário 17

18 seguir um cronograma de atividades dividido nas fases: preparatória; aquisição de dados (campo e laboratório); tratamento e sistematização dos dados e conclusão e divulgação dos resultados. I.4.1. ETAPA PREPARATÓRIA A etapa preparatória consistiu primeiramente de levantamento do acervo bibliográfico referente aos trabalhos sobre a região de Corumbá e a porção sul do Cráton Amazônico. Em seguida, com a utilização da imagem de satélite Geocover, foi realizada a confecção do mapa base. I.4.2. ETAPA DE AQUISIÇÃO DE DADOS Esta etapa do trabalho foi desenvolvida primeiramente durante o campo, com a coleta de dados e amostras e, posteriormente com o desenvolvimento das análises laboratoriais. I Etapa de Campo A etapa de campo ocorreu no período de 19 a 25 de junho de 2014, onde foram reconhecidas as unidades que compõem a área, bem como a sua distribuição, estruturas, relações de contato e coleta de amostras para estudos laboratoriais. O posicionamento dos pontos foi feito a partir do uso de GPS (Global Position System) da marca Garmim Legend com sistema de coordenadas UTM (Datum WGS84) e para a coleta de dados estruturais foi utilizado o método Clar com a utilização de bússola geológica da marca Krantz. I Etapa de Laboratório As amostras coletadas em campo foram preparadas para estudos petrográficos, litoquímicos, geocronológicos e isotópicos. I Análises Petrográficas Essa etapa consistiu na descrição macroscópica de todas as amostras coletadas em campo, onde se observaram os aspectos composicionais, texturais e estruturais. Para o estudo microscópico foram selecionadas 33 amostras, com base na sua distribuição e representação, que foram encaminhadas para o Laboratório de Laminação do Departamento de Recursos Minerais/ICET da Universidade Federal de Mato Grosso, onde foram confeccionadas as seções delgadas e no Laboratório da Universidade Federal do Pará. As descrições microscópicas tiveram como objetivo a caracterização faciológica dos litotipos através de contagem modal, como também a análise microestrutural, com a obtenção de fotomicrografias para ilustração deste trabalho. Foi utilizado o microscópio óptico binocular da marca Olympus, modelo BX50, com uma câmera modelo Infinity Capture acoplada, do Laboratório de Microscopia da Faculdade de Geociências da UFMT. 18

19 I Análises Litoquímicas Foram selecionadas 16 amostras do Granito Coimbra para a obtenção dos valores de elementos maiores, menores, traços incluindo terras raras (ETR). Essas amostras foram processadas nos laboratórios do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso (DRM- UFMT), onde foram lavadas, por vezes cortadas para retirar as possíveis capas de alteração, britadas, quarteadas e moidas. Posteriormente, foram enviadas ao Analytical Laboratories (Acmelab), localizado em Vancouver Canadá, onde foram analisadas através do método ICP (Inductively Couple Plasma) e ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Spectrometry). Para o tratamento dos dados foram utilizados os softwares Minpet e GCDkit 3.0. I Análise Geocronológica U-Pb (SHRIMP) em zircão Foi selecionada para a análise geocronológica U-Pb (SHRIMP) em zircão a amostra LL-05 que corresponde a um sienogranito da Fácies Porfirítica Rosa. A mesma foi processada no Laboratório de Preparação de Amostras do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), onde foram realizados os procedimentos de britagem, moagem e peneiramento nas frações 0,063-0,250 mm, com o recolhimento do intervalo de 0,125 mm para a análise. Os outros passos incluem a passagem do ímã sobre a amostra para a remoção dos minerais magnéticos; os minerais pesados contendo zircão foram concentrados com a utilização da bateia e, por fim, foram selecionados 200 cristais de zircão, com o auxílio de uma lupa binocular, enviados para o laboratório do CPGeo- IGc/USP. Os grãos de zircão foram dispostos em fileiras juntamente com a amostra padrão na resina epóxi, polido e revestido com ouro. As imagens de catodoluminescência (CL) foram obtidas a partir de um microscópio eletrônico de varredura FEI-QUANTA 250 FEG e um detector XMAX CL (Instrumentos Oxford). As análises U-Pb foram realizadas pelo equipamento SHRIMP IIe/MC. Os procedimentos analíticos e calibração do aparelho são descritos em Sato et al. (2014). O teor de 206Pb/ 238U é calibrado segundo o padrão Temora 2, com idade de Ma (Black et al. 2004) e em relação ao teor de U é utilizado o padrão SL13 (238 ppm). Para pequeno número de dados (10-15 análise), o erro esperado para a idade 206Pb/ 238U Temora é <1,5%. O diagrama concórdia foi plotado usando o ISOPLOT 4 (Ludwig 2009). Correções de chumbo comuns costumam usar 204Pb de acordo com Stacey & Kramer (1975), mas o software SQUID 1,06 que processa os dados do SHRIMP tem a opção de usar correções de 207Pb e 208Pb. Os dados isotópicos U-Pb (SHRIMP) em zircão foram tratados no laboratório do Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo- IGc/USP). 19

20 I Análise Isotópica Sm-Nd em rocha total A amostra escolhida para a análise Sm-Nd também foi a LL-05, preparada de acordo com os mesmos procedimentos utilizados para análise litoquímica. O procedimento analítico utilizado para a análise Sm-Nd é composto por três etapas: dissolução de amostras; separação química por cromatografia de troca iônica e por fim, depósito nos filamentos dos elementos Sm e Nd para análise por espectrometria de massa TIMS. Foi dissolvida 100 mg de amostra em cadinho de teflon Savillex com HNO 3, HF e HCl, após a adição de 100 mg do traçador misto 149 Sm- 150 Nd. Os ETRs são separados primeiramente a partir de técnicas convencionais de troca catiônica em colunas de teflon contendo resina Biorad Dowex AG 50x8. Os elementos Nd e Sm são separados e purificados posteriormente, a partir da solução concentrada de ETRs, utilizando técnicas convencionais de troca iônica em colunas de teflon contendo resina Eichron Ln-Spec. Os concentrados de Nd e de Sm foram dissolvidos em 1 ml de HNO 3** (bidistilado) e as análises isotópicas realizadas no espectrômetro de massa ICP-MS marca Thermo-Finnigan modelo Neptune. Todo o procedimento analítico adotado na aplicação do método Sm-Nd é descrito por Gioia & Pimentel (2000). Essa metodologia foi inserida no Laboratório Pará-Iso, por Oliveira et al. (2008), no entanto, com algumas modificações. Os valores 143 Nd/ 144 Nd foram normalizados para 146 Nd/ 144 Nd = utilizando a lei exponencial de Russell et al A constante de decaimento utilizada foi a de 6.54 x ano -1 de Lugmair & Marti (1978). A reprodutibilidade dos resultados isotópicos é avaliada por repetidas análises do padrão La Jolla e os padrões de rocha internacionais BHVO-1 e BCR-1. As idades modelo foram calculadas com base no modelo de evolução do manto empobrecido de De Paolo (1981). I.4.3. ETAPA DE TRATAMENTO E SISTEMATIZAÇÃO DOS DADOS Esta fase consistiu na integração e interpretação dos dados obtidos nas etapas antecedentes, onde foram confeccionados mapas (localização e vias de acesso, geológico e de afloramentos), ilustrações gráficas, planilhas e textos, com a utilização de softwares padrões para edição de mapas, imagens e textos. Para o tratamento estatístico e interpretativo dos dados estruturais foi utilizado o software OpenStereo0.1.2f (IGc-USP). I.4.4. ETAPA DE FINALIZAÇÃO E DIVULGAÇÃO DOS RESULTADOS Esta etapa se refere à redação do texto final da dissertação, submissão do artigo elaborado a partir da sistematização dos dados obtidos, juntamente com a defesa pública perante a banca examinadora. 20

21 CAPÍTULO II CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL II.1. CRÁTON AMAZÔNICO Com o advento da tectônica de placas, o conhecimento sobre o Cráton Amazônico ganhou uma nova abordagem com os trabalhos de Cordani et al. (1979), Teixeira et al. (1989), Tassinari (1996), Tassinari & Macambira (1999), Santos et al. (2000) entre tantos outros. A proposta de Tassinari & Macambira (1999) de divisão do Cráton Amazônico em seis províncias geocronológicas, é uma das mais utilizadas atualmente, sendo elas: Província Amazônia Central (2,5 Ga), Província Maroni-Itacaiúnas (2,25-2,0), Província Ventuari-Tapajós (1,95-1,80 Ga), Província Rio Negro-Juruena (1,8-1,55 Ga), Província Rondoniana-San Ignácio (1,55-1,3 Ga) e Província Sunsás (1,3-1,0 Ga). Nas primeiras referências ao Cráton Amazônico como nos trabalhos de Almeida (1964), Hasui & Almeida (1970) e Amaral (1974) o Terreno Rio Apa corresponde a parte integrante do mesmo, no entanto, a partir de Cordani et al. (1979) e Litherland et al. (1986) o Terreno Rio Apa é considerado como um segmento crustal alóctone ao Cráton Amazônico, que durante sua acresção ao Cráton gerou a Faixa Tucavaca. Alguns trabalhos como Brito Neves et al. (1985) seguido por Alvarenga & Trompette (1993) e Trompette et al. (1998) definem que a Faixa Tucavaca na realidade compreende um rift abortado de uma junção tríplice. As similaridades nos padrões geocronológicos foram observadas por Cordani et al. (2005) que acreditam ser muito sugestivos para uma correlação do embasamento do Rio Apa com as regiões do Cráton Amazônico em Rondônia e Mato Grosso. Posteriormente, Ruiz et al. (2005) defendem que o bloco Rio Apa consiste de um prolongamento do Cráton Amazônico e corresponde ao embasamento das Faixas Paraguai e Araguaia, e das rochas sedimentares do aulacógeno Tucavaca, na Bolívia. II.1.1. TERRENO RIO APA A primeira subdivisão da Província Rio Apa se deu a partir do trabalho de Lacerda Filho et al. (2006) com base em dados geocronológicos, esses autores admitem que a mesma foi formada entre 1,95 e 1,75 Ga, sendo deformada e retrometamorfizada durante as orogenias Rondoniana-San Ignácio (1.3 Ga) e Sunsás/Aguapeí ( Ga), como indicam idades Ar-Ar de e Ma, em biotita (Cordani et al. 2005). Os compartimentos geotectônicos definidos por Lacerda Filho et al. (2006) são os seguintes: (i) Remanescente de Crosta Oceânica (2,2 a 1,95 Ga.); (ii) Arco Magmático Rio Apa (1,95 a 1,87 Ga); e (iii) Arco Magmático Amoguijá (1,87-1,75 Ga), além das Intrusivas Básicas (1,78 Ga). O Terreno Rio Apa foi dividido por Cordani et al. (2010), a partir de idades Sm-Nd em dois domínios: ocidental e oriental, separados por uma sutura preferencialmente N/S. Esses autores, baseados 21

22 em idades K-Ar e Ar-Ar observam que em 1300 Ma houve um evento de aquecimento em todo o Rio Apa, atingindo temperaturas de pelo menos C, bloqueando o sistema argônio das micas. II Terreno Rio Apa na região de Corumbá A partir do mapeamento da Folha Corumbá realizado por Del Arco et al. (1982) foi possível tomar conhecimento sobre os diversos trabalhos realizados no embasamento da região de Corumbá, tais como: Fonseca (1880), Evans (1894), Lisboa (1909), Oliveira & Leonardos (1943), Oliveira & Moura (1944) e Dorr II (1945, 1946). Basicamente todos esses trabalhos relatavam a presença de granitos, na maioria das vezes cortados por diques de diorito, mas também são citados xistos e gnaisses. Essas rochas são remetidas a uma unidade a partir de Almeida (1945), esse autor descreve o Granito Urucum como também gnaisses, micaxistos e anfibolioxistos e engloba-os no Complexo Brasileiro. As rochas básicas, intrusivas no granito, foram chamadas por Almeida (1945) de quartzogabro mas não foram incluídas no Complexo Brasileiro. Os primeiros dados geocronológicos dessas rochas se devem a Hasui & Almeida (1970) que adotaram o método K-Ar em feldspato potássico no granito da reginião de Urucum, com uma idade de 889±44 Ma. Posteriormente Souza (1973) atribuiu uma idade arqueana aos granitos róseos localizados a sul de Corumbá. Os gnaisses, gnaisses graníticos e granitos que afloram nos arredores de Corumbá, na região do Nabileque e em toda porção sudoeste de Mato Grosso do Sul foram incluídos por Corrêa et al. (1976) no Complexo Basal. Posteriormente Araújo & Montalvão (1980) propõem o termo Complexo Rio Apa para reunir as rochas do Complexo Basal e da Associação Metamórfica Alto Tererê (Corrêa et al. 1976). Os granitos, granodioritos, quartzo sienitos, gnaisses graníticos, gnaisses, xistos e diques de quartzo diorito e quartzo gabro expostos na Folha SE-21-Y-D que ocorre à sul de Corumbá foram correlacionados por Del Arco et al. (1982) com o Complexo Rio Apa. Esses autores reportam dados geocronológicos pelo método K-Ar em biotita que gerou uma idade de 1730±22 Ma interpretada como a época de resfriamento regional e estabilização tectônica do Complexo Rio Apa em Corumbá, posicionando no entanto, de forma duvidosa, essas rochas no pré-cambriano superior devido as grandes oscilações radiométricas. Na Folha Corumbá, Godoi & Martins (1999) adotam a designação de Complexo Rio Apa, de Araújo & Montalvão (1980), no entanto separando a Associação Metamórfica do Alto Tererê, pois esta apresenta características estruturais e metamórficas distintas das apresentadas por aquele complexo. A presença predominante dos metagranitos cisalhados na Folha Corumbá foi relatada por Godoi et al. (2001) que atribuem essas rochas ao Complexo Rio Apa, posicionando esta unidade no arqueano e relacionando o mesmo ao Complexo Xingu (Silva et al. 1974). Nesse trabalho as rochas infracrustais da região de Corumbá são admitidas como extremo norte do Terreno Rio Apa (Fig. II.1), atuando como janelas do embasamento em meio aos sedimentos 22

23 quaternários da Formação Pantanal. A partir de Redes et al. (2013, 2015) e Santos et al. (2013) essas rochas voltam a ser tratadas com mais detalhes, descritas individualmente e correlacionadas a Suíte Intrusiva Alumiador, devido às similaridades estruturais, litoquímicas e geocronológicas com os corpos que compõem essa unidade. II Suíte Intrusiva Alumiador O termo Suíte Intrusiva Alumiador foi dado primeiramente por Araújo et al. (1982) para se referir aos granitos que compõem a Serra do Alumiador. Godoi & Martins (1999) inserem essas rochas dentro da Supersuíte Amoguijá, sob a denominação de Suíte Intrusiva Alumiador (plutônicas) e Suíte Vulcânica Ácida Serra da Bocaina (vulcânicas). Lacerda Filho et al. (2006), dentro da divisão geotectônica que fez para o Terreno Rio Apa, considera a cogeneticidade das rochas vulcânicas e plutônicas e substitui o termo Supersuíte por Suíte Amoguijá, subdividindo-a em Granito Alumiador e Vulcânicas Serra da Bocaina, ambas unidades compondo o Arco Magmático Amoguijá. Segundo Lacerda Filho et al. (2006) o Arco Magmático Amoguijá compreende rochas plutônicas, subvulcânicas e vulcânicas félsicas de afinidade cálcio-alcalina, pouco deformadas por tectônica rúptil a rúptil-dúctil, pertencentes a um arco de margem continental, do tipo andino, com pouca reciclagem crustal. A denominação de Grupo Amonguijá foi sugerida por Manzano et al. (2012) para se referir a um conjunto plutono-vulcânico de natureza predominantemente ácida, que engloba o magmatismo da Suíte Plutônica Alumiador e da Suíte Vulcânica Serra da Bocaina. Esses autores não consideram as individualizações dos corpos graníticos para aquela região e voltam a utilizar a separação em fácies. Neste trabalho será adotado o termo Suíte Intrusiva Alumiador (Araújo et al. 1982) para se referir ao diversos corpos graníticos que ocorrem no Bloco Ocidental do Terreno Rio Apa e o termo Supersuíte Amoguijá (Godoi & Martins 1999), será usado quando se tratar da Suíte Intrusiva Alumiador juntamente com a Formação Serra da Bocaina (Brittes et al. 2013). Os granitos Carandá e Cerro Porã foram individualizados respectivamente por Brittes et al. (2011) e Plens et al. (2011) o primeiro ocorre a noroeste do Granito Alumiador, e o segundo compõe a Serra da Esperança e são relacionados pelos autores com o Arco Magmático Amoguijá. Outro corpo que constitui a Suíte Intrusiva Alumiador foi descrito por Souza et al. (2012, 2013) denominado de Granito São Francisco, constituindo a Serra homônima, fracamente foliado de composição monzogranítica, apresentando contato intrusivo com a Formação Serra da Bocaina e tectônico recoberto pelos sedimentos da Formação Pantanal. As rochas vulcânicas cogenéticas a Suíte Intrusiva Alumiador foram denominadas por Brittes et al. (2013) como Formação Serra da Bocaina, que compreende andesitos e riolitos, divididos em quatro fáceis piroclásticas e uma efusiva, que segundo os autores refletem um evento magmático extrusivo, de natureza explosiva, relacionado à evolução do Arco Magmático Amoguijá, devido a a sua natureza cálcio-alcalina e sua idade de cristalização Pb-Pb em zircão de 1879±4 Ma. 23

24 Figura II.1. A) Mapa Geológico do Terreno Rio Apa. Extraído e modificado de Cabrera (2015); B) Limites do Cráton Amazônico com localização aproximada do Terreno Rio Apa. 24

25 O Batólito Cerro Porã foi definido por Plens et al. (2013) como granitoides do tipo A2 da série alcalina potássica saturada em sílica, com dados geocronológicos U-Pb (SHRIMP) em zircão que renderam uma idade de cristalização de 1749±45 Ma, constituindo provavelmente um dos últimos eventos tardi a pós-orogênicos relacionados ao Arco Magmático Amoguijá. O Granito Aquidabã é descrito por Nogueira (2015) como composto por dacitos e riolitos, riolitos alcalinos e granitos, subdivididos em três fácies petrográficas, com os dados geoquímicos sugerindo um magmatismo de composição compatível com a de granitoides tipo A gerados em ambiente de arco magmático, em período pós-tectônico. Os primeiros corpos individualizados na região de Corumbá se devem aos trabalhos de Redes et al. (2013) e Santos et al. (2013), que descrevem respectivamente os Granitos Taquaral e Coimbra. Outra proposta de divisão para o Terreno Rio Apa é dada por Faleiros et al. (2016) compreendendo os terrenos ocidental e oriental separados pela zona de cisalhamento Aldeia Tomázia, e o terreno sudeste separado do terreno oriental pela zona de cisalhamento Serra do Perdido. Esses autores reconhecem para a Suíte Intrusiva Alumiador os granitos Alumiador, Córrego do Cervo (Pavan et al. 2014) e Santa Otília (Faleiros et al. 2014; Pavan et al. 2014), todos dentro do terreno oriental, o Granito Cerro Porã considerado por Plens et al. (2013) como parte da Suíte Intrusiva Alumiador é posicionado por esses autores dentro da Suíte Intrusiva Baía da Garças, no terreno oriental, devido as semelhanças na idade de cristalização. A Formação Serra da Bocaina não é considerada por Faleiros et al. (2016) como uma vulcânica equivalente à Suíte Intrusiva Alumiador, por ser pelo menos 40 Ma mais velha que o Granito Alumiador. A partir de diversos trabalhos recentes sobre o Terreno Rio Apa, Cabrera (2015) elaborou um mapa geológico atualizado sobre essa região. Esse autor faz considerações importantes sobre algumas unidades do Terreno Rio Apa, apontando algumas mudanças. Uma delas é a restrição da denominação Granito Alumiador para se referir somente ao batólito exposto nas serras do Alumiador e São Paulo, e o uso do termo Suíte Intrusiva Alumiador para agrupar os granitoides formados entre 1,75 e 1.85 Ga que compartilham aspectos petrogenéticos importantes. II Grupo Corumbá A denominação desse grupo deriva de Corumbá Limestone, nome atribuído por Evans (1894) para se referir aos calcários aflorantes nos arredores da cidade homônima. Esse grupo é dividido por Almeida (1984) da base para o topo, nas formações Cerradinho, Bocaina e Tamengo, proposta seguida por Lacerda Filho et al. (2006) e adotada neste trabalho. Segundo Godoi et al. (1999) as formações Cerradinho, Bocaina e Tamengo são composta respectivamente por: 1) folhelhos, siltitos arenitos, arcóseos, calcários, margas e dolomitos; 2) calcário dolomítico e calcítico, por vezes silicificados com níveis oolíticos, intraclastos e raras estruturas 25

26 estromatolíticas; 3) calcários calcíticos, por vezes brechados, com níveis oolíticos, e abundante conteúdo fossilífero, apresentando intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos. II Formação Pantanal A Formação Pantanal foi definida primeiramente por Oliveira & Leonardos (1943) e segundo Almeida (1959) foi originada sob a influência da orogenia Andina, em ambiente fluvial e/ou flúviolacustre. Essa formação é dividida por Figueiredo & Olivatti (1974) e Corrêa et al. (1976) em três unidades da base para o topo denominadas Qp1 sedimentos da planície aluvial antiga, representados por areias e cascalhos; Qp2 argilas das zonas alagáveis do pantanal e Qp3 sedimentos areno-argilosos restritos às calhas das principais drenagens que ocorrem dentro da planície. Segundo Assine (2005) essa formação tem sido modelada pela neotectônica, ocorrendo mudanças de níveis de base, gradientes topográficos e condicionando o curso do rio Paraguai na borda oeste da bacia, considerando que as estruturas NE associadas ao Lineamento Transbrasiliano indicam atividade tectônica sinsedimentar. 26

27 III.1. GEOLOGIA DA PORÇÃO SUL DE CORUMBÁ CAPÍTULO III GEOLOGIA E PETROGRAFIA O mapeamento da porção sul de Corumbá permitiu identificar o Granito Coimbra, anfibolitos, como também as coberturas neoproterozoicas representada pelo Grupo Corumbá e os sedimentos quaternários da Formação Pantanal. As rochas sedimentares são aqui descritas sucintamente por se tratar de parte do mapeamento, no entanto o foco desse trabalho são as rochas que constituem o embasamento dessa região. A Figura III.1 ilustra a distribuição das unidades mapeadas, e o empilhamento estratigráfico. Figura III.1. Mapa geológico e perfil do Granito Coimbra e das coberturas carbonáticas. 27

28 III.1.1. GRANITO COIMBRA O Granito Coimbra aflora como janelas estruturais, na forma de discretos morrotes arredondados, escarpas, lajedos e leitos de estrada. No geral é um corpo com foliação N10-20E, com zonas miloníticas paralelas à foliação, cortado por juntas, veios de quartzo deformados, faixas cataclásticas e anfibolitos alojados na forma de diques, estes últimos com direção N20W. Apresenta contato discordante e tectônico com os calcários do Grupo Corumbá estando, em parte, recoberto pelos sedimentos da Formação Pantanal. Os estudos petrográficos macroscópicos e microscópicos permitiram definir três fácies do Granito Coimbra: Fácies Porfirítica Rosa - FPR (Fig. III.2 A e B), Fácies Média a Grossa Cinza - FMGC (Fig. III.2 C) e Fácies Fina Rosa - FFR (Fig. III.2 D). A FFR corta a FPR na forma de veios aplíticos, não foi encontrada essa mesma relação da FFR com a FMGC. A FFR foi observada em um ponto do mapa e as outras duas fácies se distribuem por todo a extensão do mapeamento, a FMGC ocorre na porção central. Apesar de não ter sido encontrado uma relação direta entre a FPR e a FMGC essas duas fácies afloram no mesmo morro. Figura III.2. Fotografias do Granito Coimbra ilustrando: A e B) relações inequigranulares da FPR onde o feldspato alcalino e o plagioclásio ocorrem rotacionados, o quartzo eibe-se muito estirado e a foliação é marcada pelos níveis de biotita; C) agulhas de anfibólio orientadas e alternadas com plagioclásio da FMGC e D) relações equigranulares da FFR. 28

29 Mesmo apresentando foliação, as rochas do Granito Coimbra mantém os aspectos texturais ígneos, no entanto em algumas porções as feições miloníticas se destacam, obliterando o registro magmático. A tabela III.1. apresenta o resumo da petrografia. Tabela III.1. Quadro sinóptico com as características petrográficas. Litologia Textura Granulação Cor Sienogranitos/ monzogranitos da Fácies Porfirítica Rosa Granodioritos/ tonalitos da Fácies Média à Grossa Cinza Álcali feldspato granito da Fácies Fina Rosa inequigranular equigranular a inequigranular equigranular a inequigranular fina a grossa média a grossa fina Anfibolito equigranular muito fina a fina cinza-rosado a rosa cinza a cinzaescuro rosa a rosaavermelhado cinza-esverdeado a preto Mineralogia Essencial feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino, anfibólio (horblenda) e biotita feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita anfibólio (hornblenda), plagioclásio Mineralogia Acessória opacos, titanita, zircão, apatita e alanita opacos, titanita, zircão, apatita e alanita opacos titanita, opacos Mineralogia Metamórfica e de alteração minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, sericita, muscovita, argilominerais, silimanita, fluorita e calcita. minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, muscovita, sericita, argilominerais e calcita. minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), clorita, sericita e muscovita. minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoizita), argilominerais e clorita. III Fácies Porfirítica Rosa A Fácies Porfirítica Rosa é volumetricamente dominante, e é caracterizada macroscopicamente por rochas leucocráticas, de cor cinza-rosado a rosa, inequigranulares, porfiríticas a porfiroclásticas, com matriz fina a média, composta essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita, sendo classificadas como sienogranitos e monzogranitos. Os fenocristais são representados por feldspatos e quartzo variando de 1 até 4 cm, ocorrem também como porfiroclastos rotacionados e estirados. Opticamente, as rochas dessa fácies são inequigranulares, hipidiomórficas, constituída essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos, titanita, zircão, apatita e alanita; a paragênese metamórfica e de alteração está representada pela actinolita, por minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, sericita, muscovita, argilominerais, silimanita, fluorita e calcita. Os principais processos de alteração reconhecidos são saussuritização, sericitização, argilização e cloritização. O feldspato alcalino, representado pela microclina e pelo ortoclásio, ocorre como grãos anédricos a subédricos tabulares, com dimensões de 0,8 a 5,5 mm, como fenocristais, compondo a matriz ou como porfiroclastos. Apresenta geminações combinadas em grade (albita+periclina), por vezes, associadas a Carlsbad, e comumente corresponde ao hospedeiro de intercrescimento lamelar de plagioclásio sódico e granular de quartzo com formas irregulares, caracterizando texturas, respectivamente pertítica e micro-gráfica (Fig. III.3 A e B). O crescimento de quartzo vermicular no 29

30 plagioclásio com feldspato alcalino adjacente corresponde a textura mirmequítica. Como seus produtos de alteração tem-se sericita, argilominerais e muscovita. O quartzo exibe-se como grãos anédricos a subédricos prismáticos, com dimensões de 0,1 a 4 mm, comumente intercrescido com feldspato alcalino, compondo a textura micro-gráfica ou granofírica. Na maioria das vezes ocorre estirado, em ribbons, com extinção ondulante proeminente, com formação de subgrãos e recristalizado. Preenche também interstícios ao redor dos cristais de plagioclásio e agregados maiores de quartzo poligonizado com aspecto sigmoidal. Exibe-se por vezes recristalizado nas fraturas do feldspato alcalino e plagioclásio. O plagioclásio, representado pela albita, apresenta-se anédrico a subédrico, prismático a tabular, com dimensões de 0,5 a 4,5 mm, por vezes zonado, com geminações polissintéticas albita (Fig. III.3 C) e periclina e simples do tipo Carlsbad, que podem estar associadas. Encontra-se também como fase hóspede de pertitas, em lamelas e grãos e parcialmente substituído por muscovita. Quando em rochas milonitizadas, é representado por porfiroclastos e grãos menores recristalizados compondo a matriz. Ocorre também estirados, com maclas deformadas e quebradas, discretamente rotacionados, com quartzo recristalizado em seu entorno. Seus processos de alteração compreendem sericitização, argilização e saussuritização onde ocorre sua transformação em plagioclásio ainda mais sódico juntamente com a sericita e minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita). A argilização deixa esse mineral com um aspecto turvo (Fig. III.3 D). A biotita se exibe anédrica a subédrica, com dimensões de 0,2 a 3 mm, ocorrendo como palhetas, por vezes, deformadas em kink-band e mica fish, com pleocroísmo variando de castanho a marromavermelhado (Fig. III.3 E). Exibe inclusões de cristais de apatita e zircão, este último ocasionando halos pleocróicos e ocorre substituída algumas vezes por carbonato, epídoto e muscovita. Os opacos apresentam-se anédricos a subédricos, cúbicos e hexagonais associados a biotita e clorita. Por vezes, representam a substituição da biotita e da titanita, gerando juntamento com essa última a textura coronítica. A titanita ocorre anédrica a subédrica, com formato losangular, associada ao plagioclásio, biotita e opacos, com substituição, por vezes, para opacos e calcita. O zircão ocorre granular a subédrico, formando pequenos prismas inclusos no plagioclásio e associado a biotita. A apatita ocorre granular e acicular, associada a biotita e clorita. A única fase primária do grupo do epídoto está representada pela alanita, que ocorre como grãos subédricos bem desenvolvidos com cor castanho-avermelhada. O anfibólio é representado pela actinolita, não é tão disseminado, ocorrendo apenas em algumas amostras da FPR. Apresenta-se anédrico granular, com pleocroísmo de verde-escuro a verde- azulado, associado com a biotita e opacos (Fig. III.3 F). 30

31 Figura III.3. Fotomicrografia da FPR ilustrando: A) intercrescimento pertítico e mirmequítico; B) cristal tabular de feldspato alcalino com pertita em drops C) prismas bem desenvolvidos de plagioclásio e substituição parcial para muscovita; D) plagioclásio intensamente sericitizado, argilizado e alterado para calcita; E) palhetas bem desenvolvidas de biotita com inclusões de apatita e substituição para muscovita e F) biotita associada com actinolita e opacos. Polarizadores cruzados em A, B, C e D e paralelos em E e F. Os minerais do grupo do epídoto ocorrem principalmente a partir da saussuritização do plagioclásio, estando representados pelo epídoto sensu strictu e pela clinozoisita. São anédricos a subédricos e granulares a prismáticos. O epídoto apresenta um pleocroísmo em tons de amarelo pálido, e ocorre geralmente associado a biotita, clorita e titanita. 31

32 A clorita é formada a partir da alteração da biotita, com pleocroísmo castanho a verde-oliva, exibindo-se como palhetas deformadas em kink, alcançando dimensões de até 0,9 mm, e associadas à titanita. A muscovita é formada a partir da alteração dos feldspatos e biotita, ocorrendo como pequenos prismas, algumas vezes fibrorradiadas, com dimensões de até 0,3 mm. Apresenta-se ainda em níveis lepidoblásticos estirados, marcando a orientação da rocha. A fluorita e a silimanita ocorrem de forma incipiente somente na FPR, são euédricas, a primeira aparece cúbica e a segunda como retângulos estreitos, quase aciculares. A formação desses minerais está associada as zonas de cisalhamento. A calcita ocorre escassamente, sendo resultado da substituição da biotita, plagioclásio e titanita. A sericita e os argilominerais ocorrem em minúsculas agulhas provenientes da alteração dos feldspatos. III Fácies Granodiorítica a Monzogranítica Cinza A Fácies Granodiorítica a Monzogranítica Cinza é representada por rochas leucocráticas, cinza a cinza-escuro, equi a inequigranulares, média a grossa, porfirítica, compostas essencialmente por plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino, anfibólio e biotita classificadas como granodioritos e tonalitos. A deformação foi mais intensa nessas rochas, onde a foliação é expressiva, bem como a milonitização, Os porfiroclastos de plagioclásio e quartzo encontram-se rotacionados e estirados, imersos em uma matriz quartzo-feldspática, e em algumas porções existe maior concentração de epídoto, devido à alteração, que chega a formar níveis orientados. Opticamente essa fácies é inequigranular, xenomórfica a hipidiomórfica, constituída essencialmente por plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino, horblenda e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos, titanita, zircão, apatita e alanita; a paragênese metamórfica e de alteração está representada por minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, muscovita, sericita, argilominerais e calcita. Os principais processos de alteração são saussuritização, sericitização, argilização e cloritização. Apresenta xistosidade acentuada, gerada principalmente por níveis lepidoblásticos e nematoblásticos, formados pela orientação de biotita, clorita e anfibólio, intercalados com porções granoblásticas. O plagioclásio, representado pela andesina, se apresenta anédrico a subédrico tabular, com dimensões de 0,3 até 4 mm com macla polissintética (albita e periclina), como também a Carlsbad. Apresenta intercrescimento lamelar e vermicular de quartzo, tendo feldspato alcalino adjacente, caracterizando textura mirmequítica. A saussuritização, sericitização e argilização marcam significativamente os grãos desse mineral, tendo como produtos de alteração minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoizita), sericita e argilominerais. Por vezes ocorre uma concentração muito intensa do epídoto, onde todo o plagioclásio é consumido. Nas porções milonitizadas ocorre geralmente rotacionado, com evidências de deformação e registros dos aspectos dúcteis e rúpteis da mesma, onde 32

33 as maclas encontram-se dobradas e truncadas, gerando kink-bands, como também a fragmentação tipo dominó, onde os espaços são preenchidos por quartzo. O quartzo exibe-se de diversas formas, anédrico a subédrico, em agregados, com contatos serrilhados, retos e curvos, formando mosaicos, por vezes esses aglomerados policristalinos apresentam formato sigmoidal. Ocorre geralmente em ribbons, com extinção ondulante expressiva, assim como as lamelas de deformação, formação de subgrãos e por fim a recristalização. Quando recristalizado, o quartzo aparece como agregados submilimétricos no entorno de grãos primários desse mineral, como também nos interstícios entre outros minerais. O feldspato alcalino, representado pela microclina apresenta-se anédrico a subédrico tabular, com dimensões de 0,7 até 4mm com a macla polissintética em grade (albita + periclina). Pode ocorrer recristalizado, fragmentado, e também com intercrescimento cuneiforme de quartzo, caracterizando textura micro-gráfica. Os máficos essenciais são representados pelo anfibólio e pela biotita. O anfibólio, reconhecido como hornblenda, ocorre subédrico, formando losangos e prismas alongados, com dimensões de 0,5 a 2 mm, e pleocroísmo amarelo a verde-azulado. Esse mineral ocorre frequentemente formando níveis orientados e estirados caracterizando textura nematobástica (Fig. III.4 A). A hornblenda aparece algumas vezes como um mineral pisciforme, caracterizando a hornblenda fish. Também se observa raramente a actinolita, produto de reequilíbrio metamórfico de grau baixo da hornblenda, que apresenta pleocroismo de verde-escuro a verde-azulado. A biotita apresenta-se anédrica a subédrica, prismática, com pleocroísmo amarelo a marromavermelhado, ocorrendo estirada, com dimensões de 0,5 mm a 1 mm, formando níveis lepidoblásticos, e, na maioria das vezes, parcial a totalmente cloritizada (Fig. III.4 B). Os opacos ocorrem geralmente associados à biotita e anfibólio, ou inclusos nesses minerais, são anédricos e geralmente muito quebrados, por vezes secundários, resultado da alteração da biotita e também podem apresentar uma borda de reação da titanita. A titanita é anédrica a subédrica, prismática a losangular de até 0,6 mm formando, por vezes, agregados granulares ou prismas curtos. Apresenta geminação algumas vezes e ocorre associada aos opacos e ao anfibólio e também como produto de alteração da biotita. O zircão apresenta-se granular a subédrico, representado por prismas curtos e bipirâmides quebradas, ocorrendo incluso na biotita e nos feldspatos e por vezes associado aos opacos. A apatita ocorre em grãos arredondados e um pouco alongados, inclusa nos feldspatos e anfibólio. A alanita exibe-se em agregados de grãos arredondados, de cor acastanhada, associada com os anfibólios e opacos (Fig. III.4 C). Os minerais do grupo do epídoto são representados por epídoto sensu strictu e por clinozoizita e são produtos da saussuritização do plagioclásio. São anédricos a subédricos, em grãos, prismas curtos e alongados, com pleocroismo em tons de amarelo-claro, e pode ocorrer associado ao anfibólio. A 33

34 epidotização do plagioclásio chega a ser tão intensa que se desenvolvem níveis orientados de epídoto e clinozoizita, alternando com plagioclásio reliquiar, feldspato alcalino e quartzo. A clorita ocorre como grãos anédricos, estirados e quebrados, formada a partir da alteração da biotita, com pleocroísmo em tons de verde. A muscovita apresenta-se subédrica, formando agulhas e palhetas, com dimensões de até 0,7 mm, sendo produto de alteração dos feldspatos e biotita, ocorrendo sempre associada aos níveis máficos. A sericita e os argilominerais ocorrem como pequenas agulhas originadas a partir da alteração dos feldspatos. A calcita ocorre de maneira escassa e é formada a partir da alteração do plagioclásio. Figura III.4. Fotomicrografias da FMGC ilustrando: A) hornblendas orientadas definindo textura nematoblástica; B) bolsão de biotita com substituição para clorita; C) hornblendas orientadas com alanitas associadas. III Fácies Fina Rosa A Fácies Fina Rosa é representada por diques aplíticos de até 9 cm de largura, leucocráticos, rosa a rosa-avermelhado, equi a inequigranulares finos, sendo classificadas como álcali-granitos. Essa fácies apresenta uma foliação incipiente e não se encontra milonitizada. Opticamente, as rochas dessa fácies são inequigranulares, xenomórficas a hipidiomórficas, constituída essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos e a de alteração está representada por minerais do grupo do epídoto (epídoto 34

35 e clinozoisita), clorita, sericita e muscovita. Essas rochas são levemente foliadas e apresentam predomínio de textura micro-gráfica. Os principais processos de alteração reconhecidos são saussuritização, sericitização e cloritização. O feldspato alcalino, representado pela microclina, ocorre como grãos anédricos a subédricos retangulares, com dimensões de 0,3 a 1,5 mm. Apresenta geminações combinadas em grade (albita+periclina) (Fig. III.5 A e B), e comumente corresponde ao hospedeiro de intercrescimento granular de plagioclásio sódico e quartzo com formas irregulares, caracterizando texturas, respectivamente pertítica e micro-gráfica (Fig. III.5 C). O quartzo exibe-se como grãos anédricos a subédricos prismáticos, com dimensões de 0,1 a 1 mm, comumente intercrescido com feldspato alcalino, compondo a textura micro-gráfica ou granofírica. O plagioclásio, representado pela albita, apresenta-se anédrico a subédrico, em prismas curtos e retangulares com dimensões de 0,2 a 1,5 mm, com geminações polissintética e encontra-se também como fase hóspede de pertitas e mesopertitas em grãos. Figura III.5. Fotomicrografias da FFR ilustrando: A e B) feldspato alcalino intersticial, com poucos cristais de biotita levemente orientados; C) textura micro-gráfica. Polarizadores cruzados em A, B e C. O único máfico essencial é representado pela biotita que se exibe anédrica a subédrica, com dimensões de 0,2 a 0,6 mm, ocorrendo como palhetas, por vezes, deformadas em kink-band e mica fish, com pleocroísmo variando de amarelo-claro a marrom-claro. 35

36 Os opacos apresentam-se anédricos a subédricos, retangulares, constituindo fase primária como também a substituição da biotita. Os minerais do grupo do epídoto ocorrem anédricos, granulares com pleocroísmo em tons de amarelo-claro. A clorita é formada a partir da alteração da biotita, com pleocroísmo verde-claro a verde-escuro. A muscovita ocorre subédrica na forma de prismas, associada a biotita e opacos. A sericita ocorre como agulhas submilimétricas formadas a partir da alteração dos feldspatos. III.1.2. ANFIBOLITO O anfibolito ocorre como diques, alojado no Granito Coimbra (Fig. III.6 A), com orientação N20W. São rochas foliadas, melanocráticas, cinza-esverdeada a preta, equigranulares, de granulação fina, compostas essencialmente por anfibólio e plagioclásio. Opticamente essas rochas são em geral equigranulares, muito finas a finas, com foliação do tipo xistosidade, imposta pelos níveis nematoblásticos e lepidoblásticos formados pela orientação do anfibólio e clorita, respectivamente. São constituídas por anfibólio e plagioclásio, titanita, opacos e clorita. Os processos de alteração, como a saussuritização e argilização, marcam significativamente os grãos de plagioclásio, com a formação de minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoizita) e argilominerais. O processo de cloritização também é observado de forma abrangente nessas rochas. O anfibólio, representado pela hornblenda, é anédrico a subédrico prismático, com pleocroísmo amarelo a verde, com dimensões de 0,2 até 0,6 mm, encontrando-se parcial a totalmente cloritizado (Fig. III.6 B). Esse mineral ocorre comumente estirado e levemente rotacionado, cuja orientação dos prismas confere à rocha textura nematoblástica. O plagioclásio, definido como oligoclásio, apresenta-se subédrico na forma de prismas alongados e curtos, com dimensões de 0,2 a 0,5 mm, e com macla polissintética da albita, por vezes, associada a Carlsbad. Comumente encontram-se estirados e por vezes rotacionados, apresentando como processos de alteração a saussuritização, com formação de minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoizita) e também sericita. A titanita ocorre anédrica, por vezes, subédrica prismática, estirada e levemente rotacionada com dimensões de 0,3 a 0,5 mm e parcialmente substituída por minerais opacos. Os minerais opacos ocorrem anédricos a subédricos tabulares e retangulares, com dimensões de até 0,8 mm, por vezes estirados, fraturados, e também com formas esqueletais. Os minerais do grupo do epídoto são representados pelo epídoto sensu strictu e pela clinozoisita. Ocorrem anédricos a subédricos com hábito prismático bem desenvolvido, portando fraturas e por vezes macla, com pleocroísmo incolor a amarelo-claro, com dimensões de até 0,4 mm. 36

37 A clorita ocorre como alteração do anfibólio, com pleocroísmo verde-claro a verde-escuro, constituindo uma fase comum, por vezes formando níveis que cortam toda a rocha. Figura III.6. Fotografia do anfibolito ilustrando: A) dique de anfibolito cortando o granito; B) fotomicrografia ilustrando orientação do anfibólio e dos plagioclásios e bolsão de clorita no centro da imagem. III.1.3. GRUPO CORUMBÁ O Grupo Corumbá aflora na região mapeada como morrotes e lajedos, composto por calcário calcítico cinza-claro a cinza-escuro, fino, com aspecto maciço, portando laminações plano-paralelas (Fig. III.7 A) com direção N50E e mergulhos da ordem de 16º para SE. As rochas são bem silicificadas, por vezes ocorrem extremamente fraturadas, apresentando dobras convolutas, oólitos e vênulas de quartzo (Fig. III.7 B). Figura III.7. Fotografias dos calcários do Grupo Corumbá ilustrando: A) estratificação plano paralela; B) vênulas de quartzo. Estas rochas apresentam contato discordante e tectônico com o Granito Coimbra e são recobertas pela Formação Pantanal. 37

38 Como o foco do trabalho são as rochas do embasamento, não foi feito a individualização das unidades que compõem o Grupo Corumbá, no entanto, segundo Godoi et al. (2001), nessa região essas rochas são mapeadas como Formação Bocaina, unidade intermediária do Grupo Corumbá. III.1.4. FORMAÇÃO PANTANAL A Formação Pantanal é composta por sedimentos quaternários, semiconsolidados a inconsolidados, arenosos a síltico-argilosos, cinza a bege, ocorrendo nas áreas baixas e arrasadas que se encontram periodicamente inundáveis. Na área estudada essa formação recobre discordantemente, de forma parcial, as rochas do Granito Coimbra e da Formação Bocaina. III.1.5. ALUVIÕES ATUAIS As Aluviões Atuais correspondem à unidade mais jovem da área mapeada, sendo representadas por sedimentos inconsolidados como cascalhos, areias, siltes e argilas que se acumulam nas calhas e margens do rio Paraguai, como também em drenagens secundárias. 38

39 CAPÍTULO IV ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY GRANITO COIMBRA EXTENSÃO NORTE DO TERRENO RIO APA NA REGIÃO DE CORUMBÁ (MS): PETRÔGENESE E TECTÔNICA *Gabriela dos Santos 1,2,3,4, Amarildo Salina Ruiz 1,2,3,4, Maria Zélia Aguiar de Sousa 1,2,3,4, Maria Elisa Fróes Batata 4, Rafael Ferreira Cabrera 4, Jean-Michel Lafon 4,5 1 Programa de Pós-Graduação em Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), Brasil 2 Faculdade de Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), Brasil 3 Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica Guaporé, Brasil 4 Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia de Geociências da Amazônia (GEOCIAM), Brasil 5 Laboratório de Geocronologia da UFPA (Pará-Iso), Brasil Resumo O Granito Coimbra representa parte do embasamento da região de Corumbá (MS), esse corpo é composto pela Fácies Porfíritica Rosa, Fácies Média a Grossa Cinza e pela Fácies Fina Rosa. Uma fase de deformação de caráter compressivo (F1) gerou uma foliação expressiva N10-20E nesse corpo, com a formação de zonas de cisalhamento paralelas. Posterior à deposição das coberturas neoproterozoicas, uma fase de deformação rúptil (F2) gerou falhas e fraturas nessa região expondo esse corpo e formando os cataclasitos. Esse granito apresenta composição intermediária a ácida, geradas em ambiente de arco magmático a partir de um magmatismo cálcio-alcalino, metaluminoso a peraluminoso de natureza magnesiana sendo caracterizadas, litoquimicamente, como tonalitos, granodioritos, granitos e álcaligranitos. A idade de cristalização U-Pb/SHRIMP é de 1859±4 Ma e os dados isotópicos Sm/Nd em rocha total renderam valores ε Nd (1,86Ga) de -1,35 e idade modelo T DM de 2,27 Ga que aponta a participação de uma fonte crustal riaciana na origem do magma. Devido as similaridades petrográficas, litoquímicas, geocronológicas e isotópicas do Granito Coimbra com as rochas que compõem a Suíte Intrusiva Alumiador, esse corpo é correlacionado as unidades que compõem o Arco Magmático Amoguijá que para tanto, se prolonga até a região de Corumbá (MS). Sendo assim, admite-se que a região de Corumbá se comporta como a porção norte do Terreno Rio Apa. Palavras-chave: Terreno Rio Apa, Suíte Intrusiva Alumiador, Granito Coimbra, Petrologia e Deformação. Abstract The Granite Coimbra represents part of the basis of Corumbá (MS) region, this rock body is composed by Pink Porphyritic Phases, Medium to Coarse Gray Facie and of a Thin Pink Facie. One deformation phase with a compressive nature (F1) generated an expressive foliation N10-20E in this body, with parallel deformation zones. After the Neoproterozoic deposition, a ruptile deformation phase (F2) generated faults and fractures in this region that exposed this body and originated the cataclasite, faults and fractures in this region exposing this body and originating the cataclasite. This granite shows an intermediate acid composition, generated in an arc magmatic environment stem from a calcic-alkaline magmatism, metaluminous and peraluminous with a magnesian magmatism origin characterized, lithochemically, as tonalities, granodiorites, granites and alkali-granites. The geochronological and isotopic data shows the crystallizing age of 1859±4 Ma (U-Pb SHRIMP) for Coimbra Granite with ε Nd (1,86Ga) of -1,35 and a model age for T DM of 2,27 Ga which indicates a participation of a riacian crustal source in the magma origin, perhaps involving partial fusion process of continental crust. The Coimbra Granite is correlated to Alumiador Intrusive Suite, so is hypothesized that Amoguijá Arc Magmatic extends to the Corumbá (MS) region, in other words, Apa River Terrain extends to Corumbá region. Key-words: Apa River Terrain, Alumiador Intrusive Suite, Coimbra Granite, Petrology, and Deformation. * Contato: gabi.g.s@hotmail.com. Universidade Federal de Mato Grosso, Programa de Pós Graduação em Geociências/ICET. Av. Fernando Corrêa da Costa, Boa Esperança CEP: Cuiabá MT. 39

40 IV.1. INTRODUÇÃO As publicações sobre as rochas cristalinas nos arredores de Corumbá tiveram seu auge nas décadas de 70 e 80, principalmente na forma de mapeamentos regionais (Corrêa et al. 1976, Araújo & Montalvão 1980, Del Arco et al. 1982) desde então o embasamento dessa região ficou de certa forma esquecido, principalmente nos trabalhos de detalhe. A área em estudo se encontra localizada a 30km a sul da cidade de Corumbá, geologicamente entre os Terrenos Rio Apa e Paraguá (Fig. IV. 1), em uma região em que aflora extensos pacotes sedimentares neoproterozoicos dos Grupos Jacadigo e Corumbá, que compõe o aulacógeno Tucavaca. Essas unidades abrigam respectivamente minas de ferro e manganês, e conteúdos fossilíferos muito importantes. Além disso, as rochas cristalinas da região de Corumbá contam com escassos afloramentos de difícil acesso, sendo correlacionadas ao Complexo Rio Apa desde a sua denominação por Araújo & Montalvão (1980). Trabalhos como Del Arco et al.(1982), Godoi et al. (2001) e Lacerda Filho et al. (2006) descrevem para o Complexo Rio Apa em Corumbá no geral, gnaisses, granitos e anfibolitos polideformados. A partir de Redes et al. (2013) e Santos et al. (2013) uma das alternativas de correlação dessas rochas ocorre com os granitos que compõem a Suíte Intrusiva Alumiador, que representam grande parte do bloco ocidental do Terreno Rio Apa. Trabalhos recentes definem que grande parte das rochas cristalinas das região de Corumbá não são passiveis de correlação com o Complexo Rio Apa, na verdade se tratam de granitos deformados individualizados nos corpos Taquaral (Redes et al. 2013; Redes 2015; Redes et al. 2015) e Coimbra (Santos et al. 2013; Santos et al. 2015) que representam o embasamento das cercanias de Corumbá. Redes et al. (2013) também descreve o Gnaisse Sant ana, um corpo que ocorre de forma bem restrita e que pode ser a única parcela do Complexo Rio Apa nessa região. Dessa forma, esse trabalho objetiva a caracterização de parte do embasamento de Corumbá, aqui representado pelo Granito Coimbra. Para tanto, foram feitas análises petrográficas, litoquímicas, geocronológicas (U/Pb) e isotópicas (Sm-Nd), além dos estudos deformacionais. Os dados apresentados indicam que o Granito Coimbra faz parte da Suíte Alumiador, formado no arco magmático continental Amoguijá, do Terreno Rio Apa. IV.2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL Os primeiros manifestos a respeito das rochas cristalinas que afloram nos arredores de Corumbá ocorreram ainda no século XIX (Fonseca 1880, Evans 1894). Posteriormente destacam-se trabalhos como de Almeida (1945), que descreve o Granito Urucum na serra homônima e juntamente com gnaisses, micaxistos e anfibolioxistos os engloba no Complexo Brasileiro. O Complexo Basal foi descrito primeiramente por Corrêa et al. (1976) para agrupar os gnaisses, gnaisses graníticos e granitos que afloram nos arredores de Corumbá, na região do Nabileque e em toda porção sudoeste, posicionando essa unidade no pré-cambriano inferior à médio. Esse complexo juntamente com a Associação Metamórfica Alto Tererê (Correa et al. 1976) foi posteriormente adicionado por Araújo & Montalvão (1980) dentro do que eles denominaram de Complexo Rio Apa. O embasamento da região de Corumbá é assumido por Del Arco et al. (1982) como parte do Complexo Rio Apa, se referindo a granitos, gnaisses-graníticos, gnaisses-dioríticos e/ou anfibolíticos, associando essas exposições com o que era descrito por Corrêa et al. (1976), Araújo & Montalvão (1980) e Araújo et al. (1982) na Folha SF 21 Campo Grande. No entanto, o que se admite hoje para essa unidade não engloba a Associação Metamórfica Alto Tererê, e foi assim utilizado primeiramente por Godoi & Martins (1999). Outras referências ao Complexo Rio Apa são dadas por Godoi et al. (2001) que descrevem essa unidade sendo composta por gnaisses em sua maioria, mas com ocorrência de anfibolitos, leptinitos, metagranitos e mais subordinadamente trondhjemitos, tonalitos e granodioritos, no entanto essa ampla variedade é em decorrência das três folhas (Corumbá, Aldeia Tomázia e Porto Murtinho) descritas no trabalho. Esses autores relatam que na Folha Corumbá predominam os metagranitos, que aparecem também cisalhados, e atribuem as rochas dessa região ao Complexo Rio Apa, posicionando esta unidade no arqueano e relacionando o mesmo ao Complexo Xingu (Silva et al. 1974). 40

41 Mais tarde o Complexo Rio Apa foi determinado como parte integrante do terreno homônimo no trabalho de Lacerda Filho et al. (2006), logo após Ruiz et al. (2005) voltar a admitir assim como em Almeida (1964) que o bloco Rio Apa consiste de um prolongamento do Cráton Amazônico. Lacerda Filho et al. (2006) incluíram no Complexo Rio Apa granitos, granodioritos e tonalitos foliados, miloníticos a protomiloníticos, expostos em batólitos e plútons menores na região dos rios Perdido e Apa, nos municípios de Porto Murtinho e Caracol. Apesar de citar pequenas exposições isoladas de corpos da Suíte Amoguijá em Corumbá, esses autores não reproduzem essa unidade cartograficamente para essa região. Lacerda Filho et al. (2006) apresentaram a primeira subdivisão do Terreno Rio Apa, obtida a partir de dados geocronológicos resultando nos seguintes compartimentos: (i) Remanescente de Crosta Oceânica sequência metavulcanossedimentar do Grupo Alto Tererê (2,2 a 1,95 Ga.); (ii) Arco Magmático Rio Apa que corresponde aos gnaisses do Complexo Rio Apa (1,95 a 1,87 Ga); e (iii) Arco Magmático Amoguijá rochas plutônicas, subvulcânicas e vulcânicas que compõem a Suíte Intrusiva Alumiador (1,87-1,75 Ga), além das Intrusivas Básicas (1,78 Ga). Segundo esses autores, o Arco Magmático Amoguijá compreende rochas plutônicas, subvulcânicas e vulcânicas félsicas de afinidade cálcio-alcalina, pouco deformadas por tectônica rúptil a rúptil-dúctil, pertencentes a um arco de margem continental, do tipo andino, com pouca reciclagem crustal. Ao considerarem a cogeneticidade das representantes vulcânicas e plutônicas a partir de resultados químicos, geocronológicos e isotópicos Lacerda Filho et al. (2006) denominam essas rochas de Suíte Amoguijá, subdividindo-a em Granito Alumiador e Vulcânicas Serra da Bocaina. O Granito Alumiador teve sua idade de cristalização U/Pb de 1839±33 e T DM de 2.38 a 2.58 Ga apresentada por Cordani et al. (2010). Esses autores, a partir de idades Sm-Nd dividem o Terreno Rio Apa em dois domínios: ocidental e oriental, separados por uma sutura preferencialmente N/S. Além disso, baseados em idades K-Ar e Ar-Ar observam que em 1300 Ma houve um evento de aquecimento em todo o Rio Apa, atingindo temperaturas de pelo menos C, bloqueando o sistema argônio das micas. Souza et al. (2012) descreve o Granito São Francisco, constituindo a Serra homônima, fracamente foliado de composição monzogranítica, apresentando contato intrusivo com a Formação Serra da Bocaina e tectônico recoberto pelos sedimentos da Formação Pantanal, sendo correlacionado pelos autores com as rochas graníticas da Suíte Intrusiva Alumiador. As rochas vulcânicas cogenéticas ao Granito Alumiador denominadas por Brittes et al. (2013) como Formação Serra da Bocaina refletem segundo esses autores um evento magmático extrusivo, de natureza explosiva, relacionado à evolução do Arco Magmático Amoguijá, com relação a sua natureza cálcio-alcalina e sua idade de cristalização Pb-Pb em zircão de 1879±4 Ma. O Batólito Cerro Porã é apresentado por Plens et al. (2013) como granitoides do tipo A2 da série alcalina potássica saturada em sílica, e apresentam os dados geocronológicos U-Pb (SHRIMP) em zircão que renderam uma idade de cristalização de 1749±45 Ma, constituindo provavelmente um dos últimos eventos tardi a pós-orogênicos relacionados ao Arco Magmático Amoguijá. O Granito Aquidabã foi descrito por Nogueira et al. (2013) como composto por dacitos e riolitos, riolitos alcalinos, monzogranitos e granitos, subdivididos em três fácies petrográficas, com os dados geoquímicos sugerindo um magmatismo de composição compatível com a de granitoides tipo A gerados em ambiente de arco magmático, em período pós-tectônico. Esses autores também identificam e descrevem o Granito Uruaçu, que aflora na Serra Verde. Em trabalhos recentes, Redes et al. (2013) e Santos et al. (2013) observam que o embasamento da região de Corumbá não se trata de gnaisses, mas sim granitos deformados, individualizados respectivamente como Taquaral e Coimbra, levantando o questionamento se essas rochas fazem parte realmente do Complexo Rio Apa. Segundo Redes et al. (2015) o Granito Taquaral é descrito como quartzo monzodioritos, granodioritos, quartzo-monzonitos, monzo e sienogranitos, apresentando enclaves de origens diferentes e estruturas relativas a uma fase deformacional dúctil e outra rúptil/rúptil-dúctil. Segundo a mesma, a litoquímica revela uma composição intermediária a ácida, magmatismo cálcio-alcalino de médio a alto- K, metaluminoso a peraluminoso originado em ambiente de arco, com idade de cristalização U/Pb de 1861±5,3 Ma, e idade T DM de 2,32 e 2,25 Ga, indicando uma provável fonte crustal riaciana associada com o magmatismo desenvolvido no final do Orosiriano no Arco Magmático Amoguijá. 41

42 Foi apresentado por Cabrera (2015) um mapa geológico atualizado do Terreno Rio Apa, elaborado a partir de diversos trabalhos recentes daquela região (Fig. IV.1). Esse autor considera o caráter cogenético entre as vulcânicas da Formação Serra da Bocaina e as plutônicas da Suíte Intrusiva Alumiador, adotando o termo Supersuíte Amoguijá (Godoi & Martins 1999) para se referir a esse conjunto plutono-vulcânico que ocorre no Bloco Ocidental. Nesse trabalho é utilizado um mapa geológico modificado de Cabrera (2015), por representar melhor as distribuições das unidades que compõe o Terreno Rio Apa, principalmente no que diz respeito ao bloco ocidental. O Terreno Rio Apa é dividido por Faleiros et al. (2016) em terrenos ocidental, oriental e sudeste. Esses autores também apresentam resultados U/Pb para algumas unidades do Terreno Rio Apa, por vezes denominando de forma diferente rochas que já vem sendo estudadas há algum tempo. Segundo esses autores o Granito Cerro Porã (Plens et al. 2013) está inserido dentro da Suíte Intrusiva Baía das Garças e a Suíte Intrusiva Alumiador é composta pelos granitos Santa Otília (Faleiros et al. 2014; Pavan et al. 2014) Alumiador e Córrego do Cervo (Pavan et al. 2014) sem relação de equivalência com a Formação Serra da Bocaina por essa ser pelo menos 40 Ma mais velha que o Granito Alumiador. A tabela 1 apresenta os dados geocronológicos disponíveis para as rochas da Suíte Intrusiva Alumiador. Tabela IV.1. Dados geocronológicos disponíveis para as rochas graníticas da Suíte Intrusiva Alumiador, obtidas pelos métodos U-Pb (SHRIMP) em zircão, Rb-Sr, Sm-Nd, Ar-Ar e K-Ar. Unidade Referências U-Pb (zircão) Granito Alumiador Araújo et al. (1982) Lacerda Filho et al. (2006) Cordani et al. (2010) Rb-Sr Sm-Nd Ar-Ar (biotita) Idade Sr 87 T DM (Ma) Sr 86 (Ga) ε Nd(0) ε Nd (t) 1600±40 0, ,17-0, ± ±47 0,7057 2,49 2,53-4,20-3, ±3 1303±4 K-Ar 1314±19 Brittes (2014) 1798 ± 8 Granito Cerro Porã Granito Córrego do Cervo Granito Taquaral Plens et al.(2013) 1749±45 Faleiros et al. (2016) 1841±15 Redes (2015) 1861±5,3 2,25 2,32-22,98-20,05-1,28-1,48 Granito Chatelodo 1 / Granito São Francisco 2 Faleiros et al. (2016) ±12 Souza (2016) ± 5 Granito Santa Otília 3 / Granito Aquidabã 4 Granito Morro da Lenha 5/ Granito Serra Verde 6 Faleiros et al. (2016) ±12 Nogueira (2015) ± 7 2,26-20,25-1,50 Faleiros et al. (2016) ±13 Brittes (2014) ± 5 42

43 Figura IV.1. A) Mapa Geológico do Terreno Rio Apa. Extraído e modificado de Cabrera (2015); B) Limites do Cráton Amazônico com localização aproximada do Terreno Rio Apa. 43

44 Possíveis correlações do Terreno Rio Apa com os terrenos ou províncias que compõem o Cráton Amazônico, principalmente da porção sudoeste são sugeridas por Cordani et al. (2010), que consideram que a melhor correlação ocorre com as rochas da província Rio Negro-Juruena, com idades entre 1600 e 1780, e que foram afetadas pelo eventos tectônicos da província Rondoniana-San Ignacio. O Granito Correreca com idade U-Pb zircão de 1925 ± 32 Ma e 1894 ± 13 Ma (Vargas-Mattos et al. 2010) é interpretado por Faleiros et al. (2016) como a porção extremo norte do Terreno Rio Apa, que ocorre a sul do Front San Diablo. Baseado em dados geológicos, geocronológicos e isotópicos esses autores indagam que entre 1950 e 1720 Ma o Terreno Rio Apa, e possivelmente o Terreno Arequipa poderiam ter sido parte da Província Ventuari-Tapajós como uma massa cratônica única, que foi subsequentemente fragmentada e dispersa como um microcontinente. O embasamento da região de Corumbá é recoberto pelos sedimentos neoproterozoicos do Grupo Jacadigo e Grupo Corumbá e pelos sedimentos quaternários da Formação Pantanal. Segundo Trompette et al. (1998) a região de Corumbá corresponde estruturalmente a um gráben com direção geral NE-SW com 10 a 20 km de largura, localizada na porção extremo leste do aulacógeno Tucavaca. Esses autores acreditam que o sistema de gráben teve início com a tectônica extensional provavelmente durante o varengiano ou início do vendiano, onde houve a deposição das coberturas neoproterozoicas do Grupo Jacadigo e Grupo Corumbá (ediacarano), onde o dobramento entre Ma afetou essas coberturas sedimentares. A partir de idades 40 Ar/ 39 Ar de criptomelana, Piacentini et al. (2013) indicam que a deposição do BIF Urucum é mais velha que 590 Ma, e que a recristalização da criptomelana por diagênese ou metamorfismo baixo corresponde aos eventos extencionais relacionados ao Gráben Corumbá. Os mesmos também obtiveram idades 40 Ar- 39 Ar em muscovita metamórfica das camadas de meta-arcóseo de cerca de 513 ± 3 Ma e concluíram que essas idades são compatíveis com a descompressão póscolisional da Faixa Paraguai que foi sucedida por soerguimento e erosão dessa sequência, e que a partir de idades 40 Ar- 39 Ar de 60 Ma em criptomelana supergênica indica que a exumação ocorreu entre 500 e 70 Ma. IV.3. GEOLOGIA E PETROGRAFIA As exposições do Granito Coimbra ocorrem na forma de lajedos, discretos morrotes e escarpas, como janelas estruturais (Fig. IV.2), os principais afloramentos podem ser divididos com relação a sua localização na área, sendo eles a porção sudoeste, central e noroeste. O Granito Coimbra apresenta-se foliado e na maioria das vezes, milonitizado, cortado por anfibolitos na forma de diques, veios de quartzo deformados e faixas cataclásticas. Esse corpo faz contato tectônico e por vezes discordante com o Grupo Corumbá, sendo recoberto parcialmente pelos sedimentos quaternários da Formação Pantanal. Macroscopicamente, mesmo apresentando foliação, essas rochas mantêm os aspectos texturais ígneos, no entanto em algumas porções as feições miloníticas se destacam, apresentando então texturas metamórficas. O mapeamento geológico e os estudos petrográficos permitiram distinguir texturalmente três fácies, sendo elas: Fácies Porfirítica Rosa (FPR, figura IV.3 A e B), Fácies Média a Grossa Cinza (FMGC, figura IV.3 C) e Fácies Fina Rosa (FFR, figua IV.3 D). A FFR está instalada na FPR na forma de diques aplíticos e não foi observada essa mesma relação entre a FFR e a FMGC, tampouco foi encontrado alguma relação entre a FMGC e a FPR. No entanto a FPR e a FMGC são observadas no mesmo morro, com poucos metros de distância uma da outra. A FPR é volumetricamente dominante, caracterizada macroscopicamente por rochas leucocráticas, cinza-rosado a rosa, inequigranulares, porfiríticas a porfiroclásticas, com matriz fina a média composta essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita, sendo classificadas como sienogranitos e monzogranitos. Os fenocristais são representados por feldspatos e quartzo variando de 1 até 4 cm, por vezes se apresentam como porfiroclastos rotacionados e estirados. 44

45 Figura IV.2. Mapa geológico e perfil do Granito Coimbra e das coberturas carbonáticas. A FMGC é representada por rochas leucocráticas, cinza a cinza-escuro, equi a inequigranulares médias a grossas, porfiríticas, composta essencialmente por plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino, biotita e anfibólio, sendo classificadas como granodioritos e tonalitos. Os porfiroclastos, constituídos por plagioclásio e quartzo, encontram-se rotacionados e estirados. Algumas porções têm concentração maior de epídoto devido à alteração, às vezes formando níveis orientados. A FFR é representada por diques aplíticos de até 9 cm de largura, leucocráticos, rosa a rosaavermelhado, equi a inequigranulares finos, sendo classificadas como álcali-feldspato granitos. Essa fácies apresenta uma foliação incipiente e não se encontra milonitizada. Opticamente as rochas da FPR (Fig. IV.4) são inequigranulares, hipidiomórficas, constituída essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos, titanita, zircão, apatita e alanita; a paragênese metamórfica e de alteração está representada por minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, sericita, 45

46 muscovita, argilominerais, silimanita, fluorita e calcita. Os principais processos de alteração reconhecidos são saussuritização, sericitização, argilização e cloritização. Figura IV.3. Fotografias do Granito Coimbra ilustrando: A e B) relações inequigranulares da FPR onde o feldspato alcalino e o plagioclásio ocorrem rotacionados, o quartzo exibe-se muito estirado e a foliação é marcada pelos níveis de biotita; C) agulhas de anfibólio orientadas e alternadas com plagioclásio da FMGC e D) relações equigranulares da FFR. As rochas da FMGC opticamente (Fig. IV.5 A e B) são inequigranulares, xenomórficas a hipidiomórficas, constituídas essencialmente por plagioclásio, quartzo, feldspato alcalino, anfibólio (horblenda) e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos, titanita, zircão, apatita e alanita; a paragênese metamórfica e de alteração está representada por minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), actinolita, clorita, muscovita, sericita, argilominerais e calcita. Os principais processos de alteração são saussuritização, sericitização, argilização e cloritização. Apresenta xistosidade acentuada, gerada principalmente por níveis lepidoblásticos e nematoblásticos, formados pela orientação de biotita, clorita e anfibólio, intercalados com porções granoblásticas. Microscopicamente, as rochas da FFR (Fig. IV.5 C e D) são inequigranulares, xenomórficas a hipidiomórficas, constituída essencialmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e biotita. A paragênese acessória está representada por opacos e a de alteração está representada por minerais do grupo do epídoto (epídoto e clinozoisita), clorita, sericita e muscovita. Essas rochas são levemente foliadas e apresentam predomínio de textura micro-gráfica. Os principais processos de alteração reconhecidos são saussuritização, sericitização e cloritização. 46

47 Figura IV.4. Fotomicrografia da FPR ilustrando: A) intercrescimento pertítico e mirmequítico; B) prismas bem desenvolvidos de plagioclásio e substituição parcial para muscovita; C) cristais de muscovita orientadas gerando textura lepidoblástica; D) plagioclásio intensamente sericitizado, argilizado e alterado para calcita; E) palhetas bem desenvolvidas de biotita com inclusões de apatita e substituição para muscovita e F) biotita associada com actinolita e opacos. Polarizadores cruzados em A, B, C e D e paralelos em E e F. 47

48 Figura IV.5. Fotomicrografias ilustrando: A) hornblendas orientadas da FMGC definindo textura nematoblástica; B) bolsão de biotita com substituição para clorita da FMGC; C) feldspato alcalino intersticial da FFR, com alguns poucos cristais de biotita marcando uma leve orientação; D) textura micro-gráfica da FFR. Polarizadores cruzados em A, C e D e paralelos em B. IV.4. DEFORMAÇÃO O Granito Coimbra foi submetido a duas fases de deformação, a F 1 de caráter dúctil e a F 2, rúptil. A fase F 1 gerou uma foliação S 1 penetrativa, com orientação preferencial N10-20E com mergulhos íngremes de 75-90º para SE (Fig. IV.6). Em todas as fácies é possível verificar a foliação, todavia é quase imperceptível na Fácies Fina Rosa (FFR), na fase F 1 há concentração da deformação em zonas de cisalhamento que exibem a mesma atitude da foliação regional. Os porfiroclastos gerados durante o cisalhamento encontram-se estirados, rotacionados e parcialmente recristalizados ou com caudas de recristalização, também se observa nessas rochas estruturas do tipo S/C. No Granito Coimbra essas rochas são classificadas como protomilonitos a milonitos, apresentando porcentagens variáveis de matriz (15-70%). É possível observar nas zonas de cisalhamento níveis de epídoto e clorita estirados, paralelos à foliação. A lineação de estiramento mineral (L 1) apresenta componentes oblíquos e down dip, com orientação 226/76 Az. O mecanismo de recristalização observado amplamente no Granito Coimbra é a recristalização por rotação de subgrão, no entanto, em algumas porções ainda é possível observar a textura em bulging que se restringe as mais baixas temperaturas, como também a recristalização por migração de borda de grão. Os feldspatos ocorrem rotacionados, gerando sombra de pressão, e são classificados como tipo sigma com rotação sinistral (Fig IV.7 A e B), como também fragmentados e escalonados do tipo dominó (Fig. IV.7 C). Outras feições são os minerais pisciformes ou fish, que no Granito Coimbra estão representadas pela biotita, mas ocorrem de forma bem restrita. As kink-bands ocorrem em diversos minerais, desde as biotitas e cloritas, passando pelo epídoto até os plagioclásios, mas não são tão desenvolvidas. O quartzo apresenta-se com extinção ondulante bem acentuada, formação de subgrãos, 48

49 lamelas de deformação, além de intenso estiramento acompanhado de recristalização caracterizando os ribbons (Fig. IV.7 D). Figura IV.6. Diagrama de isofrequência para a foliação (S1) no Granito Coimbra, com concentração máxima em 107/82 (hemisfério inferior). Figura IV.7. Fotografias em A e B e fotomicrografias em C e D ilustrando: A) porfiroclasto rotacionado sinistral em escala de afloramento; B) porfiroclastos de feldspato alcalino rotacionado e ribbons de quartzo; C) matriz intensamente recristalizada, com porfiroclastos de feldspato alcalino rotacionados e fragmentados; D) ribbon de quartzo e uma matriz muito fina recristalizada. Polarizadores cruzados em C e D. 49

50 A fase F 2 de caráter rúptil se instalou após a deposição das coberturas neoproterozoicas, gerando juntas e grandes falhas. Como produto da F 2 observa-se as brechas, faixas cataclásticas, protocataclasitos e cataclasitos. As faixas cataclásticas observadas no Granito Coimbra apresentam poucos centímetros de espessura e compreendem faixas avermelhadas de material bem fino, onde se encontram imersos fragmentos pontiagudos do Granito Coimbra (Fig IV.8 A e B). Os cataclasitos exibem uma matriz muito fina geralmente cinza e também avermelhada com proporções variáveis de fragmentos que varia de 15 a 50%, sendo então classificados de proto a cataclasitos. Esses fragmentos são geralmente de composição granítica, pontiagudos e por vezes retangulares podendo chegar a 4 cm de espessura. As fraturas apresentam padrões preferenciais W-E, N-S e NW. Figura IV.8. A) Fotografia ilustrando faixas cataclásticas no Granito Coimbra; B) detalhe das faixas cataclásticas em escala de fotomicrografia, onde se encontram fragmentos pontiagudos do Granito Coimbra imersos em matriz fina vermelha. Polarizadores paralelos em B. IV.5. CARACTERIZAÇÃO LITOQUÍMICA Foram selecionadas 16 amostras do Granito Coimbra para análise química de elementos maiores, menores e traços incluindo os terras raras (ETR). Essas amostras foram processadas nos laboratórios do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso (DRM- UFMT). As análises foram realizadas no Analytical Laboratories (Acmelab), localizado em Vancouver Canadá, através do método ICP (Inductively Couple Plasma) e ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Spectrometry), os resultados podem ser observados na Tabela IV.2. As análises litoquímicas do Granito Coimbra indicam composição ácida, com teores de sílica entre 67,48 e 77,05 % e mostram, em diagramas de Harker (1909, Fig. IV.9), correlações negativas entre esse óxido e TiO 2, Al 2O 3, (Fe 2O 3) t, MgO, CaO e P 2O 5. Isto sugere o empobrecimento em plagioclásio e minerais máficos primários, tais como, biotita, hornblenda, apatita, titanita, magnetita, hematita e ilmenita durante a diferenciação magmática, sendo as rochas da Fácies Porfirítica Rosa (FPR) e as duas da Fácies Fina Rosa (FFR) as mais evoluídas. Essas rochas são classificadas como tonalitos, granodioritos, granitos e álcali granitos nos diagramas R1-R2 (La Roche 1980, Fig. IV.10 A) e total de álcalis versus sílica (Middlemost 1985, Fig. IV.10 B). Essa composição tonalítica, granodiorítica e granítica é corroborada quando se usa o diagrama An-Ab-Or, proposto por O Connor (1965, Fig. IV.10 C) e modificado por Barker (1979), que é baseado na composição normativa dos feldspatos e utilizado apenas para rochas que têm quartzo normativo superior a 10 %. O magmatismo que originou o Granito Coimbra é classificado como cálcio-alcalino no diagrama AFM (Irvine & Baragar 1971, Fig. IV.11 A) que mostra um trend de diminuição em (Fe 2O 3) t e MgO e enriquecimento em álcalis. O conteúdo de Zr < 200, as razões La/Yb entre 10 a 33, e Th/Y entre 3 e 12 refletem o caráter cálcio-alcalino do magmatismo (Barret & MacLean 1999), somente a FFR que apresenta cárater transicional com razões La/Yb iguais a 4. As razões Zr/Yb entre 4,5 e 8,5 corroboram o caráter transicional a cálcio-alcalino desse magmatismo. Essas rochas tem assinatura 50

51 principalmente magnesiana, ilustrada no gráfico FeO/(FeO+MgO) versus SiO 2 (Frost et al. 2001, Fig. IV.11 B), coincidindo com o domínio correspondente a ambientes relacionados a subducção e classificase como metaluminoso a peraluminoso a partir dos índices de Shand, utilizados no diagrama A/CNK versus A/NK (Maniar & Piccoli 1989, Fig. IV.11 C). Tabela IV.2. Análises químicas dos elementos maiores (% em peso), menores e traços (ppm) do Granito Coimbra. Amostras GS-33 GS 33A GS-55 GS-36 LL-05 GS 120 GS 36 A GS-38 Fácies FMGC FMGC FPR FMGC FPR FMGC FMGC FMGC SiO 2 67,48 69,65 70,00 70,54 71,01 71,61 71,88 72,42 TiO 2 0,48 0,39 0,4 0,3 0,31 0,27 0,30 0,27 Al 2O 3 14,57 14,52 14,55 14,38 15,23 13,77 13,76 13,26 Fe 2O 3 4,66 3,55 3,75 4,44 2,28 3,91 3,90 4,39 MnO 0,09 0,08 0,08 0,09 0,06 0,07 0,09 0,07 MgO 2,98 2,05 0,93 1,16 0,71 0,94 1,26 0,87 CaO 5,64 5,63 2,22 3,95 0,88 4,35 3,34 3,32 Na 2O 3 3,61 3,46 4,44 4,06 4,12 3,20 4,05 3,01 K 2O 0,24 0,41 3,21 0,88 5,08 1,49 1,15 2,09 P 2O 5 0,1 0,09 0,13 0,08 0,11 0,09 0,07 0,07 LOI 0,8 1,6 1,6 0,9 0,9 1,3 1,5 1,4 Total 99,84 98,17 99,74 99,86 98,87 98,45 98,27 99,71 Ba Be Cs 0,1 0,2 0,5 0,1 0,7 0,7 0,2 0,3 Ga 16,6 15,8 13,7 11,5 12,9 12,3 11,7 10,2 Hf 4,2 2,9 5,6 3,0 4,4 2,9 4,1 3,7 Nb 4,8 4,1 9,0 7,8 10,9 4,9 5,0 6,5 Rb 4,7 6,9 67,5 25,2 105,4 43,4 38,4 45,5 Sr 448,1 517,2 276,0 261,4 187,4 218,6 245,2 161,9 Ta 0,3 0,5 0,7 1,0 1,0 0,6 0,4 0,7 Th 8,2 7,1 7,2 6,2 10,9 15,1 5,3 9,3 U 0,1 0,6 0,9 0,7 1,0 1,1 0,7 1,2 Zr 138,3 101,9 203,5 127,8 176,2 119,8 151,9 128,8 Y 18,6 13,0 27,3 16,4 29,9 15,6 17,9 24,0 Pb 2,2 2,0 3,9 4,0 5,7 2,7 9,8 2,5 La 23,3 22,0 27,5 18,1 49,2 63,0 17,0 31,8 Ce 49,7 42,8 67,5 34,2 93,4 109,0 35,1 52,4 Pr 4,67 4,19 9,18 4,22 10,82 9,84 3,73 6,74 Nd 17,0 14,7 33,1 14,2 37,1 30,0 15,1 23,9 Sm 2,88 2,92 6,29 3,04 6,99 3,96 3,05 4,62 Eu 0,79 0,74 1,23 0,76 1,20 0,67 0,66 0,84 Gd 2,87 2,50 5,46 2,86 5,87 3,18 2,95 4,22 Tb 0,46 0,40 0,79 0,41 0,85 0,45 0,47 0,63 Dy 2,86 2,27 5,11 2,67 4,72 2,60 2,88 3,74 Ho 0,70 0,49 0,91 0,49 1,05 0,53 0,55 0,74 Er 1,47 1,44 2,67 1,46 3,15 1,66 1,89 2,19 Tm 0,29 0,22 0,39 0,25 0,50 0,28 0,28 0,37 Yb 1,90 1,41 2,47 1,59 3,04 1,87 1,77 2,52 Lu 0,29 0,25 0,39 0,25 0,45 0,31 0,30 0,41 Eu/Eu* 0,84 0,84 0,65 0,79 0,58 0,58 0,68 0,58 (La/Yb) N 8,20 10,43 7,44 7,61 10,82 22,53 6,42 8,44 Nos diagramas Rb versus Y+Nb e Rb versus Ta+Yb (Pearce 1984, Fig. IV.12 A e B) as rochas do Granito Coimbra coincidem, em geral, com os domínios de Arco Magmático, e somente a FFR que representa os estágios finais de cristalização desse corpo plota no campo dos granitos sin-colisionais. 51

52 Tabela IV.2. Continuação Amostras GS-03 GS 123 GS 119 GS-01 GS 23 GS-11 GS-09 GS 11A Fácies FPR FPR FPR FPR FPR FFR FPR FFR SiO 2 72,86 73,82 74,01 74,53 74,64 76,11 76,32 77,05 TiO 2 0,27 0,30 0,25 0,24 0,27 0,08 0,14 0,05 Al 2O 3 14,07 13,82 13,98 13,43 13,98 12,89 12,46 12,71 Fe 2O 3 2,46 1,97 1,62 1,9 1,47 1,15 1,74 0,55 MnO 0,05 0,03 0,05 0,04 0,03 0,02 0,02 0,01 MgO 0,51 0,78 0,44 0,53 0,49 0,17 0,2 0,05 CaO 1,58 0,21 0,89 1,12 0,55 0,25 0,39 0,15 Na 2O 3 4,25 4,29 4,45 3,61 4,07 3,41 3,95 3,55 K 2O 3,55 4,41 3,92 4,25 4,06 5,78 4,59 5,68 P 2O 5 0,09 0,09 0,07 0,08 0,06 0,03 0,02 0,01 LOI 0,9 1,2 1,2 0,7 1,1 0,6 0,2 0,6 Total 99,73 98,52 98,47 99,76 98,52 99,92 99,88 99,21 Ba Be Cs 0,6 0,9 0,6 0,9 0,4 14,2 0,5 15,9 Ga 13,0 12,3 15,5 12,6 13,9 19,7 13,6 18,9 Hf 4,2 4,2 4,8 4,1 4,6 6,5 3,4 6,4 Nb 9,6 10,4 11,3 8,5 12,6 35,4 13,2 44,9 Rb 59,2 101,5 97,6 94,4 86,9 352,3 103,1 347,1 Sr 248,6 104,0 199,2 199,4 228,9 16,7 92,5 18,1 Ta 0,9 1,0 1,0 0,9 1,1 3,4 1,2 4,2 Th 10,0 9,3 11,9 10,1 12,2 24,7 24,6 25,9 U 1,3 0,7 0,7 0,8 0,7 1,1 1,6 1,7 Zr 151,2 157,9 179,1 142,6 175,9 77,1 79,8 83,9 Y 25,8 23,9 22,2 23,6 24,1 13,6 17,9 14,2 Pb 3,8 3,6 2,5 4,0 2,5 4,5 5,8 4,8 La 46,0 42,4 48,3 40,9 52,0 12,8 37,8 14,9 Ce 90,1 87,2 102,5 83,0 114,5 25,7 59,2 25,6 Pr 9,89 9,21 11,29 9,36 12,61 2,78 6,64 2,85 Nd 34,1 32,6 42,5 32,0 44,7 8,1 19,9 8,6 Sm 5,70 5,87 6,97 5,66 7,46 1,39 2,89 1,34 Eu 1,08 1,02 1,16 1,01 1,38 0,20 0,52 0,15 Gd 4,44 4,50 5,15 4,68 5,32 1,30 2,70 1,06 Tb 0,67 0,71 0,75 0,66 0,76 0,20 0,37 0,20 Dy 4,05 4,20 3,90 4,08 4,31 1,50 2,50 1,43 Ho 0,79 0,88 0,77 0,75 0,83 0,38 0,53 0,38 Er 2,22 2,55 2,34 2,24 2,58 1,49 1,71 1,57 Tm 0,36 0,37 0,38 0,35 0,42 0,34 0,31 0,38 Yb 2,61 2,50 2,43 2,29 2,64 3,31 2,10 3,88 Lu 0,37 0,38 0,39 0,32 0,44 0,75 0,37 0,90 Eu/Eu* 0,66 0,61 0,60 0,60 0,67 0,46 0,57 0,39 (La/Yb) N 11,79 11,34 13,29 11,94 13,17 2,59 12,04 2,57 O padrão de Elementos Terras Raras (ETR) dessas rochas, normalizados pelo valores condríticos de Nakamura (1977, Fig. IV.13 A), a exceção daquelas da FFR, revela assinatura de séries cálcio-alcalinas mostrando fracionamento de ETR pesados em relação aos ETR leves. As razões La/Yb da FMGC apresentam uma ampla variação entre 6,42 e 22,53 o que não ocorre para as amostras da FPR onde as razões são mais homogêneas variando entre 7,44 e 13,29 e para as duas da FFR onde são iguais a 2,5 com um comportamento mais semelhante ao de séries alcalinas. Todas as rochas do Granito Coimbra apresentam anomalias negativas de Eu, com um padrão semelhante, que, no entanto se tornam mais expressivas naquelas mais evoluídas que correspondem às da FFR. O padrão de gaivota das amostras da FFR representam a sua extrema diferenciação, pois essas rochas apresentam conteúdo de máficos menores que 1%, relacionadas aos estágios finais da cristalização ocorrendo como diques aplíticos. As razões Eu/Eu* variam entre 0,84 e 0,58 na FMGC; entre 0,67 e 0,57 na FPR e entre 0,46 e 0,39 na FFR. 52

53 Figura IV.9. Diagramas de Harker com a distribuição de elementos maiores e menores expressos em óxidos das rochas do Granito Coimbra. 53

54 Figura IV.10. Distribuição dos pontos representativos das rochas do Granito Coimbra nos diagramas: (A) R1/R2 (La Roche 1980); (B) total de álcalis versus sílica (Middlemost 1985); (C) An-Ab-Or normativo (O Connor 1965, modificado por Barker 1979). Símbolos como na Figura IV.9. O diagrama que demonstra os valores dos elementos traço associados ao de K 2O do Granito Coimbra, normalizados pelos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984), é ilustrado conforme distribuição relativa a cada fácies na Figura IV.13 (B, C e D). Esses diagramas demonstram um enriquecimento dos elementos litófilos de raios iônicos grandes (LILE) em relação aos de alto potencial iônico (HFSE), padrão típico de granitoides de Arco Magmático. As amostras da FMGC e FPR (Fig. IV.13 B e C) apresentam anomalias negativas de Nb e Ta que podem indicar envolvimento crustal. No entanto, as amostras da FFR (Fig. IV.13 D) não mostram esse empobrecimento de Nb e Ta e se destacam pelas fortes anomalias negativas de Ba, provavelmente ligadas ao fracionamento de feldspatos alcalinos, o que é comum em rochas mais evoluídas. O fracionamento acentuado de Y e Yb na FPR e FMGC pode indicar presença de granada na fonte (Scheepers 1995). 54

55 Figura IV.11. Resultados químicos de amostras do Granito Coimbra distribuídas nos diagramas: A) AFM (Irvine & Baragar 1971); B) FeOt/(FeOt+MgO) versus SiO2 (Frost et al. 2001); e C) A/NK versus A/CNK (Maniar & Piccoli 1989). Símbolos como na Figura IV.9. IV.6. GEOCRONOLOGIA (U-Pb) E GEOLOGIA ISOTÓPICA (Sm-Nd) Para as análises U-Pb e Sm-Nd foi selecionada a amostra LL-05, (UTM WGS S: / ) que corresponde a um sienogranito da FPR. Essa amostra foi escolhida por representar o maior volume de exposição do Granito Coimbra, coletada próxima a Fazenda Aguaçu, nas dependências da MT-454 e processada no Laboratório de Preparação de Amostras da Faculdade de Geociências da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT). No primeiro caso, os dados isotópicos U-Pb (SHRIMP) em zircão foram tratados no laboratório do Centro de Pesquisas Geocronológicas do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (CPGeo-IGc/USP), no segundo caso as análises Sm-Nd em rocha total foram obtidas no Laboratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso), da Universidade Federal do Pará (UFPA). 55

56 Figura IV.12. Resultados químicos de amostras do Granito Coimbra distribuídos nos diagramas: A) Rb versus Y+Nb e B) Rb versus Ta+Yb (Pearce et al. 1984). Símbolos como na figura IV.9. Figura IV.13. Padrões de distribuição das rochas do Granito Coimbra nos diagramas: A) ETR normalizados pelos valores condríticos de Nakamura (1977); B), C) e D) elementos traço e K2O normalizados pelos granitoides de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984) para a FMGC, FPR e FFR respectivamente. Símbolos como na Figura IV.9. 56

57 IV.6.1. Análise U-Pb em zircão (SHRIMP) As imagens de catodoluminescência (CL) foram obtidas a partir de um microscópio eletrônico de varredura FEI-QUANTA 250 FEG e um detector XMAX CL (Instrumentos Oxford). As análises U- Pb foram realizadas pelo equipamento SHRIMP IIe/MC. Os procedimentos analíticos e calibração do aparelho são descritos em Sato et al. (2014). O teor de 206Pb/ 238U é calibrado segundo o padrão Temora 2, com idade de Ma (Black et al., 2004) e em relação ao teor de U é utilizado o padrão SL13 (238 ppm). Para pequeno número de dados (10-15 análise), o erro esperado para a idade 206Pb/ 238U Temora é <1,5%. O diagrama concórdia foi plotado usando o ISOPLOT 4 (Ludwig 2009). A partir das imagens de CL foram escolhidos 12 cristais de zircão, que morfologicamente são caracterizados como prismas longos e curtos com terminações em pirâmides bem desenvolvidas, com dimensões entre 160 e 270 μm e com relação comprimento versus largura entre 4/1 e 2/1 (Fig. IV.14). É possível observar na Tabela IV.3 que o conteúdo de U dos cristais de zircão dessa amostra é variável, entre 45 a 356 ppm, e o conteúdo de 206Pb comum é bem baixo. A tabela IV.3 dispõe os resultados das análises U/Pb de zircão do Granito Coimbra. Figura IV.14. Imagens de catodoluminescência de cristais de zircão. A numeração superior esquerda indicam a sigla do grão. Os círculos nos cristais sinalizam pontos de impacto do feixe iônico. As descrições dos padrões observados em cada zircão segue as interpretações de Vavra (1996). A maioria dos cristais apresentam alternâncias de zonas claras e escuras com intensidade baixa a média da luminescência e, um contraste muito baixo entre as zonas de crescimento individual e os setores de crescimento, interpretadas como as porções de crescimento magmático inalteradas dos zircões. O grão 9.1 apresenta alta luminescência, e ausência de zonas claras e escuras, que pode ser interpretada como a recristalização das bandas originais do cristal. Parte do grão 12.1 com alta luminescência pode ser interpretado como um núcleo herdado recristalizado ou a recristalização parcial do grão. Os resultados das análises são apresentados na tabela IV.3, com idades que variam entre 1821,9±41,3 a 1905,3±43,2 Ma. O diagrama concórdia fornece uma idade concordante de 1859±4 Ma interpretada como a idade de cristalização do Granito Coimbra, definido a partir das bandas internas dos cristais que são euedrais e prismáticas, frequentemente observado em zircão da maioria das rochas magmáticas (Fig. IV.15). A morfologia íngreme das terminações piramidais dos zircões segundo Pupin (1980) está de acordo com a origem cálcio-alcalina do magma, dessa forma essa análise vem a corroborar os dados geoquímicos anteriormente citados. IV.6.2. Análise isotópica Sm- Nd (rocha total) As análises isotópicas foram realizadas no espectrômetro de massa ICP-MS marca Thermo- Finnigan modelo Neptune. Todo o procedimento analítico adotado na aplicação do método Sm-Nd é descrito por Gioia & Pimentel (2000). Essa metodologia foi inserida no Laboratório Pará-Iso, por Oliveira et al. (2008), no entanto, com algumas modificações. Os valores 143 Nd/ 144 Nd foram normalizados para 146 Nd/ 144 Nd = utilizando a lei exponencial de Russell et al A constante de decaimento utilizada foi a de 6.54 x ano -1 de Lugmair & Marti (1978). A reprodutibilidade dos 57