GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ - SW DO CRATON AMAZÔNICO

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1 MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Danielle Cristine da Silva CONTEXTO GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ - SW DO CRATON AMAZÔNICO Orientador Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva Co-orientador Profª. Drª. Ana Claudia Dantas da Costa CUIABÁ

2 2016 UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO REITORIA Reitora Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder Vice-Reitor Profº. Dr. João Carlos de Souza Maia PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO Pró-Reitora Profª. Drª. Leny Caselli Anzai FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS Diretor Profº. Dr. Paulo Cesar Corrêa da Costa Vice-Diretor Profº. Dr. Carlos Humberto da Silva PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS Coordenador Profº. Dr. Ronaldo Pierosan Vice-Coordenador Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite ii

3 DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N 81 CONTEXTO GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ - SW DO CRATON AMAZÔNICO Danielle Cristine da Silva Orientador Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva Co-orientadora Profª. Drª. Ana Claudia Dantas da Costa 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 Dados Internacionais de Catalogação na Fonte. S586c Silva, Danielle Cristine da. Caracterização Geológica do Granito Indiavaí e das Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei - SW do Cráton Amazônico / Danielle Cristine da Silva xiii, 61 f.; 30 cm. Orientador: Carlos Humberto da Silva. Co-orientadora: Ana Claudia Dantas da Costa. Dissertação (mestrado) Universidade Federal de Mato Grosso, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geociências, Cuiabá, Inclui bibliografia. 1. Granito Indiavaí. 2. Zonas de Cisalhamento. 3. Milonitos. I. Título. Ficha catalográfica elaborada automaticamente de acordo com os dados fornecidos pelo(a) autor(a). Permitida a reprodução parcial ou total, desde que citada a fonte. iv

5 CONTEXTO GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ - SW DO CRATON AMAZÔNICO BANCA EXAMINADORA Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva Orientador (UFMT) Prof. Dr. Paulo Cesar Corrêa da Costa Examinador Interno (UFMT) Prof. Dr. Luiz Sergio Amarante Simões Examinador externo (UNESP) v

6 Dedicatória Aos meus pais e a todos que participaram desta jornada. vi

7 Sumário SUMÁRIO...vi i LISTA DE FIGURAS...ix LISTA DE ANEXOS...xi RESUMO...xii ABSTRACT...xiii CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO...01 I.1 INTRODUÇÃO...01 I.1.1 APRESENTAÇÃO DO TEMA...01 I.1.2 ESTRUTURA DA DISSERTAÇÃO...01 I.1.3 OBJETIVOS...02 I.1.4 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO...02 I.1.5 MATERIAS E MÉTODOS...03 I Etapa Preliminar...03 I Etapa de Campo...03 I Etapa Laboratorial...03 I Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados...05 I Etapa de Conclusão e Divulgação dos Dados...06 CAPÍTULO II REFERENCIAL TEÓRICO...07 II.1 CONTEXTO GEOLÓGICO...07 II.1.2 Cráton Amazônico - Compartimentação Regional e suas Propostas...07 II.1.3 Compartimentação do SW do Cráton Amazônico...10 II.1.4 Província Rondoniana San Ignácio...11 II.1.5 Terreno Jauru...12 II Embasamento Paleoproterozóico...12 II Orógeno Cachoeirinha ( Ga)...13 II Orógeno Santa Helena ( Ga)...14 CAPÍTULO III ARTIGO SUBMETIDO À BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY...17 RESUMO...17 ABSTRACT...17 III.1 INTRODUÇÃO...18 III.2 CONTEXTO GEOLÓGICO...19 III.3 GEOLOGIA DAS UNIDADE ADJACENTES AO GRANITO INDIAVAÍ...23 III.4 GEOLOGIA DO GRANITO INDIAVAÍ...27 III.5 GEOLOGIA ESTRUTURAL...31 III.6 AS ZONAS DE CISALHAMENTO ÁGUA RICA E CRISTO REI...34 vii

8 III.6.1 Aspectos Gerais das Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei...34 III.6.2 Aspectos da Deformação...35 III Metagranito com Deformação Incipiente...35 III Metagranito Protomilonítico...36 III Metagranito Milonítico...36 III Metagranito Ultramilonítico...38 III Metagranito Xistonítico...38 III.6.3 Evolução da Deformação nos Principais Minerais da ZCAR...38 III.6.4 Evolução da Deformação nos Principais Minerais da ZCCR...43 III.7 INDICADORES CINEMÁTICOS...47 III.8 MORFOLOGIA DOS ZIRCÕES...49 III.9 CONCLUSÕES...52 AGRADECIMENTOS...54 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS...54 CAPÍTULO IV RESULTADOS E DISCUSSÕES...56 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...59 ANEXOS...63 viii

9 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO Lista de Figuras Figura I.1 - Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo...02 Figura I.2 - Esboço esquemático do corte paralelo ao plano XY (L1) e ao plano ZY (S1) do elipsoide de deformação...05 CAPÍTULO II REFERENCIAL TEÓRICO Figura II.1 Modelo de compartimentação tectônica da região amazônica do Brasil, segundo a proposta de Hasui et al. (1984)...08 Figura II.2 - Esboço de mapa que mostra a distribuição do Geocronológicas Províncias e as principais associações litológicas do Cráton Amazônico, ao norte da América do Sul segundo Tassinari & Macambira (1999)...09 Figura III.3 Províncias Geocronológicas / Estruturais do Cráton Amazônico, segundo Santos et al. (2000)...10 Figura II.4 Mapa geológico simplificado da porção SW do Cráton Amazônico no Estado de Mato Grosso, modificado de Ruiz (2005) e Bettencourt et al. (2010)...13 CAPÍTULO III ARTIGO SUBMETIDO À BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY Figura III.1 - Mapa geológico do Sudoeste do Cráton Amazônico segundo Ruiz (2005) e Bettencourt et al. (2010)...20 Figura III.2 Mapa geológico contemplando as unidades encontradas na área e as Zonas de Cisalhamentos Água Rica e Cristo Rei...24 Figura III.3 Aspectos de campo das unidades adjacentes ao granito Indiavaí...26 Figura III.4 Forma de afloramento das rochas do Granito Indiavaí...27 Figura III.5 Aspectos mesoscópicos do Granito Indiavaí...28 Figura III.6 Fomicrografias da fácies média do Granito Indiavaí...30 Figura III.7 Fotomicrografia da fácies grossa do Granito Indiavaí...31 Figura III.8 Aspecto da foliação no Granito Indiavaí Figura III.9 Projeção estereográfica das estruturas relacionadas a fase D Figura III.10 Aspecto das crenulações relacionadas a fase D 2 presentes no Granito Indiavaí...34 Figura III.11 - Esquema da inflexão da zona de cisalhamento Água Rica apresentando a distribuição dos granitos foliados, protomilonitos, milonitos e xistonitos...35 Figura III.12. Amostras do Granito Indiavaí em diferentes condições de deformação...37 Figura III.13 Aspecto macroscópico dos xistonitos...38 Figura III.14 - Fotomicrografias do quartzo em vários estágios de deformação associados a ZCAR...40 Figura III.15 Fotomicrografias do feldspato potássico em vários estágios de deformação associados a ZCAR...41 Figura III.16 Fotomicrografias de plagioclásio e biotita em vários estágios de deformação associados a ZCAR...42 Figura III.17 Fotomicrografias do quartzo e plagioclásio em vários estágios de deformação associados a ZCRR...44 ix

10 Figura III.18 Fotomicrografias do k-feldspato em vários estágios de deformação associados a ZCRR...45 Figura III.19 - Fotomicrografias de biotita em vários estágios de deformação associados a ZCRR...46 Figura III.20 - Fotomicrografias de muscovita em vários estágios de deformação associados a ZCRR...46 Figura III.21 - Indicadores cinemáticos gerados por influência das zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei nas rochas do Granito Indiavaí...48 Figura III.21 - Porfiroclastos de ortoclásio fraturados e deslocados...49 Figura III.22 - Comparação das morfologias dos zircões das amostras analisadas...51 x

11 Lista de Anexos Anexo 1 Mapa de Localização dos pontos coletados em Afloramento...63 xi

12 Resumo O granito Indiavaí está localizado a norte da cidade de Indiavaí no sudoeste do estado de Mato Grosso. Apresenta forma irregular com dimensões batolíticas e é caracterizado por ser de composição sienogranítica e subordinadamente monzogranítica, granulação média a grossa, textura equigranular a inequigranular porfirítica e em alguns casos textura rapakivi. Apresenta índice de cor leucocrático, constituído essencialmente por quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio, tendo como minerais máficos anfibólio e biotita. Com base na diferença de granulação foram distinguidas duas fácies deste corpo: uma fácies grossa e outra média. A fácies grossa apresenta as mesmas características da fácies média, diferenciando-se pela granulação dos minerais essenciais que podem atingir até 1,0 cm e pelo maior percentual de minerais máficos, que podem atingir 20% hornblenda e 10% biotita. A partir do mapeamento geológico foi possível constatar que o granito Indiavaí apresenta caráter intrusivo nas rochas do Grupo Alto Jauru e está em discordância temporal com as rochas da Formação Jauru. Foram identificadas três fases de deformação que afetam este corpo granítico, sendo duas dúcteis e uma rúptil. A primeira fase (D1) é representada por foliação penetrativa classificada como xistosidade (S1) e por zonas de cisalhamento de caráter dúctil-rúptil. A segunda fase (D2) é caracterizada por uma clivagem de crenulação com dobras apertadas e a terceira fase (D3) é representada por um conjunto de fraturas e veios de quartzo. As zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei são caracterizadas por faixas de espessuras irregular que variam de dezenas a centenas de metros, marcada por rochas da série milonítica: protomilonito, milonito e ultramilonito. Ambas apresentam uma peculiaridade os xistonitos que são rochas de paragênese muito simples, compostas essencialmente por quartzo e filossilicatos (muscovita), provenientes da deformação do granito. A principal ferramenta utilizada para fazer a caracterização destas zonas de cisalhamento foram: as análises petrográficas, análise das feições microestruturais e texturais rúpteis - dúcteis preservadas nos minerais, juntamente com as análises dos indicadores cinemáticos. Baseado nestes parâmetros, estimou-se que a temperatura de deformação e metamorfismo se deu entre 400 ~ 600 C, variando entre a fácies xisto verde e fácies anfibolito, com movimentação cinemática normal, onde todas as rochas deformadas são provenientes do mesmo protólito, o Granito Indiavaí. Palavras-Chave: Granito Indiavaí, Zonas de Cisalhamento, Milonito xii

13 Abstract The Indiavaí Granite is located north of the city of Indiavaí in the southwestern state of Mato Grosso. It presents irregular shape with batholiths dimensions and is characterized in that the sienogranitics and subordinately monzogranitic composition, medium to coarse grain size, equigranular to porfiritic inequigranular texture and in some cases rapakivi texture. It presente index color leucocratic, essentially consists of quartz, alkali feldspar, plagioclase, having as amphibole and biotite mafic minerals. Based on grain size difference were distinguished two facies of this body: Medium-grained facies and Coarsegrained facies. The coarse-grained facies has the same characteristics of medium- grained facies, differentiating the grain size of essential minerals that can reach 1,0 cm the highest percentage of mafic minerals that can reach 20% hornblende and 10% biotite. From the geological mapping was established that Indiavaí granite presente intrusive character on the Alto Jauru Group rocks and it is in temporal unconformity with the Jauru Formation rock s. Three deformation phases were identified that affect this granitic body, two of ductile behavior ando ne of brittle behavior. The first phase (D1) is represented by penetrative foliation classified as schistosity (S1) and shear zones of ductile - brittle character. The second phase (D2) is characterized by a crenulation cleavage with folds tight and the third phase (D3) is represented by a series of fractures and quartz veins. The Rica and Cristo Rei shear zones are characterized by irregular thickness band that vary of tens of hundreds of meters mark ed by rocks mylonitic series: protomylonite, mylonite e ultramylonite. Both have a peculiarity the xistonite that are very simple paragenesis rocks, composed essentially of quartz and phyllosilicates (muscovite), from granite deformation. The principal tool used, to do the characterization of these shear zones, was the petrographic analysis, microstructural features analysis and britlle and ductile textures analysis preserved in minerals together with kinematics indicators analysis. Based these factors, it was estimated that the deformation and metamorphic temperature was between 400 C ~600 C, vary between green schist facies and amphibolite facies, witch normal k inematic moviment, where all the deformed rocks from the same protolith, the Indiavaí Granite. Keywords: Indiavaí Granite, Shear Zones, Mylonite. xiii

14 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. CAPÍTULO I INTRODUÇÃO I.1 APRESENTAÇÃO DO TEMA O corpo granítico Indiavaí está situado na porção sudoeste do Estado de Mato Grosso a norte da cidade de Indiavaí. Este corpo juntamente com um conjunto de rochas ígneas compõem uma faixa ao longo de um trend NW que formam a Suíte Intrusiva Pindaituba que está inserida no sudoeste do Cráton Amazônico. O granito Indiavaí é um stock que apresenta forma irregular alcançando uma extensão máxima de até 10 km com largura variando entre 5 e 6 km. O mesmo apresenta caráter intrusivo nas rochas do Grupo Alto Jauru e da Suíte Intrusiva Figueira Branca e a Formação Jauru demonstra uma não conformidade com o Granito Indiavaí. A intenção deste trabalho é colaborar com a caracterização do Granito Indiavaí apresentando as características estruturais deste corpo, principalmente da sua história deformacional, perante às zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei, utilizando de ferramentas como caracterização geológica de meso a micro escala. O estudo do Granito Indiavaí foi baseado no reconhecimento e entendimento de foliações, lineações, de indicadores de sentido de movimento e de tramas deformacionais das rochas no estado sólido. Para seu desenvolvimento, foram levantados dados de campo, tendo sido observadas feições planares e lineares, principalmente para se estabelecer os eixos XYZ do sistema deformacional, com ênfase na investigação da trama deformacional e dos indicadores de sentido de cisalhamento ao longo dos planos XZ. Os dados estruturais foram tratados de acordo com metodologias convencionais de análise estrutural. I.1.2 ESTRUTURA DA DISSERTAÇÃO Esta dissertação está composta por quatro capítulos. O primeiro deles aborda o tema estudado e destaca a relevância desta pesquisa. Neste capítulo são apresentados os objetivos, a localização da área de estudo, bem como os materiais e métodos adotados na coleta de dados em campo e em laboratórios. O segundo capítulo apresenta o contexto geológico regional do sudoeste do Cráton Amazônico, uma das principais entidades geotectônicas pré-cambrianas, na qual a área de estudo encontra-se inserida. No capítulo três consta o artigo Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico a ser submetido à Brazilian Journal of Geology. As considerações finais encontram-se no capítulo IV, onde é apresentada a caracterização do Granito Indiavaí e das Zonas de Cisalhamento, bem como a evolução, cinemática e a temperatura relativa do metamorfismo a qual estas rochas foram submetidas.

15 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. I.1.3 OBJETIVOS Esta dissertação tem por finalidade estudar o processo deformacional o qual foi submetido o Granito Indiavaí, particularmente as zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. Para tanto se adotou uma abordagem multidisciplinar, que contou com mapeamento geológico, análises petrográfica e estrutural das rochas do Granito Indiavaí. A pesquisa almejou-se os seguintes objetivos específicos: Cartografia geológica do Granito Indiavaí e seu entorno; Caracterização petrográfica das rochas do Granito Indiavaí e das zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. I.1.4 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO A área de estudo está localizada a norte da cidade de Indiavaí, situada no sudoeste do estado de Mato Grosso, distante 384 quilômetros de Cuiabá, capital do Estado (Figura I.1). O acesso a área, partindo-se de Cuiabá, é feito através da rodovia federal pavimentada BR-070 até o entroncamento com a BR-174, cerca de 10 quilômetros à frente da cidade de Cáceres, prosseguindo na rodovia BR-174 até o entroncamento com a rodovia estadual MT-248, pela qual são percorridos cerca de 133 quilômetros até a cidade de Indiavaí, de onde percorre-se 10 km por estrada de terra para chegar ao centro da estudada. Figura I.1 Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo. 2

16 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. I.1.5 MATERIAIS E MÉTODOS Para a realização desse trabalho, foram adotados procedimentos usuais em mapeamento geológico e coleta de amostras para análises laboratoriais seguindo um cronograma constituído de quatro fases principais: etapa preliminar, etapa de aquisição de dados (em campo e em laboratório), etapa de tratamento e sistematização de dados e etapa de conclusão e divulgação dos resultados. I Etapa Preliminar Inicialmente foi realizada a revisão bibliográfica envolvendo coleta de informações a respeito das rochas da Suíte Intrusiva Pindaituba do Sudoeste do Cráton Amazônico e de técnicas analíticas para o desenvolvimento das demais etapas do trabalho. Seguindo-se de análise e interpretação de imagens de satélite (LANDSAT) em escalas compatíveis ao mapeamento geológico. Elaboração de mapas base a partir das interpretações das imagens de satélite, com o auxílio dos softwares ArcMap e CorelDraw, interpoladas com dados de mapas geofísicos de composição ternária RGB (K, eth, eu). I Etapa de Campo Esta etapa consiste no levantamento de campo envolvendo refinamento dos mapas geológicos já existentes e coleta de amostras para análises petrográfica, macro e microestruturais e análises laboratoriais. Foram objetos do mapeamento de semidetalhe áreas relevantes previamente conhecidas e as definidas a partir da etapa de reconhecimento regional. Os procedimentos rotineiros ao mapeamento geológico, com ênfase na análise estrutural e das relações metamorfismo vs deformação vs magmatismo, foram empregados com o propósito de elaborar uma base geológica e a partir desta base, a confecção de um mapa geológico na escala de 1: , disposto no Anexo 1. Os trabalhos de campo foram realizados em duas etapas. A primeira se deu durante os dias 26 a 30 de agosto de 2013 e a segunda entre os dias 03 a 07 de dezembro de 2013, sendo realizada a descrição de setenta afloramentos (Anexo 2), o reconhecimento das unidades litológicas, a coleta de dados estruturais e de amostras para os estudos, petrológicos e geocronológicos. Foram coletadas 60 amostras sendo dezessete amostras do Granito Indiavaí, oito amostras referentes a rochas encaixantes do granito e 35 amostras do granito afetadas pelas zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. Foi realizada a coleta sistemática de amostras de rochas, sendo as mesmas criteriosamente coletas de forma orientada, visando o estudo mesoestrutural e microestrutural, além da coleta de rochas adequadas à análise petrográfica e investigações geocronológicas. Também foi realizada análise estrutural com emprego da abordagem descritiva e cinemática, verificando-se a superposição de estruturas tectônicas. I Etapa Laboratorial 3

17 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. A etapa de levantamento de dados em laboratório foi dividida nas seguintes etapas: A - Análises Petrográficas As amostras coletadas foram descritas mesocopicamente com o auxílio de lupa de bolso com aumento de 20x e régua. Em seguida algumas amostras foram selecionadas para confecção das lâminas delgadas sendo confeccionadas um total de 46 lâminas delgadas, dez referentes às rochas do granito e trinta e seis referentes às rochas das zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. Essas lâminas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação da Faculdade de Geociências (FAGEO) da Universidade Federal de Mato Grosso e no Laboratório de Laminação do Departamento e Petrologia e Metalogenia da Universidade Estadual Paulista. A descrição das lâminas foi realizada em microscópio petrográfico óptico binocular da marca Olympus, modelo BX50 com as objetivas de 2x, 4x, 10x, 40x e 100x de aumento, no Laboratório de Microscopia da FAGEO-UFMT, tendo como objetivos a caracterização petrográfica do Granito Indiavaí (composição mineralógica e feições texturais) além da análise da deformação e cinemática. Para os estudos microestruturais foram selecionadas 18 amostras orientadas relacionadas às zonas de cisalhamento sendo 10 amostras relacionadas à ZC Água Rica e 8 relacionadas a ZC Cristo Rei. As amostras foram seccionadas em duas posições: um corte paralelo a lineação e ortogonal a foliação (L1) sendo possível a observação das relações estruturais e a análise dos indicadores cinemáticos (Figura I.2). B - Microscópio Eletrônico de Varredura Este método foi empregado com intuito de analisar e comparar a morfologia dos zircões referentes ao Granito Indiavaí e das Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. Para tal foram utilizadas lâminas delgadas preparadas segundo a mesma técnica adotada para a microscopia petrográfica. No entanto estas são polidas e metalizadas com uma película de carbono. O carbono apresenta um único pico no espectro de EDS, portanto interfere muito pouco nas microanálises, também é leve e não inibe a resposta do detector de elétrons retro espalhados. Após a metalização as lâminas foram analisadas no Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura - LABESEM-UNESP Rio Claro no Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV), modelo ESEM 2020 e Espectrômetro de Energia Dispersiva (EDS), fabricados respectivamente pela ELECTROSCAN/PHILIPS e EDAX. Foram analisados 9 laminas, sendo 3 do granito, 3 da zona de cisalhamento Água Rica e 3 da zona de cisalhamento Cristo Rei. Em cada lamina foram analisados a morfologia de uma média de 10 cristais de zircão por amostras. 4

18 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. Figura I.2 - Esboço esquemático do corte paralelo ao plano XY (L1) e ao plano ZY (S1) do elipsoide de deformação. I Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados Esta etapa teve o intuito de realizar o processamento e interpretações de dados coletados em campo e em laboratório, bem como integrá-los e compará-los com dados existentes na literatura temática, para melhor entendimento da área de estudo. Foram utilizados alguns softwares para o desenvolvimento desta etapa: a. software ArcGis para confecção dos mapas de localização e vias de acesso, localização de afloramentos e geológico; b. software CorelDraw X5 para compilação e melhoramento de mapas, tratamento de fotografias e fotomicrografias, confecção de gráficos litogeoquímicos e geocronológicos; c. Software OpenStereo para tratamento de dados estruturais, possibilitando a confecção dos estereogramas; d. Microsoft Excel elaboração de planilhas; 5

19 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. e. Microsoft Word confecção da redação e formatação da presente dissertação de mestrado. f. Microsoft Power Point elaboração da apresentação pública. I Etapa de Conclusão e Divulgação dos Dados A última etapa consta da elaboração da dissertação de mestrado acompanhada da apresentação e defesa pública para a banca avaliadora e publicação dos resultados obtidos foram publicados em forma de artigo na Revista Brazilian Journal of Geology, intitulado CONTEXTO GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ SW DO CRÁTON AMAZÔNICO. 6

20 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. CAPÍTULO II REFERENCIAL TEÓRICO II.1 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL O território brasileiro compreende cinco importantes áreas cratônicas, sendo elas: Cráton Amazônico, Cráton São Francisco, Cráton São Luís, Cráton Rio de La Plata e Cráton Luís Alves; além de plataformas e bacias sedimentares. O Cráton Amazônico representa uma das áreas mais expressivas no mundo de idade Arqueana/Proterozoica (Almeida & Hasui, 1984), além de representar uma das principais entidades geotectônicas pré-cambrianas da América do Sul, localizado na parte norte desse continente. Seu limite oriental é marcado pelos Cinturões Neoproterozoicos Paraguai a sudeste, e Araguaia a leste, tendo os limites norte, sul e oeste recobertos pelos sedimentos das Bacias Subandinas. Encontra-se dividido, pela Bacia do Amazonas, em dois escudos: o Escudo Brasil Central e o Escudo das Guianas. II.1.2 Cráton Amazônico - Compartimentação Regional e suas Propostas: A evolução tectônica do Cráton Amazônico é dividida em duas grandes linhas de pensamentos. As primeiras propostas a respeito da evolução desta área cratônica foram concebidas nos conceitos da escola geossinclinal (modelo fixista), por autores como: Amaral (1974), Issler (1977), Almeida (1978), Hasui et al. (1984) e Costa & Hasui (1997). Esses defendiam que a tectônica pré-cambriana do Cráton fosse caracterizada por processos de reativação de plataforma e formação de blocos continentais ou paleoplacas por meio de retrabalhamento de crosta continental no Arqueano e Paleoproterozoico e que durante o Mesoproterozoico teriam ocorrido apenas processos de reativação e/ou retrabalhamento de rochas preexistentes. Por reativação de plataforma entendia-se a manifestação de processos capazes de renovar o relevo, gerar falhas, criar bacias sedimentares, promover intrusões magmáticas e vulcanismo. Ou seja, corresponde aos processos termais e tectônicos da etapa de distensão inicial do Ciclo de Wilson. Os autores supracitados definem o Cráton Amazônico como um mosaico de doze blocos tectônicos justapostos, ou paleoplacas, que se agregaram através de colisões diacrônicas no Arqueano e Paleoproterozóico, compondo parte de um megacontinente (Figura II.1). Os blocos seriam constituídos, basicamente, por complexos gnáissicos de médio grau metamórfico e sequências meta-supracrustais, definindo terrenos do tipo granito-greenstone. Os limites dos blocos seriam marcados por suturas colisionais, delineadas pela gravimetria, às quais estariam associados cinturões granulíticos, ou por cinturões de cisalhamento, que envolveriam cavalgamentos, associados ou não a transcorrências tardias, igualmente condizentes com a tectônica colisional. Segundo este modelo, ao final do Paleoproterozoico e início do Mesoproterozoico haveria uma grande massa continental consolidada, sobre a qual atuaram apenas eventos de tectônica intraplaca do tipo extensional. Esse modelo foi baseado em dados geofísicos como gravimetria e magnetometria, em interpretações de informações geológicas e estruturais e em 7

21 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. dados radiométricos escassos obtidos pelos métodos geocronológicos K-Ar e Rb-Sr. O modelo fixista levou em consideração apenas o processo colisional do tipo himalaiano para explicar o crescimento da plataforma continental durante o Arqueano e Paleoproterozoico. Figura II.1 Modelo de compartimentação tectônica da região amazônica do Brasil, segundo a proposta de Hasui et al. (1984). A segunda linha de pensamento sobre a evolução do Cráton Amazônico se fundamenta na Teoria da Tectônica Global ou de Placas (modelo mobilista), no qual autores como: Cordani et al. (1979), seguida e modificada por Tassinari (1981), Cordani & Brito Neves (1982), Teixeira et al. (1989), Tassinari (1996), Santos et al. (2000), entre outros, defendem que o Cráton Amazônico é resultante de sucessivos episódios de acresção crustal durante o Paleo- e Mesoproterozoico, em volta de um núcleo mais antigo, estabilizado no final do Arqueano. Segundo Teixeira et al., (1989) e Sato (1998) os processos de acreção e retrabalhamento crustal, associados a sucessivos cinturões móveis desenvolvidos marginalmente a um núcleo primitivo, culminaram com a construção do Cráton Amazônico ao final do Mesoproterozoico. Como precursor dos modelos mobilistas destaca-se o trabalho de Cordani et al. (1979) que 8

22 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. separou o Cráton Amazônico em quatro províncias geocronológicas, com bases em datações pelos métodos do K-Ar e principalmente Rb-Sr, sendo elas: uma arqueana (Amazônia Central, mais antiga do que Ma), bordejada por duas faixas móveis de direção NW nos lados nordeste (Maroni-Itacaiunas, Ma) e sudoeste (RioNegro-Jururena, Ma), e uma faixa Mesoproterozoica (Rondoniana, de Ma) no extremo sudoeste do Cráton. Com o aporte de novos dados, incluindo os de outros métodos, o modelo ganhou sucessivas versões até chegar às mais recente apresentada por Tassinari & Macambira (1999, 2004), onde foram reconhecidas seis faixas de direção geral NW, referidas como províncias geocronológicas, são denominadas de: Província Amazônia Central (>2,3 Ga), Província Maroni Itacaiúnas (2,2-1,95 Ga), Província Ventuari Tapajós (1,95-1,8 Ga), Província Rio Negro - Juruena (1,8-1,50 Ga), Província Rondoniana-San Ignácio (1,5-1,3 Ga) e Província Sunsás Aguapeí (1,25-0,9 Ga) (Figura II.2). Figura II.2 - Esboço geológico que mostra a distribuição das Províncias Geocronológicas e as principais associações litológicas do Cráton Amazônico, ao norte da América do Sul segundo Tassinari & Macambira (1999). Outro modelo elaborado com base essencialmente em dados U-Pb e Pb-Pb e Sm-Nd, obtidos na porção ocidental e central do cráton propuseram modificações ao modelo mobilista anterior, principalmente em relação a denominação e posicionamento de limites entre províncias. Este modelo foi apresentado por Santos et al. (2000) e depois aprimorada por Santos et al. (2008). Nele foram inicialmente distinguidas sete faixas de direção geral em torno de NW, depois acrescida mais uma de direção NE, todas referidas como províncias estruturais. São denominadas de: Carajás-Imataca (3,10 9

23 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. 2,53 Ga), Transamazônica (2,25-2,00 Ga), Tapajós Parima (2,10 1,87 Ga), Amazônia Central (1,88 1,77 Ga), Rondônia Juruena (1,75 1,47 Ga), Rio Negro (1,86 1,52 Ga) e Sunsás (1,33 0,99 Ga) (Figura II.3). Figura III.3 Províncias Geocronológicas / Estruturais do Cráton Amazônico, segundo Santos et al. (2000). II.1.3 Compartimentação do SW do Cráton Amazônico A compartimentação tectônica para o SW do Cráton Amazônico foi inicialmente definida no trabalho de Monteiro et al. (1986). Na década de 90 generalizou-se o emprego do conceito de terrenos e de amalgamação de massas continentais na porção SW do Cráton Amazônico, envolvendo o oriente boliviano, sudoeste de Mato Grosso e sul de Rondônia. Saes & Fragoso César (1996), Saes et al. (1994), Saes (1999), Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001), contribuíram com diferentes propostas de compartimentação em terrenos tectonoestratigráficos. Saes & Fragoso César (1996) apresentam um arranjo tectônico onde destacam- se três terrenos (Jauru, Paraguá e San Pablo) e uma zona de sutura. Saes (1999) modifica parcialmente a proposta de Saes & Fragoso César (1996), discriminando, de oeste para leste, os seguintes terrenos: Paraguá, Rio Alegre, Santa Helena e Jauru. Posteriormente, com base em dados lito-estruturais levantados em mapeamento regional, Ruiz (2003) propôs uma divisão preliminar em blocos tectônicos, sem a conotação de terrenos exóticos. Os limites entre os blocos são definidos por zonas de cisalhamento de expressão regional e apresentando cada um dos blocos uma constituição litoestratigráfica própria. 10

24 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. Matos et al. (2004) apresentam o sudoeste do Cráton Amazônico como um amálgama de orógenos justapostos: Orógeno Alto Jauru (1,79 a 1,74 Ga), Cachoeirinha (1,58 a 1,52 Ga), Santa Helena, Rio Alegre e San Ignácio. Ruiz (2005) apresenta para esta área cratônica a subdivisão em cinco domínios tectônicos distintos, denominados de Domínio Cachoeirinha, Jauru, Rio Alegre, Santa Bárbara e Paragua. A partir da evolução destas propostas Ruiz (2009) e Bettencourt et al. (2010) propõem a compartimentação em terrenos, os quais caracterizam um trato geológico particular, delimitado por zonas de cisalhamento de expressão regional, que apresenta um acervo de registros litológicos, estruturais e geocronológicos contrastantes com os segmentos imediatamente justapostos. Segundo Tassinari & Macambira (2004), Ruiz (2009), Bettencourt et al. (2010) e Teixeira et al. (2010), o sudoeste do Cráton Amazônico em Mato Grosso é constituído pelas províncias Rondoniana- San Ignácio e Sunsás-Aguapeí. II.1.4 Província Rondoniana San Ignácio A área estudada situa-se na Província Rondoniana San Ignácio que compreende uma área de aproximadamente 2000 km de comprimento e 800 km de largura, incluindo parte dos estados de Rondônia e Mato Grosso, no Brasil, bem como uma larga área da região de Santa Cruz e Beni, na Bolívia. É delimitada a norte e a leste pela Província Rio Negro Juruena, ao sul pela Província Sunsás e a oeste parte da província está recoberta pela sequência sedimentar Aguapeí. O termo Província Rondoniana foi definido inicialmente por Cordani et al. (1979) para caracterizar um evento metamórfico e deformacional no SW do Cráton Amazônico, com idades Rb-Sr e K-Ar 1,45-1,25 Ga. Teixeira & Tassianri (1984) e Teixeira et al. (1989) interpretaram esta província como sendo um cinturão móvel que se estendia do norte de Rondônia a região de San Ignácio (Bolívia) incluindo rochas atribuídas a Orogenia San Ignácio (1,40-1,28 Ga) de Litherland et al. (1986). Tassinari et al. (1996) baseando-se em datações U-Pb TIMS e SHRIMP, propuseram o termo Província Rondoniana San Ignácio (1,45 1,30 Ga). Segundo Cordani & Teixeira (2007) esta província é formada por uma amalgamação de arcos magmáticos intra-ocêanico e formação de prisma acrescionário durante a colisão continental ao longo do limite sudoeste da Província Rio Negro Juruena. Bettencourt et al. (2010) propôs que a província Rondoniana San Ignácio é um sistema orogênico criado através de sucessivos eventos de acresção de arcos, fechamento de bacias oceânicas e colisão final continente continente em 1,34-1,32 Ga. Compreende os seguintes terrenos: (1) Terreno Jauru que hospeda o embasamento Paleoproterozoico (1,78-1,72 Ga), orógenos Cachoeirinha (1,56-1,52 Ga) e Santa Helena (1,48-1,42 Ga) ambos desenvolvidos em um arco magmático tipo andino. (2) Terreno Paragua (1,74-1,32 Ga) que compreende as unidades do Orógeno acrescionário San Ignácio (1,37-1,34 Ga) que são as rochas do embasamento Paleoproterozoico (Complexo Gnáissico Chiquitania, Grupo de Xisto San Ignacio, Complexo Granulítico Lomas Manechis) e Mesoproterozoico (Complexo Granitóide Pensamiento), desenvolvido em um arco magmático tipo andino. (3) Terreno Rio Alegre 11

25 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. (1,51-1,38 Ga), que inclui unidades geradas em cordilheira meso-oceânica e em ambiente de arco magmático intra-oceânico. (4) Cinturão Alto Guaporé (<1,42-1,34 Ga) que hospeda unidades desenvolvidas em uma bacia de margem passiva e arco magmático intra-oceânico. II.1.5 O Terreno Jauru O Terreno Jauru, onde a área de estudo está situada, foi inicialmente definido por Saes & Fragoso Cesar (1996) para incluir complexos metamórficos Paleoproterozoicos resultantes de acresções de arcos intra-oceânicos na Província Amazônia Central. O Terreno Jauru compreende as rochas do embasamento paleoproterozoico (Grupo Alto Jauru, Camplexo Metamórfico Alto Guaporé e Tonalito Cabaçal) e rochas intrusivas relacionas aos orógenos Cachoeirinha e Santa Helena, ambos desenvolvidos em um arco magmático do tipo andino. A Suíte Intrusiva Figueira Branca originalmente incluída no embasamento do Terreno Jauru foi em trabalhos posteriores (Teixeira et al. 2011) incluída no orógeno Santa Helena. O Terreno Jauru definido por Ruiz (2009) limita-se a leste e norte pela bacia dos Parecis, a sul pela bacia do Pantanal e a oeste por zona de cisalhamento normal com Terreno Rio Alegre (figura II.4). De acordo com (Bettencourt et al. 2010) este segmento do Terreno Jauru foi submetido a metamorfismo de médio a alto grau, bem como, passou por processos de retrabalhamento durante as orogenias Cachoeirinha (1,56 1,52 Ga) e Santa Helena (1,48-1,42 Ga.). II Embasamento Paleoproterozoico O embasamento do Terreno Jauru compreende três unidades litoestratigráficas: Grupo AltoJauru, Complexo Metamórfico Alto Guaporé e Tonalito Cabaçal. O Grupo Alto Jauru, segundo Bettencourt et al. (2010), consiste de gnaisses, migmatitos e três sequências metavulcano-sedimentares: Cabaçal, Araputanga e Jauru. As rochas siliciclásticas e vulcânicas intermediárias apresentam idades U-Pb de 1,76-1,72 Ga e valores εnd(t) entre +2,6 e +2,2. Dados geoquímicos dos basaltos toleíticos Cabaçal sugerem a incorporação de sucessivos arcos intraoceânicos dentro do Grupo Alto Jauru durante a evolução da margem continental da Província Rio Negro-Juruena. O Complexo Metamórfico Alto Guaporé consiste em rochas ortognáissicas de composição granodioritica e tonalítica que intrudiram às sequências vulcano-sedimentar supracrustais. As rochas gnáissicas foram metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito. Os ortognaisses mais antigos datados mostram idades U-Pb entre 1,80 a 1,72 Ga, com valores positivos de εnd(t) variando entre +2,4 e -0,8 sugerindo uma contribuição crustal. O Tonalito Cabaçal é um batolito tonalítico metamorfizado na fácies anfibolito intrudido na sequência vulcano-sedimentar Cabaçal (Grupo Alto Jauru). Lima et al. (2009) apresentou para o Tonalito Cabaçal idade U-Pb em zircões de 1708 ± 49 Ma, indicando a idade de cristalização da unidade. Esse segmento do Terreno Jauru foi sucessivamente retrabalhado durante as orogenias Cachoeirinha e Santa Helena (Ruiz 2005). 12

26 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. Área Estudada Figura II.4 Mapa geológico simplificado da porção SW do Cráton Amazônico no Estado de Mato Grosso, modificado de Ruiz (2005) e Bettencourt et al. (2010). II Orógeno Cachoeirinha ( Ga) As rochas deste orógeno foram descritas inicialmente por Carneiro et al. (1992). Posteriormente Ruiz (2005), interpretou este segmento como um orógeno acrescionário, composto por tonalitos, granodioritos, granitos e migmatitos gnáissicos formados durantes eventos magmáticos e metamórficos. Este orógeno está recoberto a norte e sul por sequências sedimentares mesozoicas-cenozoicas e está delimitado a leste e oeste pelo Grupo Alto Jauru. Idades U-Pb (Geraldes et al. 2001; Ruiz 2005) variam 13

27 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. de 1,56 a 1,52 Ga, com valores de TDM entre 1,8 e 1,9 e valores de εnd(t) variando entre +0,9 e +1,0, evidenciando protólitos intrusivos com assinatura isotópica típica de materiais juvenis. O ambiente geodinâmico sugerido para a orogenia Cachoeirinha é caracterizado pela subducção do tipo B (Ruiz 2005, 2009). O pico metamórfico durante a orogenia se deu na fácies anfibolito, mas em grande parte houve retrometamorfismo na fácies xisto verde. Geraldes et al. (2001), Ruiz et al. (2004), Ruiz (2005) e Araújo (2008) distinguiram dois estágios no magmatismo relacionado à Orogenia Cachoeirinha: magmatismo sin-cinemático (Suíte Intrusiva Santa Cruz) e magmatismo tarde-cinemático (Suíte Intrusiva Alvorada). A Suíte Intrusiva Santa Cruz é um batólito multifásico foliado segundo um trend NNW (Ruiz et al.,2004; Ruiz, 2005; Araújo, 2008). Este batólito apresenta três fases distintas: (1) sienogranito a monzogranito inequigranular de granulação grossa rosa a avermelhado; (2) monzogranito porfirítico rosa a acinzentado, e (3) granodiorito porfirítico de granulação media a grossa cinza claro a escuro. Dados geoquímicos sugerem que a suíte apresenta caráter peraluminoso e cálcio-alcalino. Idades U-Pb em zircão magmáticos para estes granitoides variam de 1,56-1,52 Ga, idade modelo Nd TDM 1,9 1,8 Ga e valores εnd(t) +0,9 to +1,0 indicam que o material protólito teve tanto componente crustal como mantélico (Geraldes et al. 2001; Ruiz, 2005). A Suíte Intrusiva Alvorada foi descrita inicialmente por Monteiro et al. (1986) e Ruiz (1992) para designar plútons graníticos compostos de monzogranitos isotrópicos de coloração cinza clara a rósea e granulação média a fina, sendo ocasionalmente foliados. Araújo (2008) atribuiu idades do magmatismo pelo método U-Pb para esses granitoides variando de 1,53-1,44 Ga, idade modelo TDM 1,8-1,7 Ga e εnd(t) entre +0,5 e -1,3 sugerindo uma mistura de magmas derivados do manto juvenil e material mais antigo reciclado. Assinatura geoquímica e isotópica metaluminosa a peraluminosa, sub-alcalina alcalina desta suíte são típicas de granitoides de arco vulcânico. II Orógeno Santa Helena ( Ga) Saes et al. (1984) incluíram o embasamento de composição granítica no batólito Santa Helena. Posteriormente Geraldes et al. (1997) e Van Schmus et al. (1998) propuseram o termo Suíte Santa Helena compreendendo rochas ígneas e metaígneas, representadas por tonalito, ortognaisses e granitos formando uma suíte cálcio alcalina relacionada com arco. Tassinari et al. (2000) elevou a suíte para Orógeno Santa Helena. O Orógeno Santa Helena é interpretado como um orógeno acrescionário resultado do desenvolvimento de um arco magmático durante a orogenia Santa Helena. O Orógeno engloba as intrusões sin-cinemáticas das suítes intrusivas Santa Helena e Água Clara (1,48-1,42 Ga) e Pindaiatuba (1,46-1,42 Ga), bem como os granitos rapakivi anorogênicos pós-cinemáticos e rochas máficas associadas a Suíte Intrusiva Rio Branco (1,42 Ga) (Geraldes et al. 2001, 2004; Ruiz,2005; Araújo, 2008). A Suíte Intrusiva Água Clara foi definida por Saes et al. (1984). Estes autores associam esta unidade a um batólito de composição granodiorítica a granítica, com texturas diversas (equigranular, 14

28 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. inequigranular ou porfirítica). Os dados geoquímicos mostram que os granitos são sub-alcalinos, metaluminosos a fracamente peraluminosos e posicionam-se no campo cálcio-alcalino dispondo-se no intervalo de médio potássio. O caráter intrusivo é evidenciado pela presença de enclaves máficos ultramáficos de dimensões muito variadas. É observada uma foliação penetrativa com atitude em torno de N40W/80SW. A idade dessa suíte foi determinada através de U-Pb em monocristais de zircão (TIMS) por Geraldes (2000), tendo sido obtida uma idade de 1485 ± 4 Ma interpretada como idade de cristalização do batólito, enquanto o valor de TDM 1,77 Ga indicaria o período de fracionamento mantélico. Geraldes et al. (1997) propôs o termo Suíte Santa Helena para designar um corpo ígneo batolítico, com aproximadamente 4500 km 2, cujo eixo maior orienta-se segundo a direção NW. Essa unidade representa a maior manifestação plutônica ácida da região SW de Mato Grosso. Exibe uma diversidade composicional e textural, marcadas por rochas graníticas equi- a inequigranulares, porfiríticas, de granulação grossa até fina, leuco- a mesocráticas. Foram divididas em base textural e mineralógica, em quatro principais associações de fácies petrográficas, todas apresentando estruturas gnáissicas e, modalmente, classificadas como sieno a monzogranitos. Os dados geoquímicos mostram litotipos sub-alcalinos, do tipo calcio-alcalino de alto potássio, levemente metaluminosos para as rochas menos diferenciadas a discretamente peraluminosos para as demais fácies (Ruiz 2005). Datações realizadas pelo método U-Pb em zircão mostraram idade de cristalização de 1456 ± 10 Ma a 1419 ± 09 Ma e as idades modelo TDM variando 1,5-1,6 Ga (Geraldes et al. 2001). As rochas que constituem a Suíte Intrusiva Rio Branco foram estudadas inicialmente por Oliva et al. (1979) sendo denominadas de Complexo Serra de Rio Branco. Barros et al. (1982), utilizam o termo Grupo Rio Branco e Leite et al. (1985) aplicam o termo Suíte Intrusiva Rio Branco para definir um complexo ígneo estratiforme diferenciado. Trata-se de uma associação pluto-vulcânica dominada por rochas ácidas a intermediárias no topo e rochas básicas na base. As rochas apresentam características geoquímicas de granitos do tipo A e são formados em um ambiente intra-placa. Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001) utilizando o método U-Pb obtiveram idades de 1,46 a 1,42 Ma para as rochas básicas e félsicas, respectivamente, interpretadas como idade de cristalização. As idades modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de 1,8 Ga. A Suíte Intrusiva Pindaituba foi proposta por Ruiz (2005) para designar um conjunto de rochas graníticas, representadas por vários corpos com dimensões e formas variadas sendo orientados segundo a direção da foliação regional NW. Estes corpos estão alojados principalmente nas rochas do Grupo Alto Jauru. A Suíte Intrusiva Pindaituba é constituída por granitoides foliados, raramente isotrópicos, de granulação média a grossa, por vezes porfiríticos. São rochas leuco- a mesocráticas de composição desde sienogranítica a tonalítica. O conjunto de dados litogeoquímicos revela que essa suíte é cálcio-alcalino de alto potássio, meta a peraluminosos, e foi gerada em um ou mais estágios evolutivos em um ambiente envolvendo subducção (Lima et al. 2011). As intrusões mostram foliação orogênica penetrativa, por 15

29 Silva, D.C Contexto Geológico e História Deformacional do Granito Indiavaí SW do Cráton Amazônico. vezes milonítica, sendo que alguns corpos apresentam apenas foliação em suas bordas. A idade de cristalização dessas rochas varia entre 1420 a 1480 Ma, conforme indicam zircões analisados pelo método U-Pb (Araújo 2008). As idades modelo TDM situam-se na faixa de 1,7 para 1,8 Ga, enquanto que valores εnd(t) variam +0,03 a +2,33, indicando que o magma original foi derivado em grande parte de fontes juvenis (Ruiz 2005). Saes et al. (1984) propuseram a denominação de Suíte Intrusiva Figueira Branca para definir um conjunto de stocks e plugs alongados segundo NW, de composição máfica-ultramáfica diferenciados, que compreendem dunito, anortosito, troctolito, norito e gabro. Segundo Teixeira et al. (2011) são rochas cinza a verde escuro e, normalmente de granulação média a grossa, por vezes apresentando textura subofítica. São relatadas estruturas acamadas para os tipos ultrabásicos. Idades U- Pb em zircão (SHRIMP) indicam que a Suíte Intrusiva Figueira Branca cristalizou em 1426 ± 8 Ma 1415,9 ± 6,9 Ma e As idades modelo Nd TDM estão na faixa de 1,7 para 1,6 Ga. Análises adicional Nd- Sr das rochas maficas-ultramáficas da desta suíte mostraram valores de εnd (1.42 Ga) variando entre +3,0 +4,7, indicando, portanto, a influência significativa de MORB sobre a gênese do magma. (Teixeira et al. 2011). 16

30 CAPÍTULO III ARTIGO SUBMETIDO A BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY CONTEXTO GEOLÓGICO E HISTÓRIA DEFORMACIONAL DO GRANITO INDIAVAÍ SW DO CRÁTON AMAZÔNICO *Danielle Cristine da Silva 1,3, Carlos Humberto da Silva 1,2,3, Ana Cláudia Dantas da Costa 1,2,3, (1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra (ICET), Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT) Avenida Fernando Corrêa, s/n, Bairro Coxipó. CEP: Cuiabá- MT, Brasil. dani.cristinesilva7@gmail.com (2) Faculdade de Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), Brasil (3) Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica Guaporé, Brasil RESUMO O Granito Indiavaí situa-se na porção sudoeste do Cráton Amazônico na região a norte da cidade de Indiavaí, no sudoeste de Mato Grosso. Este granito apresenta dimensões batolíticas alcançando uma extensão de até 10 km com largura variando entre 5 e 6 km. A composição predominante é sienogranítica, porém ocorre subordinadamente fácies de composição monzogranítica. O granito Indiavaí está intrusivo nas rochas do Grupo Alto Jauru e em não conformidade com as rochas da Formação Jauru. Observa-se duas fases deformacionais dúcteis. Associados a primeira fase de deformação (D1) ocorrem às zonas de cisalhamento Água Rica, na porção leste e central do corpo, e Cristo Rei, localizada na porção sudoeste do corpo. Ambas caracterizam-se por serem faixas de espessura irregular que varia de dezenas a centenas de metros apresentando caráter dúctil-rúptil com a movimentação dos blocos normal, marcada por rochas da série milonítica: protomilonitos, milonitos, ultramilonitos e xistonitos. Os granitos ultramiloníticos ocorrem na zona de cisalhamento Água Rica enquanto que na zona de cisalhamento Cristo Rei é comumente encontrado xistonitos. Admite-se que os produtos gerados pela deformação se formaram a partir do protólito granítico, sendo que as texturas, estruturas e transformações mineralógicas preservam evidências de condições metamórficas de baixo a médio grau na faixa entre 400 C a 600 C de temperatura, em ambas as zonas de cisalhamento. Palavras-Chave: Granito Indiavaí, Zona de Cisalhamento, Milonitos ABSTRACT The Indiavaí Granite is situaed in the southwestern portion of Amazonian Craton in north region of Indiavaí city in the southwestern of Mato Grosso state. This granite presents batholitic dimensions reaching a length of up to 10km with width varying between 12 and 15 km. Its predominant composition is sienogranitic but occurs subordinately monzogranitic composition facies. The Indiavaí Granite is intrusive in Group Alto Jauru and Figueira Branca Intrusive Suite rocks and it is in nonconformity with the Jauru Formation rocks. It was observed three deformation phases, two ductile ando ne brittle. Associated with the first phase (D1) occurs the Água Rica shear zone, in the eastern and central portion of the body, and Cristo Rei shear zone localized in the southwestern portion of the bory. Both was characterized by irregular thickness band that vary of tens of hundreds of meters presenting ductile - brittle character with the normal block movement, marked by mylonite rock series: protomylonite, mylonite, ultramylonite and xistonite. The ultramylonitic granite occurs only in Água Rica shear zone while in Cristo Rei shear zone is commonly found xistonite. It admit that the products generated by deformation formed from the granitic protolith, wherein the textures, estructures and mineralogical transformations preserving evidence of metamorphic conditions of low grade temperature in both shear zones Keywords: Indiavaí Granite, Shear Zone, Mylonites

31 III.1 INTRODUÇÃO Expressivo magmatismo de natureza plutônica ácida de idade caliminiana, classificado como sin a pós-cinemático tem sido descrito na porção sudoeste do Cráton Amazônico. Este magmatismo tem sido designado como Suíte Intrusiva Pindaituba (Ruiz 2005, Lima et al. 2009). A origem desse magmatismo tem sido relacionada a Orogenia Santa Helena (Bettencourt et al. 2010). Segundo Ruiz (2005) os granitoides da Suíte Intrusiva Pindaituba apresentam registros de um evento compressivo posterior à sua cristalização, marcado por foliação contínua de estado sólido, com lineações de estiramento e mineral comumente com caimento acompanhando o mergulho da foliação. Descreve ainda faixas miloníticas paralelas à foliação regional, nas quais acentuam-se a formação de lineações de estiramento relacionadas ao processo de cisalhamento/milonitização. Estudos conduzidos por Silva (2014) reconheceram no Granito Indiavaí, um dos corpos associados a Suíte Pindaituba, uma expressiva zona de cisalhamento marcada pela progressiva transformação do granito, de rochas com uma foliação incipiente nas partes distais, passando a protomilonitos, milonitos e ultramilonitos na zona de cisalhamento. Esta situação constitui-se uma grande oportunidade para o estudo do desenvolvimento de foliação milonítica já que os vários estágios podem ser reconhecidos. Vários estudos têm mostrado que o desenvolvimento de uma foliação milonítica é acompanhado por moderada a extrema redução do tamanho dos grãos. A maioria destes estudos como, por exemplo, Goodwin & Wenk (1995); Vernon (2004); Johnson, et al. (2008), concentram-se em traçar a progressão de protomilonitos com quantidades relativamente grandes de deformação, passando por milonitos, chegando a ultramilonitos. Este estudo tem por objetivo caracterizar a transformação de um protólito relativamente homogêneo e pouco deformado em rochas da série milonítica: protomilonitos, milonitos e ultramilonitos bem como uma rocha denominada neste trabalho de xistonito, composta essencialmente por muscovita + biotita e quartzo, que é resultante do processo de cisalhamento. Os vários estágios do desenvolvimento da trama são preservados ao longo de um gradiente de aproximadamente dois quilômetros no qual um sienogranito essencialmente não deformado, de granulação média a grossa passa a uma rocha de granulação fina com foliação milonítica pervasiva. Neste trabalho é feita uma descrição microestrutural 18

32 detalhada dessas rochas com descrição da transformação dos minerais ao longo do gradiente deformacional. III.2 CONTEXTO GEOLÓGICOO O Granito Indiavaí é parte da Suíte Intrusiva Pindaituba que ocorre na Província Rondoniana- San Ignácio, porção sudoeste do Cráton Amazônico (Tassinari & Macambira, 1999). Esta província é um sistema orogênico criado através de sucessivos eventos de acresção de arcos, fechamento de bacias oceânicas e colisão final continente continente em 1,34-1,32Ga (Bettencourt et al. 2010). Compreende os seguintes terrenos: (1) Terreno Jauru que hospeda o embasamento paleoproterozoico (1,78-1,72 Ga), e os orógenos Cachoeirinha (1,56-1,52 Ga) e Santa Helena (1,48-1,42 Ga) ambos desenvolvidos em um arco magmático tipo andino. (2) Terreno Paragua (1,74-1,32 Ga) que compreende as unidades do Orógeno acrescionário San Ignácio (1,37-1,34 Ga) que são as rochas do embasamento paleoproterozoico (Complexo Gnáissico Chiquitania, Grupo de Xisto San Ignácio, Complexo Granulítico Lomas Manechis) e rochas mesoproterozoicas do Complexo Granitoide Pensamiento, desenvolvido em um arco magmático tipo andino. (3) Terreno Rio Alegre (1,51-1,38 Ga), que inclui unidades geradas em cordilheira meso-oceânica e em ambiente de arco magmático intra-oceânico. (4) Cinturão Alto Guaporé (<1,42-1,34 Ga) que hospeda unidades desenvolvidas em uma bacia de margem passiva e arco magmático intra-oceânico (Figura III.1). A Suíte Intrusiva Pindaituba está compreendida no Terreno Jauru, especificamente no Orógeno Santa Helena, que é interpretado como um orógeno acrescionário resultado do desenvolvimento de um arco magmático continental durante a Orogenia Santa Helena, no mesoproterozoico. O Orógeno engloba as intrusões sin-cinemáticas das suítes intrusivas Santa Helena e Água Clara (1,48-1,42 Ga) e Pindaiatuba (1,46-1,42 Ga), bem como os granitos rapakivi anorogênicos pós-cinemáticos e rochas máficas associadas a Suíte Intrusiva Rio Branco (1,42 Ga) (Geraldes et al. 2001, 2004; Ruiz, 2005; Araújo, 2008) Estas rochas intrudiram o embasamento do Terreno Jauru que é constituído pelas rochas do Grupo Alto Jauru e Complexo Metamórfico Alto Guaporé. 19

33 Área Estudada Figura III.1 - Mapa geológico do Sudoeste do Cráton Amazônico segundo Ruiz (2005) e Bettencourt et al. (2010). A Suíte Intrusiva Água Clara foi definida por Saes et al. (1984). Estes autores associam esta unidade a um batólito de composição granodiorítica a granítica, com texturas diversas (equigranular, inequigranular ou porfirítica). Os dados geoquímicos mostram que os granitos são sub-alcalinos, metaluminosos a fracamente peraluminosos e posicionam-se no campo cálcio-alcalino dispondo-se no intervalo de médio K. É observada uma foliação penetrativa com atitude em torno de N40W/80SW. A 20

34 idade dessa suíte foi determinada através de U-Pb em monocristais de zircão (TIMS) por Geraldes (2000), tendo sido obtida uma idade de ± 4 Ma interpretada como idade de cristalização do batólito, enquanto o valor de TDM 1,77 Ga indicaria o período de fracionamento mantélico. Geraldes et al. (1997) propôs o termo Suíte Santa Helena para designar um corpo ígneo batolítico, com aproximadamente km 2, cujo eixo maior orienta-se segundo a direção NW. Essa unidade representa a maior manifestação plutônica ácida da região SW de Mato Grosso. Exibe uma diversidade composicional e textural, marcadas por rochas graníticas equi- a inequigranulares, porfiríticas, de granulação grossa até fina, leuco- a mesocráticas. Foram divididas em base textural e mineralógica, em quatro principais associações de fácies petrográficas, todas apresentando bandamento gnáissicas e, modalmente, classificadas como sieno a monzogranitos. Os dados geoquímicos apresentados por Ruiz (2005) mostram que essas rochas foram geradas por magmatismo sub-alcalinos, do tipo cálcio-alcalino de alto K, levemente metaluminosos para as rochas menos diferenciadas a discretamente peraluminosos para as demais fácies. Datações realizadas por Geraldes et al. (2001) pelo método U-Pb em zircão (TIMS) mostra que a idade de cristalização dessas rochas são de ± 10 Ma a ± 09 Ma. Já as idades modelo TDM variando 1,5-1,6 Ga e εnd(t) com valores positivos entre +2,7 e +4,0. As rochas que constituem a Suíte Intrusiva Rio Branco foram estudadas inicialmente por Oliva et al. (1979) sendo denominadas de Complexo Serra de Rio Branco. Barros et al. (1982), utilizam o termo Grupo Rio Branco. Leite et al. (1985) aplicam o termo Suíte Intrusiva Rio Branco para definir um complexo ígneo estratiforme diferenciado. Trata-se de uma associação plutono-vulcânica dominada por rochas ácidas a intermediárias no topo e rochas básicas na base. As rochas apresentam características geoquímicas de granitos do tipo A e são formados em um ambiente intraplaca. Geraldes (2000) e Geraldes et al. (2001) utilizando o método U-Pb obtiveram idades de 1,46 a 1,42 Ma para as rochas básicas e félsicas, respectivamente, interpretadas como idade de cristalização. As idades modelo TDM, evidenciam um episódio de fracionamento do manto em torno de 1,8 Ga. A Suíte Intrusiva Pindaituba foi proposta por Ruiz (2005) para designar um conjunto de rochas graníticas, representadas por vários corpos com dimensões e formas variadas sendo orientados segundo 21

35 a direção da foliação regional NW. Estes corpos estão alojados principalmente nas rochas do Grupo Alto Jauru. É constituída por granitoides foliados, raramente isotrópicos, de granulação média a grossa, por vezes porfiríticos. São rochas leuco- a mesocráticas de composição desde sienogranítica até tonalítica. O conjunto de dados litogeoquímicos da Suíte Intrusiva Pindaituba revela que essa suíte é cálcio-alcalino, de alto potássio, meta a peraluminosa, que foi gerada em um ou mais estágios evolutivos em ambiente envolvendo subducção (Lima et al. 2011). As intrusões mostram foliação orogênica penetrativa, por vezes milonítica, sendo que alguns corpos apresentam foliação apenas em suas bordas. A idade de cristalização dessas rochas varia entre 1420 a 1480 Ma, conforme indicam zircões analisados pelo método U-Pb (Araújo 2008). As idades modelo Nd TDM estão na faixa de 1,7 para 1,8 Ga, enquanto que valores εnd(t) variam +0,03 a +2,33, indicando que o magma original foi derivado em grande parte de fontes juvenis (Ruiz 2005). Saes et al. (1984) propuseram a denominação de Suíte Intrusiva Figueira Branca para definir um conjunto de stocks e plugs alongados segundo NW, de composição máfica a ultramáfica diferenciados, que compreendem dunito, anortosito, troctolito, norito e gabro. Teixeira et al. (2011) descrevem rochas de coloração cinza a verde escuro, normalmente de granulação média a grossa, por vezes com textura subofítica. São relatadas estruturas acamadas para os tipos ultrabásicos. Idades U-Pb em zircão (SHRIMP) indicam que a Suíte Intrusiva Figueira Branca cristalizou entre 1426 ± 8 Ma e 1415,9 ± 6,9 Ma. As idades modelo Sm-Nd indicam idades entre 1,7 a 1,6 Ga. Os valores de εnd (t) variam entre (Teixeira et al. 2011). Ruiz (2005) interpreta que a Orogenia Santa Helena ( Ma), retrata a implantação de um arco magmático continental caracterizado em sua fase inicial ( Ma) pela formação de batólitos cálcio-alcalinos, peraluminosos, tonalíticos a monzograníticos representados pelas suítes intrusivas Santa Helena e Água Clara e por inúmeros corpos graníticos da Suíte Intrusiva Pindaituba (1465 a 1425 Ma), as diferenças composicionais assinalam a variação composicional e ambiência tectônica. Os dados litogeoquímicos e isotópicos indicam que essas rochas apresentam uma derivação mantélica, apontando um período longo de acresção de material juvenil, em ambiente de margem continental do tipo Andino. 22

36 III.3 GEOLOGIA DA UNIDADES ADJACENTES AO GRANITO INDIAVAÍ O mapeamento geológico da área de estudo, cujo resultado é apresentado na Figura III.2, possibilitou a identificação de algumas das unidades consagradas na literatura geológica do SW do Cráton Amazônico, além de detalhamento do Granito Indiavaí e das feições estruturais por ele hospedadas. As rochas mais antigas da área estudada são às do Grupo Alto Jauru, constituídas por rochas metavulcânicas básicas e por metassedimentos químicos e clásticos. Estas rochas são intrudidas por rochas metaplutônicas básicas da Suíte Intrusiva Figueira Branca, por granodioritos da Suíte Intrusiva Água Clara, e por granitos e monzogranito do Granito Indiavaí. Este conjunto acha-se recoberto em discordância erosiva e temporal pelas rochas sedimentares da Formação Jauru. O Grupo Alto Jauru na área mapeada é constituído por anfibolitos, formações ferríferas bandadas, xistos e quartzitos. Os anfibolitos são as rochas mais abundantes dessa unidade, podendo ser orto ou paraderivados. Os ortoanfibolitos são rochas de cor preta, equigranulares, com granulação fina a muito fina, comumente apresenta textura maciça, por vezes, apresenta estrutura em almofada (pillow lava) com o material interpillow enriquecido em epidoto (Figura III.3A). São compostos por anfibólio, plagioclásio, epidoto e minerais opacos. Os paranfibolitos são rochas pretas a esverdeadas com granulação média. Exibem bandamento composicional (Figura III.3B), com alternância de bandas félsicas, compostas por quartzo, plagioclásio, muscovita, epidoto, titanita e bandas máficas composto por anfibólio, plagioclásio, piroxênio e minerais opacos. As formações ferríferas bandadas metamorfizadas tem ocorrência localizada. São rochas com bandamento de escala centimétrica com bandas ricas em quartzo de granulação fina a muito fina e bandas ricas em minerais opacos (magnetita e hematita). Os metassedimentos clásticos têm ocorrência localizada. São reconhecidos xistos e quartzitos. Os xistos são cinza esbranquiçada, com granulação média, com xistosidade proeminente marcada pelo alinhamento e paralelismo de minerais placóides (Figura III.3C). São constituídos por quartzo, muscovita e biotita. Os quartzitos são brancos, com granulação fina, com discreta foliação, constituído por quartzo, além de muscovita e minerais opacos em menor proporção. 23

37 Figura III.2 Mapa geológico contemplando as unidades encontradas na área e as Zonas de Cisalhamentos Água Rica e Cristo Rei. 24

38 A Suíte Intrusiva Água Clara condiciona um relevo movimentado com morros e morrotes no formato de meia laranja, os principais afloramentos ocorrem na forma de blocos e matacões nas encostas de morros ou na forma de lajedos no leito e margens de drenagens. É marcada por rochas graníticas de composição granodiorítica a monzogranítica. Os granodioritos, que são os litotipos mais frequentes, são cinza-claros, equigranulares, de granulação média a grossa, compostos por quartzo e plagioclásio, com epidoto e opacos como minerais acessórios (Figura III.3D). Em alguns locais é possível a fácies monzogranítica marcado pela presença de feldspato potássico como mineral essencial (Figura III.3E). Ambas as fácies são marcadas por uma xistosidade que varia de incipiente na parte interna a bem desenvolvida nas bordas do corpo. Nas bordas do corpo é comum a ocorrência de xenólitos de anfibolitos. Em alguns locais foram observados diques de sienogranito correlacionados por critérios texturais e petrológicos às rochas da Suíte Intrusiva Pindaituba. A Suíte Intrusiva Figueira Branca é marcada pela ocorrência de metagabros que ocorrem na forma de blocos e matacões nas encostas e topos de morros. São rochas de cor cinza escura, melanocráticas, equigranulares, de granulação fina a média. Apresentam estrutura maciça a levemente foliada (Figura III.3F) sendo frequente a ocorrência de xenólitos de anfibolitos e diques de sienogranito, oriundos do Grupo Alto Jauru e da Suíte Intrusiva Pindaituba, respectivamente. Os metagabros são compostos por plagioclásio, anfibólio, biotita e quartzo, ocasionalmente pode conter piroxênio. Os minerais acessórios mais comuns são epidoto, zircão, calcita, titanita e opacos. A Formação Jauru é constituída por diamictito púrpura de matriz arenosa e argilosa, polimítico com blocos e matacões facetados de granito, gnaisse e arenito. Depositados em inconformidade sobre as rochas Paleo a Mesoproterozoicas do Cráton Amazônico 25

39 Figura III.3 (A) Aspecto de ortoanfibolito, com pillow lavas preservadas, do Grupo Alto Jauru. (B) Aspecto de paranfibolito do Grupo Alto Jauru com bandamento composicional definido por bandas félsicas, com quartzo e feldspato e máficas com anfibólio, plagioclásio e biotita. (C) Afloramento de xisto do Grupo Alto Jauru marcado pelo bandamento composicional de escala centimétrica crenulado, paralelo ao qual ocorre xistosidade definida por minerais placóides e arranjos de quartzo recristalizado, e reforçada pela presença de veios de quartzo de espessura centimétrica. (D) Afloramento da fácies granodiorítica fina a média equigranular da Suíte Intrusiva Água Clara. (E) Afloramento da fácies monzogranítica da Suíte Intrusiva Água Clara marcada por granulação média e pela textura equigranular. (F) Afloramento de metagabros da Suíte Intrusiva Figueira Branca com textura equigranular, onde na parte central da foto é possível observar xenólitos de anfibolito do Grupo Alto Jauru. 26

40 III.4 GEOLOGIA DO GRANITO INDIAVAÍ O Granito Indiavaí ocorre na forma de diques, stocks e principalmente batólito, que ocorre a norte da cidade de Indiavaí. Apresenta forma irregular presumivelmente pela ação da deformação. Aflora na forma de blocos e matacões, que ocorrem na encosta e topos de morros e morrotes, menos frequentemente ocorrem na forma de lajedo em drenagens e em corte de estrada (Figura III.4A-B). Este corpo exibe contatos intrusivos com as rochas do Grupo Alto Jauru evidenciado pela presença de diques de granito nos anfibolitos e pela presença de xenólitos de anfibolito no granito (Figura III.5A-B). A composição predominante é sienogranítica, porém ocorre subordinadamente fácies de composição monzogranítica. Apresenta índice de cor leucocrático, constituído essencialmente por quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio, tendo como minerais máficos anfibólio e biotita. Apresenta granulação média a grossa, textura equigranular a inequigranular porfirítica (Figura III.5 C-D) e em alguns casos textura rapakivi. Com base na diferença de granulação foram distinguidas duas fácies, uma fácies grossa e outra média (Figura III.5 E-F). A porcentagem de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio são equivalentes nas duas fácies, sendo que o índice de minerais máficos na fácies grossa é mais elevado. Em algumas porções as rochas da fácies média englobam porções da fácies grossa, evidenciando uma cristalização posterior a desta fácies (Figura III.5 G-H). Figura III.4 Forma de afloramento das rochas do Granito Indiavaí em (A) Blocos na encosta de morro, e (B) em corte de estrada. 27

41 Figura III.5 Aspectos mesoscópicos do Granito Indiavaí. (A) Diques de sienogranito cortando a foliação do anfibolito. (B) Xenólito de anfibolito imerso em monzogranito. (C) Monzogranito de granulação grossa inegranular. (D) Sienogranito com granulação média inequigranular. Na parte central ocorre xenólito de anfibolito. Amostras de mão com feição típica da fácies grossa (E) e fácies média (F) do Granito Indiavaí. Relação cronológica entre as fácies do Granito Indiavaí em (G) Enclave da fácies grossa (FG) imerso nas rochas da fácies média (FM); (H) Dique da fácies média encaixado na fácies grossa. 28

42 Microscopicamente a fácies média é caracterizada por ser leucocrática, hipidiomórf ica, inequigranular, isotrópica á foliada (Figura III.6A). Sendo os minerais assim representados: quartzo (30%), ortoclásio (25%), microclina (15%), plagioclásio (15%), hornblenda (10%) e biotita (5%). O quartzo ocorre sob a forma de cristais anédricos, por vezes, angulosos com até 1,0 mm. Apresentam extinção ondulante e feições de recristalização como textura granoblástica e formação de subgrão, caracterizada pela diferença, geralmente menor de cinco graus, na orientação do eixo cristalográfico (Figura III.6A - B). O ortoclásio varia de anédrico a subédrico (até 1,5 mm), prismático em alguns casos com geminação carlsbad e extinção ondulante. É comum a presença de intercrescimento pertítico e apresenta processos de alteração como: sericitização e argilização (Figura III.6B). A microclína, também ocorre sob forma anédrica a subédrica, prismática (até 0,7mm), apresenta geminação em grade, textura pertítica e processos de sericitização e argilização (Figura III.6C). O plagioclásio, estimado petrograficamente pelo método Michel Levy como andesina, é anédrico a euédrico, prismático (até 1,0mm), com geminação segundo a Lei da Albita. Intensos processos de alteração como sericitização e argilização são observáveis (Figura III.6C). A fase máfica é representada por hornblenda e biotita. A hornblenda ocorre anédrica a subédrica, prismática (até 1,0 mm) com pleocroísmo de verde claro a verde escuro. Contém inclusões de minerais opacos e em alguns casos alteram-se para biotita (Figura III.6D). A biotita ocorre sob duas formas, primária na qual é anedrica a subédrica, de hábito micáceo, pleocróica em tons de verdes a marrom-acastanhado e com textura sagenítica, com tamanho máximo de 0,5mm; ou secundária, como produto da alteração da hornblenda (Figura III.6D), onde apresenta as mesmas características, porém, geralmente com tamanho menor. Ambas apresentam inclusões de zircão e de minerais opacos. Os minerais acessórios são representados por zircão e minerais opacos. Os minerais secundários são sericita, muscovita e argilominerais associados a alteração dos feldspatos. 29

43 Figura III.6 Fomicrografias da fácies média do Granito Indiavaí. (A) Aspecto geral sienogranito com textura inequigranular. (B) quartzo (Qz) com textura granoblástica, ortoclásio (K-f) com textura pertítica e extinção ondulante e biotita (Bt) com textura sagenítica e inclusões de zircão. (C) plagioclásio (Pl) intensamente sericitizado e microclina (K-f) com textura pertítica. (D) cristais de hornblenda (Hbl) e biotita como produto de alteração da mesma. A-B-C Fotomicrografias com polarizadores cruzados e D com luz natural. A fácies grossa apresenta as mesmas características da fácies média, diferenciando-se pela granulação dos minerais essenciais que podem atingir até 1 cm e pelo maior percentual de minerais máficos, que podem atingir 20% hornblenda e 10% biotita. Esta fácies varia de leucocrática a mesocrática, com presença de textura rapakivi e porfiroclastos de feldspato alcalino. O quartzo apresenta intercrescimento gráfico junto aos feldspatos (Figura III.7A). O plagioclásio além dos processos de sericitização, argilização, apresenta saussuritização e em alguns casos zonação (figura III.7B). Esta rocha apresenta textura hipidiomórfica de predomínio inequigranular (figura III.7C), os minerais acessórios encontrados são: minerais opacos, apatita, zircão e allanita, sendo os dois últimos como inclusões na biotita (Figura III.7D), anfibólio e plagioclásio. Os minerais secundários são: sericita, muscovita, epidoto, argilo-minerais (associados a alteração dos feldspatos) e biotita (associada ao anfibólio). 30

44 Figura III.7 Fotomicrografia da fácies grossa do Granito Indiavaí. (A) Aspecto textural da rocha com intercrescimento gráfico de quartzo (Qz) com feldspato alcalino (K-f). (B) Plagioclásio (Pl) zonado, quartzo com (Qz) extinção ondulante, ortoclásio (K-f) com textura pertítica. (C) sienogranito de textura inequigranular com cristais de biotita e anfibólio. (D) Biotita com inclusões de allanita e minerais opacos. III.5 GEOLOGIA ESTRUTURAL O Granito Indiavaí foi afetado por duas fases de deformação, dúcteis. A primeira fase (D1) é representada por foliação penetrativa classificada como xistosidade (S1), definida pela orientação de anfibólio e biotita, e por arranjos recristalizados de quartzo e plagioclásio (Figura III.8A-C). A orientação dessa foliação é variável, na parte centro-oeste é orientada 17/82 conforme demonstra o estereograma da Figura III.9A. Na parte leste a foliação S1 esta dispersa definindo um padrão de dobramento condizente com o arrasto promovidos pela zona se cisalhamento Água Rica. Este padrão pode ser observado na Figura III.9B, a qual apresenta dois máximos o primeiro orientado 244/75 e o segundo 315/62, exibe um espalhamento cuja guirlanda permite a construção de um eixo orientado 304/63. 31

45 Figura III.8 Aspecto da foliação no Granito Indiavaí. (A) Metagranito com xistosidade, definida nessa escala de observação, por arranjos de quartzo e feldspatos recristalizado. (B) Xistosidade definida por faixa e/ou agregados de biotita. + quartzo e feldspato recristalizado (C) Xistosidade definida por arranjos recristalizados de quartzo, plagioclásio e pela reorientação de porfiroclastos de feldspato alcalino. Associada a foliação S1 ocorre lineação de estiramento e mineral, comumente definida pelo arranjo de quartzo e/ou feldspato recristalizados ou menos frequentemente por cristais de biotita alongados. Na porção centro-oeste a lineação não é uniformente orientada (Figura III.9A). Em um dos poucos afloramentos (DC-46) onde a lineação foi observada com segurança, a lineação apresenta grande obliquidade, com a foliação orientada 005/65 e a lineação 295/40 (Figura III.9C). Na parte leste do corpo a lineação orienta-se preferencialmente 260/57 situada em posição down dip ou levemente oblíqua (Figura III.9). Um bom exemplo do comportamento da lineação de estiramento nesse domínio pode ser observado no afloramento DC-23 no qual a foliação é orientada 220/70 e a lineação, que é ligeiramente oblíqua, 251/67 (Figura III.9D) 32

46 Figura III.9 Projeção estereográfica das estruturas relacionadas a fase D1 (A) projeção estereográfica das medidas de foliação S1 e Lineação de estiramento Le1 para a parte centro oeste do corpo mais atitude preferencial. (B) projeção estereográfica das medidas de foliação S1 e Lineação de estiramento Le1 para parte leste do corpo. (C) projeção estereográfica das medidas de foliação e lineação de estiramento observadas no ponto DC-46. (D) projeção estereográfica das medidas de foliação e lineação de estiramento observadas no ponto DC-23. Associada à fase D1 ocorrem zonas de cisalhamento dúcteis denominadas: Zonas de Cisalhamento Água Rica, na parte leste e central do Granito Indiavaí; e Zona de Cisalhamento Cristo Rei na parte sudoeste do corpo (Figura. III.2). Estas zonas são marcadas por faixas de rochas da série milonítica, conforme será descrito adiante. Os efeitos da segunda fase de deformação (D2) são localizados, em geral associados a clivagem de crenulação (S2) observada principalmente nos xistonitos, conforme ilustra a Figura III.10. Essas crenulações tem seu plano axial orientado 162/80. 33

47 Figura III.10 Aspecto das crenulações relacionadas a fase D2 presentes no metagranito Indiavaí. Em afloramento (A) e em amostra de mão (B). III.6 AS ZONAS DE CISALHAMENTO ÁGUA RICA E CRISTO REI III.6.1 Aspectos Gerais das Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei A Zona de Cisalhamento Água Rica (ZCAR) afeta parte do Granito Indiavaí e se estende também para as rochas do embasamento. Apresenta caráter dúctil-rúptil com direção principal NE sendo a movimentação dos blocos predominantemente normal. Caracteriza-se por ser uma faixa de espessura irregular que varia de dezenas a centenas de metros, marcada por rochas da série milonítica: protomilonitos, milonitos, ultramilonitos e xistonitos. Observa-se que esta zona de cisalhamento apresenta uma inflexão de NE para NW conforme ilustra o mapa geológico da Figura III.2 e o esquema da Figura III.11. A Zona de Cisalhamento Cristo Rei (ZCCR), assim como a ZCAR, apresenta caráter dúctilrúptil com direção principal NW sendo a movimentação dos blocos predominantemente normal. A mesma caracteriza-se por ser uma faixa de espessura irregular que varia de dezenas a centenas de metros, heterogênea, onde afloram rochas protomiloníticas, miloníticas e xistoníticas similares às da ZCAR. Ambas as zonas de cisalhamento não exibem uma sequência milonítica padrão, ou seja, apresenta heterogeneidade na deformação. Isto reflete na diversidade de rochas miloníticas colocando em contato rochas com padrão estruturais contrastantes como, por exemplo, metagranito foliado com ultramilonitos. Muitos dos tipos de microestruturas observadas preservam evidências de condições metamórficas de baixo grau de temperatura. 34

48 Figura III.11 - Esquema da inflexão da zona de cisalhamento Água Rica apresentando a distribuição dos metagranitos foliados, protomilonitos, milonitos e xistonitos. III.6.2 Aspectos da Deformação A deformação em ambas as zonas de cisalhamento é caracterizada por ser de caráter dúctil-rúptil evidenciada desde a escala microscópica até macroscópica. Os produtos gerados pelo cisalhamento são similares em ambas às zonas, podendo ser reconhecidos metagranito com deformação incipiente, metagranito protomilonítico, metagranito milonítico e metagranito xistonítico. Por esse motivo às rochas das duas zonas são descritas em conjunto. III Metagranito com Deformação Incipiente As rochas da porção menos deformada são similares às do protolito, o que às diferencia é que ao microscópio são observados processos de recristalização no quartzo e extinção ondulante nos feldspatos. Estas rochas são cinzas a róseas, leucocráticas, predominantemente equigranulares de granulação média e não apresentam quantidade significativa de matriz. São compostas por: quartzo feldspato alcalino, plagioclásio e biotita. Apresentam uma foliação incipiente definida pela biotita, que 35

49 é irregular e de difícil observação (Figura III.12 A-B). Embora exista foliação a textura ígnea está preservada nestas rochas. III Metagranito Protomilonítico Os metagranitos protomiloníticos exibem uma matriz quartzo-feldspática de granulação fina, que corresponde a cerca de 30% da rocha, além disso, apresentam porfiroclastos de quartzo e feldspato alcalino de granulação média a grossa, que correspondem a 70% da rocha (Figura III.12C-D). A foliação milonítica é bem marcada e de fácil visualização, devido a orientação preferencial dos porfiroclastos de feldspatos e pela orientação dos grãos de quartzo recristalizado e biotita da matriz. Nestas rochas já se observa uma diminuição na quantidade dos feldspatos primários e aumento de quartzo e da matriz recristalizada. III Metagranito Milonítico Os metagranitos miloníticos são cinzas a rósea compostos essencialmente por quartzo, feldspato potássico, plagioclásio e biotita. Apresentam porfiroclastos de plagioclásio e quartzo, que são alongados, e de feldspato alcalino que são subarredondados ou na forma de sigmoides (Figura III.12 E). A matriz corresponde a 60 a 70% de porcentagem da rocha é marcada por uma trama orientada definida por quartzo, plagioclásio e feldspato potássico e pela orientação das palhetas de biotita (Figura III.12F). A foliação milonítica nestas rochas é marcada por porfiroclastos de feldspatos arredondados a alongados com sombra de pressão assimétrica e por níveis de quartzo e feldspato recristalizado. Mostram predomínio da cominuição dos grãos e da recristalização dinâmica sobre a recristalização estática. Observa-se que os porfiroclastos de feldspatos dos milonitos apresentam feições de deformação dúcteis superiores as rúpteis, diferentemente dos protomilonitos. A grande maioria dos porfiroclastos de feldspato alcalino apresentam-se pertitizados, sendo comum a presença de pertita em chamas, que ocorre preferencialmente no limite do grão ou a partir de inclusões, que muitas vezes atinge o porfiroclasto inteiro. Possuem formas irregulares, com terminações pontiagudas voltadas para o interior do grão. Os porfiroclastos de feldspato alcalino apresentam microestruturas rúpteis, como por exemplo, microfalhas que podem ser preenchidas por sericita e/ou quartzo recristalizado. É comum ocorrência de extinção ondulante nesse mineral. 36

50 Figura III.12. Amostras do granito Indiavaí em diferentes condições de deformação. (A) e (B) metagranito com deformação incipiente. (C) e (D) metagranito protomílonítico. (E) e (F) metagranito milonítico. (G) e (H) metagranito ultamilonítico. Observa-se presença de pequenos veios carbonáticos, intensos processos de sericitização e associações de minerais opacos, biotia, muscovita, epidoto e titanita. 37

51 III Metagranito Ultramilonítico Os metagranitos ultramiloníticos apresentam coloração amarela esverdeada ou avermelhada, granulação fina e equigranular. Composto essencialmente por quartzo, muscovita e biotita (Figura III.12G-H). Formam níveis de dezenas de metros intercalados com os milonitos ou em contato com as rochas menos deformadas. Nessas rochas a foliação milonítica é marcada pelas micas e por agregados monominerálicos de quartzo. Ocorrem fitas (ribbons) de quartzo e fragmentos de granito menos deformados. III Metagranito Xistonítico Estas rochas foram denominadas de xistonitos por serem xistos resultantes da deformação do Granito Indiavaí. Estas rochas apresentam associação mineral simples e são compostas essencialmente por quartzo, muscovita e raramente biotita (Figura III.13). Em alguns casos é possível observar pequenos cristais relictos de feldspato potássico. Apresentam coloração cinza e granulação fina a média. Formam níveis métricos de até 60 metros intercalados com os níveis miloníticos, apresenta xistosidade marcada por níveis de micas e quartzo orientados. Apresentam feições dúcteis como: extinção ondulante, recristalização nos níveis de quartzo e microdobras associadas às micas Figura III.13 Aspecto mesoscóspico dos metagranitos xistoníticos. III.6.3 Evolução da Deformação nos Principais Minerais da ZCAR Foram analisadas as transformações ao longo do gradiente deformacional nos principais minerais do metagranito Indiavaí: quartzo, feldspato potássico, plagioclásio e biotita em ambas as zonas de cisalhamento. As situações analisadas foram metagranito com deformação incipiente, protomilonítico e milonítico. 38

52 Quartzo - Nas rochas de deformação incipiente o quartzo apresenta leve extinção ondulante, alguns cristais exibem reentrâncias e protuberâncias em seus limites, feições típicas de recristalização dinâmica por migração de limite de grão. Os grãos neoformados preenchem os interstícios entre os grãos maiores (Figura III.14A). Nos protomilonitos apresenta extinção ondulante, recristalização dinâmica do tipo grain boundary migration (GBM), formação de textura gráfica e mimerquítica, geração de matriz fina e orientada com pequenos agregados monominerálicos orientados e poucos destacados em relação a matriz (Figura III.14B). Nos milonitos o quartzo apresenta lamelas de deformação e a textura bulging bem definida. Neste estágio há grande quantidade de quartzo recristalizado formando uma matriz bem definida e fortemente orientada (Figura III.14C). Há formação de ribbons de quartzo orientados (Figura III.14D). Feldspato Potássico - Nos me ta granitos com deformação incipiente, o feldspato potássico apresenta leve extinção ondulante e textura pertítica em chamas (Figura III.15A). Nas rochas protomiloníticas o feldspato apresenta extinção ondulante, textura pertítica a mesopertítica, sendo algumas em chamas. Alguns cristais ortoclásio apresentam em suas bordas textura micrográfica. Os cristais são comumente fraturados e observa-se estrutura de transformation twinning, que é transformação em estado sólido de um mineral de mais alta simetria para mais baixa simetria (Figura III.15B). Nas rochas miloníticas apresenta extinção ondulante bem desenvolvida, formação de textura bulging e estrutura do tipo bookshelf (Figura III.15C). Os porfiroclastos de ortoclásio estão fraturados e em alguns são bons indicadores cinemáticos. Ocorrem grãos recristalizados de feldspato potássico na matriz (Figura III.15D). A porcentagem de feldspato potássico diminui à medida que a deformação aumenta. 39

53 Figura III.14 - Fotomicrografias do quartzo em vários estágios de deformação associados a ZCAR. (A) Quartzo em metagranito com deformação incipiente com discreta extinção ondulante, textura bulging mal definida e grãos recristalizados. (B) O quartzo em metagranito protomilonítico não apresenta grande distinção entre os porfiroclastos e matriz. Os porfiroclastos são agregados monomineralógicos orientados juntamente com a matriz. (C) e (D), mostram o quartzo em metagranitos miloníticos. Em (C) os porfiroclastos de quartzo são agregados bem definidos, orientados e diferenciados dos cristais da matriz, que apresentam granulação fina e estão orientados. Em (D) os porfiroclastos de quartzo exibem lamelas de deformação e textura bulging bem formada. 40

54 Figura III.15 Fotomicrografias do feldspato potássico em vários estágios de deformação associados a ZCAR. (A) Ortoclásio com extinção ondulante e textura pertítica nas rochas menos deformadas. (B) Transformation twinning em feldspato potássico nas rochas protomiloníticas. (C) cristal de ortoclásio com falhamento em metagranito milonítico. (D) textura do tipo bookshelf no ortoclásio nas rochas miloníticas. Plagioclásio - Nas rochas com deformação incipiente, apresenta-se zonado, com leve extinção ondulante e com intenso processo de sericitização (Figura III.16A). Nos protomilonitos apresenta extinção ondulante, textura bulging e processos proeminentes de sericitização (Figura III.16B). Nas rochas miloníticas há um decréscimo considerável do plagioclásio, sendo observado apenas na matriz (Figura III.16C). 41

55 Figura III.16 Fotomicrografias de plagioclásio e biotita em vários estágios de deformação associados a ZCAR. (A) Plagioclásio com forte processo de sericitização sendo este quase todo consumido, em rochas com deformação incipiente. (B) plagioclásio sericitizado com textura bulging e com leve extinção ondulante, em rocha protomílonitica. (C) diminuição do tamanho plagioclásio, em porcentagem e em tamanho, em rochas miloníticas. (D) biotita com inclusões de zircão e textura sagenítica em rochas com deformação incipiente. (E) biotita em rochas protomiloníticas. (F) biotita em rocha milonítica, restrita apenas à matriz Biotita - Nas rochas com deformação incipiente são observadas biotitas primárias (Figura III.16D) e, na maioria das vezes, secundárias possivelmente produto da transformação do anfibólio 42

56 ambas apresentam leve extinção ondulante. Nos protomilonitos, as biotitas ocorrem somente na matriz. O tamanho das mesmas diminui consideravelmente, e em conjunto com o quartzo recristalizado definem a foliação (Figura III.16E). Ainda nestas rochas, a biotita altera-se para opacos e epidoto, podendo ser devido a percolação de fluidos no sistema. Nos milonitos ocorrem em porcentagem muito pequenas, sendo substituídas pela muscovita. São restritas a matriz, e em conjunto com outros minerais, forma a foliação milonítica (Figura III.16F) III.6.4 Evolução da Deformação nos Principais Minerais da ZCCR Na ZCCR além dos minerais principais como quatzo, feldspato potássico, plagioclásio biotita também foram analisadas as transformações mineralógica na muscovita na formação dos xistonitos ao longo do gradiente deformacional. Esta última rocha é a característica marcante desta zona de cisalhamento. Quartzo o quartzo em todas as rochas analisadas apresenta apenas feições dúcteis como: extinção ondulante e início de recristalização nos metagranitos de deformação incipiente, (Figura III.17A). Recristalização bulging, textura granoblástica, bandas de deformação, extinção ondulante, formação de subgrão e formação de ribbons, nos metagranitos protomiloníticos e miloníticos (Figura III.17B). Nos xistonitos além das feições descritas acima nota-se início de recristalização por rotação de subgrão (figura III.17C). Plagioclásio Nas rochas de deformação incipiente o plagioclásio preserva as feições ígneas, apresentando apenas leve extinção ondulante e fraturas (figura III.17D). Nos metagranitos proto e miloníticos apresenta recristalização do tipo bulging, extinção ondulante, diminuição de tamanho e porcentagem quando comparado às rochas de deformação incipiente (figura III.19E-F). Este mineral não é observado nos xistonitos. 43

57 Figura III.17 (A) quartzo com extinção ondulante e início de recristalização nas rochas de deformação incipiente. (B) quartzo com extinção ondulante, bandas de deformação, recristalização bulging nos metagranitos proto e miloníticos. (C) quartzo nos xistonitos com leve extinção ondulante. (D) Plagioclásio com extinção ondulante nas rochas de deformação incipiente. (E) início de recristalização bulging e fraturamento da estrutura no plagioclásio nos metagranitos protomiloníticos. (C) plagioclásio restrito a matriz nos metagranitos miloníticos. Feldspato potássico nos metagranitos com deformação incipiente este mineral apresenta as feições ígneas bem preservadas, observa-se presença abundante de pertitas do tipo em chamas (flame perthite) (figura III.18A) e início de fraturamento da sua estrutura (figura III.18B). Com o aumento da 44

58 deformação o fraturamento se torna proeminente gerando microfalhas nestes minerais. Ainda existe grande quantidade de pertitas em chamas tanto no ortoclásio quanto na microclina, extinção ondulante também é comum (figura III.18C). Nos xistonitos este mineral praticamente não é observado, as suas ocorrências resumem-se a pequenos cristais de ortoclásio relictos em meio a bandas de quartzo (Figura III.18B). Nestas rochas o feldspato potássico é o principal produto para a formação das muscovitas. Figura III.18 (A) Ortoclásio com pertita em chamas nas rochas de deformação incipiente. (B) Inicio do faturamento nas rochas de deformação incipiente. (C) cristal de ortoclásio fraturado nas rochas miloníticas e (D) cristal relicto de K-feldspato nos xistonitos. Biotita nas rochas de deformação incipiente, granito protomiloníticos e miloníticos não apresenta microestruturas significativas. Estão alongados e definindo a foliação nestas rochas (figura III.19). Nos xistonitos sua presença quase não é notada, estando associadas às muscovitas. Muscovita - nas rochas de deformação incipiente é praticamente inexistente, são observadas apenas como produto de alteração de feldspato. Nos metagranitos protomiloníticos e miloníticos se torna um mineral abundante na matriz formando mica-fishes que são bons indicadores cinemáticos (figura 45

59 III.A-B) Nos xistonitos juntamente com o quartzo se faz mineral essencial (figura III.20C). Aumentam em porcentagem e em tamanho nessas rochas e são formadas a partir do consumo dos reagentes, neste caso, dos feldspatos (figura III.20D). Figura III.19 (A) Aspectos da biotita nas rochas de deformação incipiente. (B) Biotita opatizadas nos metagranitos protomiloníticos. Figura III.20 (A) e (B) Aspecto da muscovita nos granitos proto e miloníticos. (C) Mineral principal juntamente com o quartzo e em (D) observa-se em oconsumo do feldspato para a formação da muscovita. 46

60 III.7 INDICADORES CINEMÁTICOS Para a realização destas analises foram selecionadas 20 amostras orientadas, sendo 10 da ZCAR e 10 da ZCCR, nas quais eram possíveis identificar a lineação de estiramento e/ou mineral e a foliação. Dessa forma foram feitos dois cortes, o primeiro paralelo a lineação e ortogonal a foliação e o segundo perpendicular a foliação e a lineação. Para o estudo dos indicadores cinemáticos foram utilizadas as observações feitas no corte paralelo a lineação mineral interpretada como a indicadora do principal sentido de movimento durante à fase D 1. Foram identificados os seguintes indicadores cinemáticos: porfiroclastos com sombras de pressão assimétricas, sigmoides, porfiroclastos com franjas assimétricas, cristais fraturados e deslocados e mica fish. Como as zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei apresentam a mesma cinemática os indicadores de ambas as zonas são descritos em conjuntos. Os porfiroclastos com sombras de pressão assimétricas ocorrem quando a deformação é não coaxial e há contraste de ductilidade entre um grão mineral e a matriz. Nas rochas estudadas é comum a ocorrência de porfiroclastos de feldspato potássico com sombras de quartzo. Este indicador cinemático é visível tanto em amostras quanto em lâminas delgadas. A Figura III.17A ilustra o granito Indiavaí milonitizado no qual se destaca porfiroclasto de feldspato alcalino manteado do tipo σ que ocorre em uma matriz composta por quartzo e plagioclásio recristalizado. Em detalhe (Figura III.17B) é possível observar que os porfiroclastos de feldspato potássico são envolvidos por um arranjo de quartzo finamente recristalizado. O porfiroclasto em detalhe apresenta sombra de pressão de quartzo. Este padrão também pode ser observado em escala microscópica (Figura III.17C). As rochas estudadas exibem porfiroclastos de feldspato potássico do tipo tal como o ilustrado na Figura III.17D, que são mais comuns em rochas ultramiloníticas. A Figura III.17E ilustra outro tipo de porfiroclasto comum nessas rochas trata-se de porfiroclastos de titanita com sombras de pressão de biotita, estes pórfiros acham-se imersos em uma matriz com filossilicatos, principalmente muscovita, e quartzo. Nas rochas xistoníticas é comum a ocorrência de outro tipo de indicador cinemático trata-se de muscovita fish que apresentam forma trapezoidal (Figura III.17F-H). Cuja assimetria indica a cinemática da zona de cisalhamento. Estas feições são comumente observadas em matriz quartzo-feldspática de granulação mais fina. 47

61 Figura III.17 Indicadores cinemáticos gerados por influência das zonas de cisalhamento Água Rica e Cristo Rei nas rochas do Granito Indiavaí. (A) e (B) porfiroclastos de feldspato potassico com sombras de pressão assimétricas. (C) Fotomicrografia de porfiroclasto de feldspato potássico com sombra sombra de pressão do tipo. (D) Fotomicrografia de porfiroclasto de feldspato potássico com sombra sombra de pressão do tipo. (E) Fotomicrografia de porfiroclasto de titanita com sombras de pressão assimétricas compostas por biotita. (F), (G), (H) fotomicrografias de xistonito marcados por uma matriz fina constituída por quartzo e plagioclásio e por mica fishes de muscovita. 48

62 Além dos indicadores cinemáticos dúcteis é comum ocorrência de cristais de feldspato falhados cujo sentido de deslocamento constitui outra importante fonte de informação cinemática das Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei. São observados arranjos em dominó (bookshelf) marcado por cristais de feldspato potássico com falhas (Figura III.18A-B). Figura III.18 Porfiroclastos de ortoclásio fraturados e deslocados. (A) Estruturas em Bookshelf. (B) microfalha normal. Considerando o sentido de transporte identificado nas lâminas e a sua posição nas amostras orientadas, das 20 amostras estudadas, sendo 10 amostras da ZCAR e 10 amostras da ZCCR, todas indicam sentido de movimento normal. Como os planos da foliação apresentam mergulho íngreme ~ 70º e o caimento da lineação é aproximadamente coincidente com o mergulho da foliação (down dip) também interpreta-se que o movimento foi normal. III.8 MORFOLOGIA DOS ZIRCÕES O Zircão é um dos minerais acessórios mais comuns na natureza, ocorrendo em uma ampla gama de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas. Por conta da sua aptidão em sua como geocronômetro baseado no decaimento do urânio (e tório) para o chumbo, tem sido utilizado em grande escala para desvendar a história geológica de rochas e regiões. Outras utilizações para o zircão são baseadas em sua capacidade de sobreviver a processos magmáticos, metamórficos e erosivos que destroem a maior parte dos minerais comuns. Os eventos de formação tendem a ser preservado como entidades estruturais distintas em um grão de zircão 49

63 pré-existente. Devido a essa propriedade, muito comumente um cristal de zircão é composto de segmentos distintos, cada qual preservando um determinado período de formação (ou consumo) do zircão. Com intuito de averiguar se as rochas protomiloníticas, miloniticas e ultramiloníticas são oriundas do processo de deformação do Granito Indiavaí foi realizado estudo morfológico do zircão. Este método foi escolhido devido à dificuldade de categorizar as rochas deformadas pelas zonas de cisalhamento, principalmente os xistonitos, se estas seriam pertencentes ao protólito granítico ou produto da deformação das rochas encaixantes. Foram analisadas três amostras do granito sem deformação, sendo 2 amostras da fácies média e 1 amostras da fácies grossa, três amostras de milonito da zona de Cisalhamento Água Rica e três amostras de milonitos e três xistonitos da Zona de Cisalhamento Cristo Rei. Em média foram analisadas a morfologia de quinze zircões por amostra. Os zircões do granito sem deformação possuem a mesma característica nas duas fácies. Caracterizam-se morfologicamente como cristais de primas curtos, em geral quadrados com dimensões aproximadamente entre 30 e 100 µm onde a relação comprimento versus largura dáse em 1/1, 2/1 sendo que em alguns grãos essa relação dá-se em 3/1. Apresentam zoneamento no geral forte a pelo menos evidente. Grande parte dos zircões do granito milonitizado podem ser caracterizados por cristais de prismas curtos, geralmente fraturados com arestas retas, quadrados, por vezes levemente estirados e em poucos casos com terminações bipiramidais, com dimensões que variam entre 20 a 100 µm, sendo a relação comprimento versus largura dáse em 1/1, 2/1 ou em poucos grãos dá-se essa relação em 3/1, assim como os do granito sem deformação. Também apresentam zonação. Os zircões do xistonito são muito semelhantes aos das demais rochas. São cristais de arestas retas e forma quadrada, alguns exemplares alongados e outros apresentam terminações bipiramindais, observa-se fraturamento e zonação. Apresentam dimensões entre 5 a 120 µm no formato de 1/1 até 3/1. A única diferença com as 50

64 demais rochas é o aspecto mais fratura e as faces levemente irregulares. III.19. A comparação da morfologia dos zircões, das rochas analisadas é apresentada na Figura Granito Indiavaí Granito Milonítico ZC Água Rica Granito Milonítico ZC Cristo Rei Xistonito ZC Cristo Rei Figura III.19 - Comparação das morfologias dos zircões das amostras analisadas 51

65 III.9 CONCLUSÕES O Granito Indiavaí é parte da Suíte Intrusiva Pindaituba e representa, provavelmente, um dos últimos eventos ígneos sin a tardi-tectônicos relacionados a Orogenia Santa Helena. Este corpo granítico define um plúton com forma irregular orientado NW, mas também aflora na forma de diques e stocks. Constitui-se predominante pela fácies sienogranítica, porém ocorre subordinadamente fácies de composição monzogranítica, constituídas essencialmente por quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio, tendo como minerais máficos anfibólio e biotita. Apresentam granulação média a grossa, coloração cinza a rósea, textura equigranular a inequigranular porfirítica e em alguns casos textura rapakivi. A porcentagem de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio são equivalentes nas duas fácies, sendo que o índice de minerais máficos na fácies grossa é mais elevado. Em algumas porções as rochas da fácies fina englobam porções da fácies grossa, evidenciando uma cristalização posterior a desta fácies. Os dados estruturais indicam que o granito Indiavaí exibe registros deformacionais de pelo menos duas fases dúcteis. A primeira fase (D 1 ) é representada pela xistosidade (S 1 ) onde a orientação dessa foliação é variável, na parte centro-oeste é orientada 17/82 já na porção leste a foliação S 1 esta dispersa definindo um padrão de dobramento condizente com o arrasto promovido pela zona se cisalhamento, este padrão apresenta dois máximos o primeiro orientado 244/75 e o segundo 315/62, exibe um espalhamento cuja guirlanda permite a construção de um eixo orientado 304/63. Associada a foliação S 1 ocorre lineação de estiramento e mineral orientada 295/40. Na parte leste do corpo a lineação orienta-se preferencialmente 260/57 situada em posição down dip ou levemente oblíqua. Associada à fase D 1 ocorrem zonas de cisalhamento dúcteis denominadas: Zonas de Cisalhamento Água Rica, na parte leste e central do Granito Indiavaí; e Zona de Cisalhamento Cristo Rei na parte sudoeste do corpo. A segunda fase de deformação (D 2 ) é localizada. Caracteriza-se por uma clivagem de crenulação (S 2 ) observada principalmente nos xistonitos onde as crenulações são apertadas e tem seu plano axial orientado 162/80. As rochas deformadas como protomilonitos, milonitos e ultramilonitos evoluíram a partir do protólito granítico e são identificadas por aumentos progressivos no estiramento mineral e na relação de matriz e porfiroclastos. De modo sucinto, as rochas de deformação incipiente não apresentam matriz o que observa-se existe a presença de quartzo recristalizado, extinção ondulante nos feldspatos, intensos 52

66 processos de sericitização nos plagioclásios e ortoclásio com pertítas em chamas. Nas rochas protomiloníticas a matriz é um conjunto de quartzos e biotitas recristalizados, perfazendo de 20 a 30% da rocha e os porfiroclastos são principalmente de feldspato. São observadas feições rúpteis-dúcteis, como faturamento dos feldspatos e extinção ondulante de quartzo e feldspato, relacionadas aos minerais destas rochas, textura mimerquítica e micrográfica também ocorrem. E por fim, nas rochas miloníticas, a matriz constitui entre 60 e 75% da rocha e é formada, de um modo geral, principalmente por quartzo, biotita e muscovita. Os porfiroclastos são cristais de quartzo e feldspatos. O sistema dúctil predomina em relação ao sistema rúptil. Feições como extinção ondulante e recristalização do tipo bulging nos feldspatos são comuns, bem como agregados monominerálicos de quartzo, formação de quartzo ribbons e recristalização do tipo GBM no quartzo também é comum. Com o aumento do grau de deformação, há uma considerável diminuição tanto em relação ao tamanho dos cristais de felspato e biotita como a porcentagem. A porcentagem dos cristais de quartzo aumenta. Presença de pequenos veios carbonáticos, intensos processos de sericitização e associações de opacos, biotia e musovita, indicam que fluidos hidrotermais percolaram estas rochas. A formação dos xistonitos se dá pela transformação de plagioclásio, em mica branca e quartzo, simultaneamente à formação da pertita em chamas nos porfiroclastos de feldspato alcalino nos estágios iniciais de milonitização, onde o Na, liberado do plagioclásio, substitui o K para formar albita, na forma de pertita em chama, no feldspato alcalino, enquanto o K do feldspato alcalino é usado para formar a mica branca. Sendo assim admite-se que o xistonito é um produto gerado pelo cisalhamento do Granito Indiavaí. A morfologia dos cristais de zircões presentes nas rochas deformadas permitiu analisar que as mesmas evoluíram a partir do cisalhamento do mesmo protólito, o Granito Indiavaí. A tipologia dos zircões das rochas sem deformação é praticamente idêntica as encontradas em todas as rochas deformadas, sem grandes diferenças, inclusive nos xistonitos, onde o que nota-se é uma forma um pouco mais irregular da faces que pode estar relacionada ao processo de dissolução parcial do zircão devido a alteração hidrotermal. 53

67 Através do reconhecimento feito em campo e dos estudos petrográficos, foi possível estimar a temperatura média do metamorfismo e também estabelecer o movimento relativo entre os blocos, nas zonas de cisalhamento. Analisando principalmente as microestruturas foi possível estimar a temperatura atuante nesses processos. Para isso foram analisadas, texturas do tipo pertita em chamas no feldspato potássico, textura mimerquítica, recristalização do tipo em grain boundary migration no quartzo, extinção ondulante nos quartzos e nos feldspatos, estruturas do tipo Bookshelf, com falhas antitéticas ao movimento, recristalização do tipo bulging nos feldspatos e deformação rúptil acompanhada de significativa redução dos tamanhos dos grãos de feldspatos. Depois de analisar estes fatores, estima-se que a temperatura foi entre 400 a 600 C, pois formação de textura pertítica em chamas, ocorre entre C, a deformação intracristalina do quartzo é dúctil ente Em condições de grau médio, C torna-se possível a recristalização bulging no feldspato. Para os feldspatos a temperatura de deformação intracristalina dúctil é a partir de 450 C. Sendo assim, depois de analisar estes fatores, estima-se que a temperatura foi entre 400 a 600 C, variando da fácies xisto verde a anfibolito. Por fim, ao analisar vários indicadores cinemáticos, sendo estes classificados estatisticamente como normais, e microfalhas associadas a estrutura dos cristais, o sentindo do movimento entre os blocos, em ambas as zonas de cisalhamento, normal Agradecimentos Os autores agradecem ao Laboratório de Microscopia de Varredura LABESEM-UNESP Rio Claro e ao Grupo de Pesquisa Evolução Crustal e Tectônica Guaporé pelo suporte ao desenvolvimento da pesquisa. A primeira autora agradece à CAPES pela concessão de bolsa de mestrado e ao Programa de Pós-graduação em Geociências pelo apoio a realização dos estudos de mestrado. Referências Bibliográficas Araújo L.M.B Evolução do magmatismo pós-cinemático do Domínio Cachoeirinha: Suítes Intrusivas Santa Cruz, Alvorada e Rio Branco SW do Cráton Amazônico MT. Tese Doutoramento, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, 158p. Barros, A.M.; Silva, R.H. Da; Cardoso, O.R.F.A.; Freire, F.A.; Souza Junior, J.J. De; Rivetti, M.; Luz, D.S.; Palmeira, R.C.B.; Tassinari, C.C.G. Geologia. In: BRASIL. DNPM. Projeto RADAMBRASIL. Folha SD. 21 Cuiabá; geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e uso 54

68 potencial da terra. Rio de Janeiro p. (Levantamentos de Recursos Naturais, 26). p Bettencourt J.S., Leite W.B.J., Ruiz A.S., Matos R., Payolla B.L., Tosdal R.M., The Rondonian- San Ignácio Province in the SW Amazonian Craton: an overview. Journal of South American Earth Sciences, Volume 29, Issue 1, Pags Geraldes M.C., Kozuch M., Teixeira. W., Van Schmus W.R U-Pb constraints on the origin of Mesoproterozoic granites of Pontes e Lacerda region, SW of Amazon Craton. In: I South American Symposium on Isotope Geology Extended Abstracts, Geraldes, M.C Geocronologia e geoquímica do plutonismo mesoproterozóico do SW do Estado de Mato Grosso (SW do Cráton Amazônico). Tese de Doutorado Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo. USP, São Paulo, 193 p. Geraldes, M.C.; Van Schmus, W.R.; Condie, K.C.; Bell, S.; Teixeira, W.; Babinski, M. Proterozoic geologic evolution of the SW part of the Amazonian Craton in Mato Grosso state, Brazil. Precambrian Research, v. 111, p , Geraldes, M.C., Bettencourt, J.S., Teixeira, W. & Matos, J.M Geochemistry and isotopic constraints on the origin of the mesoproterozoic Rio Branco anorogenic plutonic suite, SW of Amazonian craton, Brazil: high heat flow and crustal extension behind the Santa Helena arc? Journal of South American Earth Sciences, 17: Goodwin, L. B., H. -R. Wenk, Development of phyllonite from granodiorite: Mechanisms of grain-size reduction in the Santa Rosa mylonite zone, California, J. Struct. Geol., 17, , Johnson, S., Marsh, J., Vernon, R From tonalite to mylonite: coupled mechanical and chemical processes in foliation development and strain localization. In: (Ed.) Declan De Paor, Journal of the Virtual Explorer, volume 30, paper 5, doi: /jvirtex Leite, J.A.D.; Saes, G.; Weska, R.K. A suíte Rio Branco e o Grupo Aguapeí nas serras de Rio Branco e Roncador In: Simpósio de Geologia do Centro Oeste, 1985, Goiânia. Anais. Goiânia: Sociedade Brasileira de Geologia, 1985, v. 1, p Lima G.A., Sousa M.Z.A., Ruiz A.S., Batata M.E.F Geologia e geocronologia U-Pb do Tonalito Cabaçal - Terreno Jauru - SW do Cráton Amazônico. In: Simpósio 45 anos de Geocronologia no Brasil, São Paulo, São Paulo, Anais, v. único, p Lima M. da G., Souza A.A., Castro C.C., Trindade Netto G.B. Geologia e recursos minerais da folha Rio Novo-SD.21-Y-A-I, Estado do Mato Grosso, escala 1: Porto Velho: CPRM, Programa Geologia do Brasil-PGB. Oliva, L.A.; Olivatti, O.; Ribeiro Filho, W.; Schobbenhaus Filho, C Folha SD21 Cuiabá. Brasília, DNPM. (Carta geológica do Brasil ao milionésimo). Ruiz, A.S Evolução Geológica do Sudoeste do Cráton Amazônico Região Limítrofe Brasil Bolívia-Mato Grosso. Tese de Doutorado Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista. IGCE/UNESP Rio Claro, 289 p. Saes, G.S.; Leite, J.A.D.; Weska, R.K Geologia da Folha Jauru (SD-21-Y-C-III): Uma Síntese dos Conhecimentos. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 33, Rio de Janeiro. Anais, Rio de Janeiro, v. 5, p Tassinari, C.C.G. & Macambira, M.J.B. Geochronological provinces of the Amazonian Craton. Episodes, v. 22, n.3 p , Teixeira, W., Geraldes, M. C., D Agrella-Filho, M. S., Santos, J. O. S., Barros, M. A. S., Ruiz, A. S., Costa, P. C. C., Mesoproterozoic juvenile mafic-ultramafic magmatism in the SW Amazonian Craton (Rio Negro-Juruena province): SHRIMP U-Pb geochronology and Nd-Sr constraints of the Figueira Branca Suíte. J. South America Earth Science. 32, Vernon R.H. A Practical Guide to Rock Microstructure Cambridge University Press, New York, NY (2004) 594 pp. 55

69 CAPÍTULO IV RESULTADOS E DISCUSSÕES O Granito Indiavaí é um stock com forma irregular orientado N10W. Apresenta relação intrusiva com as rochas do Grupo Alto Jauru e a Suíte Intrusiva Figueira Branca e está coberto pela Formação Jauru. As rochas apresentam coloração cinza a rósea, inequigranulares a porfiríticas e composição sienogranítica. A mineralogia principal é quartzo, feldspato potássico, plagioclásio, anfibólio e biotita. O Granito Indiavaí é uma intrusão tardi a pós-tectônica, relacionado ao final da Orogênia Santa Helena. Foram distinguidas três fases de deformação, duas dúcteis e uma rúptil. A primeira fase (D 1) é representada pela xistosidade (S 1) onde a orientação dessa foliação é variável, na parte centro-oeste é orientada 17/82 já na porção leste a foliação S 1 esta dispersa definindo um padrão de dobramento condizente com o arrasto promovidos pela zona se cisalhamento, este padrão apresenta dois máximos o primeiro orientado 244/75 e o segundo 315/62, exibe um espalhamento cuja guirlanda permite a construção de um eixo orientado 304/63. Associada a foliação S 1 ocorre lineação de estiramento e mineral. Na porção centro-oeste a lineação não é uniformente orientada. Em um dos poucos afloramentos onde a lineação foi observada com segurança a lineação apresenta grande obliquidade, com a foliação orientada 005/65 e a lineação 295/36. Na parte leste do corpo a lineação orienta-se preferencialmente 260/33 situada em posição down dip ou levemente oblíqua. Associada à fase D 1 ocorrem zonas de cisalhamento dúcteis denominadas: Zonas de Cisalhamento Água Rica, na parte leste e central do Granito Indiavaí; e Zona de Cisalhamento Cristo Rei na parte sudoeste do corpo. A segunda fase de deformação (D 2) é localizada. Caracteriza-se por uma clivagem de crenulação (S 2) observada principalmente nos xistonitos onde as crenulações são apertadas e tem seu plano axial orientado 162/80. As Zonas de Cisalhamento Água Rica e Cristo Rei são caracterizadas por uma deformação dúctil-rúptil onde da interação do cisalhamento com o Granito Indiavaí são geradas rochas com deformação incipiente, protomilonitos, milonitos, ultramilonitos e xistonitos. Essas rochas deformadas, com exceção dos xistonitos, são identificadas por aumentos progressivos no estiramento mineral e na relação de matriz e porfiroclastos. De modo sucinto, as rochas de deformação incipiente não apresentam matriz o que se observa é a presença de quartzo recristalizado, extinção ondulante nos feldspatos, intensos processos de sericitização nos plagioclásios e ortoclásio com pertítas em chamas. Nas rochas protomiloníticas a matriz é um conjunto de grãos de quartzos e biotitas recristalizados, perfazendo 20 a 30% da rocha e os porfiroclastos são principalmente de feldspato. São observadas feições rúpteis-dúcteis, como faturamento dos feldspatos e extinção ondulante de quartzo e feldspato, textura mimerquítica e micrográfica também ocorrem. E por fim, nas rochas miloníticas, a matriz constitui entre 60 e 75% da rocha e é formada, de um modo geral, principalmente por quartzo, biotita e muscovita. Os porfiroclastos são cristais de quartzo e feldspatos. O sistema dúctil predomina em relação ao sistema rúptil. Feições como extinção ondulante e textura de rescritalização do tipo bulging nos feldspatos são comuns, bem como agregados monominerálicos de quartzo e quartzo ribbons. Com o

70 aumento do gradiente deformacional, há uma considerável diminuição tanto em relação ao tamanho dos cristais de felspato e biotita como a porcentagem. Presença de pequenos veios carbonáticos, intensos processos de sericitização e associações de minerais opacos, biotia, muscovita, epidoto e titanita, indicam que fluidos hidrotermais percolaram estas rochas. A característica das transformações mineralógicas na formação dos xistonitos é caracterizada pelo bandamento composicional e o consumo dos reagentes, neste caso, os feldspatos. A formação dos xistonitos se dá pela transformação de plagioclásio, em mica branca e quartzo, simultaneamente à formação da pertita em chamas nos porfiroclastos de feldspato alcalino nos estágios iniciais de milonitização. O controle mais provável na formação da pertita em chama é a demanda de K para formar mica branca durante a destruição do plagioclásio. Este processo envolve trocas catiônicas entre os álcalis, pois o Na, liberado do plagioclásio, substitui o K para formar albita, na forma de pertita em chama, no feldspato alcalino, enquanto o K do feldspato alcalino é usado para formar a mica branca (Bryant 1966, O Hara 1988). A morfologia dos zircões presentes nas rochas deformadas permitiu evidenciar que as mesmas evoluíram a partir do cisalhamento do mesmo protólito, o Granito Indiavaí. A tipologia dos zircões das rochas sem deformação é encontrada em todas as rochas deformadas, sem grandes diferenças. Através do reconhecimento feito em campo e dos estudos petrográficos, foi possível estimar a temperatura média do metamorfismo e da deformação, e também estabelecer o movimento relativo entre os blocos, nas zonas de cisalhamento, sendo a temperatura e a deformação caracterizadas de acordo com as microestruturas de deformação presentes no feldspato e quartzo e o movimento caracterizado pelos indicadores cinemáticos. Segundo Passchier & Trouw (2005) mecanismos de recristalização e sistemas de dislocações em quartzo e feldspato são dependentes da temperatura e pode ser usado para avaliar as condições metamórficas durante a deformação. Em rochas de baixo grau, o feldspato sofre deformação rúptil e em rochas de mais alto grau a deformação tanto do quartzo como do feldspato ocorre por deslocamento intracristalino, desenvolvendo monocristais alongados e fitas (ribbons) ou, mais comumente, agregados de grãos recristalizados. Segundo Pryer (1993), a formação de pertitas em chama ocorre em temperaturas entre 300 e 530 C. Segundo Passchier & Trouw (2005) as estruturas em bulging, no quartzo, indica que a deformação dessas rochas atingiu temperaturas da ordem de 400º a 500º C e a extinção ondulante nos cristais ocorre entre 250 a 400 C. Estruturas do tipo Bookshelf, com falhas antitéticas ao movimento, são mais comuns em temperaturas médias. Em condições de grau médio, C torna-se importante a recristalização em feldspatos, especialmente ao longo da borda do cristal. Em condições de temperatura iguais ou menores do que a fácies xisto verde, os feldspatos mostram deformação rúptil acompanhada de significativa redução dos tamanhos dos grãos. Nessas condições de temperatura, a mimerquita e a pertita em chama também são indicadores de deformação (Pryer, 1993). Com base no comportamento 57

71 rúptil-dúctil do feldspato e quartzo, Scholz (1988) propôs que entre temperaturas de C (fácies xisto verde) a deformação intracristalina do quartzo é dúctil e para os feldspatos a temperatura de deformação intracristalina dúctil é a partir de 450 C (fácies anfibolito). Depois de analisar estes fatores, estima-se que a temperatura foi entre 400 a 600 C, variando da fácies xisto verde a anfibolito. Analisando as microestruturas foi possível estimar a temperatura nesses processos. Para isso foram analisadas texturas do tipo pertita em chamas nos feldspatos potássicos, textura mimerquítica, estruturas em bulging, no quartzo, extinção ondulante nos quartzos e nos feldspatosnos, estruturas do tipo bookshelf, com falhas antitéticas ao movimento, textura bulging nos feldspatos e deformação rúptil acompanhada de significativa redução dos tamanhos dos grãos de feldspatos. Depois de analisar estes fatores, estima-se que a temperatura foi entre 400 a 600 C, pois formação de textura pertítica em chamas, ocorre entre C, a deformação intracristalina do quartzo é dúctil ente Em condições de grau médio, C torna-se possível textura bulging feldspatos, especialmente ao longo da borda feldspato. Para os feldspatos a temperatura de deformação intracristalina dúctil é a partir de 450 C. Sendo assim, o grau metamórfico foi da fácies xisto verde a anfibolito. Por fim, o sentindo do movimento relativo dos blocos se deu de forma normal. Isto foi constatado ao analisar vários indicadores cinemáticos e microfalhas associadas a estrutura dos cristais, sendo estes classificados estatisticamente como de movimentação normal. 58

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76 ANEXOS Formatado: Fonte: (Padrão) Times New Roman, Anexo 2 Mapa de localização dos pontos coletados em afloramento 63