Cátia Vanessa Maio Gonçalves Bernardino Ribeiro Figueiredo

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1 Cátia Vanessa Maio Gonçalves Bernardino Ribeiro Figueiredo Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás Metamorphism and geochemistry of the Xingu Complex in the Canaã dos Carajás region: implications for the mesoarchean evolution of the Carajás domain, Carajás Province Marco Antonio Delinardo da Silva 1, Lena Virgínia Soares Monteiro 2, Carolina Penteado Natividade Moreto 1, Soraya Damasceno de Sousa 2 Resumo: O Complexo Xingu representa parte do embasamento mesoarqueano do Domínio Carajás na região de Canaã dos Carajás. Esse complexo é composto na área por diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e quartzo anfibolito intercalados a ortopiroxêniodiopsídio gnaisse, variavelmente migmatizados. Os protólitos do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse representam tonalitos e granodioritos (TTG) com características de rochas geradas pela fusão parcial de metabasaltos hidratados com granada e anfibólio residual, mas na ausência de plagioclásio (ex. alta razão (La/Yb)N, anomalias negativas de Nb-Ta-Ti, anomalia positiva de Sr e razão V/Sc >15). Quartzo anfibolitos ocorrem como boudins encaixados concordantemente ao bandamento (S1) do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse. Durante o desenvolvimento da foliação S1, as rochas foram submetidas ao metamorfismo em fácies anfibolito alto com pico na fácies granulito, de acordo com a reação Bt + 3Qtz = 3Opx + Kfs + H2O. A foliação S1 foi dobrada com a formação de foliação plano axial (S2) paralela a S1 e com atitude variável entre N69W/85SW e N88E/88SE. Ambas foram transpostas por zonas de cisalhamento de direção E-W gerando a foliação milonítica (C1) com atitude N88E/80SE com lineação de estiramento direcional. Tais zonas de cisalhamento controlaram os processos de fusão parcial favorecidos pelo influxo de fluidos, como indicado pelas reações Qtz + Pl + Or + H2O = Fusão e Bt + Kfs + Qtz + H2O = Fusão, e foram responsáveis pela formação de leucossomas orientados acompanhando a foliação milonítica. Os migmatitos resultantes incluem metatexitos com estrutura patch e diatexitos com estrutura schlieren e schollen. Esses tipos de rochas do Complexo Xingu representam materiais da crosta inferior alojadas em ambiente de arco, submetidas a metamorfismo de médio a alto grau durante colisão continental e exumadas durante os eventos tectônicos subsequentes. Palavras-chave: Complexo Xingu, Arqueano, TTG, Geoquímica, Migmatitos, texturas de Fusão Parcial. Abstract: The Xingu Complex represents part of the basement of the Carajás Domain in the region of Canaã dos Carajás. It is composed of diopside-hornblende -plagioclase gneiss and quartz amphibolite intercalated with orthopyroxene-diopside gneiss, which are variably migmatized. The protoliths of the orthopyroxenediopside gneiss encompass tonalites and granodiorites (TTG) with characteristics of rocks generated by melting of hydrated metabasalts with residual garnet and amphibole, but in absence of plagioclase (e.g. high (La/ Yb)N ratios, negative Nb-Ta-Ti anomalies, positive Sr anomalies, and V/Sc ratio >15). The quartz amphibolites occur as boudins embedded in the gneissic banding (S1) of the orthopyroxene-diopside gneiss. During the development of the S1 foliation, the rocks underwent metamorphism in the upper amphibolite to granulite facies, according to the reaction Bt + 3Qtz = 3Opx + Kfs + H2O. The S1 gneissic foliation was folded producing an axial-plane foliation (S2) parallel to S1 with variable attitude between N69W/85SW and N88E/88SE. Both were transposed by EW-trending shear zones associated with mylonitic foliation (C1) with attitude N88E/ 80SE and strike slip lineation. Fluid-assisted partial melting was favored by fluid migration within shear zones, resulting in leucosome oriented parallel to mylonitic foliation, as indicated by the reactions Qtz + Pl + Or + H2O = Melt and Bt + Kfs + Qtz + H2O = Melt. The migmatites of the Xingu Complex include patch metatexites and schlieren and schollen diatexites, which represent lower crust rocks emplaced in an arc setting. Those rocks have undergone medium to high-grade metamorphism during continental collision, and were exhumed in the subsequent tectonic events. Keywords: Xingu Complex, Archean, TTG, Geochemistry, Migmatites, Partial Melt Textures. 1 Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas UNICAMP. 2 Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo USP. s: marcodelinardo@gmail.com, carolina.moreto@gmail.com, lena.monteiro@usp.br, sorayadsousa@gmail.com 279

2 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás INTRODUÇÃO Os estudos petrogenéticos de terrenos gnáissicomigmatíticos antigos são importantes para avanços na compreensão dos processos relacionados à formação da crosta continental durante o Arqueano. Entretanto, enquanto alguns autores atribuem ao diapirismo granítico as feições características dos terrenos granito-greenstone arqueanos (Hamilton, 2011), a tectônica tangencial é considerada por outros como responsável pela formação de crosta continental desde o Hadeano (Turner et al., 2014). Estudos sobre o comportamento de elementos traço e da composição isotópica das rochas arqueanas representam importantes implicações para a compreensão de sua petrogênese e, consequentemente, para os estudos de evolução crustal arqueana (Moyen & Martin, 2012). Adicionalmente, avanços relativos à evolução metamórfica dessas rochas com foco nos processos de fusão parcial também são fundamentais para a definição de modelos de formação de crosta no Arqueano (Slagstad et al. 2005; Saywer et al. 2011). A Província Carajás representa o núcleo crustal mais antigo do Cráton Amazônico, considerado como formado e estabilizado tectonicamente no Arqueano (Tassinari & Macambira 1999, 2004). Parte de seu embasamento é representado pelo Complexo Xingu composto por gnaisses e migmatitos (Silva et al., 1974; DOCEGEO, 1988) e distribuído principalmente no Domínio Carajás (Fig. 1), na porção norte da província. Embora estudos recentes tenham permitido importantes avanços a partir da individualização e caracterização de granitoides anteriormente atribuídos ao Complexo Xingu (Feio et al., 2012; 2013; Dall Agnol et al., 2013; Gabriel & Oliveira, 2013; Moreto, 2013; Santos et al., 2013; Silva et al., 2014), escassos estudos foram realizados visando a compreensão da petrogênese e metamorfismo dos gnaisses e migmatitos do Complexo Xingu. Este estudo se insere dentro desta temática e demonstra a importância que as rochas de alto grau metamórfico têm na discussão sobre a evolução de terrenos arqueanos, como os reconhecidos no Domínio Carajás. CONTEXTO GEOLÓGICO DO DOMÍNIO CARAJÁS A Província Carajás (Santos, 2003) é dividida nos domínios Rio Maria, ao sul, estabilizado no Mesoarqueano (2,98 a 2,86 Ga; Almeida et al., 2011), e Carajás, 280 ao norte (Vasquez et al., 2008). O Domínio Rio Maria representa um terreno granito-greenstone, composto por sequências metavulcano-sedimentares, granitoides de afinidade TTG de baixa, média e alta razão La/Yb, sanukitoides e leucogranitos potássicos (Almeida et al., 2011; 2013). O Domínio Carajás (Fig. 1) apresenta embasamento composto por ortognaisses migmatíticos, granulitos e fatias de terrenos greenstone belt do Mesoarqueano Médio cortados por granitoides do Mesoarqueano Superior (Silva et al., 1974; DOCEGEO, 1988; Machado et al., 1991; Vasquez et al., 2008; Moreto et al., 2011; Feio et al., 2013; Moreto, 2013). O embasamento é recoberto pelas unidades metavulcano-sedimentares neoarqueanas da Bacia Carajás e cortado por suítes intrusivas félsicas e máficas neoarqueanas, além de plútons graníticos paleoproterozóicas (Gibbs et al., 1986; Wirth et al., 1986; DOCEGEO, 1988; Machado et al., 1991; Dall Agnol et al., 2005; Vasquez et al., 2008). As rochas do embasamento constituem corpos alongados na direção E-W e apresentam foliação gnáissica transposta por zonas de cisalhamento regionais de direção E-W a WNW-ESE (Araújo et al., 1998; Pinheiro & Holdsworth, 2000). Essas rochas foram inicialmente agrupadas nos complexos Xingu (Silva et al., 1974) e Pium (Araújo e Maia, 1991). O primeiro compreenderia granulitos, gnaisses, migmatitos e granitoides diversos, além de faixas de greenstone belts e complexos básicos-ultrabásicos (Silva et al., 1974; DOCEGEO, 1988), com registro de metamorfismo regional em ca. 2,86 Ga (U-Pb zircão; Machado et al., 1991). O Complexo Pium seria constituído, na sua definição inicial por piroclasitos, ou piroclásio-granulitos (granulitos máficos com diopsídio e ortopiroxênio), charnockitos, charnoenderbitos e enderbitos (Araújo e Maia, 1991), cujos protólitos foram cristalizados em ca. 3,0 Ga e metamorfisados em alto grau em ca. 2,86 Ga (U-Pb em zircão; Pidgeon et al., 2000). Estudos recentes possibilitam a individualização de granitoides variavelmente deformados antes atribuídos ao Complexo Xingu, resultando em substancial redução na área de ocorrência desse complexo (Gabriel, 2012; Santos et al., 2012; Feio et al., 2013; Moreto, 2013). De acordo com o atual cenário, sintetizado na Figura 1, a porção ao sul da Bacia Carajás, nas adjacências de Canaã dos Carajás, é dominada por granitos cálcio-alcalinos mesoarqueanos (ca. 2,95-2,83 Ga; Rodrigues et al., 2010; Feio et al., 2013), denominados de Canaã dos Carajás, Bom Jesus, Cruzadão, Serra Dourada e Boa Sorte. Tonalitos com afinidade toleiítica a cálcio-alcalina ocorrem de forma subordinada (Tonalito Bacaba e Comple-

3 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa xo Tonalítico Campina Verde; ca. 3,0 Ga e 2,85 Ga, respectivamente; Moreto et al., 2011; Feio et al., 2013), assim como tonalitos e trondhjemitos com afinidade TTG, que restringem-se ao Trondhjemito Rio Verde (ca. 2,93-2,85 Ga; Feio et al., 2013). Extensivo magmatismo neoarqueano (ca. 2,75-2,73 Ga), distinto daquele que caracteriza a Suíte Plaque (Araújo et al., 1988; Avelar et al., 1999), também foi reconhecido na região antes atribuída ao Complexo Xingu (Gabriel et al., 2010; Feio et al., 2012; Santos et al., 2012). De acordo com Feio et al. (2012), esse magmatismo seria relacionado à fusão de rochas granulíticas máficas a intermediárias do Complexo Pium, em função de uma anomalia térmica vinculada ao rifteamento do embasamento mesoarqueano. A esse processo Feio et al. (2012) associaram a colocação de granitos tipo A hidratados da série charnockítica (ca. 2,73 Ga; Suíte Planalto; Feio et al., 2012) e enderbitos (2,75 Ga, U-Pb zircão; Gabriel et al. 2010). Granitoides sódicos da Suíte Pedra Branca (2,75 Ga; U-Pb em zircão, Feio et al., 2013) e o leucogranito cálcio-alcalino Velha Canadá (2,75 Ga; Santos et al., 2010) também vinculam-se ao magmatismo neoarqueano caracterizado na região. Adicionalmente, a área de ocorrência das rochas do Complexo Pium foram restringidas por Ricci et al. (2006) às margens do Rio Cateté, próximo da aldeia Chicrim, e renomeadas como Ortogranulito Chicrim- Cateté. Os granulitos máficos descritos entre os rios Pium e Parauapebas foram reclassificados como rochas ígneas com ortopiroxênio e atribuídos a uma nova unidade, denominada de Diopsídio Norito Pium (2,75 Ga; Pb-Pb em zircão; Santos et al., 2013). Esses últimos autores sugeriram que a gênese dessas rochas teria sido vinculada à fusão por descompressão do manto peridotítico durante o rifteamento do embasamento. De acordo com Dall Agnol et al. (2013), a porção do embasamento do Domínio Carajás que ocorre imediatamente ao norte do Domínio Rio Maria, nos municípios de Água Azul do Norte e Xinguara, apresenta uma composição distinta daquela caracterizada na região de Canaã dos Carajás. Nesta região predominam tonalitos, trondhjemitos de afinidade TTG, sanukitoides e leucogranitos agrupados nas unidades Tonalito São Carlos (ca. 2,93 Ga; Pb-Pb em zircão; Guimarães et al. 2012; Silva et al., 2014), Trondhjemito Colorado (ca. 2,87 Ga; Pb -Pb em zircão; Silva et al. 2010; 2014), sanukitoides Água Azul e Água Limpa (2,88-2,85 Ga; Gabriel & Oliveira, 2013) e Leucogranito Nova Canadá (2,87 Ga; Santos et al. 2010). Essas rochas apresentam semelhanças geoquímicas e petrográficas com os granitoides do Domínio 281 Rio Maria (Almeida et al. 2011). Assim como no Domínio Rio Maria, extensivo magmatismo neoarqueano não foi reconhecido dessa área, indicando que essa região poderia representar a continuidade daquele domínio. Por sua vez, na região de Canaã dos Carajás as rochas do embasamento apresentam uma evolução distinta em relação às do Domínio Rio Maria, indicando retrabalhamento de uma crosta mais antiga, com base na curva de evolução do Nd (T DM de 3,21 a 3,0 Ga; Feio et al. 2013) e no singular magmatismo charnockítico neoarqueano (Gabriel et al., 2010; Feio et al., 2012; 2013). Nesse contexto, Dall Agnol et al. (2013) propuseram a subdivisão do Domínio Carajás, esboçada na Figura 1a, nos domínios Sapucaia, ao sul, representando uma terreno similar ao Domínio Rio Maria, e Canaã dos Carajás, ao norte, que representaria o embasamento da Bacia de Carajás. MATERIAIS E MÉTODOS Mapeamento geológico, levantamento de secções geológicas e amostragem sistemática foram realizados na região oeste de Canaã dos Carajás. Estudos petrográficos em luz transmitida e refletida em 50 secções delgadas e delgadas-polidas foram conduzidos no Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas. As amostras para estudos geoquímicos foram coletadas de acordo com os critérios definidos por Olsen & Grant (1991) e Best (2003). Foram selecionadas 3 amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (CMS22P; SM11P; SM39P) e 7 amostras do leucossoma (SM39N, SM44N, SM46N, SM53N, SM54), incluindo duas representativas de injeções graníticas (SM36L; SM41L). As amostras coletadas foram analisadas no Laboratório Acme, em Vancouver, Canadá, pelos métodos ICP-ES (elementos maiores e menores) e ICP-MS (elementos traço e terras raras), após fusão com metaborato/tetraborato de lítio e digestão com ácido nítrico. O conteúdo de carbono total e enxofre foi determinado pela técnica LECO (Buccianti & Prati, 1994). A avaliação da qualidade dos dados geoquímicos foi feita com base nos critérios definidos por Rollinson (1993) e o tratamento dos dados foi efetuado no programa Microsoft Office Excell 2007 e no programa livre GCDkit 3.0 (Janousek et al., 2006). A normalização dos elementos, quando necessária, foi realizada a partir dos dados de Nakamura (1974) e de Sun et al. (1980).

4 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás Figura 1 - (a) Província Carajás localizada no sudeste do Pará (Mapa do Brasil) subdividida nos domínios Carajás (DC) e Rio Maria (DRM). A figura mostra o esboço da proposta de Dall Agnol et al. (2013) para a subdivisão do embasamento do Domínio Carajás nos domínios Canaã dos Carajás (CC) e Sapucaia (Sp); (b) Mapa geológico do Domínio Carajás e domínios adjacentes, compilado de Silva & Oliveira (2013); Feio et al., (2013) e Gabriel & Oliveira (2013), mostrando a localização da área de estudo (retângulo azul) e dos afloramentos mais representativos do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (verde) e do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (cinza). RESULTADOS O Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás Na região oeste de Canaã dos Carajás, o Complexo Xingu é constituído por migmatitos diversos e por diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse, quartzo anfibolito e ortopiroxênio-diopsídio gnaisse de composição granodiorítica a tonalítica (Fig. 2a). Os migmatitos são predominantes na área de estudo e o ortopiroxêniodiopsídio gnaisse, o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse e o quartzo anfibolito ocorrem como paleossomas envolvidos pelos leucossomas gerados no(s) evento(s) de anatexia (Fig. 2a). 282

5 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa Figura 2 - (a) Diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (DHPG) e boudins de quartzo anfibolito (QA) intercalados a ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (ODG) e leucossomas foliados; (b) Fotografia de lajedo e esquema da relação entre o bandamento gnáissico (S 1 ), a foliação plano axial (S 2 ) relacionada a dobras fechadas a isoclinais com eixo vertical e as zonas de cisalhamento de direção geral E-W nos migmatitos; (c) Migmatitos do Complexo Xingu exemplificados pelos schlieren diatexitos que apresentam faixas de melanossoma rico em biotita em bolsões de leucossoma; (d) placas do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse envolvidas por leucossoma de granulação grossa caracterizando a estrutura schollen nos diatexitos; (e) melanossoma rico em hornblenda delimitando a interface entre leucossoma quartzo-feldspático e o paleossoma representado pelo diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse. 283

6 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás Os paleossomas apresentam foliação gnáissica (S 1 ) espaçada e paralela que localmente apresenta dobras fechadas a isoclinais com foliação plano axial (S 2 ) e eixos verticais (Fig. 2b). A foliação S 2 é paralela ao bandamento gnáissico e apresenta atitude variável entre N69W/85SW e N88E/88SE (Fig. 2b). As foliações S 1 / S 2 são transpostas por zonas de cisalhamento verticais com direção geral E-W que desenvolveram localmente nos migmatitos uma foliação milonítica (C 1 ) de atitude N88E/80SE com lineação direcional (Fig. 2b). Falhas de atitude N24E/60SE e lineação oblíqua (N72W/50SE) representam o evento deformacional mais novo (Fig. 2b). O quartzo anfibolito ocorre em faixas pouco espessas (até 30 cm) ou lentes intrusivas no bandamento gnáissico do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse, constituindo boudins no interior das bandas de cisalhamento (Fig. 2a). Os produtos da migmatização são morfologicamente distintos e incluem desde metatexitos com estrutura patch e estromática a diatexitos com estrutura schlieren e schollen. Os patch metatexitos apresentam bolsões discretos de leucossoma no interior do paleossoma, tanto no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse quanto no diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse. Por sua vez, os metatexitos estromáticos são representados por intercalações aproximadamente regulares de paleossoma e leucossoma controladas pela foliação milonítica. No diopsídio-hornblenda plagioclásio gnaisse, a interface entre paleossoma e leucossoma é marcada por um melanossoma com hornblenda (Fig. 2e). Os schlieren diatexitos são caracterizados por intercalações entre espessos bolsões graníticos (leucossoma) e faixas melanocráticas delgadas constituídas predominantemente por biotita (melanossoma; Fig. 2c), nos quais o paleossoma não está mais presente. Bolsões graníticos, encaixados ao longo das foliações S 1 /S 2 e das zonas de cisalhamento, envolvem de forma discordante os fragmentos ou placas do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse caracterizando a estrutura do tipo schollen. Os leucossomas gerados no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse podem extravasar os limites dessa unidade e cortar o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse como veios leucograníticos. Diopsídio-Hornblenda-Plagioclásio Gnaisse O diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse apresenta bandas melanocráticas, com até 15 cm de espessura, compostas por plagioclásio (40-45%), quartzo (25-35%) e hornblenda (10-15%) e quantidade menor de diopsídio (~7-12%), magnetita (~1%) e biotita (~2%), intercaladas a bandas leucocráticas quartzo-feldspáticas com até 5 cm de espessura. As bandas máficas apresentam-se foliadas e mostram distribuição bimodal dos grãos, formando uma matriz essencialmente composta por quartzo e plagioclásio e domínios ricos em hornblenda. Os últimos apresentam duas gerações de hornblenda. A primeira geração de hornblenda (Hbl 1 ) ocorre como porfiroblastos subidioblásticos a xenomórficos, orientados ao longo de S 1 /S 2, enquanto a segunda (Hbl 2 ) é representada por cristais finos xenomórficos observados principalmente nas bordas dos cristais de diopsídio. Os porfiroblastos de hornblenda apresentam inclusões finas de magnetita que definem uma foliação interna (S i ) paralela à foliação externa (S e ). A matriz fina é composta por arranjos poligonais de cristais de quartzo e plagioclásio que definem textura granoblástica (Fig. 3a). Os cristais de quartzo apresentam extinção reta em geral. No plagioclásio é comum observar a extinção ondulante e a presença de geminações cônicas da borda ao centro dos cristais. A interface entre a matriz e os porfiroblastos de hornblenda (Hbl 1 ) é marcada pela presença de cristais muito finos de diopsídio, quartzo e plagioclásio que definem localmente simplectitos de reação globulares e lamelares próximo às bordas da hornblenda (Fig. 3b). Neste contato, a geometria das bordas dos cristais é interlobada a ameboide. A segunda geração de hornblenda (Hbl 2 ) ocorre localmente nesta interface e desenvolve contatos interlobados com os cristais finos de diopsídio. Cristais de biotita com pleocroísmo marrom avermelhado substituem as fases máficas ao longo de seus limites, migrando para o interior dos cristais. Em algumas secções, a biotita ocorre orientada segundo uma foliação espaçada oblíqua à foliação definida pelos cristais de diopsídio. Estas porções têm um conteúdo maior de diopsídio que apresenta inclusões de hornblenda (Hbl 1 ) e ocorre ao longo da foliações S 1 /S 2. As bandas predominantemente quartzo-feldspáticas do gnaisse não foram amostradas para a petrografia em função da espessura muito fina. Estas bandas podem ser descontínuas, formando lentes delgadas entre as bandas máficas. Quartzo Anfibolito O quartzo anfibolito é composto por hornblenda (cerca de 45%), plagioclásio (cerca de 30%), quartzo (10%) e por pequenas quantidades de biotita, magnetita e apatita (cerca de 15%). A rocha apresenta-se foliada com cristais grossos e subidioblásticos de hornblenda inseridos na matriz composta essencialmente por cristais de plagioclásio e quartzo. Os cristais de hornblenda definem uma foliação suave, contínua e paralela. A exsolução de magnetita e quartzo pode ser observada no interior e nas bordas dos cristais de hornblenda, definindo simplectitos globulares. No interior dos cristais, as exsoluções de magnetita ocorrem ao longo dos planos intracristalinos dos cristais de hornblenda. A hornblenda é localmente envolvida por biotita que apresenta pleocroísmo marrom avermelhado, típico de biotita rica em titânio (Fig. 3c). 284

7 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa Os cristais de plagioclásio são subidioblásticos e apresentam extinção ondulante. A deformação das geminações dos cristais de plagioclásio é comum. As principais feições observadas são (1) geminações cônicas centrípetas ao cristal e (2) dobramentos suaves. A migração de borda entre cristais de plagioclásio e quartzo e plagioclásio e biotita desenvolve, localmente, bordas fortemente curvadas entre essas fases. Os cristais de quartzo são, em geral, xenomórficos, apresentam extinção ondulante e desenvolvem subgrãos. Apatita é encontrada nos interstícios dos cristais de quartzo e plagioclásio da matriz ou como inclusões idioblásticas em cristais de plagioclásio. Apresenta extinção reta e é geralmente subidioblástica. As bordas dos cristais de apatita são lobadas no contato com os cristais da matriz. Ortopiroxênio-Diopsídio Gnaisse Granodiorítico a Tonalítico O ortopiroxênio-diopsídio gnaisse é composto por 20 a 25% de quartzo, 50% de plagioclásio, cerca de 10% de ortoclásio, 15% de biotita, 5% de ortopiroxênio, diopsídio e magnetita e até 1% de apatita, zircão, ilmenita, clorita, epidoto e sericita. Os cristais apresentam distribuição seriada e a geometria dos contatos é interlobada. O bandamento composicional dos gnaisses granodioríticos e tonalíticos divide domínios quartzo-feldspáticas e domínios ricos em biotita. Nos últimos, foram reconhecidas ao menos duas gerações de biotita. A primeira é representada por cristais subedrais muito finos que ocorrem como inclusões em ortopiroxênio, diopsídio, ortoclásio e plagioclásio, nos quais formam estrutura em pinos (pinning structure; Passchier & Trouw 2005); (Fig. 3d). Esses definem uma foliação interna paralela a S 1 /S 2. A segunda geração de biotita apresenta cristais com extinção ondulante e dobramentos suaves que apresentam pleocroísmo marrom avermelhado, típico de fases ricas em titânio. Esta geração ocorre nas bandas ricas em biotita substituindo os cristais de diopsídio e ortopiroxênio ao longo de contatos curvados a interdigitados. Os cristais de diopsídio e ortopiroxênio ocorrem com maior frequência junto à biotita. No entanto, ambos também podem ocorrer nas bandas quartzo-feldspáticos, onde desenvolvem contatos côncavos e convexos com as fases presentes (Fig. 4a). O diopsídio ocorre como cristais subidioblásticos a xenomórficos médios a grossos localmente fraturados e sem orientação preferencial. Estes substituem o ortopiroxênio ao longo de contato côncavos e convexos a interdigitados e, por vezes, apresentam inclusões deste mineral (Fig. 4a). Além de biotita, o diopsídio apresenta frequentemente inclusões de magnetita. Os cristais de ortopiroxênio são subidioblásticos e apresentam pleocroísmo fraco ou ausente. Esses apresentam uma orientação 285 preferencial segundo S 1 /S 2 e também apresentam diversas fraturas e inclusões de magnetita. Alguns cristais ocorrem inclusos no diopsídio ou isolados nas bandas quartzo-feldspáticos, geralmente em contato com cristais de plagioclásio. Em algumas secções, os cristais de ortopiroxênio e diopsídio ocorrem muito fragmentados ao longo de uma foliação anastomosada espaçada (C 1 ) e são parcialmente substituídos por cristais de biotita titanífera (Bt 2 ). A magnetita ocorre como cristais xenomórficos, majoritariamente concentrados nas bandas ricas em biotita, que apresentam limites lobados com os demais minerais presentes. Os cristais inclusos em ortopiroxênio e diopsídio são geralmente subidioblásticos e definem foliação interna paralela a S 1 /S 2. Cristais finos de ilmenita se formam nas bordas da magnetita inclusa nos piroxênios. Os cristais de apatita apresentam extinção reta e são subidioblásticos no contato com cristais de biotita e plagioclásio, ou ocorrem como inclusões idioblásticas em cristais de ortoclásio. As bandas quartzo-feldspáticas são compostas principalmente por quartzo, plagioclásio e ortoclásio. É possível dizer que nas secções delgadas descritas, as características texturais dessas bandas são híbridas, ou seja, resultantes de processos metamórficos e ígneos. As amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse comumente mostram evidências da formação e aprisionamento de fundido. Os cristais de plagioclásio têm forma bastante heterogênea, sendo, em geral, subidioblásticos com cantos côncavos ou, localmente, convexos. A extinção ondulante e a deformação das geminações nos cristais de plagioclásio são comuns, incluindo a presença de geminações cônicas com vértice voltado para o centro do cristal. O ortoclásio forma megacristais xenomórficos a subidioblásticos com inclusões de quartzo, plagioclásio, biotita (Bt 1 ) e apatita. Estes cristais apresentam extinção ondulante e localmente textura mirmequítica em suas margens, próximo do contato com os cristais de plagioclásio. Essa textura foi reconhecida alinhada ao bandamento composicional, localmente. Os cristais de quartzo metamórficos são xenomórficos e apresentam extinção ondulante, ocorrendo preservados em meio aos cristais de biotita (Bt 2 ). A ocorrência de clorita, epidoto e sericita é local. Esses minerais substituem as demais fases, ou preenchem estruturas rúpteis. O plagioclásio apresenta-se saussuritizado ao longo das faces, planos de clivagem e, por vezes, é completamente substituído por sericita. Cristais de clinocloro (Mg-Chl) são muito finos e substituem preferencialmente minerais máficos. A chamosita (Fe-Chl) preenche vênulas delgadas que truncam as demais fases presentes e associa-se ao epidoto, que substitui cristais de clinocloro. Apatita e zircão ocorrem como inclusão em cristais de ortoclásio. Apatita também ocorre como cristais arredondados com contato lobado com cristais de plagioclásio.

8 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás Figura 3 - (a) Matriz do diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse exibindo textura granoblástica poligonal com ângulos diedrais de 60 a 120º (LP); (b) Exemplo dos porfiroblastos de hornblenda (Hbl 1 ) envolvidos por cristais de diopsídio (Di) e plagioclásio que definem simplectitos de reação globulares no diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse (LN); (c) Textura foliada definida por cristais de hornblenda (Hbl) no quartzo anfibolito. A linha tracejada branca mostra as exsoluções de magnetita nos planos de clivagem da hornblenda. Os simplectitos são visíveis nas margens do cristal e são constituídos por quartzo e magnetita. Cristais de biotita (Bt) titanífera substituem a hornblenda em suas margens (LN); (d) Cristais de ortopiroxênio (Opx) com inclusões de biotita (Bt 1 ) no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse. A biotita, também forma pinos nas bordas de cristais de plagioclásio (Pl); (LP). Migmatitos e injeções graníticas A anatexia do Complexo Xingu permitiu o desenvolvimento de estruturas migmatíticas dos tipos estromática, patch, em placa (schollen) e schlieren. Ao microscópio os patch metatexitos apresentam bolsões ricos em quartzo e feldspato aprisionados nas junções tríplices entre os minerais ou filmes delgados quartzo-feldspáticos que acompanham seus contatos e, localmente, os envolvem (Fig. 4b). Os bolsões são ameboides e podem ou não apresentar cantos em cúspide. Localmente, franjas mimerquíticas se formam em contato com estes bolsões. Os bolsões de feldspato migram sobre os cristais de plagioclásio e ortoclásio do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e os consomem quase completamente. Os bolsões ricos em quartzo apresentam texturas de recristalização, tais como formação de subgrãos e extinção ondulante nos microgrãos neoformados. Os leucossomas relacionados aos schlieren e schollen diatexitos e às injeções graníticas são composto por quartzo (45%), plagioclásio (40%) e menor quantidade de ortoclásio (cerca de 10%). Os máficos representam em média 4% destes veios e são representados por ortopiroxênio, biotita, clorita, magnetita e, localmente, diopsídio e hornblenda. Os cristais de quartzo, plagioclásio e ortoclásio apresentam distribuição bimodal. A matriz quartzo-feldspática apresenta textura granoblástica, na qual os cristais apresentam contatos poligonais a localmente interlobados entre si. Megacristais de ortoclásio 286

9 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa e plagioclásio são envolvidos nesta matriz granoblástica que define embaiamentos nos mesmos (Fig. 4d). Estes cristais apresentam extinção ondulante e, no caso do plagioclásio, geminações variavelmente deformadas. Cristais de apatita e zircão (até 1%) ocorrem em aglomerados em meio à matriz constituída principalmente por quartzo e plagioclásio no leucossoma dos dois tipos de diatexitos e nas injeções graníticas. Os máficos estão dispersos em meio à matriz do leucossoma. Alguns cristais de diopsídio envolvem cristais de ortopiroxênio de forma semelhante ao observado no ortopiroxênio-diopsídio-gnaisse. Estes minerais são, por sua vez, substituídos por cristais finos de hornblenda e biotita localmente. Esses minerais apresentam deformação rúptil e no caso do ortopiroxênio, cristais de clorita se formam em suas fraturas. Alguns leucossomas apresentam uma foliação milonítica e cristais finos e grossos de quartzo que evidenciam estrutura do tipo núcleo e manto (core-and-mantle structure). Os subgrãos definem uma foliação anastomosada que envolve os núcleos de quartzo. Cristais de ortopiroxênio fragmentados e subidioblásticos desenvolvem um alinhamento preferencial ao longo dos pares S-C da foliação milonítica. Do mesmo modo, cristais de biotita e magnetita, localmente, apresentam alinhamento preferencial ao longo dos planos C 1 da foliação milonítica. Figura 4 - (a) Substituição quase total de ortopiroxênio (Opx) por diopsídio (Di) em ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (LP); (b) Cristais de ortopiroxênio (Opx) envolvidos por microfilmes de fundido anatético (LP); (c) Interação entre fundido anatético feldspático (Fsp) aprisionado no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e cristais de plagioclásio (Pl) de suas bandas quartzo-feldspáticas (LP); (d) Embaiamento definido pela matriz quartzo-feldspática granoblástica do leucossoma no megacristal de plagioclásio em schollen diatexito (LP). Os traços vermelhos mostram os ângulos diedrais de 60 e 120º. 287

10 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás GEOQUÍMICA Ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e migmatitos e injeções graníticas Classificação geoquímica As amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse apresentam conteúdo de sílica entre 62 e 70%, razões K 2 O/Na 2 O entre 0,2 e 0,6 e número de magnésio (Mg#) entre 45 e 50 (Tabela 1). Essas rochas revelam abundância em Na 2 O (4,36 a 4,66%) e cálcio (até 5,41% de CaO) e conteúdos relativamente baixos de TiO 2 (entre 0,23 e 0,46%). O conteúdo de Al 2 O 3 é de 15 a 16%, enquanto a somatória de Fe 2 O 3t +MgO+MnO+TiO 2 é baixa em duas amostras (3,77 e 5,21%) e mais elevada na amostra SM39P (9,48). O leucossoma do migmatito apresenta conteúdo de sílica variável entre 69,36% e 71,76%, com exceção da amostra SM39N que apresenta conteúdo de SiO 2 mais baixo, em torno de 63%. As amostras apresentam razão K 2 O/Na 2 O entre 0,32 e 0,21, conteúdo de CaO entre 3,53 e 4,65 e Mg# entre 35 e 48 (Tabela 1). Duas amostras de veios graníticos que interceptam o diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisse apresentam composição semelhante à do leucossoma dos patch metatexitos e dos schlieren e schollen diatexitos, porém com conteúdo de SiO 2 levemente mais elevado (até 72,86%) e menores conteúdos de Fe 2 O 3t (0,74% a 1,83%) quando comparados ao leucossoma dos metatexitos e diatexitos (Fe 2 O 3t = 1,65 a 5,07%; Tabela 1). No diagrama de classificação de O Connor (1965) para rochas ricas em sílica, as amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse se distribuem no campo dos granodioritos a tonalitos de acordo com sua composição normativa de Ab-Na-Or (Tabela 1; Fig. 5a). As amostras do leucossoma dos metatexitos e diatexitos e injeções graníticas apresentam composição normativa semelhante a das amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse, sendo que quatros das sete amostras plotam no campo dos tonalitos (Fig. 5a). No diagrama de Shand (1943), as amostras se distribuem próximo da interface entre as suítes metaluminosas e peraluminosas, embora uma amostra do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse apresente afinidade claramente metaluminosa e as amostras do leucossoma sejam predominantemente peraluminosas (Fig. 5b). O diagrama de Frost et al. (2001) para a classificação de granitoides mostra que as amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse representam um protólito cálcico a cálcio-alcalino e as amostras de leucossoma apresentam composição análoga, embora uma amostra apresente conteúdo de álcalis-cao compatível com o do campo cálcio-alcalino (Fig. 5c). Tanto o ortopiroxênio-diopsídio gnaisse quanto as amostras de leucossoma plotam no campo das suítes magnesianas (Fig. 5d). Figura 5 - Classificação geoquímica do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e dos leucossomas associados. (a) Diagrama de classificação de O Connor (1965) para rochas ricas em sílica; (b) Diagrama de Shand (1943) para a descriminação de suítes metaluminosas, peraluminosas e peralcalinas; (c-d) Diagramas para classificação de granitóides baseados em elementos maiores (Frost et al., 2001). Geoquímica dos elementos traço Nas amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e do leucossoma o conteúdo de Nb e Ta é muito baixo. Tanto as amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse como do leucossoma apresentam alto conteúdo de Ba e Sr (Tabela 5; Fig. 6a-b). A razão Sr/Y é, em geral, muito alta nas amostras do leucossoma (350 a 439 no leucossoma dos metatexitos e diatexitos e 279 a 470 nas injeções graníticas), exceto nas amostras SM39N (Sr/Y = 57) e SM53N (Sr/Y = 63) que apresentam valores mais próximos daqueles observados nos gnaisses. Essa razão é relativamente mais baixa nas amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (43 a 168). No ortopiroxênio-diopsídio gnaisse, as razões (Ti/Y) N são maiores que 1 em duas amostras (1,43 e 1,71), mas menor na amostra SM39P (0,68). Essa última amostra também se diferencia das demais do ortopiroxêniodiopsídio gnaisse por apresentar valor da razão V/Sc = 288

11 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa 6, menor que o das outras amostras (V/Sc = 10 e 15; Tabela 1). Os valores de Ni dessas amostras variam de 18,1 a 38,9 ppm, enquanto os de Cr variam de 41 a 219 ppm. As amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse apresentam elevados valores de Ba e anomalias negativas em Nb e Ti em geral (Fig. 6a). Duas amostras, CMS22P e SM11P, apresentam anomalia positivas de Zr. A amostra SM11P, apresenta anomalias positivas de K e negativa de Ce (Fig. 6a). Nas amostras do leucossoma, as anomalias positivas de Ba e negativas de Nb e Ti são comuns a todos os litotipos. Um grupo de amostras do leucossoma, que incluem os veios graníticos, apresenta ainda anomalias positivas de K e Zr (SM36L, SM41L, SM46N, SM44N, SM54; Tabela 1; Fig. 6b). Estas anomalias não são verificadas nas amostras SM39N e SM53N (Fig 6b). Em relação ao ortopiroxênio-diopsídio gnaisse, os valores de La são altos (13,4 ppm a 29,1 ppm) e os de Yb muito baixos (0,18 ppm a 1,13 ppm), semelhantes aos valores do leucossoma no qual o conteúdo de La varia de 12,6 ppm a 26,6 ppm e de Yb de 0,13 a 0,92 ppm (Fig. 6c). Dessa forma, as amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse apresentam significativo fracionamento dos elementos terras raras leves em relação aos pesados. Contudo, se diferenciam em relação à intensidade do fracionamento, uma vez que as amostras CMS22P e SM11P apresentam razão (La/Yb) N entre 38 e 49 e a amostra SM39P apresenta valor em torno de 11, refletindo menor fracionamento. Valores distintos da razão Eu/Eu* foram observados entre amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse (Tabela 1). As amostras CMS22P e SM11P apresentam valores acima de 1 (Eu/Eu* = 1,122 e 2,104), indicando fraca anomalia positiva de Eu nos diagramas de distribuição de ETR e a amostra SM39P apresenta valor menor que 1 (Eu/Eu* = 0,809) indicando uma sutil anomalia negativa (Tabela 3; Fig. 6c). Nas amostras do leucossoma, a razão (La/Yb) N é aproximadamente de 60 para quase todas as amostras, exceto para as amostras SM39N e SM53N, que apresentam valores em torno de 20 (Tabela 1; Fig. 6d). A razão Eu/Eu* também permite uma separação entre dois grupos de amostras dentro de leucossoma. O primeiro grupo, relativo às amostras SM39N e SM53N, apresenta razão menor que 1 (Eu/Eu* = 0,848 e 0,574, respectivamente) e define anomalias levemente negativas nos diagramas de elementos terras raras (Fig. 6d). O segundo grupo, que inclui as amostras SM36L, SM41L, SM46N, SM44N, SM54, apresenta razão maior que 1 (entre 2,977 e 4,332) e define anomalias positivas de Eu nos diagramas de elementos terras raras. (Fig. 6d). No diagrama de Martin et al. (1999) para a distinção de suítes TTG e adakíticas e rochas cálcio-alcalinas clássicas de arcos de ilhas, as amostras de ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e do leucossoma se distribuem no campo dos primeiros (Fig. 7a). Dessa forma, o comportamento dos elementos traço nas amostras também foi investigado nos diagramas propostos por Martin et al. (2005) para comparar as rochas estudadas com aquelas de suítes TTG arqueanas, sanukitoides e adakitos com alto (High Silica Adakites, HSA) e baixo (Low Silica Adakites, LSA) conteúdo de sílica. A Figura 7b mostra que as amostras, tanto do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse como do leucossoma, apresentam semelhanças geoquímicas com TTG e adakitos de alto conteúdo de sílica. No entanto, os protólitos do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse apresentam conteúdos de Nb, U e Ti relativamente mais baixos em relação tanto aos adakitos de alto conteúdo de sílica e os adakitos de baixo conteúdo de sílica. Adicionalmente, nos diagramas de discriminação tectônica de Pearce et al. (1984) as amostras se distribuem no campo dos granitóides de arco vulcânico (Fig. 7c). A comparação das amostras de ortopiroxêniodiopsídio gnaisse com os ambientes tectônicos de distribuição de rochas ígneas félsicas com base no diagrama Sr/Y vs. (La/Yb) N de Condie & Kröner (2013) indica semelhança com rochas de arcos continentais (Fig. 7d) e com a média da crosta continental arqueana. 289

12 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás Tabela 1 - Conteúdo dos elementos maiores (%) e traço (ppm) nas amostras de ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e leucossoma, incluindo injeções graníticas que interceptam diferentes litotipos. Mg# = 100*Mg/(Mg+Fe). (La/Yb) N * normalizado em relação aos condritos de Nakamura (1974). Eu/Eu* calculado como Eu N /[(Sm N +Gd N ) x 0,5]. (Ti/Y) N * normalizado em relação aos condritos de Sun et al. (1980) Opx-Di Gnaisse Leucossoma (in situ) Injeção CMS22P SM11P SM39P SM39N SM46N SM44N SM53N SM54 SM36L SM41L SiO 2 68,35 70,53 61,98 63,38 71,76 69,36 69,08 70,81 70,04 72,86 TiO 2 0,46 0,23 0,45 0,5 0,29 0,3 0,22 0,22 0,19 0,04 Al 2 O 3 15, ,91 16,58 15,6 16,11 15,95 16,23 16,55 15,88 Fe 2 O 3t 3,2 2,48 5,96 5,07 1,65 2,66 3,03 1,52 1,83 0,74 MnO 0,04 0,05 0,08 0,06 0,02 0,03 0,03 0,02 0,03 0,01 MgO 1,51 1,01 2,99 2,12 0,44 1,19 0,89 0,7 0,87 0,24 CaO 3,98 3,07 5,41 4,65 3,53 3,98 3,63 3,94 4,29 3,14 Na 2 O 4,58 4,36 4,66 4,98 4,53 4,79 5,07 4,76 4,51 4,63 K 2 O 0,98 2,31 1,09 1,41 1,38 0,89 1,06 0,98 0,84 1,75 P 2 O 5 0,15 0,06 0,11 0,14 0,08 0,09 0,15 0,08 0,04 0,03 Cr 2 O 3 0,006 0,028 0,032 0,025 0,024 0,007 0,022 0,005 0,026 0,022 PF 0,7 0,7 1,1 0,9 0,4 0,4 0,7 0,6 0,6 0,4 Total 99,76 99,78 99,78 99,77 99,74 99,82 99,81 99,84 99,84 99,75 Mg# 48,32 44,65 49,85 45,31 34,57 46,99 36,78 47,71 48,50 39,12 K 2 O/Na 2 O 0,24 0,59 0,26 0,32 0,34 0,21 0,23 0,23 0,21 0,42 A/NK 1,84 1,55 1,80 1,71 1,74 1,82 1,68 1,83 1,99 1,67 A/CNK 1,00 0,98 0,85 0,91 1,02 1,00 0,99 1,01 1,03 1,04 Co 8,1 6,9 16,7 13,1 3,3 6,7 5,4 4,4 5 2,1 Ni 18,1 19,5 38,9 30,9 4,7 10,4 9,5 7,9 15,5 13,4 Rb 13 42,3 18,4 30,5 22,6 7,7 15,5 7,3 7,7 24,1 Sr 649,1 522,2 548,8 624,5 560,3 571,3 616,6 507,3 614,8 564,2 Ba V n.d Sc n.d Ta n.d n.d 0,2 0,1 n.d n.d n.d n.d n.d n.d Nb 3 1,7 4,3 3,8 2,1 2,1 2 1,4 1,4 0,4 Zr 254, ,3 118,8 74, ,9 111,8 34,3 67,3 Th 3,7 0,5 0,9 1,3 n.d 1,2 6,1 n.d 0,3 0,4 U 0,2 n.d n.d n.d n.d n.d n.d n.d n.d 0,2 Y 5,2 3,1 12,8 10,9 1,6 1,3 9,2 1,3 2,2 1,2 Hf 7,3 1,6 2 3,1 1,8 3,5 1,9 2,6 0,7 2,3 Ga 16,3 16,6 19,9 21, ,7 18,2 16, ,4 Pb 1,6 4,2 3,3 4,1 0,6 1 3,6 0,5 0,9 1,2 La 29,1 13,4 21,4 26,6 13,9 12,9 26,3 12,6 13,5 15,2 Ce ,2 48,2 22,8 19, ,8 20,1 21,2 Pr 5,76 2,21 5,37 5,81 2,18 1,89 6,26 2,03 1,91 1,78 Nd 20 7,5 22,2 22,3 7,7 6,6 23,6 5 6,2 5,2 Sm 2,55 1,23 3,78 3,96 0,73 0,7 3,88 0,74 0,74 0,49 Eu 0,81 0,72 0,91 1 0,73 0,62 0,64 0,57 0,64 0,6 Gd 1,93 0,9 3,16 3,31 0,67 0,61 3,03 0,47 0,59 0,37 Tb 0,21 0,11 0,41 0,39 0,07 0,07 0,39 0,06 0,07 0,03 Dy 1,12 0,67 2,54 2,08 0,32 0,35 1,95 0,23 0,32 0,21 Ho 0,21 0,1 0,46 0,37 0,06 0,05 0,32 0,05 0,07 0,03 Er 0,51 0,27 1,29 1,03 0,18 0,12 0,8 0,16 0,26 0,09 Tm 0,09 0,04 0,19 0,14 0,02 0,02 0,11 0,02 0,03 0,02 Yb 0,51 0,18 1,23 0,92 0,16 0,16 0,62 0,13 0,13 0,16 Lu 0,09 0,04 0,16 0,12 0,02 0,01 0,07 0,01 0,03 0,01 (La/Yb) N * 38,039 49,63 11,599 19,275 57,917 53,75 28,28 64,615 69,231 63,333 Eu/Eu* 1,122 2,104 0,809 0,849 3,209 2,917 0,574 2,971 2,977 4,332 Sr/Y V/Sc n.d (Ti/Y) N * 1,71 1,43 0,68 n.d ,67 8 CIPW Qtz 27,6 28,5 16,4 32,2 32,1 28,0 26,9 30,1 30,2 17,0 C 0,3 0,0 0,0 0,7 0,4 0,2 0,2 0,4 0,5 0,0 Or 5,8 13,7 6,4 10,3 8,2 5,3 6,3 5,8 5,0 8,3 Ab 38,8 36,9 39,4 39,2 38,3 40,5 42,9 40,3 38,2 42,1 Na 18,8 14,5 19,3 15,4 17,0 19,2 17,0 19,0 21,0 18,7 Di 0,0 0,0 4,4 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 1,5 Hy 3,8 2,5 5,4 0,6 1,1 3,0 2,2 1,7 2,2 4,6 Il 0,1 0,1 0,2 0,0 0,0 0,1 0,1 0,0 0,1 0,1 Ttn 0,0 0,2 0,9 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 1,1 Ru 0,4 0,1 0,0 0,0 0,3 0,3 0,2 0,2 0,2 0,0 Ap 0,4 0,1 0,3 0,1 0,2 0,2 0,4 0,2 0,1 0,3 Total 95,9 96,6 92,7 98,6 97,6 96,7 96,1 97,7 97,4 93,8 290

13 Marco Antonio Delinardo da Silva Lena Virgínia Soares Monteiro Carolina Penteado Natividade Moreto Soraya Damasceno de Sousa Figura 6 - (a-b) Diagramas multielementares normalizados em relação ao condrito (Sun et al., 1980) para ortopiroxêniodiopsídio gnaisse e leucossoma dos migmatitos, respectivamente; (c-d) diagramas de distribuição dos elementos terras raras normalizados em relação ao condrito de Nakamura (1974) para o ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e leucossoma dos migmatitos. Figura 7 - (a) Diagrama de Martin et al. (1999) para a distinção entre TTG, adakitos e rochas cálcio-alcalinas de arcos de ilha; (b) diagramas de Martin et al. (2005) para a distinção entre adakitos de alto (HSA) e baixo conteúdo de sílica (LSA); (c) Diagrama de discriminação de ambiente geotectônico de formação granitóides baseada em elementos traço (Pearce et al., 1984); (d) Diagrama de log(sr/y) vs. log(la/yb) N proposto por Condie e Kröner (2013) com a distribuição de rochas ígneas félsicas de diferentes ambientes tectônicos e comparação com amostras de ortopiroxênio-diopsídio gnaisse e leucossoma dos migmatitos do Complexo Xingu. LIP = Large Igneous Province; WI e EI = composição média das rochas ígneas félsicas da Irlanda Ocidental e Oriental, respectivamente (Draut et al., 2002; 2009); EPRB e WPRB = Batólito de Peninsular Range, Califórnia (Lee et al., 2007); Izu = Arco Izu-Bonin, Complexo Granítico Izu (Saito et al., 2007); Whundo = Arco Whundu, Pilbara, Austrália (Smithies et al., 2005). 291

14 Metamorfismo e geoquímica do Complexo Xingu na região de Canaã dos Carajás: implicações para a evolução mesoarqueana do domínio Carajás, Província Carajás DISCUSSÕES A natureza dos protólitos dos migmatitos do Complexo Xingu O Complexo Xingu foi originalmente definido como uma unidade geológica que compreende granulitos, gnaisses, migmatitos, granitoides diversos, faixas de greenstone belts e complexos básicos e ultrabásicos (Silva et al., 1974; DOCEGEO, 1988). Contudo, nos últimos anos, estudos petrogenéticos permitiram a caracterização mais refinada dos litotipos atribuídos ao embasamento da Província Carajás, sobretudo no Domínio Rio Maria, permitindo a individualização de novas unidades geológicas e restrição do Complexo Xingu apenas ao Domínio Carajás (Vasquez et al., 2008; Almeida et al., 2011). Na região de Canaã dos Carajás, os trabalhos mais recentes apresentaram uma nova cartografia geológica, na qual as rochas metamórficas antes atribuídas ao Complexo Xingu foram individualizadas e reinterpretadas como granitos variavelmente deformados (Gabriel et al., 2010; Rodrigues et al., 2012; Feio et al., 2013). Neste novo cenário, a região rural a oeste de Canaã dos Carajás seria dominada por biotita leucomonzogranitos a sienogranitos cálcio-alcalinos de alto cálcio, localmente dobrados e cisalhados, com idades entre ca. 2,96 e 2,83 Ga, além de granitoides e intrusões máficas neorqueanas da série charnockítica (ca. 2,75 a 2,73 Ga; Gabriel et al., 2010; Feio et al., 2012; 2013; Santos et al., 2013). O presente estudo relativo às rochas do Complexo Xingu, na região rural de Canaã dos Carajás, mostrou que esta unidade é diversa da interpretada por esses autores, pois ali afloram diopsídio-hornblenda-plagioclásio gnaisses, quartzo anfibolitos, ortopiroxênio-diopsídio gnaisses granodioríticos a tonalíticos e uma variedade de migmatitos. Entre os migmatitos foram reconhecidos metatexitos com estrutura patch e estromática e diatexítitos com estrutura schlieren e em placas (schollen). Estudos recentes também apontaram diferenças entre a idade de cristalização dos protólitos dos ortopiroxêniodiopsídio gnaisses (ca. 3,06 Ga; U-Pb SHRIMP IIe em zircão; Delinardo da Silva, 2014) e dos granitoides mesoarqueanos individualizados por Rodrigues et al. (2012) e Feio et al. (2013), sugerindo que os litotipos reconhecidos nesses diferentes estudos não podem, sem novos avanços, serem correlacionados. Os boudins de quartzo anfibolito poderiam representar o produto metamórfico de protólitos associados a diques máficos sin-cinemáticos ao desenvolvimento da foliação gnáissica (S1) no ortopiroxênio-diopsídio gnaisse. A origem do diopsídio-plagioclásio-hornblenda gnaisse ainda deverá ser investigada no futuro, uma vez que a ausência de relíquias ígneas dificulta o reconhecimento da natureza do seu protólito. A partir de estudos litoquímicos, Delinardo da Silva (2014) sugeriu semelhança química dessas rochas com basaltos toleiíticos a cálcio-alcalinos de arcos oceânicos, mas a natureza vulcânica dos protólitos não pôde ser comprovada. Os protólitos tonalíticos a granodioríticos do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse correspondem a rochas cálcicas a cálcio-alcalinas, metaluminosas e magnesianas com Mg# entre 45 e 50. De acordo com os critérios definidos por Moyen & Martin (2012), as características geológicas e litoquímicas do ortopiroxênio-diopsídio gnaisses (ODG) são semelhantes às dos TTG sódicos de médio ETRP, incluindo: (a) associação de ortognaisse polifásico com encraves e leucossoma; (b) conteúdo de Na 2 O entre 4 e 6% (Na 2 O ODG = 4,36 a 4,66%); (c) razão K 2 O/Na 2 O entre 0,3 e 0,6 (K 2 O/Na 2 O ODG = 0,21 a 0,53); (d) conteúdo de Al 2 O 3 igual ou maior que 15% a 70% de SiO 2 (Al2O3 ODG = 15 a 16%); (e) conteúdo de Yb menor que 1,5 pmm (Yb ODG = 0,18 a 1,23 ppm); (f) valores de (La/ Yb) N maiores que 15 (La/YbN ODG = 12 e 49); (g) valores de Sr/Y entre 20 e 200 (Sr/Y ODG = 43 a 168); (h) anomalias negativas de Nb-Ta e Ti; (i) ausência de anomalia significativa de Sr. Consta-se também entre os critérios de Moyen & Martin (2012), a ausência de anomalia negativa de Eu, que nas amostras do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse são expressas por valores de Eu/Eu* entre 0,81 e 2,1, indicativos, portanto, de anomalias negativas de Eu pouco expressivas a positivas. Da mesma forma, a comparação das características litoquímicas do ortopiroxênio-diopsídio gnaisse com os dados de Martin et al. (1999) e Martin et al. (2005) indica que seus protólitos apresentam semelhança com adakitos ricos em sílica (HSA), com base na abundância de elementos traço. Tanto para os adakitos modernos (Martin et al., 2005) como para os TTG (Moyen & Martin 2012), as elevadas razões Nb/Yb, Sr/Y e (La/Yb) N refletem evolução a partir da fusão parcial do manto e geração de basalto, seguida por seu metamorfismo com geração de granada anfibolitos e posterior fusão, a pressões acima de 12 kbar, gerando o magma TTG parental no qual granada e anfibólio permanecem no resíduo. No entanto, também podem ser observadas diferenças geoquímicas entre amostras do ortopiroxêniodiopsídio gnaisse. As amostras CMS22P e SM11P apresentam semelhanças com TTG ricos em Al, como altas razões (La/Yb) N e Sr/Y. No Domínio Carajás, essa assinatura geoquímica já foi observada no Trondhjemito Rio Verde (2,92-2,86 Ga; Feio et al., 2013), no Trondhjemito Colorado (2,87 Ga; Silva et al., 2014) e em trondhjemitos encravados nos leucogranitos Velha e Nova Canadá (Silva et al., 2013). Essa composição aponta para a presença de granada e anfibólio e ausência de plagioclásio como fases residuais ou de fracionamento no magma (Barker & Arth, 1976; Martin 1994). Por outro lado, a amostra SM39P apresenta razões (La/Yb) N e Sr/Y semelhantes às de TTG pobres em Al. Tais características dão indícios de petrogênese controlada por plagioclásio (Barker e Arth 1976; Martin 1994). Esta rocha é semelhante aos 292