VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES
PIRES – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO
NOROESTE DE MATO GROSSO – ESTUDO PETROLÓGICO
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
Reitor Paulo Speller
Vice-Reitor
Elias Alves de Andrade
Pró-Reitora de Pós-Graduação
Marinêz Isaac Marques
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
Diretor
Carlos Antônio Dornellas
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
Chefe
João Batista de Matos
Coordenadora do Programa de Pós-Graduação em Geociências
Rúbia Ribeiro Viana
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CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 01
VULCANITOS ÁCIDOS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES
PIRES – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO NA REGIÃO MÉDIO
NOROESTE DE MATO GROSSO – ESTUDO PETROLÓGICO
Maria Elisa Fróes Batata
Orientador
Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
Co-Orientadora
Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Geologia da Faculdade de Geologia da Universidade Federal de Mato
Grosso como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geologia, Área de Concentração: Evolução Crustal e Metalogenia
CUIABÁ 2007
vi
Universidade Federal de Mato Grosso – http://ufmt.br Instituto de Ciências Exatas e da Terra – http://ufmt.br Curso de Geologia – http://ufmt.br Departamento de Recursos Minerais – http://ufmt.br Programa de Pós-Graduação em Geociências – [email protected] Campus Cuiabá – Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó 78.060-900 – Cuiabá, Mato Grosso Fone: (65) 3615-8000 – Fax: (65) 3628-1219 – E.mail: – http://ufmt.br Os direitos de tradução e reprodução são reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos, ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.
Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Central do Sistema de Bibliotecas e Informação – SISBIB – Universidade Federal de Mato Grosso
Batata, Maria Elisa Fróes Vulcanitos Ácidos da Província Ígnea Teles Pires – SW do Cráton Amazônico na Região Médio
Noroeste de Mato Grosso – Estudo Petrológico [manuscrito]. / Maria Elisa Fróes Batata – 2007
xiv, 39f.; il. Color. (Contribuições às Ciências da Terra, série 1, vol. 1, n. 1).
Orientador: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
Co-Orientadora: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa
Dissertação (Mestrado). Universidade Federal de Mato Grosso. Instituto de Ciências Exatas e da Terra. Faculdade de Geologia. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Geociências.
Área de Concentração: Evolução Crustal e Metalogenia 1. Geologia – Dissertação. 2. SW do Cráton Amazônico – Dissertação. 3. Vulcanitos Ácidos –
Dissertação. 4. Estudo petrológico – Dissertação. I. Universidade Federal de Mato Grosso. Departamento de Geologia. II. Título.
CDU: .....
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Dedicatória
Não poderia deixar de dedicar
este trabalho à cara amiga
Maria Zélia, como forma de
nela reconhecer minha grande
incentivadora, sempre me
creditando mais do que
mereço.
“Não busques a vaidade de ser melhor que os outros. Contenta-te com a tarefa gloriosa de tentares ser melhor que és. Que tu não sejas o teu limite de crescimento, mas o teu grande questionamento, o
teu grande interrogador” (Henfil).
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Agradecimentos Chegou a hora de externar os agradecimentos aos envolvidos nesta minha etapa de vida,
jamais pensada ou programada. Claro é que o resultado de agora é a seqüência de pesquisas anteriores,
de fundamental importância para a realização desta investigação, que contou com o apoio
imprescindível do CNPq através do projeto 473117/03-7; li diversos autores, recebi ensinamentos de
muitos professores desde a graduação até agora, internos e externos à UFMT; vi vários pontos de vista
sob diferentes ópticas, que embasaram a construção de meus conhecimentos. Embora esta dissertação
seja individual, pela sua natureza acadêmica, não posso deixar de expressar os meus sinceros
agradecimentos a algumas pessoas que estiveram muito próximas neste percurso, contribuindo
sobremaneira para a construção deste trabalho.
Ao Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite e Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa,
agradeço imensamente por me terem aceitado como orientanda, por serem compreensivos com meus
limites, sempre incentivando a superá-los; por me terem acompanhado par e passo no campo ou em
laboratório, fornecendo valiosa bibliografia, indicando caminhos, fazendo sugestões, críticas e
correções. Bem sei que para isso despenderam o seu precioso tempo, mesmo em horas críticas de
saúde familiar ou de compromissos outros, particulares;
Ao Prof. Dr. Gerson Souza Saes, que sempre esteve presente, nunca se negando a dividir seus
conhecimentos, e que, com a sua clareza simples, torna as coisas tão fáceis;
À Profa. Dra. Ana Cláudia Dantas da Costa, ao Prof. Dr. João Batista de Matos e Prof. Dr.
Carlos Humberto da Silva, pela oportunidade de acompanhá-los em campo, por tê-los ao lado em
laboratórios, pelas “macro e micro” dicas;
Aos colegas da primeira turma, aos das subseqüentes, de graduação e de outras áreas que, de
uma forma ou de outra, contribuíram com sua amizade, me fazendo aprender com as discussões e
conversas, com comentários e com sugestões efetivas para a realização deste trabalho, gostaria de
expressar minha profunda gratidão. Embora não mencionando todos nominalmente, não posso deixar
de citar a Alessandra, Gisely, Maristela e Elaine, e Tiago Amadeu e Marcel da graduação, pela grande
ajuda na informática e na construção dos gráficos. Também sou muito grata ao apoio recebido do
pessoal da secretaria, dos técnicos dos laboratórios de microscopia, laminação e LAMUTA;
Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências, na pessoa da coordenadora Profa. Dra.
Rúbia Ribeiro Viana, e aos membros da banca examinadora, pelas contribuições que certamente virão;
At last, but not least, à minha família, pela compreensão e ternura lidas mesmo nas
entrelinhas, por tudo dito e não dito e, em não havendo muitas maneiras de dizer o indizível, digo
apenas – o que não é pouco – obrigada por tudo. Aos meus filhos, Daniel e Natália, falo que foi muito
gratificante sentir a excitação e orgulho com que sempre reagiram aos resultados acadêmicos da
'mãe/colega' ao longo deste tempo curricular, desejando que o entusiasmo, seriedade e empenho posto
no trabalho lhes possam servir de estímulo para fazerem sempre mais e melhor.
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Sumário Agradecimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ix
Sumário . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . x
Lista de Figuras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xi
Lista de Tabelas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xii
Resumo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiii
Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiv
Capítulo 1 Introdução Apresentação do Tema . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
Contexto Geológico Regional da PITP . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 Terreno Granítico Alta Floresta. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3
Complexo Tabaporã . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 Tonalito Japuíra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 Granito Zé do Torno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
Grupo Roosevelt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
Suíte Rio do Sangue . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 Granito Fontanillas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 Granito Juara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
Charnockito-Mangerito São Roque . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 Gabro Juína . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
Suíte Intrusiva Tatuí . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
Granito Aripuanã . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 Coberturas Sedimentares . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
Capítulo 2 Artigo 1
Resumo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 Introdução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Petrografia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
Geoquímica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
Considerações finais e conclusões . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
Agradecimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
Referências . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
Referências. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Ficha de Aprovação. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
xi
Lista de Figuras Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo................................................................................................1
Figura 1.2: (A) Mapa de localização da Folha Sc-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha Sc-21 Juruena......................................................................................... .......2
Figura 2.1: Mapa de localização da área de estudo...............................................................................................15
Figura 2.2: (A) Mapa de localização da Folha Sc-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha Sc-21 Juruena................................................................................................15
Figura 2.3: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) cristaloclasto de quartzo com bordas e golfos de corrosão, e púmice elipsoidal; (B) cristaloclasto de sanidina e litoclasto acidental com granada; (C) litoclasto acidental com cristais euédricos de granada, mostrando contato nítido com a matriz; (D) fiammes e textura eutaxítica contornando cristaloclasto euédrico; (E) elementos de devitrificação em altas temperaturas – detalhe de esferulito; (F) esferulito do tipo gravata-borboleta, opaco e zircão; (G) textura glomeroporfirítica constituída por cristaloclastos de plagioclásio associados a clorita secundária; (H) detalhe de textura eutaxítica contornando cristal de plagioclásio. Imagens com polarizadores cruzados; objetivas de 4 e 10 vezes nas figuras A-B-C-G E D-E-F-H, respectivamente.............................................18
Figura 2.4: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) fragmentos de cristal pontiagudo com corrosão magmática, e púmice arredondado, em matriz tufácea; fraturamento preenchido por epidoto e clorita; (B) nível máfico formado por agregado de palhetas orientadas de biotita; (C) shard em plate devitrificada, com neoformação de calcita+quartzo+clorita, e púmice elipsoidal amoldado a anteparo de cristaloclasto; (D) pseudomorfismo total, principalmente para grãos de epidoto, de fenocristal de plagioclásio fragmentado. Imagens com objetivas de 4 vezes e polarizadores paralelos e cruzados, à esquerda e direita, respectivamente.............................................................................................................19
Figura 2.5: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas Al2O3 versus TiO2.............................................................................................................................................................24
Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO2 versus óxidos e elementos menores e traços.......................................................................................................................25
Figura 2.7: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas químico-classificatórios: (A) Álcalis versus Sílica; (B) SiO2 versus Zr/TiO2; (C) R1-R2.......................................26
Figura 2.8: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas (A) total de álcalis versus sílica; (B) AFM; (C) La versus Yb; (D) total de álcalis e CaO versus sílica; (E) A/NK versus A/CNK; (F) P2O5 versus SiO2...................................................................................................................27
Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K2O+Na2O (A); Zr (B); Nb (C); Ce (D); Y (E); Zn (F).........28
Figura 2.10: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas: (A) Hf-Rb/30-Ta*3; (B) Rb versus Y+Nb..........................................................................................................................29
Figura 2.11: Padrões de distribuição dos vulcanitos estudados nos diagramas de: (A) elementos traços, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica; (B) ETR, normalizados pelos valores condritos de Nakamura 1977 .........................................................................................................30
xii
Lista de Tabelas Tabela 1.1:. Dados isotópicos do Terreno Granítico Alta Floresta: (SIM) Suíte Intrusiva Matupá; (SIFS) Suíte
Intrusiva Flor da Serra; (SIP) Suíte Intrusiva Paranaíta; (SIJ) Suíte Intrusiva Juruena; (SIC) Suíte Intrusiva Colíder; (evap.), metodologia de evaporação; (conv.) metodologia convencional; (py) pirita......................3
Tabela 1.2:- Dados isotópicos de rochas do Complexo Tabaporã...........................................................................4
Tabela 1.3: Dados isotópicos para rochas vulcânicas e plutônicas do Grupo Roosevelt.........................................7
Tabela 1.3:-Continuação..........................................................................................................................................8
Tabela 2.1: Composição química de elementos maiores e menores, e razão Ga/Al de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.........................................................................................................20
Tabela 2.2: Composição química de elementos traços de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena..........................................................................................................................................................21
Tabela 2.2: continuação..........................................................................................................................................22
Tabela 2.3: Composição química de ETR de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena ......23
xiii
Resumo Este trabalho foi desenvolvido na Província Ígnea Teles Pires – PITP, sudoeste do Cráton
Amazônico, na região de Juína, Castanheira e Juruena, municípios do norte do estado de Mato Grosso.
Esta província se constitui de grande volume de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente
ácidas, com termo básico subordinado e rochas graníticas cogenéticas, de 1,8-1,75 Ga. O arcabouço
geológico da região consiste de dez unidades, da mais antiga para a mais nova: Terreno Granítico Alta
Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do
Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. Os vulcanitos foram
estudados do ponto de vista petrográfico e geoquímico, sendo classificados como ignimbritos, dos
quais se individualizou: tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e tufos
estratificados. Às vezes, esses litotipos apresentam evidências de processos hidrotermais com provável
interação com água do mar, ou de milonitização e/ou metamorfismo de fácies xisto-verde. As rochas
ali presentes têm composição restrita, dominantemente dacíticas a riolíticas, provenientes de um
magmatismo caracterizado como cálcio-alcalino do tipo I, tendo evoluído de metaluminoso a
levemente peraluminoso, gerado a temperaturas de aproximadamente 900oC, com moderada fO2.
Sugere-se seu desenvolvimento em um ambiente extensional do tipo rift em margem continental com
arco vulcânico pré-existente. Os resultados aqui obtidos, associados à idade em torno de 1,76 Ga,
permitem a correlação desses litotipos com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt. Esta pesquisa
possibilitou a elaboração do artigo “As rochas vulcânicas da Província Ígnea Teles Pires na região
médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua caracterização petrológica”,
submetido à Revista Brasileira de Geociências, que corresponde ao capítulo dois deste volume.
xiv
Abstract This work was performed in the Província Ígnea Teles Pires - PITP, in the southwest of the
Amazonian Craton, in the regions of Juína, Castanheira and Juruena – northern Mato Grosso state.
This province contains a large volume of acid efusive and volcanoclastic rocks, showing subordinated
basic terms and cogentic granitic rocks, of 1,8-1,75 Ga. The geological structure of the region consists
of ten units, which, in a scale from the oldest to the most recent, are: Terreno Granítico Alta Floresta,
Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue,
Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis and Grupo Parecis. The volcanits have been
studied under the petrographic and geochemistry perspectives. They were classified as ignimbrite, and
subclassified as: Matrix Cineritic Supported Tuff, Crystal Supported Tuff and Stratified Tuff.
Sometimes these lithotypes present evidences of hydrothermal processes with probable interaction
with seawater, or of mylonitization and/or metamorphism of greenschist facies. The rocks do not
present a varied composition. They are predominantly composed of dacites and rhiolites. They
proceed from a magmatismo classified as a type I calc-alkaline, which have envolved from
metaluminous to slightly peraluminous, generated at temperatures around 900 Celsius degrees, with
moderate fO2. It is suggested that its development happened in an extensional environment of the type
rift, in continental margins with preexisting volcanic arches. The results gotten, that are estimated to
be around 1,76 Ga, allow to the correlation of these lithotypes with Grupo Roosevelt stratigraphic unit.
This research made possible the elaboration of the article "As rochas vulcânicas da Província Ígnea
Teles Pires na região médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua
caracterização petrológica”, submited at the “Revista Brasileira de Geciências”, which corresponds
to chapter two of this volume.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
1
Capítulo 1 Introdução
Apresentação do Tema
A Província Ígnea Teles Pires - PITP (Leite et al. 2001a) situa-se na porção sudoeste do
Cráton Amazônico, onde suas ocorrências extrapolam os limites das províncias geocronológicas
Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Tassinari et al. 1996; Tassinari & Macambira 2000) ou
Tapajós-Parima e Rondônia-Juruena (Santos et al. 2000). Abrange cerca de 40.000 km2, numa faixa de
350 km de comprimento, de direção aproximada a E-W, disposta principalmente ao longo do rio
homônimo, também com ocorrências nas cercanias das cidades de Colíder, Nova Canaã do Norte, na
borda norte do Graben do Caiabis, nos arredores dos municípios de Juruena e Aripuanã, localidades
da porção norte do estado de Mato Grosso (Figura 1.1). Esta província constitui-se de grande volume
de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente ácidas, com termo básico subordinado e rochas
graníticas cogenéticas. Os litotipos de origem vulcânica presentes na região de Juína, Castanheiras e
Juruena foram estudados do ponto de vista petrográfico e geoquímico a partir, respectivamente, de 35
seções delgadas e igual número de amostras para análises químicas. Os resultados encontram-se
discutidos no capítulo dois, que constitui um artigo sob o título “As rochas vulcânicas da Província
Ígnea Teles Pires na região médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua
caracterização petrológica”, submetido à Revista Brasileira de Geociências.
Figura 1.1: Mapa de localização da área de estudo (Miranda & Amorim 2000)
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
2
Contexto Geológico Regional da PITP
Este tópico é fundamentado em dados da literatura e apresenta um panorama da geologia
regional, dando ênfase aos aspectos petrográficos, estruturais, tectônicos e geocronológicos. A região
de estudo está inserida no domínio geológico da Folha SC.21 Juruena, composta, segundo Silva et al.
(1980), por oito unidades apresentadas da mais antiga para a mais jovem: Complexo Xingu, Grupo
Uatumã consistindo da Formação Iriri e Granito Teles Pires, Grupo Beneficente, Granito Serra da
Providência, Grupo Caiabis com as formações Dardanelos e Arinos, Arenito Fazenda Casa Branca,
Diabásio Cururu e Formação Araguaia. A partir desse trabalho original, baseados em pesquisas que se
sucederam, algumas modificações e redefinições de unidades foram propostas por Leite et al. (2001b)
e Lacerda Filho et al. (2004), sendo que um novo empilhamento estratigráfico foi sugerido por Leite et
al. (2005a), consistindo das seguintes unidades, também da mais antiga para mais jovem: Complexo
Tabaporã, Terreno Granítico Alta Floresta, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Suíte Rio do Sangue,
Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Tipo Rio Branco, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. Os novos dados
geocronológicos para o Complexo Tabaporã, suscitam a proposição de um reordenamento
estratigráfico constituído por dez unidades, segundo a ordem anterior: Terreno Granítico Alta Floresta,
Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue,
Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. (Figura 1.2A-B).
Figura 1.2: (A) Mapa de localização da Folha SC-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha SC-21 Juruena (modificado de Leite et al. 2005a).
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
3
Terreno Granítico Alta Floresta
Leite et al. (2001b) definiram como Terreno Granítico Alta Floresta a unidade constituída de
rochas graníticas deformadas, anteriormente incluídas no Complexo Xingu, situadas na porção E-NE
da Folha SC-21 Juruena, que ocorrem entre os municípios de Peixoto de Azevedo e Juruena. Segundo
Lacerda Filho et al. (2001) este domínio representa a evolução de um cinturão do tipo colisional,
formado por diversas suítes de natureza cálcio-alcalina e composições variando desde dioríticas até
graníticas. Os mesmos autores consideram que estas suítes são intrusivas em gnaisses polideformados,
correlacionáveis ao Complexo Cuiú-Cuiú da Província Tapajós, e classificam cinco delas como
granitóides do tipo I oxidado e uma como do tipo S, sendo, respectivamente, suítes Matupá, Flor da
Serra, Paranaíta, Juruena, Colíder e Nhandu, e Suíte Intrusiva Apiacás. O padrão geocronológico
destas suítes mostra intervalo temporal de aproximadamente 100 Ma, entre 1,89 Ga e 1,79 Ga, com
idades modelo Sm-Nd entre 2,35 Ga e 2,22 Ga (Tabela 1.1).
Tabela 1.1. Dados isotópicos do Terreno Granítico Alta Floresta: (SIM) Suíte Intrusiva Matupá; (SIFS) Suíte Intrusiva Flor da Serra; (SIP) Suíte Intrusiva Paranaíta; (SIJ) Suíte Intrusiva Juruena; (SIC) Suíte Intrusiva
Colíder; (evap.), metodologia de evaporação; (conv.) metodologia convencional; (py) pirita. (modificado de Leite et al. 2005a).
Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga)
SIM – SUÍTE INTRUSIVA MATUPÁ
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,894
Moura 1998 Pb-Pb evap. Granito 1,872
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,848
Pimentel 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,340
Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,350
SIFS – SUÍTE INTRUSIVA FLOR DA SERRA
Pimentel 2001 Sm-Nd TDM Gabro 2,230
Lacerda Filho et al.2001 Sm-Nd TDM Granito 2,340
SIM – SUÍTE INTRUSIVA PARANAÍTA
Pimentel et al. 2001 Sm-Nd TDM Granito 2,221
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,823
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,803
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,801
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,819
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,816
JICA/MMAJ 2000 U-Pb conv. Granito 1,793
JICA/MMAJ 2000 Pb-Pb evap. Granito-Veio Qz c/py 1,760
JICA/MMAJ 2000 Pb-Pb evap. Granito-Veio Qz c/py 1,560
SIJ – SUÍTE INTRUSIVA JURUENA
JICA/MMAJ 2.000 U-Pb conv. Granito 1,848
JICA/MMAJ 2.000 Pb-Pb evap. Granito 1,823
JICA/MMAJ 2.000 U-Pb conv. Granito 1,817
SIC – SUÍTE INTRUSIVA COLÍDER
JICA/MMAJ 2.000 U-Pb conv. Granito 1,786
Pimentel 2001 U-Pb conv. Granito 1,781
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
4
Complexo Tabaporã
Esta unidade aflora nas proximidades do município de Tabaporã e ao longo do curso médio do
rio Arinos, a sudoeste do município de Juara, parcialmente recoberta pelos sedimentos do Grupo
Parecis, com ocorrências menores a oeste-sudoeste do município de Alta Floresta, descritas por
Lacerda Filho et al. (2001) como Complexo Fazenda Mogno. Apresenta-se como blocos e matacões
tabulares a subarredondados, tendo granulação grossa a média, cor cinza a preta, com bandamento
gnáissico de direção preferencial E-W e mergulhos de moderados a altos para N. As rochas desta
unidade consistem de quartzo dioritos, granodioritos e monzogranitos, com raros corpos de
anfibolitos, estando intrudidas por apófises graníticas de composições e texturas semelhantes aos
pertencentes à Suíte Rio do Sangue, com dimensões de poucos a dezenas de metros. Encontram-se
metamorfizadas na fácies anfibolito superior a granulito, caracterizada por uma paragênese composta
por hornblenda, granada e hiperstênio. Uma deformação sobrepõe-se heterogeneamente sobre todo o
conjunto, definindo uma foliação milonítica de direção NNW e mergulhos de ângulo variável para
NNE. As poucas datações obtidas para litotipos diversos resumem-se a resultados de Rb-Sr e Sm-Nd
em rocha total e U-Pb e Pb-Pb em zircão (Tassinari et al. 1996, Lacerda Filho et al. 2001, Leite et al.
2001b, Leite & Saes 2003) e mostram variação de idades entre 2,26 Ga e 1,70 Ga (Tabela 1.2) não
permitindo a definição de um padrão geocronológico comum para esta unidade. A partir desses dados
e do conhecimento mais aprofundado do contexto geológico em que ela se insere, Leite et al. (2006)
interpretaram 1,96 Ga como idade de cristalização do Complexo Tabaporã e as mais jovens, em torno
de 1,77 Ga como resultado de reaquecimento regional correlacionável ao episódio vulcano-plutônico
Roosevelt. Diante de novos dados apresentados por Costa et al. (2006) que consideram 1737 ± 2 Ma
como cristalização do Complexo Tabaporã e 1696 ± 6 Ma como deformação, aliados a outros
resultados similares (Tabela 1.2), aqui se propõe que essas idades de 1,96 Ga e 1,77 Ga sejam
correspondentes, respectivamente, a núcleo herdado e à formação da unidade, considerando-se este
complexo como mais novo que as rochas do Terreno Granítico Alta Floresta. Assim sendo, sugere-se
alteração no empilhamento estratigráfico proposto por Leite et al. (2005a) para: Terreno Granítico
Alta Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra, Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte
Rio do Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã, Grupo Caiabis e Grupo Parecis. (Figura 1.2
A-B).
Tabela 1.2 - Dados isotópicos de rochas do Complexo Tabaporã (modificado de Leite et al. 2005a).
Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga)
Costa et al. 2006 Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,74
Costa et al. 2006 Pb-Pb evaporação Ortognaisse 1,70
Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd isocrônico Anfibolito 2,24
Lacerda Filho et al. 2001 U-Pb Migmatito 1,78
Lacerda Filho et al. 2001 Sm-Nd TDM Migmatito 2,26
Lacerda Filho et al. 2001 U-Pb Metagranito 1,77
Lacerda Filho et al. 2001 Sm/Nd TDM Metagranito 2,00
Leite et al. 2001a Pb-Pb evaporação Metagranito 1,96
Tassinari et al. 1996 Rb-Sr RT Gnaisse 1,97
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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Tonalito Japuíra
O Tonalito Japuíra consiste de um corpo alongado, de 180 por 30 a 60 km nas direções E-W e
N-S, respectivamente, estendendo-se desde o baixo curso do Rio Arinos no noroeste de Juara,
cruzando o Rio Juruena na reserva indígena homônima, até Aripuanã. Esse Tonalito é parcialmente
recoberto por sedimentos mesoproterozóicos da Formação Dardanelos nas proximidades da
confluência do Rio Arinos com o Rio dos Peixes; apresenta contato abrupto com rochas vulcânicas do
Grupo Roosevelt e possivelmente é intrudido por granitóides da Suíte Rio do Sangue e da Suíte Tatuí,
em direções oeste e sul e leste, respectivamente. Essa unidade compõe-se de rochas cinza a cinza-
esbranquiçadas, de granulação grossa a média, que ocorrem como grandes blocos e matacões. Seus
litotipos apresentam foliação metamórfica proeminente, algumas vezes transicionando para
bandamento gnáissico com direções preferenciais NW-SE e E-W. Petrograficamente classificam-se
como tonalitos, com restrita variação para granodioritos, com paragênese metamórfica representada
por biotita e hornblenda indicando condições metamórficas de fácies anfibolito. Leite et al. (2006)
consideram essa unidade como representativa de arco magmático continental e, com base em
resultados Pb-Pb em zircão, sugerem sua idade de formação coincidente com 1,77 Ga, enquanto que
os dados de Sm-Nd indicam idades T(DM) em torno de 2,26 e ξNd(1.77) levemente negativo.
Granito Zé do Torno
O Granito Zé do Torno foi denominado informalmente por Costa (1999) durante pesquisas da
Mineração Aripuanã, sendo em outros trabalhos na mesma área, denominado Granito Paraibão ou
Granito G1 (Lacerda Filho et al. 2004). Corresponde a corpos que estão distribuídos
concordantemente com a estruturação regional, em faixas alongadas e descontínuas entre os
municípios de Juruena e Aripuanã (MT), ora apresentando-se como enclaves nas rochas vulcânicas do
Grupo Roosevelt. Estes litotipos variam de equigranulares médios a porfiríticos de matriz fina a
média, com cores de rosa a cinza e, conforme os autores acima citados, geralmente exibem textura
rapakivi. Apresentam zonas de cisalhamento com alinhamento de minerais máficos que
desenvolveram foliação milonítica de direção predominantemente WNW-ESE. Paula & Paulo (2003)
classificaram petrograficamente esses litotipos como sieno a monzogranitos, que consistem de
proporções variáveis de feldspato alcalino, plagioclásio e quartzo, tendo biotita e titanita como
máficos principais; descreveram também enclaves máficos alongados de até 30 cm, ricos em biotita
associada com magnetita. Os dados geocronológicos disponíveis para a área referem-se a um
monzogranito que apresenta idade de 1.755 ± 5 Ma obtida pela metodologia U-Pb em zircão por
SHRIMP (Néder et al. 2001).
Grupo Roosevelt
Esta unidade, anteriormente englobada no Grupo Uatumã e descrita no Cráton Amazônico
desde os trabalhos de Silva et al. (1974, 1980) e Basei (1977), foi individualizada por Santos et al.
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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(2000). Expõe-se principalmente ao longo do vale do Rio Teles Pires, na divisa entre os estados de
Mato Grosso e Pará, desde a região da Serra Formosa até o Município de Aripuanã, com ocorrências
importantes nas cercanias dos municípios de Colíder e Nova Canaã do Norte, ao longo do Rio dos
Peixes, ao sul do Graben dos Caiabis e entre Juruena e Castanheira (Leite et al. 2005a).
O Grupo Roosevelt compõe-se por rochas vulcânicas ácidas, e, mais raramente, diques e sills
básicos, com uma granitogênese associada. Os termos ácidos, de variação composicional restrita,
dacítica a riolítica, apresentam-se como lavas maciças de textura porfirítica ou como produtos
vulcanoclásticos e piroclásticos, associados a brechas autoclásticas, depósitos de tufos lapilliticos e
tufos cineríticos, bem como depósitos do tipo base surge (Leite et al. 2001a, 2001c, Leite & Gomes
2002, Néder et al. 2002), classificados como de afinidade cálcio-alcalina de alto potássio, gerados a
partir de protólitos crustais, com assinatura geoquímica de arcos magmáticos (Néder et al. 2000; Pinho
et al. 2001a; Leite et al. 2001a, 2001b, 2005a). Intercalações delgadas de corpos lenticulares de cherts
puros esbranquiçados e cherts ferruginosos, siltitos manganesíferos e formações ferríferas bandadas
constituem a sedimentação química associada a esta unidade. A porção básica ocorre especialmente na
região do Moriru (Pinho et al. 2003), em Aripuanã (Néder et al. 2000), na região do Distrito de
Filadélfia (Batata et al. 2005a) e nas proximidades do município de Castanheira (Leite et al. 2005a),
sendo seus litotipos descritos como toleíticos, caracterizando vulcanismo bimodal, de natureza
continental (Leite & Saes. 2000, Néder et al. 2000). Quanto à granitogênese associada, Basei (1977),
Silva et al. (1980) e Tassinari et al. (1984) designaram-na genericamente como Granitos Tipo Teles
Pires. Esta manifestação é caracterizada por um grande número de plútons e stocks, de formas
ovaladas a elipsoidais, intrudidos em níveis crustais rasos, que afloram principalmente no vale do Rio
Teles Pires, desde as proximidades do município de Peixoto de Azevedo até a região de Aripuanã, na
borda sul do Graben do Cachimbo; ocorrem também na borda norte do Graben dos Caiabis, desde
Colíder até as cercanias do Rio Juruena. O Granito Tipo Teles Pires consiste em rochas avermelhadas,
isotrópicas, com composição dominantemente monzo a sienogranítica, com raros riebeckita granitos,
apresentando texturas diversificadas, tais como equigranular, porfirítica, rapakivi, microgranular,
gráfica e granofírica (Silva et al. 1980). Para essas rochas intrusivas é indicada assinatura geoquímica
principalmente alcalina, com raras amostras nos domínios cálcio-alcalinos e peralcalinos, coincidentes
com uma granitogênese do tipo A (Tassinari et al. 1996 e Tassinari & Macambira 2000).
Os dados geocronológicos e isotópicos (Tabela 1.3), embora escassos, permitem traçar um
padrão coerente para a evolução do vulcano-plutonismo Roosevelt (Leite et al. 2005a). Pelos
resultados U-Pb em zircão (SHRIMP, convencional e Pb-Pb por evaporação), foi estabelecido um
intervalo de cerca de 60 Ma para a evolução da unidade, entre 1,8 Ga e 1,74 Ga (Néder et al. 2000;
Pinho et al. 2000; Leite et al. 2001a; Santos et al. 2001). Já os resultados de análises isotópicas Rb-Sr
(Basei 1977, Silva et al. 1980 e Tassinari et al. 1996) evidenciam concentração de resultados em torno
de 1,65 Ga.. Os poucos dados Sm-Nd encontrados na literatura mostram T(DM) variando entre 1,9 e 2,2
Ga com valores ξNd de levemente negativos a positivos, o que, segundo Santos et al. (2000), reflete
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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proveniência mantélica, sendo que Pinho (2002) sugeriu derivação a partir de material crustal com
pouco tempo de residência. Quanto às rochas intrusivas, os dados geocronológicos disponíveis (Rb-Sr)
foram obtidos durante os anos 70 e início dos 80 (Basei 1977, Silva et al. 1980). Resultados mais
recentes de Pb-Pb e U-Pb em zircão (Néder et al. 2000, Leite et al. 2001a, Santos et al. 2001, Pinho et
al. 2003) indicam uma variação entre 1,801 Ga e 1,759 Ga, semelhantes àqueles obtidos para a porção
vulcânica da unidade, sugerindo contemporaneidade entre os dois processos, o que já havia sido
proposto por Basei (1977) e Tassinari et al. (1984). No entanto, Leite et al. (2005a) ressaltaram que,
tanto para as rochas vulcânicas como para as intrusivas, as datações pelo método Rb-Sr forneceram
idades, em média, 100 Ma mais jovens do que as obtidas pela sistemática U-Pb.
Tabela 1.3.- Dados isotópicos para rochas vulcânicas e plutônicas do Grupo Roosevelt (modificada de Leite et al. 2005a).
Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga)
Néder et al. 2000 U-Pb SHRIMP Dacito 1,762
Santos et al. 2000 U-Pb SHRIMP Metadacito 1,740
Lacerda Fº et al. 2001 U-Pb SHRIMP Dacito 1,757
Lacerda Fº et al. 2001 U-Pb conv Dacito 1,786
Leite et al. 2001a Pb-Pb evap. Dacito 1,791
Pinho et al. 2001b U-Pb conv. Ignimbrito 1,801
Pinho et al. 2001a U-Pb conv. Riodacito 1,796
Pinho et al. 2001a U-Pb conv. Dacito 1,773
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Riodacito 1,761
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Metariolito 1,767
Batata et al. 2005b Pb-Pb evap. Tufo de Cristal 1,759
Leite et al. 2001a Pb-Pb evap. Granito 1,801
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,759
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,763
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,764
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Granodiorito 1,765
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,766
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Sienogranito 1,772
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,774
Pinho et al. 2.003 U-Pb conv. Monzogranito 1,775
Lacerda Fº et al. 2001 Sm-Nd TDM Dacito 2,010
Pinho et al. 2001a Sm-Nd TDM Riodacito 2,280
Pinho et al. 2001a Sm-Nd TDM Dacito 1,940
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Metariolito 2,210
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Riolito 2,160
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Riolito 2,110
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Ignimbrito 2,140
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Tabela 1.3.- continuação
Autor Método Tipo de Rocha Idade (Ga)
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Monzogranito 1,950
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Monzogranito 2,160
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Monzogranito 2,090
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Monzogranito 2,040
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granodiorito 2,160
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Tonalito 1,940
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Sienogranito 2,300
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granito 2,150
Pinho et al. 2.003 Sm-Nd TDM Granito 2,040
Basei 1977 Rb-Sr Vulc. Ácida 1,680
Silva et al. 1980 Rb-Sr. Vulc. Ácida 1,650
Basei 1977 Rb-Sr Granito 1,590
Suíte Rio do Sangue
A Suíte Rio do Sangue apresenta-se sob a forma de um cinturão alongado de direção E-W, que
se estende desde as proximidades de Tabaporã até as cercanias do município de Juína ao longo da qual
se observam zonas de cisalhamento de direção E-W a WNW-ESE, distribuídas de forma heterogênea.
Compõe-se por quatro unidades designadas Granito Fontanillas, Granito Juara, Charnockito-
Mangerito São Roque e Gabro Juína (Leite et al. 2005a), e por um termo anortosítico identificado
recentemente em afloramento restrito na localidade de Castanheiras (Garcia 2007), o qual corrobora a
hipótese defendida anteriormente pelos primeiros autores de tratar-se de um episódio magmático do
tipo AMCG. Tais associações são distribuídas mundialmente, especialmente durante o
Mesoproterozóico (Zhao et al. 2004), e geradas durante fases de tectônica extensional associadas à de
fragmentação de um supercontinente (Colúmbia?; T(DM) entre 2,35 e 2,5 Ga e ξNd(1,47) entre -4,98 e -
6,29). Esta unidade estará descrita mais detalhadamente no artigo “Suíte Rio do Sangue:Registro de
uma associação AMCG na Província Ígnea Teles Pires – NW do estado de Mato Grosso” (Batata et
al. em preparação).
Granito Fontanillas
Este litotipo, que corresponde à unidade dominante desta suíte, ocorre desde as proximidades
da Cidade de Juara, a leste, até as imediações do Município de Castanheiras, a oeste, tendo o distrito
homônimo como sua área tipo. Suas rochas ocorrem na forma de grandes lajeados, blocos e matacões
subangulosos a tabulares sustentando relevo suavemente ondulado e são representadas por sieno a
monzogranitos rosa e vermelho, inequigranulares a, principalmente porfiríticos, exibindo
megafenocristais de até 10 cm, equidimensionais, de feldspato alcalino, manteados por filmes
milimétricos de plagioclásio, caracterizando textura do tipo rapakivi; a matriz tem granulação média a
grossa constituída por plagioclásio, feldspato alcalino, quartzo e biotita. Essas rochas e texturas
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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originais encontram-se heterogeneamente transformadas em augen gnaisses e milonitos
porfiroclásticos.
Granito Juara
Corpos isolados e diques de dimensões variadas representam o Granito Juara, que é intrusivo
nas rochas do Complexo Tabaporã e, mais comumente, nas do Granito Fontanillas. Suas rochas
descrevem um relevo suavemente ondulado, ocorrendo em blocos e matacões tabulares a
subangulosos. Consiste em sieno a monzogranitos e raros granodioritos, de cores rosa e cinza,
equigranulares finos a levemente porfiríticos, e porfiroclásticos quando em zonas de cisalhamento,
com matriz em mosaico composta por quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio em quantidades
subordinadas, tendo biotita como principal máfico.
Charnockito-Mangerito São Roque
Em grande parte da porção sul-sudeste do município de Castanheiras aflora um corpo
batolítico, com dimensões aproximadas de 600 km2, denominado Charnockito São Roque por Gomes
& Uchôa (2004) e redefinido como Charnockito-Mangerito São Roque por Leite et al (2005a). As
rochas desta unidade encontram-se em blocos e matacões que sustentam relevo de morros e morrotes
em forma de meia laranja. Os charnockitos compreendem sieno e monzogranitos de cores vermelho-
arroxeado a vermelho-alaranjado, que variam de inequigranulares finos até porfiríticos, com
megafenocristais de feldspato alcalino pertítico em matriz média a grossa. Os mangeritos
correspondem à composição monzonítica, sendo caracterizados pela presença de hiperstênio e de
feldspatos alcalinos mesopertíticos. Os dois representantes desta unidade caracterizam-se pela
presença de ortopiroxênios, identificáveis apenas em microscopia, forte magnetismo, grãos
arredondados de feldspato alcalino e quartzo, respectivamente, de cores vermelho-intenso e cinza
enfumaçado. Esta unidade tem registro de deformação heterogênea, com o desenvolvimento de
foliação milonítica de direção preferencial WNW-ESE, e mergulho em alto ângulo para N. Xenólitos
do Granito Fontanillas, de formas e dimensões variadas, foram descritos em alguns afloramentos.
Gabro Juína
O Gabro Juína, definido por Lacerda Filho et al. (2004), é formado por rochas máficas
heterogeneamente deformadas, que ocorrem em stocks e diques espacialmente associados ao Granito
Fontanillas, principalmente nas imediações da cidade homônima e ao norte de Juara. Gabros e dioritos
de cores cinza a preto, granulação média a fina e texturas porfiríticas a porfiroclásticas constituem os
stocks, sendo que se encontram, nas proximidades dos contatos com rochas granitóides, faixas
métricas de rochas híbridas, sugerindo processos de mistura de magmas (Lacerda Filho et al. 2004).
Corpos estreitos e tabulares representam os diques, que são constituídos por diabásio de cor cinza e
textura subofítica raramente preservada, tendo como fases principais anfibólio, clinopiroxênio e
plagioclásio e como produtos de alteração epidoto, sericita, carbonato e pirita.
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Suíte Intrusiva Tatuí
Esta unidade corresponde a um corpo batolítico de direção WNW-ESE, de forma alongada,
com aproximadamente 150 km de comprimento por 20 km de largura, segmentado em sua porção
central, margeando o médio e alto curso do Rio dos Peixes, nos domínios da reserva indígena
homônima, denominada Suíte Intrusiva Tatuí (Freitas & Jesus 2003, Leite et al. 2005a). Suas rochas
ocorrem em grandes lajeados, blocos e matacões, sustentando relevo suavemente aplainado e
consistem de sienogranitos, monzogranitos e raros granodioritos de cores cinza a cinza-esbranquiçado,
isotrópicos, inequigranulares a porfiríticos, tendo feldspato alcalino como fenocristal dominante e,
subordinadamente, plagioclásio, ambos formando prismas tabulares de até 5 cm, às vezes alinhados,
sugerindo fluxo magmático. A matriz é de granulação média a fina, constituída por mosaico
equigranular de quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino, tendo como máficos a biotita e, mais
raramente, granada. Em diversos afloramentos são encontrados xenólitos característicos do Grupo
Roosevelt, bem como fragmentos de rochas finas e foliadas, de tamanhos e formas variadas, atribuídos
ao Granito Juara (Gomes & Uchôa 2004), o que sugere que esta unidade é mais nova que 1,47 Ga.
Granito Aripuanã
Esta unidade refere-se a um batólito subcircular intrusivo nas rochas
metavulcanossedimentares na Serra do Expedito, originalmente designado Granito Rio Branco (Costa
1999), sendo posteriormente denominado como Granito Subvulcânico Anorogênico Aripuanã (Néder
et al. 2000) e simplificado para Granito Aripuanã por Rizzoto et al. (2002). Considerando suas
características similares, Lacerda Filho et al. (2004) o correlaciona ao Granito Rio Vermelho.
Litotipos semelhantes estão também presentes desde o sul do Distrito de Filadélfia até o nordeste do
Município de Castanheira como um corpo batolítico segmentado, com mais de 1500 km2 de área de
exposição, abrangendo os granitos Novo Horizonte e do Assentamento Iracema, informalmente
designados por Gomes & Uchôa (2004) e Batata & Menezes (2005a), respectivamente. Esta unidade,
que tem como característica distintiva a presença de quartzo de cor azul, tanto na matriz como em
fenocristais, sustenta relevo suavemente ondulado a montanhoso, principalmente na região sul do
Distrito de Filadélfia, ocorrendo em blocos e matacões arredondados, com disjunção esferoidal
marcante. Em base à textura e composição, suas rochas foram separadas em duas fácies, sendo que a
dominante compreende sienogranitos isotrópicos cinza e cinza esbranquiçados, e vermelhos quando
oxidados, equigranulares grossos a porfiríticos, com megafenocristais equidimensionais de feldspato
alcalino pertítico, por vezes rapakivi, fenocristais menores de plagioclásio parcialmente epidotizado e,
mais raramente, de quartzo, imersos em matriz equigranular média, composta por plagioclásio,
feldspato alcalino, quartzo, hornblenda e biotita. Observam-se agregados de biotita e pirita e, mais
raramente calcopirita, sendo que, quando oxidados, geram manchas centimétricas vermelho-
arroxeadas. A segunda fácies, subordinada, ocorre em diques de até 150 metros de largura e consiste
de leuco-sienogranitos cinza, equigranulares finos. Comumente encontram-se enclaves máficos de até
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
11
25 cm de comprimento, de formas circulares a elipsoidais, de granulação fina a muito fina, bem como
plugs intrusivos desta unidade no Granito Fontanillas (Gomes & Uchôa 2004). Os dados
geocronológicos disponíveis referem-se a rochas que ocorrem em Aripuanã-MT, na Serra do Expedito,
onde Rizzotto et al. (2002) obtiveram idades de cristalização de 1537 ± 07 Ma e 1546 ± 05 Ma
utilizando, respectivamente, os métodos U-Pb (SHRIMP) e Pb-Pb em zircão.
Coberturas Sedimentares
No sudoeste do Cráton Amazônico, as coberturas sedimentares proterozóicas foram
reconhecidas como Grupo Beneficente e Grupo Caiabis (formações Arinos e Dardanelos), definidos
por Almeida & Nogueira Filho (1959) e Silva et al. (1980), respectivamente. Mais recentemente, Leite
& Saes (2003) baseados em análise estratigráfica e dados radiométricos obtidos pelo método Pb/Pb de
evaporação em zircões detríticos subdividiram essas coberturas, no âmbito da Folha SC-21 Juruena,
em duas grandes unidades deposicionais principais, separadas temporalmente por cerca de 400 Ma:
Sequência Beneficente (1,72 - 1,36 Ga) e Seqüência Dardanelos (após 1,36 Ga). A mais antiga delas,
composta por dois pacotes de sedimentos: um basal, terrígeno, constituído por clastos grossos (areias e
seixos) acumulados em leques aluviais e rios arenosos de padrão entrelaçado, que se sobrepõe às
rochas Vulcânicas Teles Pires na Bacia do Cachimbo em discordância angular e erosiva, cujo início de
deposição foi estabelecido em 1,7 Ga (Leite & Saes 2003); um segundo pacote, de composição clasto-
química, constituído por rochas clásticas finas e carbonatos acumulados em ambiente marinho raso
epicontinental, que se sobrepõe à unidade inferior na borda sul da Bacia do Cachimbo. Aí os estratos
mergulham 35°/180°, sendo então recobertos por rochas siliciclásticas horizontalizadas, ricas em
clastos dos sedimentos sotopostos, correlacionáveis à Formação Dardanelos. A Seqüência Dardanelos
abriga os depósitos relacionados aos grupos Caiabis (formações Arinos e Dardanelos), Guajará Mirim,
Aguapeí e Sunsas, expondo-se na área de pesquisa apenas o primeiro deles (Silva et al. 1980), estando
condicionado à estrutura denominada Gráben do Caiabis, ao sul do Gráben do Cachimbo. A
Formação Arinos é composta por basaltos alcalinos e cálcio-alcalinos intercalados aos arcóseos da
base da Formação Dardanelos (Montalvão et al. 1984), enquanto que a Formação Dardanelos
(Almeida & Nogueira Filho 1959) é composta por arenitos feldspáticos e arcóseos, conglomerados
polimíticos e grauvacas vulcânicas, representantes de uma sedimentação eminentemente continental
(Bezerra 1984). Na Serra Morena, a Seqüência Dardanelos consiste de uma cobertura tabular
horizontalizada, predominantemente siliciclástica, recobrindo em discordância angular a Seqüência
Vulcano-Sedimentar Roosevelt (Leal et al. 1978; Scandolara et al. 1999). A idade máxima do início
de sua deposição é considerada como 1,3 Ga, indicada pelos grãos de zircões detríticos mais jovens
dos conglomerados basais da Bacia Caiabis. Ao sul da PITP ocorrem as Coberturas Sedimentares
Fanerozóicas.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
13
Capítulo 2 Artigo 1
AS ROCHAS VULCÂNICAS DA PROVÍNCIA ÍGNEA TELES PIRES NA REGIÃO MÉDIO
NOROESTE DE MATO GROSSO – SW DO CRÁTON AMAZÔNICO – SUA
CARACTERIZAÇÃO PETROLÓGICA.
MARIA ELISA FRÓES BATATA – Av. Fernando Corrêa, s/nº Bairro Coxipó – [email protected] –
78060-900 – Cuiabá - MT
JAYME ALFREDO DEXHEIMER LEITE – Av. Historiador Rubens de Mendonça, 990 – s. 405 –
Bairro Baú – [email protected] – 78008-000 – Cuiabá - MT
MARIA ZÉLIA AGUIAR DE SOUSA – Av. Fernando Corrêa, s/nº Bairro Coxipó –
[email protected] – 78060-900 – Cuiabá – MT
Resumo
A Província Ígnea Teles Pires (PITP), com cerca de 40.000 km2 de extensão, localiza-se na
porção sudoeste do Cráton Amazônico, norte de Mato Grosso, sendo constituída por rochas vulcânicas
bimodais e rochas graníticas cogenéticas de idades entre 1.8-1.75 Ga. Na região dos municípios de
Juína, Castanheira e Juruena, os vulcanitos ácidos dessa província foram estudados e classificados
como ignimbritos, representados por tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por
cristais e tufos estratificados, por vezes mostrando evidências de processos hidrotermais como
resultado de provável interação com água do mar ou de milonitização e/ou metamorfismo de fácies
xisto-verde. O magmatismo que originou essas rochas, de composição restrita, dacíticas a riolíticas, foi
caracterizado com cálcio-alcalino do tipo I, que evoluiu de metaluminoso a levemente peraluminoso,
gerado a temperaturas de aproximadamente 900oC com moderada fO2. Sugere-se seu desenvolvimento
em um ambiente extensional do tipo rift em margem continental com arco vulcânico pré-existente. Os
resultados aqui obtidos associados à idade em torno de 1,76 Ga permitem a correlação desses litotipos
com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt.
Palavras-chave – Província Ígnea Teles Pires, SW do Cráton Amazônico, vulcanismo ácido.
Abstract
The Teles Pires Igneous Province (PITP), with about 40.000 square kilometers of extension, is
situated in the southwestern portion of the Amazonian Craton, north of Mato Grosso state, consisting
of bimodal volcanics rocks with cogenetic granitic rocks, which are 1,8-1,75 Ga old. On the Juína,
Castanheira and Juruena regions, the acid volcanits have been studied and classified as ignimbrite,
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represented for matrix cineritic supported tuff, crystal supported tuff and stratified tuff, sometimes
showing evidences of hydrothermal processes as a result of probable interaction with seawater,
mylonitization and/or metamorphism of Greenschist Facies. The magmatism that originated these
rocks, of restrict composition, dacitic to riolitic, was characterized as calc-alkaline of type I, that
evolved of metaluminous the slightly peraluminous, generated at temperatures of proximately 900
Celsius degrees with moderate fO2. Its development is said to occur in an extensional environment of
the type rift, in continental margin, with preexisting volcanic arch. The results got, associates to the
age of around 1,76 Ga, allow the correlation of these lithotypes with Grupo Roosevelt stratigrafic unit.
Keywords: Teles Pires Igneous Province, SW Amazonian Craton, acid volcanism.
Introdução
A Província Ígnea Teles Pires - PITP (Leite et al. 2001) situa-se na porção sudoeste do Cráton
Amazônico, onde suas ocorrências extrapolam os limites das províncias geocronológicas Ventuari-
Tapajós e Rio Negro-Juruena (Tassinari et al. 1996; Tassinari & Macambira 2000) ou Tapajós-Parima
e Rondônia-Juruena (Santos et al. 2000). Abrange cerca de 40.000 km2, numa faixa de 350 km de
comprimento de direção aproximada E-W, aflorando principalmente ao longo do rio homônimo, mas
também com ocorrências nas cercanias das cidades de Colíder, Nova Canaã do Norte, na borda norte
do Graben do Caiabis e nos arredores dos municípios de Juruena e Aripuanã, localidades da porção
norte do estado de Mato Grosso (Figura 2.1). O seu arcabouço geológico consiste de dez unidades, da
mais antiga para a mais nova: Terreno Granítico Alta Floresta, Complexo Tabaporã, Tonalito Japuíra,
Grupo Roosevelt, Granito Zé do Torno, Suíte Rio do Sangue, Suíte Intrusiva Tatuí, Granito Aripuanã,
Grupo Caiabis e Grupo Parecis (Batata 2007; Figura 2.2A-B). Esta província constitui-se de grande
volume de rochas efusivas e vulcanoclásticas essencialmente ácidas, com termos básicos subordinados
e rochas graníticas cogenéticas. Os litotipos de origem vulcânica foram estudados do ponto de vista
petrográfico e geoquímico a partir, respectivamente, de 35 seções delgadas e igual número de amostras
para análises químicas.
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Figura 2.1: Mapa de localização da área de estudo (Miranda & Amorim 2000)
Figura 2.2: (A) Mapa de localização da Folha SC-21 Juruena no contexto do Cráton Amazônico; (B) Mapa geológico de partes da Folha SC-21 Juruena (Batata 2007, modificado de Leite et al. 2005).
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Petrografia
Do ponto de vista petrográfico, as rochas estudadas são caracterizadas por uma variação
composicional restrita, dacítica a riolítica, sendo classificadas geneticamente como ignimbritos,
podendo ser individualizados: tufos suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e
tufos estratificados, todos levemente magnéticos. Exibem estrutura maciça e, subordinadamente,
estratificada, com granulação variando de cinza fina até lapilli e cores cinza-escuro a cinza-
esbranquiçado, a avermelhada quando fortemente argilizados. A deformação e metamorfismo ocorrem
heterogeneamente superimpostos, quando então parte da unidade apresenta-se milonitizada ou
metamorfizada com minerais estirados marcando uma foliação. Opticamente, apresentam textura
porfirítica a glomeroporfirítica e, localmente, eutaxítica, perlítica e micrográfica. São comuns
cristaloclastos, púmices, fiammes, fragmentos líticos, shards, bem como níveis ricos em amígdalas
arredondadas e/ou coalescentes. A matriz é tufácea formada por frações de tamanho pó (<1/16 mm) a
cinza (1/16 a 2 mm), que às vezes se intercalam produzindo os tufos estratificados. Observam-se
produtos de devitrificação nessa mesóstase, nos púmices e nos litoclastos.
Os púmices ocorrem de contornos bem definidos (Figura 2.3A, 2.4A e 2.4C), arredondados,
elipsoidais até estirados ou apresentam-se coalescentes em rochas com maior grau de soldamento.
Mostram-se geralmente recristalizados, compostos por arranjos de feldspato alcalino e quartzo, às
vezes, em intercrescimento micrográfico. Os fiammes, freqüentemente estirados, orientados,
definindo uma foliação, são comuns e identificados por formas achatadas e alongadas e cores escuras;
constituem comumente um arranjo eutaxítico que contorna os cristaloclastos (Figura 2.3D e 2.3H). Os
litoclastos, arredondados ou angulosos e alongados, encontram-se em algumas amostras e geralmente
têm dimensões maiores que os púmices. Podem representar termos cognatos de composição similar à
mesóstase ou fragmentos acidentais de composição pelítica, onde se observam além dos argilo-
minerais, grãos de epidoto e titanita e cristais euédricos a arredondados de granada (Figura 2.3B e
2.3C). Os produtos de devitrificação envolvendo nucleação e crescimento de cristalitos fibrosos de
feldspato alcalino e sílica (proveniente possivelmente de cristobalita ou tridimita) estão representados
por esferulitos do tipo gravata borboleta (Figura 2.3F), axiolito e, principalmente, esférico que
corresponde a estruturas circulares ou concreções radiadas coalescentes entre si (Figura 2.3E). Nas
porções internas dos esferulitos encontram-se, às vezes, pequenas cavidades na forma de estrelas,
vugs, geradas pela expansão de gases. Às vezes, os esferulitos evoluem para um arranjo desses cristais
submilimétricos intercrescidos, formando textura micrográfica a microgranofírica.
Estas rochas caracterizam-se, em geral, pela grande proporção de fragmentos de cristais e
porfiroclastos, ocasionalmente poiquilíticos, de quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino,
freqüentemente embaiados e com golfos de corrosão. Foram identificados também porfiroclastos de
anfibólio e pseudomorfos de plagioclásio constituídos por epidoto, quartzo e clorita, numa matriz
essencialmente quartzo-feldspática, tendo biotita como principal máfico e anfibólio subordinado. As
fases de alteração estão representadas por argilo-minerais, epidoto/clinozoizita, clorita, sericita,
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muscovita, calcita, esfalerita e opacos, e as acessórias por grande quantidade de titanita, allanita
metamictizada, zircão, apatita, rutilo e opacos. O plagioclásio classifica-se como albita/oligoclásio e,
subordinadamente, andesina e ocorre na matriz ou em fenocristais euédricos a subédricos, podendo
constituir glômeros (Figura 2.3G) e apresentar zonação dos tipos normal ou oscilatório. Exibe
principalmente hábito tabular e mostra-se encurvado devido à sobrecarga quando ainda em condições
subsolidus. São comuns geminações albita, periclina e albita+periclina combinadas, que podem
ocorrer bem preservadas ou apenas como vestígios, devido a intensos processos de alteração
hidrotermal, tais como sericitização, saussuritização ou argilização. Em algumas amostras encontra-se
completamente pseudomorfizado por epidoto esverdeado associado a clorita e quartzo (Figura 2.4D).
Nas rochas milonitizadas forma porfiroblastos com bordas cominuídas ou lamelas deformadas. O
feldspato alcalino corresponde ao ortoclásio e/ou microclínio, comumente pertítico, e se apresenta em
cristaloclastos tabulares subédricos a anédricos de dimensões menores do que o plagioclásio, em geral
mostrando geminações Carlsbad e/ou combinadas albita+periclina, corrosão nas bordas e intensa
sericitização e argilização. Freqüentemente apresenta-se intercrescido com sílica constituindo as
texturas micrográficas ou esferulíticas da matriz ou dos púmices e litoclastos. A sanidina (Figura 2.3B)
é também identificada em algumas amostras, com geminação Carlsbad e caráter óptico uniaxial
negativo. O quartzo ocorre em porfiroclastos euédricos a subédricos, alguns com parte da forma
hexagonal primária preservada, típica de polimorfos de sílica de alta temperatura, e geralmente
embaiados evidenciando intensa corrosão, com golfos preenchidos pela matriz. (Figura 2.3A);
participa também da mesóstase em minúsculos cristais, ou como produto de devitrificação com hábito
fibroso a fibro-radiado e vermicular. A biotita ocorre em minúsculas palhetas disseminadas pela matriz
ou em plaquetas formando agregados juntamente com clorita, epidoto, vidro e zircão, que nela forma
halos pleocróicos; outras vezes aparece como sombra de pressão nas bordas dos fenocristais de
feldspato. É comum representar uma fase primária e, mais raramente, ocorrer como produto
secundário, constituindo faixas lepidoblásticas nas rochas milonitizadas (Figura 2.4B). A hornblenda é
uma fase rara, encontrada apenas em poucos litotipos e apresenta-se parcial a totalmente substituída
por biotita e clorita, ocorrendo por vezes como pseudomorfo. O epidoto é comum e representa uma
fase primária, em cristais prismáticos com extinção reta, às vezes, zonados ou como produto
secundário, em grãos anédricos dispersos ou associados à clorita, quartzo e opacos e preenchendo
fraturamentos ou pseudomorfizando fenocristais de plagioclásio (Figura 2.4D).
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Figura 2.3: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) Cristaloclasto de quartzo com
bordas e golfos de corrosão, e púmice elipsoidal; (B) Cristaloclasto de sanidina e litoclasto acidental com granada; (C) Litoclasto acidental com cristais euédricos de granada, mostrando contato nítido com a matriz; (D) Fiammes e textura eutaxítica contornando cristaloclasto euédrico; (E) Elementos de devitrificação em altas temperaturas – detalhe de esferulito; (F) Esferulito do tipo gravata-borboleta, opaco e zircão; (G) Textura glomeroporfirítica constituída por cristaloclastos de plagioclásio associados a clorita secundária; (H) Detalhe de textura eutaxítica contornando cristal de plagioclásio. Imagens com polarizadores cruzados; objetivas de 4 e 10 vezes nas figuras A-B-C-G e D-E-F-H, respectivamente.
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Figura 2.4: Fotomicrografias dos vulcanitos da PITP ilustrando: (A) Fragmentos de cristal pontiagudo
com corrosão magmática, e púmice arredondado, em matriz tufácea; fraturamento preenchido por epidoto e clorita; (B) Nível máfico formado por agregado de palhetas orientadas de biotita; (C) Shard em plate devitrificada, com neoformação de calcita+quartzo+clorita, e púmice elipsoidal amoldado a anteparo de cristaloclasto; (D) Pseudomorfismo total, principalmente para grãos de epidoto, de fenocristal de plagioclásio fragmentado. Imagens com objetivas de 4 vezes e polarizadores paralelos e cruzados, à esquerda e direita, respectivamente.
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Geoquímica
A partir do tratamento das análises químicas realizadas pelo Laboratório Acmelab, Ontário -
Canadá, por ICP-MS e ICP-ES, para elementos maiores, menores, traços e terras raras, cujos
resultados estão apresentados nas tabelas 2.1 a 2.3, buscou-se a caracterização geoquímica, a natureza
do magmatismo e a ambiência tectônica das rochas estudadas da PITP. Excetuando-se as lavas
basálticas, o comportamento desses litotipos mostrou-se independente do tipo faciológico,
classificando-os dominantemente como ácidos, com homogeneidade composicional e valores de SiO2
variando num estreito intervalo entre 62,58 e 76,01%.
Tabela 2.1: Composição química de elementos maiores e menores, e razão Ga/Al de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.
Elemento SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 MnO LOI Ga/AlAmostra % % % % % % % % % % %ME 01.A 70.03 14.41 3.55 0.59 1.51 2.18 6.70 0.39 0.08 0.19 0.50 2.07ME 02.3N 73.89 13.35 2.25 0.29 0.88 1.79 6.46 0.23 0.04 0.04 1.00 1.98ME 03.C 72.95 13.76 2.48 0.25 1.31 2.92 5.55 0.25 0.04 0.09 0.60 1.89ME 04.C 72.77 13.50 2.81 0.26 0.85 3.02 6.03 0.26 0.04 0.04 0.50 2.02ME 05.A 75.57 12.89 1.78 0.26 0.53 2.85 5.26 0.19 0.04 0.03 0.90 1.89ME 06.A 68.48 14.75 3.15 0.56 2.87 3.60 4.60 0.50 0.15 0.18 1.30 1.99ME 07 75.02 12.77 2.17 0.27 0.01 0.14 8.77 0.14 0.02 0.01 0.80 1.72ME 09.A 70.56 14.86 2.64 0.43 2.76 3.03 3.62 0.38 0.11 0.06 1.70 2.10ME 11 67.53 15.90 3.61 0.91 2.85 3.58 4.04 0.47 0.11 0.06 1.10 1.98ME 12.A 67.43 15.63 3.78 0.94 3.21 4.08 3.84 0.50 0.14 0.10 0.50 2.02ME 13.A 66.55 16.17 3.76 0.97 3.37 3.60 3.89 0.51 0.14 0.08 1.10 1.86ME 19 68.07 14.44 3.90 0.51 2.79 3.65 4.46 0.50 0.14 0.06 1.70 2.20ME 20.C 66.94 14.96 4.89 1.14 2.49 4.27 3.59 0.68 0.23 0.03 0.80 2.00ME 21.B 69.37 14.57 4.55 0.19 1.95 5.10 3.59 0.48 0.13 0.06 0.20 2.26ME 22.B 75.60 12.72 1.56 0.14 0.50 2.94 5.60 0.20 0.03 0.02 0.80 2.06ME 23.A 74.54 13.40 2.02 0.19 0.88 3.45 4.89 0.25 0.05 0.04 0.50 2.09ME 24.A 70.22 14.88 3.50 0.30 2.51 3.97 3.52 0.29 0.07 0.09 0.80 2.17ME 24.B 75.18 13.58 1.20 0.13 0.54 4.75 4.08 0.15 0.04 0.06 0.40 2.06ME 25.B 52.30 17.53 9.89 4.26 8.55 2.58 1.78 0.89 0.28 0.20 1.80 2.16ME 27.A 70.58 14.74 3.00 0.60 2.89 3.38 3.10 0.31 0.08 0.06 1.30 2.09ME 28.A 74.77 13.47 1.62 0.13 1.43 4.25 3.70 0.14 0.04 0.17 0.50 2.37ME 32.A 68.16 13.93 4.93 0.92 2.29 2.28 5.70 0.69 0.19 0.05 1.00 1.99ME 32.B 66.70 14.70 5.58 0.52 2.51 2.71 5.70 0.71 0.19 0.06 0.80 2.26ME 33.B 66.72 14.50 5.15 1.33 3.41 2.96 4.22 0.68 0.19 0.10 0.90 2.24ME 41 76.01 12.09 2.44 0.38 2.04 3.62 2.47 0.33 0.08 0.06 0.60 2.22ME 42 75.41 13.20 1.47 0.13 1.41 4.33 3.64 0.15 0.04 0.15 0.30 2.28FET 08.A 62.58 10.34 6.30 5.46 8.47 0.18 5.28 0.38 0.10 0.52 0.60 2.34FET 12.Z 69.63 15.72 2.97 0.30 0.02 0.07 9.70 0.49 0.10 0.01 1.30 1.66ME 76 74.49 13.13 2.45 0.16 0.27 1.27 7.29 0.20 0.03 0.03 0.80 1.97ME 92 63.31 16.11 5.83 2.04 4.58 3.30 3.09 0.65 0.18 0.09 0.80 2.02ME 93 62.68 16.26 5.99 2.00 5.90 3.20 2.17 0.63 0.17 0.09 1.00 2.25ME 96 67.65 16.81 2.83 0.76 1.62 5.00 4.06 0.45 0.10 0.10 0.80 2.52ME 103.D 68.86 13.41 6.06 0.78 2.76 0.67 5.92 0.38 0.09 0.16 1.00 2.14ME 127 69.28 13.63 6.16 0.44 1.62 2.67 4.27 0.93 0.09 0.05 0.80 2.04ME 146 68.85 14.72 3.39 1.27 1.38 4.16 4.54 0.52 0.14 0.07 0.90 1.84
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Tabela 2.2: Composição química de elementos traços de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.
Elemento Cr2O3 Sc Ba Be Co Cs Ga Hf Nb Rb Sn Sr Ta Th U V
Amostra % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm
ME 01.A 0.002 9.00 1534.40 2.00 4.00 7.60 15.80 8.10 13.50 270.80 2.00 124.90 1.10 14.40 3.90 21.00
ME 02.3N 0.001 6.00 1460.00 1.00 1.10 3.10 14.00 8.20 13.90 234.00 2.00 72.10 1.10 15.60 3.90 9.00
ME 03.C 0.001 7.00 1333.00 2.00 2.10 3.00 13.80 8.50 13.60 187.10 2.00 137.60 1.00 13.00 3.60 7.00
ME 04.C 0.001 7.00 1507.10 2.00 2.60 1.10 14.40 8.00 14.20 159.10 2.00 139.60 1.10 15.70 4.20 6.00
ME 05.A 0.001 5.00 785.20 1.00 1.70 0.90 12.90 5.50 13.80 152.20 2.00 90.10 1.20 22.70 5.80 12.00
ME 06.A 0.001 10.00 1798.30 1.00 4.80 2.80 15.50 6.50 11.10 131.90 1.00 179.40 0.80 10.40 2.80 37.00
ME 07 0.001 5.00 1495.50 <1 1.00 0.70 11.60 6.30 15.60 199.80 2.00 14.60 1.20 16.50 3.10 <5
ME 09.A 0.001 7.00 943.20 2.00 2.90 2.60 16.50 5.70 11.90 132.70 1.00 217.60 0.80 11.40 3.00 33.00
ME 11 0.003 9.00 1133.90 2.00 5.80 2.80 16.70 6.10 12.10 151.60 1.00 370.40 0.80 13.60 3.10 45.00
ME 12.A 0.002 9.00 1211.70 2.00 5.80 1.90 16.70 6.70 12.90 137.30 1.00 344.70 0.90 13.10 3.40 52.00
ME 13.A 0.001 10.00 1180.60 2.00 6.60 2.00 15.90 7.20 12.40 122.40 1.00 367.50 1.00 14.50 3.10 51.00
ME 19 0.001 10.00 1224.90 1.00 5.30 1.40 16.80 6.60 13.40 145.10 <1 155.40 0.90 11.40 3.00 29.00
ME 20.C 0.002 14.00 1144.80 2.00 7.80 2.60 15.80 6.40 11.70 98.20 <1 237.20 0.80 10.50 2.90 56.00
ME 21.B 0.001 18.00 1191.60 2.00 2.50 0.30 17.40 8.40 14.60 92.20 1.00 172.50 1.00 10.00 2.90 21.00
ME 22.B 0.001 5.00 1074.60 1.00 1.10 0.40 13.90 5.90 11.90 141.90 2.00 69.50 1.00 14.70 4.00 <5
ME 23.A 0.001 6.00 1188.40 2.00 1.60 0.70 14.80 6.50 12.40 146.60 2.00 90.40 1.00 13.80 3.80 7.00
ME 24.A 0.001 16.00 947.50 3.00 2.50 3.50 17.10 9.50 14.40 119.70 2.00 314.90 1.00 12.10 3.10 <5
ME 24.B 0.001 4.00 1315.10 2.00 0.50 1.10 14.80 5.10 14.70 126.80 2.00 96.10 0.90 11.30 2.70 <5
ME 25.B 0.003 26.00 323.80 1.00 29.30 2.10 20.00 2.50 4.90 83.80 1.00 663.00 0.30 2.00 0.50 246.00
ME 27.A 0.001 11.00 719.20 2.00 3.70 2.40 16.30 5.10 10.90 122.20 1.00 223.50 0.80 11.20 2.90 21.00
ME 28.A 0.001 4.00 1022.80 3.00 0.50 1.00 16.90 4.20 12.70 126.60 2.00 178.50 1.00 11.30 3.50 <5
ME 32.A 0.003 13.00 1253.00 2.00 5.90 1.60 14.70 6.90 12.70 170.50 2.00 230.60 1.00 12.90 3.10 57.00
ME 32.B 0.002 14.00 1214.60 3.00 7.00 1.60 17.60 7.10 14.00 183.10 2.00 223.10 1.20 13.40 3.40 67.00
ME 33.B 0.004 13.00 899.90 2.00 8.50 3.40 17.20 7.60 13.90 150.00 2.00 274.00 1.10 15.40 3.90 62.00
ME 41 0.002 6.00 848.60 2.00 2.90 5.90 14.20 6.70 13.20 96.00 1.00 374.00 0.80 12.70 2.90 20.00
ME 42 0.001 4.00 972.10 3.00 <.5 1.00 15.90 3.90 12.30 118.30 2.00 166.80 1.00 10.50 3.60 <5
FET 08.A 0.007 8.00 620.90 2.00 6.20 2.50 12.80 4.10 8.50 150.70 1.00 79.80 0.60 9.90 2.10 38.00
FET 12.Z 0.001 8.00 989.10 1.00 0.80 4.20 13.80 5.90 14.60 135.00 1.00 50.80 1.10 12.90 3.60 25.00
ME 76 0.001 6.00 2280.40 1.00 1.10 2.00 13.70 6.80 13.40 242.00 2.00 60.40 1.00 18.50 4.40 <5
ME 92 0.004 16.00 792.60 2.00 12.50 3.30 17.20 4.40 9.30 97.00 1.00 315.80 0.60 11.50 2.80 100.00
ME 93 0.004 16.00 742.50 1.00 12.90 2.90 19.40 4.30 9.00 77.40 1.00 484.90 0.80 10.70 2.80 115.00
ME 96 0.001 8.00 1203.10 2.00 3.10 16.10 22.40 8.50 16.50 194.40 2.00 340.60 1.20 17.90 3.20 26.00
ME 103.D 0.001 7.00 1609.30 1.00 10.30 7.40 15.20 6.10 10.60 251.10 1.00 176.00 1.00 15.20 3.90 29.00
ME 127 0.005 8.00 1380.30 1.00 4.90 0.90 14.70 6.10 12.30 139.30 2.00 219.10 0.80 10.00 2.70 94.00
ME 146 0.001 10.00 1219.10 1.00 5.90 3.20 14.30 7.40 12.20 114.40 1.00 169.80 0.80 9.80 3.50 48.00
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
22
Tabela 2.2: continuação.
Elemento W Zr Y Mo Cu Pb Zn Ni As Cd Sb Bi Ag Au Hg Tl Se Zr/Y
Amostra ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppb ppm ppm ppm
ME 01.A 4.20 279.90 34.30 0.80 13.10 50.50 442.00 2.10 1.50 1.00 0.50 0.20 0.10 2.10 <.01 0.70 <.5 8.16
ME 02.3N 2.90 245.40 27.50 0.60 3.80 2.70 18.00 0.60 <.5 <.1 0.10 0.10 <.1 2.30 <.01 0.30 <.5 8.92
ME 03.C 4.50 261.40 37.30 1.00 8.50 5.70 60.00 0.80 0.90 0.10 0.20 0.10 <.1 2.10 <.01 0.30 <.5 7.01
ME 04.C 1.70 266.50 37.50 1.30 23.90 6.50 19.00 1.30 <.5 0.10 0.30 0.10 <.1 0.80 <.01 0.20 <.5 7.11
ME 05.A 4.70 150.80 36.70 1.00 10.50 8.80 14.00 1.60 0.90 <.1 0.30 0.10 <.1 0.80 <.01 <.1 <.5 4.11
ME 06.A 1.90 228.90 34.60 1.00 2.00 2.40 12.00 1.90 5.50 <.1 0.50 0.10 <.1 1.50 <.01 0.10 <.5 6.62
ME 07 12.20 176.50 33.10 0.30 1.50 2.10 5.00 0.70 <.5 0.10 0.30 <.1 <.1 1.60 <.01 <.1 <.5 5.33
ME 09.A 1.40 202.50 57.30 0.20 2.50 3.60 14.00 1.30 0.80 <.1 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 0.10 <.5 3.53
ME 11 6.60 222.40 25.50 0.50 15.10 7.50 45.00 4.60 1.00 0.10 0.10 0.10 <.1 0.70 <.01 0.30 <.5 8.72
ME 12.A 1.40 226.80 42.50 0.60 16.80 5.80 60.00 4.30 1.50 0.10 0.30 <.1 <.1 1.10 <.01 0.30 <.5 5.34
ME 13.A 3.60 230.30 31.60 0.70 19.40 3.90 73.00 5.00 <.5 0.10 0.50 0.20 <.1 <.5 <.01 0.30 <.5 7.29
ME 19 1.70 225.80 39.60 1.00 3.90 10.70 32.00 2.50 2.40 0.10 0.30 <.1 <.1 1.80 <.01 0.10 <.5 5.70
ME 20.C 1.70 230.70 33.40 0.30 1.20 2.40 11.00 3.30 <.5 <.1 <.1 0.10 <.1 <.5 <.01 0.10 <.5 6.91
ME 21.B 1.60 338.70 46.50 0.50 2.10 3.50 21.00 2.50 1.20 0.10 0.10 <.1 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 7.28
ME 22.B 5.40 172.40 90.20 0.70 2.80 3.10 4.00 0.80 <.5 <.1 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 <.1 0.50 1.91
ME 23.A 1.40 211.10 32.90 0.80 4.30 4.40 11.00 1.20 <.5 <.1 0.20 0.10 <.1 1.30 <.01 0.10 <.5 6.42
ME 24.A 3.60 338.10 33.90 0.70 4.40 8.60 58.00 1.50 <.5 0.10 0.10 <.1 <.1 1.40 <.01 0.30 <.5 9.97
ME 24.B 2.20 146.00 28.10 2.30 2.40 5.10 17.00 1.30 <.5 <.1 0.10 <.1 <.1 2.70 <.01 <.1 <.5 5.20
ME 25.B 1.80 76.80 17.80 0.30 144.10 1.20 50.00 16.40 0.50 <.1 0.10 <.1 <.1 0.50 <.01 0.10 <.5 4.31
ME 27.A 4.40 178.60 28.20 0.40 10.90 6.50 43.00 3.10 <.5 0.10 0.10 0.10 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 6.33
ME 28.A 7.20 128.90 36.70 1.20 3.40 15.80 59.00 1.30 <.5 0.30 0.10 0.10 <.1 2.00 <.01 <.1 <.5 3.51
ME 32.A 1.90 254.30 33.80 0.40 2.10 7.00 17.00 6.90 0.60 <.1 0.30 0.20 <.1 0.90 <.01 <.1 <.5 7.52
ME 32.B 5.40 286.00 38.10 0.60 2.10 4.40 15.00 6.10 0.80 <.1 0.40 0.10 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 7.51
ME 33.B 1.20 271.50 35.50 0.50 23.20 13.20 55.00 6.30 1.00 0.10 0.20 0.10 <.1 1.90 <.01 0.10 <.5 7.65
ME 41 6.80 219.90 98.80 0.40 3.20 17.80 38.00 1.80 2.00 0.10 0.80 0.20 <.1 1.00 <.01 0.10 0.50 2.23
ME 42 2.10 120.20 35.60 1.00 3.10 16.30 56.00 1.30 <.5 0.20 0.20 0.10 <.1 1.10 <.01 <.1 <.5 3.38
FET 08.A 2.60 142.60 22.90 0.30 3.50 8.70 10.00 3.20 0.90 <.1 2.40 0.20 <.1 <.5 <.01 <.1 <.5 6.23
FET 12.Z 2.20 239.30 236.20 0.20 2.50 4.30 2.00 1.10 0.60 <.1 0.70 <.1 <.1 <.5 <.01 <.1 1.10 1.01
ME76 6.80 238.50 50.10 0.90 2.20 13.60 12.00 1.00 0.50 <.1 0.50 0.10 <.1 0.60 <.01 0.10 <.5 4.76
ME 92 1.80 166.10 28.80 0.30 29.80 2.40 59.00 11.90 1.00 0.10 0.10 <.1 <.1 1.30 <.01 0.20 <.5 5.77
ME 93 3.20 166.40 29.00 3.60 19.70 2.30 41.00 12.80 0.60 <.1 0.10 <.1 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 5.74
ME 96 1.40 294.60 67.00 0.20 1.90 7.40 82.00 1.70 1.60 0.10 0.60 0.10 <.1 <.5 <.01 0.20 <.5 4.40
ME 103.D 3.80 210.60 31.40 1.70 81.00 6.60 93.00 4.10 <.5 0.10 0.30 0.70 0.70 1.00 <.01 0.60 <.5 6.71
ME 127 1.90 212.70 32.10 0.20 2.00 1.90 15.00 4.70 <.5 <.1 0.20 0.10 <.1 1.20 <.01 0.10 <.5 6.63
ME 146 3.80 254.70 27.30 0.50 28.40 4.70 33.00 2.40 0.50 0.10 0.40 0.10 <.1 2.30 <.01 0.20 <.5 9.33
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
23
Tabela 2.3: Composição química de ETR de vulcanitos da PITP na região de Juína, Castanheira e Juruena.
Elemento La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Eu/ Eu* La/ Yb
Amostra ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm
ME 01.A 41.50 85.80 9.84 37.40 7.40 1.19 5.61 0.95 5.39 1.07 3.33 0.58 3.81 0.52 0.57 10.89
ME 02.3N 34.20 70.60 7.66 29.10 4.80 0.72 4.26 0.75 4.51 0.92 3.02 0.43 3.30 0.44 0.49 10.36
ME 03.C 46.00 94.20 10.83 38.90 7.00 1.00 5.76 0.97 5.94 1.12 3.60 0.56 3.75 0.49 0.48 12.27
ME 04.C 44.40 90.10 10.24 40.60 6.80 0.93 6.24 0.97 6.47 1.16 3.66 0.60 3.70 0.56 0.44 12.00
ME 05.A 42.80 54.00 9.58 33.40 6.00 0.68 4.93 0.93 5.75 1.12 3.85 0.61 4.38 0.63 0.38 9.77
ME 06.A 40.50 82.80 9.60 36.70 6.20 1.24 5.57 0.93 5.50 1.03 3.47 0.54 3.33 0.59 0.65 12.16
ME 07 42.60 96.90 11.55 41.30 7.10 0.43 5.30 0.88 5.64 1.08 3.53 0.61 4.50 0.62 0.22 9.47
ME 09.A 62.50 106.80 12.94 50.30 8.70 1.88 8.11 1.31 7.58 1.65 4.91 0.77 4.80 0.70 0.69 13.02
ME 11 30.90 68.20 7.62 29.50 5.00 1.09 3.79 0.57 3.59 0.78 2.66 0.38 2.57 0.35 0.77 12.02
ME 12.A 52.20 92.20 11.85 44.80 8.30 1.61 7.08 1.12 6.33 1.30 4.00 0.60 4.16 0.54 0.65 12.55
ME 13.A 34.50 79.80 8.32 29.30 5.30 1.12 4.69 0.75 4.43 0.92 2.92 0.50 3.26 0.40 0.69 10.58
ME 19 41.00 86.20 10.04 36.60 7.90 1.58 6.03 1.16 6.87 1.34 3.98 0.64 4.09 0.64 0.70 10.02
ME 20.C 34.20 67.10 8.70 34.10 6.40 1.41 5.86 1.03 5.34 1.09 3.20 0.50 3.17 0.49 0.71 10.79
ME 21.B 50.60 98.30 12.67 48.20 8.80 2.02 7.80 1.31 7.58 1.55 4.43 0.66 4.39 0.66 0.75 11.53
ME 22.B 144.60 111.90 28.05 100.70 17.20 2.23 15.90 2.50 14.51 2.92 8.38 1.20 7.11 1.08 0.41 20.34
ME 23.A 31.20 68.60 7.21 25.20 5.20 0.80 3.99 0.74 4.86 1.03 3.44 0.54 3.98 0.58 0.54 7.84
ME 24.A 53.60 109.90 12.79 47.20 8.40 1.98 6.67 1.09 5.87 1.08 3.53 0.54 3.50 0.53 0.81 15.31
ME 24.B 41.30 86.10 10.01 33.90 6.40 0.97 4.59 0.75 4.69 0.88 2.65 0.42 2.95 0.43 0.55 14.00
ME 25.B 20.80 45.40 5.90 23.70 5.00 1.37 3.85 0.59 3.24 0.60 1.73 0.28 1.76 0.24 0.96 11.82
ME 27.A 41.00 86.70 10.08 38.70 6.60 1.23 5.38 0.85 4.76 0.93 2.85 0.44 2.68 0.42 0.63 15.30
ME 28.A 33.20 75.30 8.98 33.90 6.70 1.05 5.55 0.87 5.28 1.11 3.30 0.53 3.23 0.50 0.53 10.28
ME 32.A 39.90 84.50 9.80 37.20 7.20 1.36 5.71 0.97 5.71 1.10 3.33 0.46 3.19 0.51 0.65 12.51
ME 32.B 43.70 91.70 10.79 40.60 7.80 1.57 6.33 1.11 6.14 1.25 3.83 0.59 3.95 0.59 0.69 11.06
ME 33.B 40.50 89.70 10.60 40.00 7.30 1.44 5.99 0.90 5.53 1.06 3.43 0.51 3.66 0.58 0.67 11.07
ME 41 126.40 102.70 26.50 101.00 17.80 4.37 17.78 2.75 15.57 3.31 8.93 1.35 7.69 1.22 0.76 16.44
ME 42 34.60 72.20 9.05 34.80 6.40 1.14 5.92 0.96 5.72 1.23 3.30 0.55 3.36 0.55 0.57 10.30
FET 08.A 32.30 68.50 8.00 29.80 5.50 0.99 4.11 0.68 3.74 0.77 2.25 0.35 2.17 0.34 0.64 14.88
FET 12.Z 197.30 109.10 62.84 274.90 47.90 11.08 44.01 5.52 30.81 6.32 17.83 2.39 14.18 2.31 0.74 13.91
ME 76 54.60 102.30 12.60 46.40 8.70 0.94 7.10 1.13 7.23 1.62 4.93 0.73 4.35 0.72 0.37 12.55
ME 92 36.80 74.00 8.96 33.30 7.10 1.29 4.86 0.87 5.32 1.06 2.88 0.44 2.93 0.45 0.68 12.56
ME 93 36.20 76.90 8.82 33.90 6.30 1.47 4.92 0.90 4.91 0.97 3.02 0.44 2.88 0.42 0.81 12.57
ME 96 98.40 163.20 22.62 83.50 15.00 2.85 10.91 1.72 9.45 1.96 5.50 0.84 5.76 0.87 0.68 17.08
ME 103.D 39.10 82.50 9.13 31.40 6.30 1.18 5.14 0.77 4.90 1.00 3.15 0.44 3.16 0.48 0.64 12.37
ME 127 36.80 72.40 9.03 33.20 5.60 1.40 4.18 0.80 4.84 1.00 3.06 0.47 2.81 0.44 0.89 13.10
ME 146 40.50 82.40 9.47 36.10 6.80 1.33 4.53 0.75 4.48 0.88 2.74 0.53 2.75 0.46 0.74 14.73
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Utilizando-se o diagrama de discriminação de processos de alteração, Al2O3 versus TiO2,
proposto por Cattalani & Bambic (1994), a maioria dos pontos que representam essas rochas
corresponde à composição dacítica a riolítica e se posiciona próxima ao trend de fracionamento,
sugerindo incipiente estágio de alteração em relação a esses elementos (Figura 2.5). As análises
correspondentes à rocha básica e às amostras FET8-A, FET12-Z e ME7 apresentam resultados
discrepantes para CaO, Na2O e K2O (Tabela 2.1), indicando mobilização destes, sendo descartadas no
tratamento geoquímico principal e apenas utilizados seus dados de ETR, embora neste diagrama não
evidenciem uma perda ou ganho expressivo de massa.
Figura 2.5: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados no diagrama Al2O3 versus TiO2 (Cattalani & Bambic 1994).
Os diagramas de variação binários de Harker (Figura 2.6) mostram, em geral, tendências de
variação coerentes, indicando uma seqüência evolutiva contínua para as rochas estudadas. Observam-
se correlações lineares negativas com a sílica para Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, TiO2, P2O5, devido ao
incremento dos teores modais de quartzo, empobrecimento da molécula de anortita dos plagioclásios e
em minerais máficos primários, tais como hornblenda, biotita, ilmenita-magnetita, titanita e apatita,
durante a diferenciação. Os gráficos que envolvem MnO e os álcalis (Na2O e K2O) não evidenciam um
padrão definido de diferenciação, observando-se uma relativa dispersão resultante da maior
mobilidade destes elementos durante a atuação de processos pós-magmáticos. Entre os traços, o Sr, Zr
e V apresentam distribuições relativamente semelhantes e correlações negativas com a sílica. A
diminuição do Sr define tendências coerentes com processos de diferenciação envolvendo
fracionamento de plagioclásio, também sugerido pelo comportamento do CaO e pela anomalia
negativa de Eu, ilustrada na figura 11B, enquanto os decréscimos de V e do Zr estão vinculados ao
empobrecimento em minerais máficos primários (hornblenda e biotita) e ao fracionamento de zircão,
respectivamente.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
25
Figura 2.6: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas SiO2 versus óxidos e elementos menores e traços.
Coincidindo com o estudo petrográfico, a maioria dos vulcanitos da PITP é classificada como
riolitos e dacitos e traqui-dacitos nos diagramas álcalis versus sílica de Le Maitre (1989; Figura 2.7A) e
como riolitos, riodacitos, dacitos naquele proposto por La Roche (1980; Figura 2.7C) ou no desenvolvido
por Winchester & Floyd (1977) que utiliza, além de SiO2, elementos considerados menos móveis nos
processos pós-magmáticos, tais como Zr e TiO2 (Figura 2.7B).
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Figura 2.7: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas químico-classificatórios: (A) álcalis versus sílica (Le Maitre 1989); (B) SiO2 versus Zr/TiO2 (Winchester &
Floyd 1977); (C) R1-R2 (La Roche 1980).
O magmatismo que originou estas rochas é classificado como subalcalino do tipo cálcio-
alcalino, respectivamente nos diagramas álcalis versus SiO2 e AFM (Irvine & Baragar 1971; Figuras
2.8A e 2.8B). Os pontos que as representam descrevem na figura 8B uma tendência aproximadamente
linear que evolui em direção ao vértice dos álcalis, para valores decrescentes de MgO; excetuam-se a
esta regra duas amostras que se posicionam no domínio toleítico devido ao enriquecimento em ferro
total, proveniente possivelmente de uma maior oxidação por processos de alteração. A natureza cálcio-
alcalina desse magmatismo é também confirmada pelas razões La/Yb maiores do que 6, ilustradas na
figura 2.8C (Barret & MacLean 1999) e pela interseção dos trends do total de álcalis e CaO versus
SiO2 no diagrama de Peacock (1931; Figura 2.8D). Segundo o diagrama A/CNK e A/NK (Maniar &
Piccoli 1989), as rochas estudadas são classificadas como metaluminosas a levemente peraluminosas,
com predomínio deste caráter (Figura 2.8E), apresentando discreto crescimento do grau de saturação
em alumina com a evolução magmática e com o aumento da cloritização, processo que segundo
Scheepers (1995) acarreta um incremento deste índice. A temperatura de colocação desse magma é
sugerida como 900oC a partir da disposição dos pontos que representam esses litotipos, próxima à
curva de saturação da apatita na figura 2.8F (P2O5 versus SiO2 de Watson & Harrison 1984).
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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As razões Ga/Al utilizadas como discriminantes por Whalen et al. (1987) ilustradas na figura
2.9 classificam as rochas estudadas como granitóides do tipo I, caracterizadas pelos baixos valores
desses parâmetros. Fogem a esse padrão algumas amostras que apresentam altos teores de K2O
proveniente de alteração, no entanto para elementos considerados pouco móveis ou praticamente
imóveis em processos posteriores à cristalização magmática, os resultados obtidos confirmam essa
classificação. As amostras ME-96 e ME-01 se deslocam do domínio proposto para granitóides do tipo
I por apresentarem, respectivamente, altos teores de Ce (163,2 ppm) e de Zn (441 ppm) justificados
pela presença de allanita na primeira e esfalerita formada por processo hidrotermal na segunda.
Figura 2.8: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas (A) total de álcalis versus sílica e (B) AFM (Irvine & Baragar 1971); (C) La versus Yb (Barret & MacLean 1999); (D) total
de álcalis e CaO versus sílica (Peacock 1931); (E) A/NK versus A/CNK (Maniar & Piccoli 1989); (F) P2O5 versus SiO2 (Watson & Harrison 1984).
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Figura 2.9: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas propostos por Whalen et al. (1987): 10000*Ga/Al versus K2O+Na2O (A); Zr (B); Nb (C); Ce (D); Y (E); Zn (F).
Em diagramas discriminantes de ambientes tectônicos as rochas da PITP concentram-se no
domínio proposto para granitóides de arco vulcânico (VAG) quando Hf – Rb – Ta são utilizados
(Harris et al. 1986, in: Sylvester 1989; Figura 2.10A), o mesmo ocorrendo com Rb e (Y+Nb) (Pearce
et al. 1984; Figura 2.10B). Na figura 2.10B algumas amostras encontram-se deslocadas para o campo
dos granitóides intraplaca (WPG), possivelmente devido a um enriquecimento em Y alojado em
cristais de allanita e/ou titanita; no entanto todas coincidem com ambiente pós-colisional conforme
proposto por Pearce (1996).
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
29
Figura 2.10: Distribuição dos pontos representativos dos vulcanitos estudados nos diagramas: (A) Hf-Rb/30-Ta*3 (Harris et al., in: Sylvester 1989); (B) Rb versus Y+Nb (Pearce et al. 1984).
A normalização dos teores dos elementos traços e do K2O, a partir dos granitos de Cordilheira
Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984; Figura 2.11A), evidencia um enriquecimento seletivo dos
elementos litófilos de íons grandes (LILE) K, Rb, Ba e Th em relação aos de alta carga (HFSE) Ta,
Nb, Ce, Hf, Zr, Sm, Y e Yb. No grupo dos LILE observa-se incremento de Rb e no dos HFSE é nítida
uma anomalia positiva de Ce, em relação aos elementos adjacentes, sugerindo uma provável interação
com a água do mar (Munhá & Kerrich 1980) ou baixos teores de Nb e Hf. Apresenta um padrão sub-
horizontalizado para Hf, Zr, Y e Yb, sempre inferior a 1, semelhante àquele encontrado em rochas
cálcio-alcalinas de alto K, como os granitóides de arco magmático continentalizado da Cordilheira
Oeste dos Andes; o empobrecimento de Y, Yb e outras TRP podem indicar a presença de granada
residual em suas fontes (Scheepers 1995), ou alternativamente, fracionamento de anfibólio em uma
câmara magmática em nível crustal raso (Lentz 1998).
O comportamento dos ETR, normalizados pelos valores condríticos de Nakamura (1977),
ilustrado na figura 2.11B apresenta anomalias negativas de Eu sugerindo diferenciação com forte
fracionamento de plagioclásio. É nítido o fracionamento dos ETRL em relação aos ETRP, os últimos
exibindo configuração sub-horizontalizada e no geral apresentando enriquecimento entre 10 e 30 vezes
os valores condríticos. Este padrão é similar àqueles encontrados em rochas cálcio-alcalinas modernas
e, para as quais, tem sido atribuída uma origem a partir da fusão parcial de uma crosta continental pré-
existente com um componente mantélico subordinado. Observa-se forte anomalia negativa de Ce para
4 amostras do conjunto, indicando fracionamento de allanita e/ou alteração hidrotermal com provável
interação com água do mar (Fonseca 2006). As rochas alteradas apresentam uma considerável
variação vertical ao envelope, no entanto paralelizada, a qual é justificada por acentuado
enriquecimento proporcional desses elementos em relação ao ganho ou perda daqueles mais móveis
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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em processos posteriores à cristalização, tais como hidrotermalismo e/ou metassomatismo (Liaghat &
MacLean 1995).
A grande maioria das amostras apresenta razões médias de Eu/Eu* geralmente em torno de
0,6, com variação entre 0,5 e 0,89, mostrando anomalias negativas desse elemento de moderadas a
suaves, que aumentam proporcionalmente com a diferenciação magmática. Do conjunto analisado,
destacam-se algumas amostras com forte anomalia de Eu; dentre elas, seis de composição riolítica
com razões entre 0,37 e 0,49 e uma caracterizada quimicamente por altos teores de SiO2 (75,02) e K2O
(8,77%), com intensa alteração hidrotermal (sericitização, argilização e silicificação) e razão Eu/Eu*
de 0,22.
Figura 2.11: Padrões de distribuição dos vulcanitos estudados nos diagramas de: (A) Elementos Traços, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al. 1984); (B) ETR, normalizados pelos valores condríticos (Nakamura 1977).
Considerações finais e conclusões
As rochas da PITP na região dos municípios de Juína, Castanheira e Juruena são
geneticamente classificadas como ignimbritos, segundo conceito in McPhie et al. (1993: Sparks et al.
1973, Cas & Wright 1987 e William & Mc Birney 1979), que utilizam este termo para depósitos
piroclásticos de alta temperatura, constituídos dominantemente por fluxos de púmice, independente do
grau de soldagem ou volume. Esses ignimbritos foram petrograficamente individualizados como tufos
suportados por matriz cinerítica, tufos suportados por cristais e tufos estratificados, às vezes com
evidências de processos de milonitização ou metamorfismo. Apresentam-se afetados por
metamorfismo/deformação e hidrotermalismo regional de baixa temperatura, caracterizado por uma
paragênese à base de sericita ± epidoto ± clorita ± argilo-minerais ± carbonato.
A matriz cinerítica fina pode ter se formado a partir de acumulação de material vitroclástico
ou da elutriação das partículas menores dos depósitos co-ignimbrito. A elevada concentração de
cristaloclastos encontrada na maioria das rochas indica uma origem a partir de líquidos com alta taxa
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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de cristalização, sendo que a intensa fragmentação neles identificada sugere impacto ao longo do
conduto magmático ou transporte superficial turbulento.
Os embaiamentos e golfos de corrosão comumente identificados nos cristaloclastos devem ter
sido formados durante a ascensão e extravasamento do magma quando, segundo McPhie et al. (1993),
a solubilidade da SiO2 aumenta com a diminuição da pressão, e em conseqüência os fenocristais que
estão inicialmente em equilíbrio no líquido são parcialmente reabsorvidos. A presença de texturas
esferulíticas denota processos de devitrificação. Segundo Lofgren (1971a, in: McPhie et al. 1993) os
esferulitos formados a altas temperaturas (±700°C) consistem de conjuntos abertos de cristais fibrosos
bem espaçados; os feixes de fibras do tipo gravata borboleta caracterizam temperaturas intermediárias
(400-650°C) enquanto que os esféricos, os mais comumente observados nas rochas da PITP,
compreendem pacotes de fibras radiadas e caracterizam as mais baixas temperaturas (< 400°C). A
textura micropoiquilítica composta de cristais finos de quartzo e feldspato, com freqüência
identificada, se desenvolveu possivelmente através de devitrificação primária de material ácido, a altas
temperaturas, em vidros que têm elevado conteúdo de água ou que são resfriados (ou reaquecidos) de
maneira lenta (Lofgren 1971b, in: McPhie et al. 1993). A presença de epidoto magmático evidencia a
sua formação a partir da reação de líquidos de composição granítica com hornblenda, em pressões
moderadas a altas, sob médias fO2 (Zen & Hammarstron 1984), com concentrações de água próximas
da saturação (Rivera et al. 2004). Quando encontrado em rochas formadas em níveis crustais rasos,
tais como vulcânicas, Brandon et al. (1996) sugerem, a partir de medidas experimentais de dissolução
de epidoto, que o transporte desse magma da crosta profunda se deu rapidamente para impedir sua
reabsorção.
Geoquimicamente, as rochas estudadas constituem uma seqüência vulcânica explosiva,
piroclástica, representadas essencialmente por termos ácidos, com homogeneidade composicional,
variando de dacitos a riolitos, cujo comportamento independe do tipo faciológico. Esses litotipos
foram formados a partir de um magma subalcalino, cálcio-alcalino do tipo I, que evoluiu de
metaluminoso a levemente peraluminoso, gerado a temperaturas de aproximadamente 900ºC com
moderada fO2, em um ambiente de arco vulcânico. As anomalias negativas de Eu e de Ce observadas
indicam, respectivamente, fracionamento de plagioclásio e alteração hidrotermal com provável
interação com água do mar.
Magmatismo bimodal, caracterizado por basalto-dacito a riolito está sempre associado a
tectonismo extensional, que pode ser do tipo rift continental, bacia de back-arc e rift de margem
continental. Os resultados ora apresentados corroboram a hipótese de Leite et al. (2005), que sugerem
um ambiente de rift em margem continental pré-existente, a qual poderia ser representada pelo
Tonalito Japuíra encontrado na área, de idade pouco mais antiga (1,77 Ga). Todas essas considerações
associadas à idade em torno de 1,76 Ga definida por Batata et al. (2005), permitem a correlação das
rochas estudadas com a unidade estratigráfica Grupo Roosevelt (Lacerda Filho et al. 2004).
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
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Agradecimentos
A todos os professores, alunos e funcionários da UFMT, que de alguma maneira colaboraram
para o fazimento deste trabalho. A investigação foi realizada com apoio de projeto de pesquisa nº.
473117/03-7 do Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico - CNPq - Brasil,
coordenado pelo Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite.
Referências
Barrett T. J. & MacLean W. H. 1999. Volcanic Sequences, Lithogeochemistry, and Hidrothermal Alteration in Some Bimodal Volcanic-Associated Massive Sulfide Systems. Reviews in Economic Geology, 8:101-131.
Batata M. E. F., Menezes T., Leite J. A. D., Sousa M. Z. A., Nalon P. A., Comelli C., Santos A. A. S. 2005. Contribuição ao Conhecimento Geológico, Estrutural e Geocronológico das Rochas da Região de Filadélfia. IX Simpósio de Geologia do Centro-Oeste. Goiânia-GO, p.200-202.
Batata M.E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da Província Ígnea Teles Pires – SW do Cráton Amazônico na Região Médio Noroeste de Mato Grosso – Arcabouço e Estudo Petrológico. Dissertação de Mestrado, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso.
Brandon A. D., Creaser R. A, Chacko T. 1996. Constraints on Rates of Granitic Magma Transport from Epidote Dissolution Kinetics. Science 5257(271):1845-1848.
Cattalani S. & Bambic P. 1994. Application de la lithogeochimie e du changement de masse en exploration miniere. In: Congress APGGQ 1994, Val D’Or, Quebec. Short Course Manual.
Fonseca A. C. Geoquímica dos elementos terras raras (ETR). “Disponível em 07.06.2006”, “Acesso em 05.04.07”. <http://www.geobrasil.net/geoinfo/docs%5Cgeoquimica.pdf>.
Irvine T. N. & Baragar W. R. A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci., 8:523-548.
Lacerda Filho J. V., Abreu Filho W., Valente C. R., Oliveira C. C., Albuquerque M. C. 2004. Geologia e recursos minerais do estado de Mato Grosso. Programa integração, atualização e difusão de dados da geologia. CPRM. 200 pp. + Mapas.
La Roche (de) H. 1980. Granites chemistry through multicationic diagrams. Sciences de la Terre, Série Informatique Géologique, 13:65-88.
Le Maitre R. W., 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of igneous rocks. Blackwell, Oxford, 193pp.
Leite J. A. D., Saes G. S., Macambira M. J. B. 2001. The Teles Pires volcanic province: a Paleoproterozoic silic-dominated large igneous province in southwest Amazon Craton and tectonic implications. In: III Simpósio Sulamericano de Geologia Isotópica, Pucón Chile. Sociedad Geologica de Chile, Anais..., 1:180-183.
Leite J. A. D., Sousa M. Z. A, Saes G. S., Macambira M. J. B., Xavier R. P., Siqueira A. J., Batata M. E. F., Oliveira F. A., Silva Jr J. G., Quadros A. P. 2005. Caracterização do Depósito Polimetálico (Zn, Pb, Ag, Cu-Au) de Aripuanã, Mato Grosso. In: Marini, O. J., Queiroz, E. T. e Ramos, W. B. ed, Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia, p. 601 a 686 - DNPM-CT-Mineral/FINEP-ADIMB. Brasília, 784 p.
Lentz D.1998. Petrogenic evolution of felsic volcanic sequences associated with Phanerozoic volcanic-hosted massive sulfide systems: the role of extensional geodynamics. Ore Geology Reviews, 12:289-327.
Liaghat S. & MacLean W. H. 1995. Lithogeochemistry of altered rocks at the New Insco VMS deposit, Noranda, Quebec. Journal Geochem. Explor. 52:333-350.
Maniar P. D. & Piccoli P. M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc. Amer. Bull., 101:635-643.
McPhie J., Doyle M., Allen R. 1993. Volcanic Textures. A guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. Tasmanian Government Printing Office, Tasmania. 198pp.
Miranda L. & Amorim L. 2000. Mato Grosso: Atlas Geográfico. Entrelinhas, 40pp.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
33
Munhá J. & Kerrich R.1980. Seawater – basalt interaction from the Iberian Pyrite Belt. Contrib. Mineral. and Petrol., 73:191-200.
Nakamura K., 1977. Volcanoes as a possible indicator of tectonic stress orientation: principle and proposal. J. Volcanol. Geotherm. Res., 2:1-16.
Peacock M. A. 1931. Classification of igneous rock series. Journal of Geology, 39:54–67.
Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol., 25(4):956-983.
Pearce J. A. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19:120-125
Rivera C. B., Bitencourt M. F., Nardi L. V. S. 2004. Integração de parâmetros físicos do magma e composição química dos minerais na petrogênese do Granito Itapema, SC. Revista Brasileira de Geociências, 34(3):361-372.
Santos J. O. S., Hartmann L. A., Gaudette H. E., Groves D. I., McNaughton N. J., Fletcher I. R. A. 2000. New understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geochronology. Gondwana Research, 3(4):453-488.
Scheepers R. 1995. Geology, geochemistry and petrogenesis of Late Precambrian S-, I- and A- type granitoids in the Saldania belt, Western Cape Province, South Africa. Journal of African Earth Sciences, 21(1):35-58.
Sylvester P. J. 1989. Post-Collisional Alkaline Granites. Journal of Geology, 97:261-280.
Tassinari C. C. G., Cordani U. G., Nutman A. P., Van Schumus W. R., Bettencourt J. S., Taylor P. N. 1996. Geochronological systematics on basement rocks from the Rio Negro-Juruena Province (Amazonian Craton), and tectonic implications. Intern. Geology Review, 38(2):161-175.
Tassinari C. C. G. & Macambira M. J. B. 2000. Geochronological Provinces of the Amazonian Craton. Episodes, 22(3):174-182.
Watson E. B. & Harrison T. M. 1984. Accessory minerals and the geochemical evolution of crustal magmatic systems: a summary and prospectus of experimental approaches. Physics of Earth and Planetary Interiors 35:19–30.
Whalen J. B., Currie K. L., Chappell B. W. 1987. A-Type Granites - Geochemical Characteristics, Discrimination and Petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95(4):407-419.
Winchester J. A. & Floyd P. A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chem. Geol., 20:325-343.
Zen E. A. & Hammarstrom J. 1984. Magmatic epidote and its petrologic significance. Geology (Boulder5), 12(9):515-518.
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
34
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
35
Referências Almeida F. F. M. & Nogueira Filho J. V. 1959. Reconhecimento geológico do rio Aripuanã. B. Div. Geol.
Mineral. Rio de Janeiro, DNPM, Boletim 199, 43p.
Barrett T. J. & MacLean W. H. 1999. Volcanic Sequences, Lithogeochemistry, and Hidrothermal Alteration in Some Bimodal Volcanic-Associated Massive Sulfide Systems. Reviews in Economic Geology, 8:101-131.
Basei M. A. S. 1977. Idade do vulcanismo ácido a intermediário na região amazônica. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 133 p.
Batata M. E. F., Leite J. A. D., Sousa M. Z. A. Submetido. As rochas vulcânicas da Província Ígnea Teles Pires na região médio noroeste de Mato Grosso – SW do Cráton Amazônico – sua caracterização petrológica.
Batata M. E. F. & Menezes T. 2005a. Contribuição ao Conhecimento Geológico, Estrutural e Geocronológico das Rochas da Região de Filadélfia. Trabalho de Conclusão de Curso, Graduação em Geologia, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 79 p.
Batata M. E. F., Menezes T., Leite J. A. D., Sousa M. Z. A., Nalon P. A., Comelli C., Santos A. A. S. 2005b. Contribuição ao Conhecimento Geológico, Estrutural e Geocronológico das Rochas da Região de Filadélfia. IX Simpósio de Geologia do Centro-Oeste. Goiânia-GO, p.200-202.
Bezerra P. E. L.1984. Cronoestratigrafia das coberturas proterozóicas do Cráton Amazônico e seu relacionamento com o Supergrupo Uatumã (Amazônia Legal). In: XXXIII Congresso Brasileiro de Geologia. Anais, 3: 2125-2138.
Brandon A. D., Creaser R. A., Chacko T. 1996. Constraints on rates of granitic magma transport from epidote dissolution kinetics. Science 5257(271):1845-1848.
Cattalani S. & Bambic P. 1994. Application de la lithogeochimie e du changement de masse en exploration miniere, In: Congress APGGQ 1994, Val D’Or, Quebec. Short Course Manual.
Costa A. C. D., Silva C. H., Leite J. A. D., Garcia F. O., Fontes T. M., Moura C, A. V., Galarza M. A. 2006. Idade Pb-Pb em monozircão de um ortognaisse de fácies granulito no Complexo Juara-Tabaporã, norte de Mato Grosso. In: XLIII Congresso Brasileiro de Geologia. Anais, 1:312.
Costa M. J. 1999. Projeto Aripuanã – Serra do Expedito, distrito e município de Aripuanã, estado de Mato Grosso. Relatório final de pesquisa. Mineração Aripuanã Ltda (Processo DNPM n. 8666.173/92). In: Lacerda Filho, J. V., Abreu Filho W., Valente C. R., Oliveira C. C., Albuquerque M. C. 2004. Geologia e recursos minerais do estado de Mato Grosso. Programa integração, atualização e difusão de dados da geologia. CPRM. 200 pp. + Mapas.
Fonseca A.C. Geoquímica dos elementos terras raras (ETR). “Disponível em 07.06.2006”, “Acesso em 05.04.07”. <http://www.geobrasil.net/geoinfo/docs%5Cgeoquimica.pdf>.
Freitas F. A. O. & Jesus, F. A. O. 2003. Mapeamento geológico e de potencialidade metalogenética do município de Juara-MT. Trabalho de Conclusão de Curso (Graduação em Geologia), Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 110 p.
Garcia F. O. 2007. . Contribuição à geologia da Suíte Rio do Sangue e parte do seu embasamento – Complexo Tabaporã – na região de Juara e Castanheira – MT. Trabalho de conclusão de curso (Graduação em Geologia). Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 81 p.
Gomes M. F. & Uchôa J. C. F. 2004. Contribuição ao conhecimento geológico da região de Castanheira, médio noroeste de Mato Grosso. Trabalho de conclusão de curso (Graduação em Geologia). Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 128 p.
Irvine T. N. & Baragar W. R. A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci., 8:523-548.
JICA/MMAJ. 2000. Report on the Mineral Exploration in the Alta Floresta Area, Federative Republic of Brazil, phase II. Japan International Cooperation Agency, 6, 521 p. Journal of Geochemical Exploration, 48:109-133.
Lacerda Filho J. V., Souza J. O., Oliveira C. C., Ribeiro P. S. E., Boas P. F. V., Albuquerque M.C., Frasca A. A. S., Borges F. R., Moreton L. C., Martins E. G., Camargo M. A., Valente C. R., Pimentel M. M.,
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
36
Botelho N. F. 2001. Geologia e evolução tectônica da região norte do Mato Grosso (Projeto Promin-Alta Floresta). In: SBG, 7º Simp. Geol. Amazônia, 7, Belém, Sessão Temática VII. Anais...Belém:SBG. CD Rom.
Lacerda Filho, J. V., Abreu Filho W., Valente C. R., Oliveira C. C., Albuquerque M. C. 2004. Geologia e recursos minerais do estado de Mato Grosso. Programa integração, atualização e difusão de dados da geologia. CPRM. 200 pp. + Mapas.
La Roche (de) H. 1980. Granites chemistry through multicationic diagrams. Sciences de la Terre, Série Informatique Géologique, 13:65-88.
Le Maitre R. W., 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of igneous rocks. Blackwell, Oxford, 193 pp.
Leal J. W. L., Silva G. H., Santos D. B., Teixeira W., Dilma M. I., Fernandes C. A. C., Pinto A. 1978. Geologia da Folha SD.20, Porto Velho. DNPM, RADAMBRASIL, 16. 184 pp.
Leite J. A. D. & Saes G. S. 2000. Geology of southern Amazon Cráton, in southwestern Mato Grosso, Brazil: a review. Rev. Bras. Geoc., 30(1):91-94.
Leite J. A. D., Saes G. S., Macambira M. J. B. 2001a. The Teles Pires volcanic province: a Paleoproterozoic silic-dominated large igneous province in southwest Amazon Craton and tectonic implications. In: III Simpósio Sulamericano de Geologia Isotópica, Pucón Chile. Sociedad Geologica de Chile, Anais..., 1:180-183.
Leite J. A. D., Saes G. S., Macambira M. J. B. 2001b. The southwest portion of Amazon Craton in Mato Grosso, Brazil: The state-of-art of geologic knowledge. In: I Workshop on the Geology of SW Amazonic Craton, Ed. IG-USP, 64 p.
Leite J. A. D., Quadros A. P., Gomes M. F. 2001c. Caracterização petrográfica do vulcanismo ácido do norte de Mato Grosso ao longo da BR-163 entre Guarantã do Norte e divisa MT-PA In: IX Encontro de Iniciação Cientifica, Universidade Federal de Mato Grosso. Anais..., (1): 55-55.
Leite J. A. D. & Gomes M. F. 2002a. Assinaturas geoquímicas de rochas da Província Vulcânica Teles Pires (PVTP) no norte de Mato Grosso e seu significado genético. In: X Encontro de Iniciação Científica. Anais..., Universidade Federal de Mato Grosso, 1:46-46.
Leite J. A. D & Saes G. S. 2003. Geocronologia Pb/Pb de zircões detríticos e análise estratigráfica das coberturas sedimentares proterozóicas do sudoeste do Cráton Amazônico. Revista do Instituto de Geociências da USP, Série Científica, São Paulo, 3:113-127.
Leite J. A. D., Souza M. Z. A., Saes G. S., Macambira M. J. B., Xavier R. P., Siqueira A. J., Batata M. E. F., Oliveira F. A., Silva Jr. J. G., Quadros A. P. 2005a. Caracterização do Depósito Polimetálico (Zn, Pb, Ag, Cu-Au) de Aripuanã, Mato Grosso. In: Marini, O. J., Queiroz, E. T. e Ramos, W. B. ed., Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia, p. 601 a 686 - DNPM-CT-Mineral/FINEP-ADIMB. Brasília, 784 p.
Leite J. A. D., Souza M. Z. A., Saes G. S., Batata M. E. F., Oliveira F. A., Menezes T., Freitas F. A. O., Gomes M. F., Uchôa J., Silva V. F., Silva D. R. 2006. Geologia, geocronologia e evolução crustal de partes da porção sul do Cráton Amazônico no Alto Estrutural Eugênia-Arinos, médio-noroeste de Mato Grosso. In: Viana R. R. & Fernandes C. J. (Org.). Coletâneas Geológicas do estado de Mato Grosso: Geologia Regional, p.61-76. 1ª ed. - EDUFMT-Lenice: 1:120 p.
Lentz D.1998. Petrogenic evolution of felsic volcanic sequences associated with Phanerozoic volcanic-hosted massive sulfide systems: the role of extensional geodynamics. Ore Geology Reviews, 12:289-327.
Liaghat S. & MacLean W. H. 1995. Lithogeochemistry of altered rocks at the New Insco VMS deposit, Noranda, Quebec. Journal Geochem. Explor. 52:333-350.
Maniar P. D. & Piccoli P. M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc. Amer. Bull., 101: 635-643.
McPhie J., Doyle M., Allen R. 1993. Volcanic Textures. A guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. Tasmanian Government Printing Office, Tasmania. 198pp.
Miranda, L. & Amorim L. 2000. Mato Grosso: atlas geográfico. Cuiabá, Entrelinhas Editora, 40p.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
37
Montalvão R. M., Bezerra P. E. L., Drago V. A., Cunha B. C. C. 1984. Cobertura de plataforma da Amazônia, sua sedimentação e evolução tectônica. In: SBG, XXXIII Cong. Bras. Geol., Anais..., 33:2101-2114.
Moura M. A.1998. O maciço granítico Matupá no depósito de ouro Serrinha (MT): petrologia, alteração hidrotermal e metalogenia. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, 238p.
Munhá J. & Kerrich R.1980. Seawater – basalt interaction from the Iberian Pyrite Belt. Contrib. Mineral. and Petrol., 73:191-200.
Nakamura K., 1977. Volcanoes as a possible indicator of tectonic stress orientation: principle and proposal. J. Volcanol. Geotherm. Res., 2:1-16.
Néder R. D. N., Figueiredo B. R., Beaudry C., Collins C., Leite J. A. D. 2000. The Expedito Massive Sulphide Deposit, Mato Grosso. Rev. Bras. Geoc. 30(2):222-225.
Néder R. D., Figueiredo B. R., Tassinari C. C. G., Leite J. A. D. 2001. Implicações genéticas da alteração cálcio-silicática do depósito de Zn-Pb da Serra do Expedito, Aripuanã, MT. In: Geology of SW Amazon Craton: the state-of-art. IG-USP, 1:130-135.
Néder R. D., Leite J. A. D., Figueiredo B. R., McNaughton N. J. 2002. 1.76 Ga volcano-plutonism in the southwestern Amazonian Craton, Aripuanã-MT, Brazil: tectono-stratigraphic implications from SHRIMP U-Pb zircon data and rock geochemistry, Precamb Res 119: 171-187.
Paula A. H. & Paulo V. G. 2003. Caracterização geológica, estrutural e petrográfica do magmatismo granítico de Aripuanã-MT. Trabalho de Conclusão de Curso, Graduação em Geologia, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso, 103 p.
Peacock M. A. (1931). Classification of igneous rock series. Journal of Geology, 39, 54–67.
Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol., 25(4):956-983.
Pearce J. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19:120-125.
Pimentel M. M. 2001. Resultados Geocronológicos do Projeto Promin Alta Floresta. Brasília:UnB (Relatório Interno).
Pinho M. A. S. B., Chemale Jr. F., Pinho F. E. C. 2000. Au-Sulfide Mineralizations in the Moriru area, southeastern Amazonian Craton. In: 31 st International Geological Congress. Rio de Janeiro.
Pinho M. A. S. B., Schumus W. R. V. & Chemale F. J. 2001a. Nd isotopic compositions, U-Pb age and geochemistry of Paleoproterozoic magmatism of the southwestern Amazonian Craton. In: Geology of SW Amazon Craton: the state-of-the-art. IG-USP, 1:127-131.
Pinho M. A. S. B., Fetter A., Chemale Jr. F., LIMA E. F. 2001b. Caracterização petrográfica e dados geocronológicos preliminares de rochas vulcânicas da Formação Iriri, porção centro-sul do Cráton Amazônico-Aripuanã-MT. Revista Brasileira de Geociência 31(2):37-42.
Pinho M. A. S. B. 2002. Geoquímica e geocronologia da Seqüência Vulcano-Plutônica Teles Pires, norte de Mato Grosso. In: SBG, XLI do Cong. Bras. Geol., Anais..., p. 465.
Pinho M. A. S. B., Schumus W. R. V., Chemale Jr. F., Pinho F. E. C. 2003. U-Pb and Sm-Nd evidence for 1.78Ga magmatism in the Moriru Region, Mato Grosso, Brasil: implications for province boundaries in the Amazon Craton. Precambrian Research, 126(1):1-25.
Rizzotto G. J., Quadros M. L. E. S., Silva L. C., Armstrong R., Almeida M. 2002. O Granito Aripuanã: datação U-Pb (SHRIMP) e implicações metalogenéticas. In: SBG, XLI Congresso Brasileiro de Geologia, João Pessoa. Anais... p. 469.
Rivera C. B., Bitencourt M. F., Nardi L. V. S. 2004. Integração de parâmetros físicos do magma e composição química dos minerais na petrogênese do Granito Itapema, SC. Revista Brasileira de Geociências, 34(3):361-372.
Santos J. O. S., Hartmann L. A., Gaudette H. E., Groves D. I., McNaughton N. J., Fletcher I. R. A. 2000. New understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geochronology. Gondwana Research, 3(4):453-488.
Batata M. E. F. 2007. Vulcanitos Ácidos da PITP – SW do C. A. Médio NW MT – Estudo Petrológico
38
Santos J. O. S., Groves D., Hartmann L. A., Moura M. A., McNaughton N. J. 2001. Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazonian Craton, Brazil. Mineralium Deposita, 36: 278-299.
Scandolara J. E., Amorim J. L. J., Rizzotto G. J., Quadros M. L. E. S., Bahia R. B. C. 1999. Compartimentação tectônica-estratigráfica pré-cambriana de Rondônia: Subsídios para modelos evolutivos. In:Simpósio de geologia da Amazônia, 6. Boletim de Resumos Expandidos. Manaus, SBG, p.282-285.
Scheepers R. 1995. Geology, geochemistry and petrogenesis of Late Precambrian S-, I- and A- type granitoids in the Saldania belt, Western Cape Province, South Africa. Journal of African Earth Sciences, 21(1):35-58.
Silva G. H., Leal J. W. L., Montalvão R. M. G., Bezerra P. E. L., Pimenta O. N. S., Tassinari C. C. G., Fernandes C. A. C. 1974. Folha SC-21 Juruena. In: SBG, Cong. Bras. Geol., Anais..., 28:309-320.
Silva G. H., Leal J. W. L., Montalvão R. M. G., Bezerra P. E. L., Pimenta O. N. S., Tassinari C. C. G., Fernandes C. A. C. 1980. Projeto Radambrasil. Folha SC. 21-Juruena: geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e uso potencial da terra: Geologia. DNPM. 20. Rio de Janeiro, pp.: 21-116.
Sylvester P. J. 1989. Post-Collisional Alkaline Granites. Journal of Geology, 97:261-280.
Tassinari C. C. G., Siga Jr. O., Teixeira W. 1984. Épocas metalogenéticas relacionadas à granitogênese do Cráton Amazônico, In: XXXII Cong. Bras. Geol., Anais..., 6:2963-2977.
Tassinari C. C. G., Cordani U. G., Nutman A. P., Van Schumus W. R., Bettencourt J. S., Taylor P. N. 1996. Geochronological systematics on basement rocks from the Rio Negro-Juruena Province (Amazonian Craton), and tectonic implications. Intern. Geology Review, 38(2):161-175.
Tassinari C. C. G. & Macambira M. J. B. 2000. Geochronological Provinces of the Amazonian Craton. Episodes, 22(3):174-182.
Watson E. B. & Harrison T. M. 1984. Accessory minerals and the geochemical evolution of crustal magmatic systems: a summary and prospectus of experimental approaches. Physics of Earth and Planetary Interiors 35:19–30.
Whalen J. B., Currie K. L., Chappell B. W. 1987. A-Type Granites - Geochemical Characteristics, Discrimination and Petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95(4):407-419.
Winchester J. A. & Floyd P. A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chem. Geol., 20:325-343.
Zen E. A. & Hammarstrom J. 1984. Magmatic epidote and its petrologic significance. Geology (Boulder5), 12(9): 515-518.
Zhao G., Sun M., Wilde S. A., Li S. 2004. A Paleo-Mezoproterozoic supercontinent: assembly, growth and breakup. Earth-Science Reviews, 67(2):91-123.
Geologia Regional e Recursos Minerais, Vol. 1, 39 p.
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Ficha de Aprovação
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO: TÍTULO: Vulcanitos Ácidos da Província Ígnea Teles Pires – SW do Cráton
Amazônico na Região Médio Noroeste de Mato Grosso – Estudo Petrológico.
AUTOR: Maria Elisa Fróes Batata ORIENTADOR: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite CO-ORIENTADOR: Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa Aprovada em: 06/07/2007 PRESIDENTE: Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite Prof. Dr. Evandro Fernandes de Lima Prof. Dr. Gerson Souza Saes Cuiabá, 06/07/2007.