evidÊncias petrogrÁfica, geoquÍmica e … · distinção de rochas komatiíticas, dos basaltos...

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Jennifer Cardoso Farias Almada

EVIDÊNCIAS PETROGRÁFICA, GEOQUÍMICA E

GEOCRONOLÓGICA DO MAGMATISMO ALCALINO DO ARCO

MAGMÁTICO DE GOIÁS NA REGIÃO DE COCALINHO, NA

PORÇÃO LESTE DO ESTADO DE MT

Orientadora

Profª. Dra. Rúbia Ribeiro Viana

Co-orientadora

Profª. Dra. Gislaine Amorés Battilani

CUIABÁ

2015

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO

Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

Diretor

Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo

DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS

Chefe

Prof. Dr. Ronaldo Pierosan

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Coordenador

Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

Vice-Coordenador

Profª. Drª. Ana Cláudia Dantas da Costa

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

N° 65

EVIDÊNCIAS PETROGRÁFICA, GEOQUÍMICA E

GEOCRONOLÓGICA DO MAGMATISMO ALCALINO DO ARCO

MAGMÁTICO DE GOIÁS NA REGIÃO DE COCALINHO, NA

PORÇÃO LESTE DO ESTADO DE MT

Jennifer Cardoso Farias Almada

Orientadora

Profª. Dra Rúbia Ribeiro Viana

Co-orientadora

Profª. Dra Gislaine Amorés Battilani

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-

Graduação em Geociências do Instituto de

Ciências Exatas e da Terra da Universidade

Federal de Mato Grosso como requisito parcial

para a obtenção do Título de Mestre em

Geociências.

CUIABÁ

2015

Evidências Petrográfica, Geoquímica e Geocronológica do

Magmatismo Alcalino do Arco Magmático de Goiás na Região de

Cocalinho, na Porção Leste do Estado de MT

BANCA EXAMINADORA

_______________________________________

Profª. Dra. Rúbia Ribeiro Viana

Orientadora (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

Examinador Interno (UFMT)

_______________________________________

Prof. Dr. Elton Luiz Dantas

Examinador Externo (UnB)

Dedicatória

A minha mãe Edna Maria Farias da Luz (in memorian).

i

Agradecimentos

Agradeço primeiramente a Deus por toda força, fé e estímulo que tive

principalmente nos momentos difíceis e pelo sentimento de felicidade e satisfação com a

realização de cada etapa dessa longa caminhada.

A minha família que me apoiou e incentivou para que eu pudesse seguir em

frente. Principalmente meu esposo, que sempre se fez presente em todos os momentos,

com seu amor e atenção a mim.

Agradeço a minha orientadora por todo apoio e conhecimento concedidos a mim.

Pela oportunidade que me deu de trabalhar em seus projetos de pesquisa desde a

graduação e pela amizade que construímos a cada dia.

A minha co-orientadora Gislaine Amorés Battilani sou imensamente grata por me

incentivar a ingressar na carreira acadêmica, por todo apoio durante o desenvolvimento

desta pesquisa e principalmente pelo aprendizado adquirido desde a graduação.

Aos colegas do curso pela troca de experiências e conhecimentos,

companheirismo e amizade. Em especial ao Gilliard Borges que sempre esteve disposto

em me ajudar com as confecções dos mapas, trabalhos de campo e discussões, e acima de

tudo a amizade.

Agradeço também a contribuição das bolsistas Ianna Lima e Isabelle de Queiroz,

pela contribuição durante o desenvolvimento deste trabalho.

Ao CNPq, a FAPEMAT (Proc. Nº 448287/2009) e ao Programa de Pós-graduação

em Geociências da UFMT pelo suporte financeiro no desenvolvimento da pesquisa e a

CAPES e FAPEMAT pela concessão de bolsa de mestrado.

A todos que contribuíram de alguma forma com o desenvolvimento desta

pesquisa, deixo meus sinceros agradecimentos.

ii

Sumário

Agradecimentos................................................................................................................i

Resumo...........................................................................................................................viii

Abstract............................................................................................................................ix

CAPÍTULO 1....................................................................................................................1

INTRODUÇÃO..................................................................................................................1

1.1 Apresentação do Tema..................................................................................................1

1.2 Problemática e Relevância............................................................................................2

1.3 Objetivos.......................................................................................................................2

1.4 Localização e vias de acesso.........................................................................................2

1.5 Materiais e Métodos......................................................................................................3

1.5.1 Etapa Preliminar...................................................................................................3

1.5.1.1 Revisão Bibliográfica.....................................................................................4

1.5.1.2 Interpretação Fotogeológica...........................................................................4

1.5.2 Etapa de Aquisição de Dados...............................................................................4

1.5.2.1 Trabalhos de Campo.......................................................................................4

1.5.2.2 Trabalhos de Laboratório................................................................................5

Análises Petrográficas................................................................................................5

Análises Geoquímicas..................................................................................................7

Análises Geocronológicas............................................................................................7

1.5.3 Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados.............................................9

1.6 Contexto Geológico Regional........................................................................................9

1.6.1. Província Tocantins.............................................................................................9

1.6.1.1Faixa Paraguai.............................................................................................10

1.6.1.1.1Grupo Cuiabá...............................................................................11

Formação Campinas de Pedras.................................................................12

Formação Acorizal.....................................................................................13

Formação Coxipó.......................................................................................13

1.6.1.2 Arco Magmático de Goiás..........................................................................14

Arco de Mara Rosa..................................................................................................16

Arco de Arenópolis...................................................................................................16

CAPÍTULO 2....................................................................................................................20

ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY

ABSTRACT.........................................................................................................................20

RESUMO...........................................................................................................................20

1. INTRODUÇÃO..............................................................................................................21

2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL.....................................................................21

3. MATERIAIS E MÉTODOS...........................................................................................23

4. ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS..........................................................24

5. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA.........................................................................29

6. GEOCRONOLOGIA.....................................................................................................36

7. CONSIDERAÇÕES FINAIS.........................................................................................42

Agradecimentos..................................................................................................................43

Referências.........................................................................................................................43

CAPÍTULO 3....................................................................................................................46

ARTIGO: VERSÃO PRELIMINAR A SER SUBMETIDO

RESUMO...........................................................................................................................46

ABSTRACT.......................................................................................................................46

iii

1 INTRODUÇÃO..............................................................................................................46

2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL.....................................................................47

3 MATERIAIS E MÉTODOS...........................................................................................50

4 ASPECTOS DE CAMPO, PETROGRAFIA E GEOQUÍMICA...................................50

4.1 Petrografia e Geoquímica dos Diques Máficos/Intermediários........................53

4.2 Petrografia e Geoquímica das Rochas Ultramáficas........................................57

5 ESTUDOS ISOTÓPICOS Sm-Nd..................................................................................62

6 CONSIDERAÇÕES FINAIS..........................................................................................63

Agradecimentos..................................................................................................................64

Referências.........................................................................................................................64

CAPÍTULO 4....................................................................................................................67

CONSIDERAÇÕES FINAIS.............................................................................................67

Referências Bibliográficas.................................................................................................70

iv

Lista de Figuras

CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO

Figura 1: Mapa de Localização e vias de acesso do município de Cocalinho-MT.

Modificado de Google mapas 2014................................................................................. 3

Figura 2: Mapa de Localização de Afloramentos da área estudada............................... 6

Figura 3: Mapa geológico da porção central da Província Tocantins e ilustração da área

de estudo (Pimentel et al 2004)..................................................................................... 11

Figura 4: Colunas estratigráficas propostas para o Grupo Cuiabá comparadas a

subdivisão adotada por Tokashiki & Saes (2008).......................................................... 14

CAPÍTULO 2 - ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF

GEOLOGY

Figura 1: Mapa Geológico da Província Tocantins e ilustração da localização da área de

estudo (Fuck et al. 1994)................................................................................................. 22

Figura 2: Mapa geológico do Arco Magmático de Goiás na porção Leste do Estado de

MT................................................................................................................................... 25

Figura 3: Fotografias dos granitoides ilustrando: ocorrencia em blocos e aspectos

macroscópicos dos granitos deformados (A), e granitos não deformados (B)............... 26

Figura 4: Fotomicrografias de amostras de granites deformados e não deformados,

ilustrando: (A) cristais de granada; (B) riebeckita (C) clinopiroxenio (Aegirina); (D)

agulhas de rutilo inclusas no quartzo; (E) cristal de plagioclasio com textura antipertítica;

(F) cristal de microclina com textura pertítica; (G) textura mesopertítica, e (H)

fenocristais de microclina. Figuras A, B e C representando a FRBG e D, E, F, G a FBG e

H a FBGP. Polarizadores descruzados em A, B e C, e cruzados em D, E, F, G e

H...................................................................................................................................... 28

Figura 5: Diagramas Harker (1909): variação de SiO2 versus elementos maiores e SiO2

versus elementos traços, para os granitos deformados e não deformados....................... 30

Figura 6: Diagramas de classificação geoquímica para os granitos deformados e não

deformados: (A) Total álcalis versus sílica (Cox et al 1979); (B) R1 versus R2 (De La

Roche et al 1980); (C) AFM (Irvine & Baragar 1971); (D) K2O versus SiO2 (Peccerillo

& Taylor 1976) (E) Saturaçãode alumínio A/NK versus A/CNK (Shand

1943).............................................................................................................................. 34

Figura 7: Diagramas de discriminação tectônica (A) Rb versus Y+ Nb; (B) Hf- Rb / 30-

3Ta Harris et al. (1986), (C) discriminante de tipos de granitos proposto por (Whalen

1987) e (D) discriminante de ambiente para granitos tipo-A, proposto por Eby (1992),

cujos parâmetros Y-Nb-Ce, apresentam dois campos A1 para razão Y/ Nb < 1.2 e A2

para Y/Nb > 1.2............................................................................................................... 35

Figura 8: Padrões de distribuição das rochas do Plutão Itacaiu nos diagramas: (A) ETR,

normalizados pelos valores condríticos (Nakamura 1974) e (B) elementos traço e K2O,

normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce et al.

1984)............................................................................................................................... 36

Figura 9: Imagens de Catodoluminescência dos cristais zircão representativos das fácies

FBG (JRF-2B, TC-11A, TC-11B, JRA-1 e JRT-2D) e da FRBG ( CI-05, TC-10 e RG-

09), ilustrando também o ponto de aplicação do laser.................................................... 37

Figura 10: Diagramas Concórdia U/Pb exibindo idades concordantes paras as amostras

representativas do Plutão Itacaiu.................................................................................... 38

v

CAPÍTULO 3 – ARTIGO: VERSÃO PRELIMINAR A SER SUBMETIDO


estudo (Fuck et al. 1994)................................................................................................ 47

Figura 2: Mapa geológico da área de estudo, ilustrando a Unidade Ultramáfica e a

encaixante, granitos do Plutão Itacaiu denominado por Almada et al.

(2015,Submetido).......................................................................................................... 52

Figura 3: Ilustrações de afloramentos e amostras representativas dos corpos máficos (A)

e ultramáficos (B)............................................................................................................ 53

Figura 4: Fotomicrogrfias dos diques máficos ilustrando (A) anfibólio-hornblenda e (B)

cristais de titanita; polarizadores cruzados em A e descruzados em B........................... 54

Figura 5: Diagramas de classificação geoquímica e ambiente tectônico de amostras de

rochas máficas: (A) Total de álcalis versus sílica (Middlemost 1994); (B) saturação de

alumínio A/NK versus A/CNK (Shand 1943) e (C) AFM (Irvine & Baragar

1971)............................................................................................................................... 55

Figura 6: Fotomicrografias das rochas ultramáficas ilustrando: (A) Olivina preservada e

(B) pseudomorfos de olivina substituidos por serpentina - clorita xisto, (C) clorita

magnesiana com cor de interferencia cinza e (D) muscovita - talco xisto, (E) sombra de

pressão em mineral opaco- xisto ultramáfico(F) cristais alongados de silimanita - xisto

ultramáfico. Com polarizadores cruzados em A, B, C, D, F e descruzados em

E...................................................................................................................................... 58

Figura 7: Diagramas discriminantes de rochas ultramáficas: A) diagrama catiônico

proposto por Jensen (1976), modificado por Rickwood (1989) in Rollinson (1993), para

distinção de rochas komatiíticas, dos basaltos toleíticos alto Mg e das rochas das series

toleíticas ( alto Fe) e cálcio-alcalina, onde: RT- Riolito toleítico, DT- Dacito toleítico,

AT- Andesito toleítico, RC- Riolito cálcio-alcalino, DC- Dacito cálcio-alcalino, AC-

Andesito cálcio-alcalino e BC- Basalto cálcio-alcalino. B) Diagrama catiônico ternário,

segundo Viljoen & Viljoen (1969).................................................................................. 59

Figura 8: A – Diagrama discriminante de séries magmáticas AFM de Irvine & Baragar

(1971); B- Zr/Y-Zr de Pearce & Cann (1973); C- Hf/3-Th-Nb/16 (Wood 1980) e, D-

Zr/4-Nbx2-Y de Meschede (1986). Campos: CAB- basaltos de margem de placas

destrutivas; IAT- toleítos de arco de ilha; WPT- toleítos intra-placa; WPA- basaltos intra-

placa alcalinos ou toleítos; AI-II- basaltos alcalinos intra-placa; B- P-MORB; D- N-

MORB, C e D- basaltos de arcos vulcânicos.................................................................. 60

Figura 9: Diagrama de evolução εNd versus tempo (Ga), exibindo composições isotópicas

similares as rochas do Arco Magmático de Goiás descritas por Pimentel & Fuck

1992................................................................................................................................. 63

vi

Lista de Tabelas

CAPÍTULO 2 – ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY

Tabela 1: Resultados das análises químicas para elementos maiores (% peso) e

elementos traços e terras raras (ppm) das amostras de granitos deformados e não

deformados da região de Cocalinho MT......................................................................... 31

Tabela 2: Resultados analíticos U-Pb (ICP-MS) em zircões das amostras de rochas do

Plutão Itacaiu.................................................................................................................. 39

Tabela 3: Resultados isotópicos Sm-Nd para as rochas do Plutão Itacaiu................... 41

CAPÍTULO 3 – ARTIGO: VERSÃO PRELIMINAR A SER SUBMETIDO


elementos traços e terras raras (PPM), das amostras de rochas máficas......................... 56


elementos traços e terras raras (PPM), das amostras de rochas ultramáficas.................. 61

Tabela 3: Resultados isotópicos Sm-Nd para as rochas máfica/intermediária e

ultramáficas..................................................................................................................... 62

vii

Lista de Anexos

Anexo 1: Tabela com a relação dos afloramentos descritos.......................................... 75

Anexo 2: Tabela contagem modal................................................................................. 78

viii

Resumo

Os estágios do período pós-cosilisional do Ciclo Brasialiano/Panafricano na região de

Cocalinho, porção leste do estado de Mato Grosso, divisa com o estado de Goiás, é

marcado por corpos graníticos intrusivos associados a rochas máficas e ultramáficas. O

Plutão Itacaiu é um corpo extenso e alongado segundo um trend regional, na direção

NE/SW. É caracterizado por um magmatismo expressivo de natureza alcalina e

composição que varia de monzo a álcali-feldspato-granitos. Este extenso corpo é definido

por três fácies petrográficas denominadas de Fácies Biotita-Granito, Fácies Riebeckita-

Biotita-Granito e Fácies Biotita-Granito Porfirítico. Os granitóides imprimem evidências

de processos deformacionais decorrentes de duas fases de deformação, representada

principalmente pelo desenvolvimento da foliação penetrativa marcada pela orientação

preferencial dos minerais placóides, com direção NE e mergulho para SE, variando de

baixo a alto ângulo, e foliação milonítica decorrente do cisalhamento de característica

transcorrente. A composição química permitiu classificar essas rochas como granitos do

tipo-A, gerados em ambiente de arco magmático e intra-placa pós-colisional. Dados

geocronológicos U/Pb extraídas de cristais de zircão indicaram idade de cristalização

variando de 806.6±4.0 a 582.9±6.3 Ma, consistentes com aquelas registradas para o Arco

Magmático de Goiás. Idades modelo TDM= 0.97 a 1.08 Ga, mostram valores positivo

εNd(T) = +4.39, +4.31,+3.69. Os valores positivos de εNd sugerem um empobrecimento do

magma que deu origem aos granitóides em ETR leves. O valor negativo de εNd indica

origem a partir de fusão parcial de crosta continental Paleoproterozóica. As rochas

máficas-ultramáficas ocorrem alinhadas aproximadamente a leste-oeste, com variáveis

níveis de alteração. Definem um magmatismo toleítico a cálcio-alcalino, metaluminoso,

de caráter intermediário a ultrabásico. Os estudos isotópicos sugerem caráter juvenil do

magma parental, devido aos valores positivos de εNd(T). As idades modelo variam de TDM

= 0,71 a 1,44Ga e estão relacionadas a outras unidades de rochas juvenis do Arco

Magmático de Goiás.

Palavras-Chave: Plutão Itacaiu. Rochas Máficas-Ultramáficas.Cocalinho-MT.

ix

Abstract

Post-collisional stages of the Brasiliano/Pan-African Cycle in the region of Cocalinho on

eastern Mato Grosso, bordering the State of Goiás, are represented by granitic intrusive

bodies associated with mafic and ultramafic rocks. The Itacaiu Pluto is an NE-SW-

elongated body conform to the regional trend. It is characterized by a expressive

magmatism of alkaline nature and composition ranging from monzo the alkali-feldspar-

granites. This extensive body is defined by three petrographic facies termed biotite-

granite Facies, riebeckite-biotite-granite Facies and biotite-granite porphyry Facies. The

granitoids show evidence of deformational processes resulting two-phase of deformation,

represented mainly by development of penetrative foliation marked by the preferred

orientation of minerals placoid, with direction NE and dip to SE, ranging from low to

high angle, and mylonitic foliation resultant by strike-slip shear. The chemical

composition allowed to classify the rocks as granite type-A, generated in magmatic arc

environment and intra-plate post-collisional. Geochronological data U / Pb extracted in

zircon crystals indicated crystallization age ranging from 806.6 ± 4.0 to 582.9 ± 6.3 Ma,

consistent with those recorded for the Goiás Magmatic Arc. model ages TDM= 0.97 to

1.8 Ga, show positive values of εNd(T) = +4.39, +4.31,+3.69. Positive values of εNd suggest

impoverishment of the magma that gave rise to the granitoids in LREE. The negative

value of εNd indicates origin from partial melting of continental crust Paleoproterozoic.

The rocks mafic-ultramafic occur aligned approximately east-west, with varying degrees

of alteration. Define a tholeiitic to calcium-alkaline magmatism, metaluminous, of

character intermediate to ultrabasic. The Isotopic studies suggest juvenile character of the

parental, magma due to positive values εNd(T). The model ages ranging from TDM = 0.71

to 1,44 Ga and are related to other units of juvenile rocks of the Goiás Magmatic Arc.

Keywords: Itacaiu Batholith. Mafic-Ultramafic rocks.Cocalinho-MT.

Almada, J.C.F. 2015. Evidências Petrográfica, Geoquímica e Geocronológica do Magmatismo Alcalino

do Arco Magmático de Goiás na Região de Cocalinho, na Porção Leste do Estado de MT. .

1

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 Apresentação do tema

A presente dissertação consiste no estudo da evolução geológica dos granitóides que

afloram nas imediações do município de Cocalinho, porção leste do estado de Mato

Grosso, divisa com o estado de Goiás, bem como das rochas máficas e ultramáficas que

ocorrem alinhadas aproximadamente leste-oeste, com variáveis níveis de alteração, e

associadas aos granitóides.

O Plutão Itacaiu é caracterizado por um magmatismo ácido de natureza plutônica,

sendo definidos por Santos et al. (2009) como magmatismo alcalino pós-colisioanal do

tipo-A.

As rochas máficas e ultramáficas que afloram associadas aos granitóides, foram

reconhecidas na área por Bonfim et al. (2012) e Coimbra e Bonfim (2013),

denominando-as de gabro e esteatito, respectivamente.

Todo esse conjunto de rochas estão inseridas entre a Faixa Paraguai a oeste e o Arco

Magmático de Goiás a leste, unidades pertencentes à Província Tocantins (Almeida et

al. 1977,1981, Almeida & Hasui 1984) originada durante o ciclo Neoproterozóico

Brasiliano-Pan-Africano (850-500 Ma).

Os resultados desta dissertação são apresentados na forma de dois artigos científicos,

e está estruturada conforme as normas do Programa de Pós-Graduação em Geociências

da Universidade Federal de Mato Grosso, composta por cinco capítulos, onde o

primeiro trás uma abordagem sobre a problemática e relevância do tema, objetivos,

localização da área de estudo, materiais e métodos e, finalmente, o contexto geológico

regional. No capítulo 2, consta o artigo submetido ao Brazilian Journal of Geology,

entitulado “Petrografia, geoquímica e geocronologia dos granitoides da região de

Cocalinho-MT: Evidencias de magmatismo alcalino do Arco Magmático de Goiás”. O

capítulo 3 também é um artigo a ser submetido a um periódico nacional, cujo título é

“Petrografia, Geoquímica e Estudo Isotópico Sm-Nd das Rochas Máficas e

Ultramáficas da Região de Cocalinho-MT”. As considerações finais encontram-se no

capítulo 4 e as referências bibliográficas no capítulo 5.



2

1.2 Problemática e Relevância

O entendimento do posicionamento das rochas que ocorrem nas imediações do

município de Cocalinho é complexo e ainda não está bem estabelecido, devido às

mesmas estarem inseridas entre duas importantes unidades no contexto regional da área,

o Arco Magmático de Goiás e a Faixa Paraguai. Considerando a complexidade da área,

foi realizado mapeamento em escala 1:50.000 em que estabelece as correlações entre os

eventos cronológicos magmáticos e/ou deformacionais, visando a elaboração de um

modelo geológico evolutivo para as rochas constituintes do Plutão Itacaiu e as rochas

máficas e ultramáficas associadas, que afloram na porção leste do estado de Mato

Grosso.

1.3 Objetivos

Esta pesquisa visou elaborar um modelo geológico evolutivo para os granitos

deformados e não deformadosde natureza alcalina e assinaturas geoquímicas típicas de

granito tipo-A, bem como para as rochas máficas e ultramáficas associadas, que

ocorrem na região leste do estado de Mato Grosso, na tentativa de uma contextualização

regional para essas rochas. Neste sentido, foram realizados mapeamento geológico,

estudos petrográficos e geoquímicos e análises geocronológica (U/Pb) e isotópica

(Sm/Nd).

1.4 Localização e vias de acesso

A região estudada localiza-se na porção leste do Estado de Mato Grosso, no

município de Cocalinho a 700 km da capital Cuiabá. Contextualizada na Folha SD 22

ocupando parte da porção sul da Província Tocantins.

O acesso à área partindo da capital Cuiabá possui duas rotas; uma partindo da

capital pela BR-364 e BR-070 até Barra do Garças, seguindo pela BR-158 até Água Boa

em seguida tomando-se a MT 326 até Cocalinho. A outra rota, à qual foi utilizada para o

acesso, devido à melhor qualidade das rodovias se faz, partindo da capital pela MT-020

até Chapada dos Guimarães, seguindo pela BR-070 até a entrada para a cidade de

Britânia, onde então, toma-se a GO-324 até o vilarejo de Itacaiu na divisa dos estados



3

GO-MT, onde se segue pela MT-100, não pavimentada, até o município de Cocalinho.

O interior da área é acessado pela MT-100 e por vias vicinais não pavimentadas que

interligam as fazendas onde ocorrem os afloramentos estudados (Figura 1).

Figura 1: Mapa de Localização e vias de acesso do município de Cocalinho-MT.

Modificado de Google mapas 2014.

1.5 Materiais e Métodos

O desenvolvimento desta pesquisa abrangeu estudos em diversas escalas de

trabalho, considerando principalmente a carência de dados da área de estudo. Desta

maneira, este trabalho desenvolveu-se a partir de diferentes etapas, que permitiram a

geração e interpretação de dados, cujos resultados integram o desenvolvimento dessa

dissertação.

1.5.1 Etapa Preliminar

A etapa preliminar constou de uma prévia revisão bibliográfica da região, a partir da

qual se procedeu à compilação dos dados geológicos disponíveis para a área, bem como



4

análise e interpretação fotogeológica através do processamento de imagens

georreferenciadas de satélite e radar.

1.5.1.1 Revisão Bibliográfica

A revisão bibliográfica foi empreendida ao longo de todo o trabalho e consistiu de

consulta a livros, revistas e anais, além de monografias, dissertações e teses, sobre a

geologia da região com a finalidade de melhor compreender os aspectos físicos e

geológicos da área de pesquisa. Englobou também os demais assuntos abordados neste

trabalho.

1.5.1.2 Interpretação Fotogeológica

A interpretação fotogeológica foi utilizada com objetivo de investigação de área e

delimitação das unidades geológicas, além de auxiliar no dimensionamento da área

pesquisada e na escolha da escala do mapeamento. Esta etapa foi de grande importância

para a confecção do mapa geológico. Nesta etapa, utilizou-se de imagens

georreferenciadas de satélites (SPOT- Satellite Pour l'Observation de la Terre), radar

(SRTM- Suttle Radar Topography Mission ) e, também das imagens disponíveis nos

bancos de dados da CPRM e do google Earth, as quais foram interpretadas com base

nos conhecimentos fotogeológicos utilizando-se de critérios de reconhecimentos de

feições estruturais, texturais, geomorfológicas e padrões de drenagens. As imagens

foram tratadas com a ajuda do software Arc Giz o que permitiu subdividir a área em

zonas homólogas, as quais foram utilizadas como parâmetros para a delimitação das

unidades geológicas e, confecção do mapa geológico e mapa base para a realização do

mapeamento.

1.5.2. Etapa de Aquisição de Dados

A etapa de aquisição consistiu no processo de obtenção de dados determinados por

trabalhos de campo e de laboratório.

1.5.2.1 Trabalhos de Campo

Foi realizado um mapeamento geológico em escala 1:50.000 com duração de 10

dias, onde foi descrito um total de 44 afloramentos (somados a 19 realizados durante

trabalho de conclusão de curso e outros referentes ao projeto de iniciação científica



5

desenvolvido na área, sendo 44 referentes aos granitóides, e 11 referentes as rochas

máficas-ultramáficas; Figura 2 e Anexo 1). Esta etapa constou de coleta sistemática de

amostras de rochas para estudos petrográficos e geoquímicos, o que possibilitou

delimitar as diferentes fácies litológicas e suas feições estruturais. Nesta etapa, foram

delimitadas as diferentes fácies litológicas bem como suas feições estruturais.

1.5.2.2 Trabalhos de Laboratório

Os trabalhos de laboratório constaram de descrição macroscópica das amostras

coletadas com posterior seleção das mesmas, para estudos petrográficos, geoquímicos e

geocronológicos e análises descritas a seguir.

Análises Petrográficas

Foram confeccionadas 52 lâminas delgadas (42 de amostras de granitóides, 8 de

rochas ultramáficas e 2 de rochas máficas), no laboratório de laminação do

Departamento de Recursos Minerais- UFMT, as quais foram descritas com auxílio de

microscópio binocular modelo BX41 marca Olympus. O estudo petrográfico focou na

descrição da assembleia mineralógica e feições texturais das amostras, além da

contagem modal, visando à classificação da rocha. As fotomicrografias foram

adquiridas utilizando-se um aparelho modelo Fugitsu General Limitad acopladas ao

microscópio e também, com o auxilio de uma câmera digital da marca Sony de 12.1

mega pixels.

A contagem modal em escala microscópica foi realizada em 15 amostras

representativas dos granitóides. Foram contados em média 1000 pontos por amostra,

sendo o quartzo, feldspatos alcalinos, plagioclásio e minerais máficos, os principais

minerais contados, que permitiram a classificação composicional das rochas do Plutão

Itacaiu, segundo diagrama proposto por Streckeisen 1976 (Anexo 2).



6

Figura 2: Mapa de Localização de Afloramentos da área estudada.



7

Análises Geoquímicas

As amostras coletadas em campo e selecionadas para estudos geoquímicos foram

pulverizadas no Laboratório Multiusuário de Técnicas Analíticas (LAMUTA) do DRM

– UFMT, através de um moinho de disco da Marca AMEF modelo AMP1-S com

panela de carbeto de tungstênio, com ciclos de 100 segundos, utilizando o sistema

pneumático e motor de alta rotação acoplado a um compressor de ar da marca Schulz

com pressão máxima de 8Pa. Posteriormente, com o pó de rocha foram confeccionadas

as pastilhas de 2,5 cm com pressão de 15 toneladas esubmetidas à análise química

semiquantitativa por Fluorescência de Raios-X, no Laboratório Multiusuário em

Técnicas Analíticas (LAMUTA) do Departamento de Recursos Minerais, Geologia

UFMT, para análises de elementos maiores e menores. As análises foram realizadas em

vácuo e com colimador de 10 mm, utilizando um espectrômetro de Raios-X por energia

dispersiva EDX-700HS da marca Shimadzu, e o método Quali-Quant FP. Utilizaram-se

duas aquisições por amostra para quantificação dos elementos químicos do (i) Na e Sc e

(ii) Ti e U, tendo cada aquisição duração de 5 minutos.

Os resultados obtidos destas análises foram utilizados como critério para seleção

daquelas enviadas ao laboratório da Australian Laboratory Services-ALS BRASIL

CHEMEX, para quantificar os elementos: maiores e menores (SiO2, TiO2, Al2O3,

Fe2O3,MnO, CaO, Na2O, K2O, Cr2O3, MgO e P2O5,SrO e BaO), traços e terras raras

(Ba,Rb, Sr, Zr, Y, Zr, Y, Hf, Nb, Ga, Ta, Th,Cr, Cs, U, V, W, Sn, La, Ce,Pr, Nd, Sm,

Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb e Lu), cujos dados foram obtidos pelo método ICP-MS

conforme rotinas de análises petrológicas do laboratório.

Análises Geocronológicas

Para os estudos geocronológicos foram selecionadas ao todo 14 amostras, sendo 9

representativas do Plutão Itacaiu, 4 de rochas ultramáficas e 1 das máficas. Estas

amostras foram préviamanete preparadas no laboratório de preparação de amostras do

DRM-UFMT, e enviadas ao Laboratório de Estudos Geocronológicos, Geodinâmicos e

Ambientais do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília-UnB. Os métodos

utilizados para obtenção dos dados geocronológicos foram o U-Pb e Sm-Nd. O método



8

U-Pb foi aplicado em 5 amostras de rochas do Plutão Itacaiu e o método Sm-Nd foi

aplicado nas demais amostras.

Método U/Pb

As amostras de granitóides selecionadas nomeadas de JRT-2D, JRA-1, TC-10, JRF-

2B, TC-11A, TC-11B, CI-05 e RG-09 foram selecionadas para o método U/Pb e

preparadas de acordo com os métodos convencionais de britagem, moagem e

peneiramento nas frações 63, 90 e 250 mesh. Posteriormente, ocorreu à remoção dos

minerais magnéticos com a utilização de ímã, e então, foram enviadas ao laboratório de

geocronologia da UnB. As frações das amostras passaram por processo de batiamento

para a obtenção do concentrado de minerais pesados, e, em seguida, processadas no

separador magnético Frantz. Foram selecionados 100 (cem) grãos de zircão com o

auxílio de lupa binocular, sendo que 50 deles foram concentrados para confecção dos

mounts, ecolocados em tubos plásticos de 9 mm de diâmetro, preenchidos com resina.

Em seguida, foi realizado o polimentos dos mesmos, utilizando pasta de diamante de 3

a 1 μm de diâmetro e, finalmente limpos com ultrassom em HNO3 a 3% e água

purificada. Para auxiliar no posicionamento correto do feixe do laser durante a fase de

ablação foram adquiridas imagens de catodoluminescência (CL).

A análise foi realizada pelo método MC-ICP-MS Lasers Ablation (Multi-collector

inductively coupled plasma mass spectrometry) em um aparelho modelo Thermo

Finnigan Neptune acoplado a um sistema laser New Wave de 213 μm Nd-YAG, para

obtenção de isótopos de U-Pb, conforme os procedimentos gerais propostos por Krogh

(1973).

Método Sm/Nd

As análises Sm/Nd foram realizadas em rocha total, de 3 amostras (CI-02, CI-05, e

CI-16) representativas do Plutão Itacaiu e 5 amostras (JRJ-5C, JRI-6, JRI-6D, RJ-7, CI-

1A) das rochas máfica-ultramáficas. As análises foram relaizadas em um espectrômetro

de massa com fonte de plasma (ICP-MS) modelo Thermo Finnigan Neptune, no

laboratório de geocronologia da Universidade de Brasília (UNB). O procedimento

adotado foi o descrito em detalhe por Gioia & Pimentel (2000), em que, a amostra de

rocha total é pulverizada e cerca de 70 a 100 mg de pó da amostra é misturado com uma

solução traçadora mista (spike) de 149

Sm-150

Nd e dissolvidos em cápsulas Savillex, para

a determinação dos teores de Sm e Nd por diluição isotópica.



9

1.5.3. Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados

Esta etapa abrange todo o processo de sistematização dos dados obtidos nas etapas

anteriores, visando à integração, interpretação e tratamento de todos os dados através de

softwares específicos, além da redação e formatação dos artigos e da presente

dissertação.

1.6 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A geologia da região de Cocalinho é descrita por duas expressivas unidades

geotectônicas; a Faixa Paraguai e o Arco Magmático de Goiás ambas pertencentes à

Província Tocantins (Figura 3).

1.6.1 Província Tocantins

A Província Tocantins (Almeida et al. 1977, 1981, Almeida & Hasui 1984) teve

sua origem durante o ciclo Neoproterozóico Brasiliano-Pan-Africano (850-500 Ma), que

descreve a formação de Gondwana Ocidental após a quebra do Supercontinente anterior

Rodínia. Segundo esses autores, esta província foi formada na fase de convergência do

ciclo Brasiliano Pan-Africano, cujo processo de subducção resultou na formação de

arcos de ilhas, que ao sofrerem colisões tanto continente-arco como continente-

continente, deram origem as faixas orogênicas situadas à borda do Cráton São

Francisco. Posteriormente, essas faixas foram subdivididas em três províncias

geotectônicas: Borborema (nordeste), Mantiqueira (sudeste) e Tocantins situada no

Brasil Central. Esta província apresenta dupla vergência estrutural e tem seus limites

norte-sul encobertos pelos depósitos fanerozóicos das bacias Parnaíba e Paraná,

enquanto que a oeste e leste a província é balizada pelos crátons Amazônico e São

Francisco (Unrug 1992 e Trompette 1994).

A Província Tocantins compreende as faixas dobradas Araguaia e Paraguai a

oeste, estabelecida na margem do Cráton Amazônico e a Faixa Brasília edificada na

margem do Cráton São Francisco, constituindo o Arco Magmático de Goiás (Pimentel

et al. 1991).

A Faixa Paraguai e o Arco Magmático de Goiás compõem a estratigrafia da

região, e terão maior ênfase por perfazerem o escopo deste trabalho.



10

1.6.1.1 Faixa Paraguai

A Faixa Paraguai foi gerada durante a orogenia Brasiliana, situando-se na porção

ocidental da Província Tocantins (Almeida et al. 1977), e está localizada a leste-

sudeste do Cráton Amazônico e a leste do Bloco Rio Apa. A Faixa Paraguai é um

cinturão curvilinear com mais de 1.500 km de extensão constituído por rochas

metassedimentares e metavulcânicas dos grupos Cuiabá e Alto Paraguai e Formações

Puga, Bauxi, Araras e Diamantino (Almeida 1974, Figueiredo & Olivatti 1974).

Segundo Alvarenga & Trompette (1993) essa faixa é constituída de

metassedimentos dobrados e metamorfizados que, em direção ao cráton, passam

progressivamente às coberturas sedimentares em parte contemporâneas e

estruturalmente onduladas, falhadas, mas não metamorfizadas. Dessa maneira, estes

autores, estabeleceram para a Faixa Paraguai e para a porção do cráton adjacente, três

zonas estruturais definidas e caracterizadas por Almeida (1984) de (1) Cobertura

sedimentar de plataforma, (2) Zona Externa dobrada, com pouco ou nenhum

metamorfismo e (3) Zona interna metamórfica e com intrusões graníticas.

Lacerda Filho et al. (2001, 2004) subdividiram a Faixa Paraguai em dois

domínios principais) o domínio de Margem Passiva, que apresenta as rochas

remanescentes de crosta oceânica, com o registro do estágio inicial rifte da abertura da

bacia, evidenciado pela presença de rochas vulcânicas máficas da Unidade

Metavulcanossedimentar Nova Xavantina e por litotipos, componentes do Grupo

Cuiabá na região sudeste de Mato Grosso, marcando o início ou tentativa de uma

abertura oceânica, ii) o domínio correspondente a uma sequência típica de Bacia de

Ante-País, representado por uma sequência siliciclástica, na base, encobrindo a

plataforma carbonática. Essa sequencia é representada pelo Grupo Alto Paraguai, que é

constituído predominantemente por arenitos com estratificação cruzada e arcósios finos

a grosseiros (correspondente a Formação Raizama) e por folhelhos vermelhos, siltitos e

arcósios, correspondentes a Formação Diamantino. Datação radiométrica Rb-Sr das

rochas deste domínio forneceram idade de 568 + 20 Ma que foi interpretada como a

idade da diagênese (Bonhomme et al. 1982).



11

Figura 3: Mapa geológico da porção central da Província Tocantins e ilustração da área de

estudo (Pimentel et al. 2004).

1.6.1.1.1 Grupo Cuiabá

O termo Série Cuiabá é utilizado por Almeida (1964 e 1965) para caracterizar os

filitos ardosianos e conglemerados xistosos subordinados, que afloram nos arredores de

Cuiabá.

Luz et al. (1980), identificaram na região de Cuiabá - Província Serrana, três

fases sucessivas de deformações, sendo que, as duas primeiras apresentam direção NW-



12

SE e a terceira SE-NW, relacionadas ao desenvolvimento de três foliações. Porém, Seer

(1985), identificou na região de Bom Jardim de Goiás quatro fases de deformações na

Faixa Paraguai. Na Baixada Cuiabana, essas deformações geraram dobras fechadas,

inversas e isoclinais com mergulho 40-60 NW e eixos com caimento de até 15º NE,

alinhamentos caracterizados por falhas inversas com mergulhos de 45-50 NW,

acompanhada por veios de quartzo na região de Cuiabá com direções concordantes com

a estrutura regional D1 e mergulho entre 25-40 NW (Alvarenga & Trompette 1993).

As rochas do Grupo Cuiabá foram caracterizadas por Luz et al. (1980) como de

idade Neoproterozóica e foram divididos em nove subunidades litoestratigráficas, sendo

uma indivisa e oito informais.

Alvarenga (1988) considera as rochas do Grupo Cuiabá e as rochas sedimentares

da Zona externa da Faixa Paraguai como partes da mesma bacia, na qual as unidades

inferior e média representariam as subunidades propostas por Luz et al. (1980).

No conjunto sedimentar do Grupo Cuiabá, foram identificadas três unidades

principais, as quais se distinguem por importantes discordâncias, podendo ser propostas

como unidades litoestratigráficas formais. Sendo o Grupo Cuiabá dividido neste caso,

da base para o topo nas formações Campina de Pedras, Acorizal e Coxipó (Tokashiki et

al. 2006).

Formação Campina de Pedras

A Formação Campina de Pedras, corresponde as subunidades 1 e 2 de Luz et al.

(1980), segundo Tokashiki et al.(2006), correspondendo ainda a Unidade inferior de

Alvarenga (1988). Esta denominação foi estabelecida devido à referência ao vilarejo

situado no núcleo e flanco NW da antiforme de Bento Gomes no município de Poconé,

onde é composto da base para o topo por espessa (>2.000 m) sequência deposicional

granocrescente de filitos, filitos grafitosos, intercalações de metarenitos com ciclos de

Bouma incompletos, mármores calcíticos e metagrauvacas feldspáticas. A análise

faciológica dessa formação sugere um contexto deposicional de lagos profundos, em

clima tropical a semiárido, assoreados por deltas que carreavam detritos do Cráton

Amazônico expostos nas ombreiras de bacias tipo rifte, instaladas nos primórdios da

fragmentação do Supercontinente Rodínia (<1,0Ga) (Unrug 1997, Brito Neves 1999).

Uma notável mudança litológica e contatos bruscos separam esta sequência das



13

subunidades sobrepostas, caracterizando uma importante quebra no regime deposicional

e climático, envolvendo discordância estratigráfica, onde se encontra atualmente

mascarada pela deformação intensa de ambos os conjuntos (Tokashiki & Saes, 2008).

Formação Acorizal

A Formação Acorizal (Almeida 1964) se relaciona às subunidades 3, 4 e 5 de

Luz et al. (1980) e à Fácies Intermediária da Unidade Média Turbidítica Glácio-marinha

de Alvarenga (1988). O nome desta sequência é devido ao nome da cidade situada a

cerca de 70 km a norte de Cuiabá. Essa sequência foi denominada de unidade basal do

Grupo Jangada por Almeida (1964), compondo ainda, as Formações Engenho, Bauxi e

Marzagão. São constituídas por depósitos gradacionais rítmicos de (meta)

conglomerado + arenitos + pelitos, com subordinadas intercalações de meta-ritmitos

com clastos pingados, quartzitos e metadiamictitos maciços. Almeida (1964) registrou

este nível de metadiamictitos, denominando-os de Formação Engenho, constituinte do

Grupo Jangada e individualizado como subunidade 4 por Luz et al. (1980).

A Formação Acorizal sobrepõe à unidade Campina de Pedras em aparente

discordância, onde representa a pilha sedimentar glácio-marinha acumulada em uma

margem continental do tipo Atlântico, documentando os depósitos da fase drift da

evolução tectônica da margem Paraguai (Tokashiki & Saes 2008).

Formação Coxipó

A Formação Coxipó (Guimarães & Almeida 1972) é constituída de filitos

conglomeráticos, metarenitos, quartzitos, mármores e metadiamictitos petromíticos,

ressaltando-se uma considerável variação litológica em toda sua extensão. Ocorre em

parcial correspondência à Formação Marzagão de Almeida (1964), às subunidades 6 e 7

de Luz et al. (1980) e à Fácies Proximal da Unidade Turbidítica Glácio-marinho de

Alvarenga (1988). Compõe ainda a Fácies Guia (constituída de mármores calcíticos e

dolomíticos que afloram no sinclinal da Guia), e os quartzitos que formam o

alinhamento de serras que se estende da Serra de São Vicente até Barão de Melgaço

(Fácies Mata-Mata) (Tokashiki & Saes 2008).

Tokashiki & Saes (2008) fizeram uma comparação das colunas estratigráficas

(Figura 1.6.1.1) propostas para o Grupo Cuiabá por Almeida (1964 e 1965), Guimarães

& Almeida (1972), Luz et al (1980), Alvarenga (1988) e Alvarenga & Saes (1992), e



14

mantém a proposta apresentada no trabalho de Tokashiki et al. (2006), no qual

propuseram que o Grupo Cuiabá seria representado, da base para o topo pelas

formações Campina de Pedras, Acorizal e Coxipó.

Figura 4: Colunas estratigráficas propostas para o Grupo Cuiabá comparadas a

subdivisão adotada por Tokashiki & Saes (2008).

1.6.1.2 Arco Magmático de Goiás

O Arco Magmático de Goiás, segundo Pimentel & Fuck (1987), formou-se a

partir da subducção de crosta oceânica com o envolvimento de um arco de ilhas imaturo

acompanhado de um magmatismo mantélico, resultando em corpos sin a tardi-

tectônicos (granitóides calci-alcalinos, típicos de regiões orogênicas) e em corpos pós-

tectônicos ricos em álcalis e típicos dos estágios finais de eventos orogênicos.

A crosta juvenil neoproterozóica que compreende o segmento Mara Rosa é

constituído por rochas vulcano-sedimentares metamorfizadas e ortognaisses de

composição tonalítica, enquanto o segmento Arenóplolis é constituído por rochas de

composição tonalítica a granodiorítica pré-colisionais, metaluminosas e típicas de

ambiente de arco de ilha (Pimentel et al. 2000). O Arco Magmático é ainda,

caracterizado por intrusões graníticas de natureza tardi a pós-tectônica, sendo em sua



15

maioria, leucogranitos com duas micas (Arco de Mara Rosa) e granitos, cujo magma foi

derivado da refusão de rochas do arco (Arco de Arenópolis) (Pimentel et al. 2000).

Estes dois segmentos de arco apresentam ainda, duas diferenças importantes: em

Arenópolis, nas associações supracrustais predominam as rochas vulcânicas dacíticas a

andesíticas sobre as rochas sedimentares de origem detrítica; em Mara Rosa as rochas

sedimentares detríticas são mais abundantes, com poucas ocorrências de rochas

vulcânicas félsicas e intermediárias (Amaro 1989). Segundo Junges (1998) os granitos

pós-orogênicos do Arco de Arenópolis são metaluminosos e similares a granitos dos

tipos I e A, enquanto que, os do Arco de Mara Rosa são tardi a pós-orogenéticos,

tipicamente leucocráticos, de natureza aluminosa.

A evolução do Arco Magmático de Goiás, segundo Pimentel et al. (2000), teve

seu início provavelmente de 900 a 850 Ma, com a formação de arcos de ilhas intra-

oceânicos, com magmatismo característico de arco constituído por vulcânicas cálcio-

alcalinas e corpos plutônicos tonalíticos/granodioríticos. O primeiro evento

metamórfico de alto grau é atribuído à colisão entre o Arco Magmático de Goiás e o

Maciço de Goiás com o Cráton São Francisco e ocorreu entre 770-760 Ma. Entre 670-

600 Ma, houve um período de intensa atividade ígnea e tectônica, onde alojaram os

inúmeros corpos tonalíticos/granodioríticos/graníticos, além de corpos máficos-

ultramáficos acamadados. O segundo evento metamórfico ocorreu entre 630-600 Ma,

representado pela colisão final entre o Cráton Amazônico e o Cráton São Francisco, que

marca o encerramento da bacia oceânica e formação da Faixa Brasília. As importantes

zonas de cisalhamentos transcorrentesque fazem parte do Lineamento Transbrasiliano

desenvolveram-se no final do Ciclo Brasiliano, há cerca de 600 Ma. Posteriormente, os

eventos no Arco Magmático de Goiás encerraram-se havendo soerguimento regional e

magmatismo pós-orogênico (Pimentel et al. 2000).

Os terrenos do Arco Magmático de Goiás são testemunhos de uma fase pré-

colisional apresentando características geoquímicas e isotópicas similares às

encontradas em ambientes modernos de arcos de ilhas de margem ativa (Pimentel et al.

2000, Dardenne 2000, Valeriano et al. 2004).



16

Arco de Mara Rosa

O Arco de Mara Rosa foi inicialmente considerado por Almeida (1984) como

uma sequência greenstone-belt do Arqueano. Porém, Ribeiro Filho (1981) o definiu

como uma sequência do Neoproterozóico e demonstrou a ocorrência de uma

discordância entre o Arco de Mara Rosa e a faixa Arqueana de Pilar, correlacionando-as

com as sequências vulcanosedimentares de Palmeirópolis, Indianópolis e Juscelândia,

pertencentes ao Neoproterozóico. Para as unidades litológicas Mara Rosa, Viana et al.

(1995) propuseram cinco grupos distintos: ortognaisses, rochas metavulcânicas máficas,

rochas metassedimentares, granitos deformados e corpos intrusivos de composição

gabróica e granítica. Devido às interpretações das rochas que ocorrem na região de

Mara Rosa o ambiente greenstone proposto anteriormente, foi modificado para um

ambiente de arcos de ilhas, onde as unidades vulcanossedimentar, gnáissica e os corpos

intrusivos, que eram interpretadas separadamente, passaram a ser considerados como

uma continuidade dentro do processo evolutivo de um ambiente de arco de ilhas.

Segundo Pimentel et al. (2004) o Arco de Mara Rosa se formou no

Neoproterozóico, é composto principalmente por unidades de rochas metaplutônicas de

composição diorítica a granítica, as quais representam dois eventos principais de

acresção continental em torno de 890-800 Ma e 670-600 Ma, respectivamente. As

unidades metaplutônicas são separadas por sequências metavulcanossedimentares, que

apresentam orientação geral NNE-NE e direção NW-NNW subordinada. As rochas do

arco primeiramente foram metamorfizadas em fácies anfibolito e, posteriormente,

retrometamorfizadas, atingindo a fácies xistos verde. Diferentes segmentos do arco

foram justapostos sucedidos por numerosos granitos tardi a pós-tectônicos 590-480 Ma.

(Junges 1998).

Arco de Arenópolis

O arco Magmático de Arenópolis estende-se desde as proximidades de Bom Jardim

de Goiás, a oeste, até a cidade de Buriti Alegre a sudeste. É constituído por ortognisses

cálcicos a cálcio-alcalinos, unidades supracrustais e granitos dos tipos I e A, tardi a pós-

orogênicos associados a corpos máficos e ultramáficos (Pimentel & Fuck 1992).

Segundo Pimentel & Fuck (1992) e Rodrigues (1996), o Arco de Arenópolis é

formado por ortognaisses, sequências vulcano-sedimentares do Neoproterozóico e



17

granitóides tardi a pós-orogênicos do Paleozóico Inferior que intrudem a crosta juvenil

Neoproterozóica associados a corpos máficos e ultramáficos. Os ortognaisses

apresentam granulação média com presença de hornblenda e biotita na sua composição

mineralógica, que varia de tonalítica a granítica. Os conteúdos de elementos traços

destes ortognaisses apresentam feições típicas de granitóides calcio-alcalinos.

Os ortognaisses (metatonalito e metagranodiorito), de Sancrelândia, Matrinxã,

Firminópolis e Turvania, denominados de Arenópolis, apresentam metamorfismo de

fácies anfibolito, mostram estruturas plutônicas bem preservadas tais como: enclaves

máficos, feições de misturas de magmas e texturas porfiríticas. As determinações

isotópicas U-Pb em zircão indicam idades entre 940 e 630 Ma para esses ortognaisses

(Pimentel et al. 1992a).

As intrusões graníticas Serra Negra, Serra do Iran, Caiapó, Iporá, Israelândia e

Serra do Impertinente, formam grandes corpos cálcio-alcalinos ricos em K,

compreendendo predominantemente biotita granitos isótropos e equigranulares

(Pimentel et al. 2000).

Pimentel et al. (2000) sugeriram dois episódios de magmatismo granítico pós-

Brasiliano na região de Arenópolis um de 590-560 Ma e 508-485 Ma. Cujos granitos

mais antigos são similares a granitos do tipo I (Granitos Caiapó, Serra do Iran,

Israelândia e Serra do Impertinente), enquanto os mais jovens são alcalinos,

característicos de granitos do tipo A (Granitos Serra Negra e Iporá).

Laux et al. (2004, 2005) observaram que no Arco de Arenópolis ocorre dois

eventos de acresção crustal. O evento responsável pela geração de gabros e anfibolitos,

com idade de cristalização entre 890 e 800 Ma, que corresponde ao evento mais antigo,

e o mais jovem foi responsável pela geração de rochas máficas intrusivas, com idades

entre 650 e 600 Ma. Estes dados permitiram que Laux et al. (2005) inferissem que o

evento de acresção crustal no arco, registrado pela intrusão de tonalitos, granodioritos e

granitos, tenha sido acompanhado por importante atividade ígnea.

Sequência Metavulcanossedimentar

Fragomeni & Costa (1976, in Seer 1985), foram os primeiros a descreverem as

ocorrências de rochas vulcânicas no estado de Goiás, ao sul da cidade de Bom Jardim de

Goiás, no extremo leste da Faixa Paraguai norte. Estes autores sugeriram um conjunto



18

de rochas vulcânicas constituídos por lavas básicas com estruturas almofadadas, lavas e

tufos andesíticos, riodacitos e dacíticos, e aglomerados, além de conglomerados, siltitos

ferruginosos e chert, admitindo tais ocorrências na base do Grupo Cuiabá. Seer (1985)

denomina rochas da mesma região, de Grupo Bom Jardim, onde descreve uma

sequência meta-vulcanossedimentar com evolução tecto-metamórfica similar ao Grupo

Cuiabá (com polideformação e metamorfismo da fácies xisto verde baixa, até biotita),

em litotipos definidos por metabasaltos e metandesitos, metariolito, metapiroclásticas

básicas, intermediárias e ácidas, e pequenos corpos básicos subvulcânicos.

Ainda no extremo leste da faixa norte, tem-se ocorrências de vulcano-sedimentares

na região de Nova Xavantina, descritas por Pinho (1990), como Sequência

Metavulcanossedimentar Nova Xavantina, posicionada estratigraficamente, abaixo do

Grupo Cuiabá. Martinelli (1998), e Martinelli & Batista (2003) descrevem esta

sequência, empilhando um conjunto de rochas metavulcânicas predominantemente de

composição intermediária: metabasalto, metatufo, metandesito e lapili-tufo. Sendo

recobertas por rochas sedimentares químicas, de natureza siliciclásticas, carbonáticas e

ferríferas. São reconhecidas no topo da sequência, filitos, metarenitos e

metaconglomerados, que possivelmente teriam relação com as rochas do Grupo Cuiabá.

Em relação ao ambiente deposicional das rochas da Sequência Metavulcanossedimentar

Nova Xavantina, Pinho (1990) interpreta que as assinaturas litogeoquímicas em

metabasitos, são similares a ambiente marinho do tipo back-arc. E Silva (2007) sugere a

formação de rift continental Neoproterozóico.

Os resultados isotópicos de Nd e idades modelos Sm/Nd, foram obtidos por Dantas

& Martinelli (2009), em três unidades da Sequência Metavulcanossedimentar Nova

Xavantina, sendo que as rochas metavulcânicas mostram grande intervalos nas razões,

entre 1,7 e 2,4 Ga, com altos valores de εNd. Os autores concluíram que essas rochas

possuem fonte dominantemente Paleoproterozoica, possivelmento o Cráton Amazônico,

ressaltando mistura de fontes ou mesmo contaminação para as rochas metavulcanicas,

sugerindo evolução mais complexo para o vulcanismo.

As sequências vulcano-sedimentares que compreendem o Arco de Arenópolis são,

de oeste para leste, Bom Jardim de Goiás, Arenópolis, Iporá, Amorinópolis, Jaupaci e

Anicuns-Itaberai (Seer 1985, Pimentel & Fuck 1986, Danni & Campos 1994, Franco et

al. 1994, Amaro 1989 e Lacerda Filho & Oliveira 1994). São constituídas por rochas



19

metavulcanicas com subvulcânicas associadas, de composição que varia de basalto

toleíticos a riolitos, metamorfisados em fácies xisto verde e anfibolito (Seer 1985,

Pimentel & Fuck 1986). Rochas metassedimentares detritícas são observadas nas

unidades superiores dessas sequências. Pimentel et al. (1991) determinaram idades entre

933 e 587 Ma para sua formação por U-Pb em zircão e titanita. A seqüência Anincus-

Itaberai revelaram idades modelo TDM entre 1.0 e 1.1 Ga, sugerindo que se trata de

rochas pertencentes ao Arco magmático de Goiás.

A Seqüência de Bom Jardim de Goiás é constituída por metabasaltos, metandesitos

e metariolitos, com texturas e estruturas primárias freqüentes, tais como estruturas

almofadadas, texturas piroclásticas e acamamento gradacional. Essas metavulcanicas

imprimem características geoquímicas de rochas ígneas geradas em arcos de ilhas

modernos (Seer 1985). A Seqüência vulcanossedimentar de Arenópolis é formada por

duas unidades principais, separadas por uma estreita faixa de gnaisses, com idades

modelo TDM arqueanas (Pimentel 1992). A unidade Córrego Santo Antônio ocupa a

porção ocidental da sequência, é composta por metapelitos (micaxistos com granada,

estaurolita, cianita e sillimanita) associados a diversos corpos máficos-ultramáficos,

lentes de mármores, rochas calcissilicáticas, metacherts e anfibolitos finos. Essa unidade

é interpretada como um prisma de acresção e os corpos máficos-ultramáficos como

fragmentos de suítes ofiolíticas (Pimentel & Fuck 1986).

As seqüências vulcanossedimentares de Jaupaci, Iporá e Amorinópolis são

aparentemente probres em termos vulcânicos intermediários, constituindo associações

com caráter bimodal. Compreendidas por metabasaltos vesiculares ou porfiríticos e

metariolitos com texturas piroclásticas.

Dados geocronológicos definidos para as rochas metavulcânicas do sudoeste de

Goiás, indicam idades neoproterozóicas, com idade do metamorfismo obtido em titanita

por U-Pb e Rb-Sr em rochas miloníticas e datam entre 594 e 637 Ma. Os metabasaltos e

metariolitos dessas seqüências exibem características geoquímicas e isotópicas

semelhantes às geradas em arcos vulcânicos modernos (Pimentel & Fuck 1992 a, b).



20

CAPÍTULO 2

ARTIGO SUBMETIDO AO BRAZILIAN JOURNAL OF GEOLOGY

PETROGRAFIA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITÓIDES

DA REGIÃO DE COCALINHO-MT: EVIDENCIAS DE MAGMATISMO

ALCALINO DO ARCO MAGMÁTICO DE GOIÁS.

Jennifer Cardoso Farias Almada 1; Rubia Ribeiro Viana

1,2;Gislaine Amorés Battilani

1,2

(1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra –(ICET),

Universidade Federal de Mato Grosso – (UFMT) – Avenida Fernando Corrêa, s/n, Bairro Coxipó.

CEP: 78060-900. Cuiabá-MT, Brasil. E-mail: [email protected]

(2) Departamento de Recursos Minerais, ICET, UFMT.

RESUMO: Este trabalho apresenta os resultados de estudos petrográficos, geoquímicos

e geocronológicos realizados em amostras das rochas que constituem o Plutão Itacaiu, o

qual aflora na porção leste do Estado de Mato Grosso. Este plutão é definido por um

magmatismo de caráter peraluminoso, variando de granodiorito a granito com elevados

teores de SiO2 e Na2O + K2O que reflete assinatura geoquímica típica de granito tipo-A,

sendo classificados como granitos da série cálcio-alcalina a alcalina potássica. O

entendimento do quadro geológico evolutivo do magmatismo alcalino está relacionado

a estudos isotópicos U/Pb em zircão e Sm/Nd em rocha total, apresentaram idade

concordante U/Pb que varia de 806.6±4.0 a 582.9±6.3 Ma para os granitóides,

interpretada como provável idade de cristalização da rocha, e idade modelo Sm/Nd

variando de TDM =0.97 a 1.08 Ga. As idades modelos estão relacionadas ao ambiente

de arco, bem como os valores positivos de εNd(T) que são característicos de arco juvenil

Neoproterozóico, assim como os descritos para as rochas do Arco Magmático de

Goiás.O valor negativo εNd indica origem a partir de fusão parcial de crosta continental

Paleoproterozóica, como também evidencia uma provável ocorrência de terrenos

relacionados à ambientes de arco, cuja idade está relacionada a uma provável fonte já

reciclada na crosta.

Palavras-Chave: Granito tipo-A; Geocronologia; Geoquímica. Cocalinho-MT.

ABSTRACT: This paper presents the results of studies petrographics, geochemical and

geochronological accomplished in samples of rocks that make up the Pluto Itacaiu,

which emerges in the eastern portion of the State of Mato GrossoThis pluton is defined

by a magmatism of character peraluminous, ranging of granodiorite to granite with high

level of SiO2 and Na2O + K2O reflecting typical geochemical signature of granite type-

A, being classified as granites of series calc-alkaline to potassic alkaline. The

understanding the frame evolutionary geological of alkaline magmatism is related to

isotopic studies U / Pb zircon and Sm / Nd whole rock, showed concordant age U / Pb

ranging from 806.6 ± 4.0 to 582.9 ± 6.3 Ma for the granitoids, interpreted as probable

age of crystallization of rock, and model age Sm / Nd ranging from TDM = 0.97 to

1.08 Ga. The models age are related to the arc environment, as well as the positive



21

values of εNd(T) that iare characteristics of juvenile arc neoproterozoic, as described for

rocks of Goiás Magmatic Arc. The negative value of εNd indicates origin from partial

melting of continental crust Paleoproterozoic, as also evidence a probable occurrence of

land related to the arc environments, whose age is related to a likely source already

recycled in the crust.

Keywords: A-type granite; Geochronology; Geochemistry. Cocalinho-MT.

1. INTRODUÇÃO:

O Plutão Itacaiu de idade Neoproterozóica (836-582 Ma) evidencia diferentes

estágios do período pós-colisional do Ciclo Brasiliano-Panafricano na área de estudo, e

é caracterizado por um expressivo magmatismo de natureza alcalina.

O magmatismo alcalino teve início a cerca de 2,5 - 2,7 Ga e vários

pesquisadores mostram que este tipo de magmatismo é crescente com o tempo

(Balashov & Glaznev 2006, Kogarko 2006, Edgar 1987, etc). Este tipo de magmatismo

pode ser classificado com base na configuração tectônica em três categorias; rift

continental, intraplaca oceânica e continental sem um claro controle tectônico, e

magmatismo alcalino relacionado aos processos de subducção.

A região de Cocalinho localizada na porção leste do Estado de Mato Grosso é

caracterizada pela ocorrência de granitóides deformados e não deformados que

compreende Plutão Itacaiu e rochas dos grupos Cuiabá e Alto Paraguai (Coimbra &

Bonfim 2013). Estas rochas são limitadas pela Faixa Paraguai a oeste e pelo Arco

Magmático de Goiás a leste, ocupando parte da porção sul da Província Tocantins. O

Plutão Itacaiu ocorre na forma de um extenso corpo em direção NE/SW, podendo

apresentar facies mineralógicas e deformacionais distintas.

A complexidade de rochas presentes nos escassos afloramentos expostos em

consequência da grande cobertura Quaternária e, ainda, o pouco conhecimento sobre as

mesmas, justifica estes estudos. O posicionamento destes granitóides é de grande

importância para o entendimento da geologia da Faixa Paraguai, bem como do Arco

Magmático de Goiás. Trabalhos da CPRM tratam essas rochas como Ortognaisse a

Oeste de Goiás, mas estudos recentes mostram que estas rochas pertencem à suíte de

rochas graníticas alcalinas do tipo-A (Santos et al. 2009, Labonde & Farias 2013,

Santos & Ferreira 2013, Coimbra & Bonfim 2013).

Do exposto, este trabalho busca estabelecer as correlações entre os eventos

cronológicos magmáticos e/ou deformacionais que envolvem o magmatismo alcalino a

partir de mapeamento litológico, estudos petrográficos, geoquímicos e geocronológicos,

visando à elaboração de um modelo geológico evolutivo para estas rochas.

2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A região leste do estado de Mato Grosso está posicionada entre duas

importantes unidades geotectônicas pertencentes à Província Tocantins, a Faixa

Paraguai, a oeste e o Arco Magmático de Goiás, a leste (Figura 1).



22

A Província Tocantins, situada no Brasil Central foi formada na fase de

convergência da Orogenia Brasiliana Pan-Africana, assim como as províncias

Borborema (nordeste) e Mantiqueira (sudeste), cujo processo de subducção resultou na

formação de arcos de ilhas que ao sofrerem colisões tanto continente-arco como

continente-continente, deram origem as faixas orogênicas, situadas às bordas do Cráton

São Francisco (Almeida et al.1981,Unrug 1992 e Trompette 1994). Esta província

compreende as faixas dobradas Araguaia e Paraguai a oeste, estabelecida na margem do

Cráton Amazônico e a Faixa Brasília, edificada na margem do Cráton São Francisco,

cujos terrenos denominados de Zona interna, Zona externa, Maciço de Goiás e Arco

Magmático de Goiás, foram individualizados por Fuck et al. (1994 ).

Figura 1: Mapa Geológico da Província Tocantins e ilustração da localização da área de estudo (Fuck et

al. 1994).

A Faixa Paraguai foi gerada durante a orogenia Brasiliana, e situa-se na porção

ocidental da Província Tocantins (Almeida et al. 1977), margeando o leste-sudeste do

Cráton Amazônico e o leste do Bloco Rio Apa. É um cinturão curvilinear com mais de

1.500 km de extensão, constituída por rochas metassedimentares e metavulcânicas dos

grupos Cuiabá e Alto Paraguai e Formações Puga, Bauxi, Araras e Diamantino

(Almeida 1974, Figueiredo & Olivatti 1974).

A estruturação dessa faixa de dobramentos foi apresentada por Alvarenga

(1988), com base nas características tectono-metamórficas, magmáticas e

estratigráficas, subdividindo-a em zona externa (ocidental, menos deformada) e zona

interna (oriental mais deformada), cujos limites foram retomados aos definidos

inicialmente (Almeida 1968) por Alvarenga & Trompette (1993).

Ruiz et al. (1999) denominaram estes domínios como Domínio Tectônico das

Coberturas de Antepaís, Domínio Tectônico Externo e Domínio Tectônico Interno. O

Domínio Tectônico Interno, o qual corresponde com as litologias que ocorrem na área



23

de estudo, é representado pelas rochas que constituem o Grupo Nova Xavantina, que se

restringe a região homônima e pelo Grupo Cuiabá, unidade geológica de maior

abrangência, que constitui as encaixantes de toda província magmática constituída pelos

corpos graníticos definidos por batólitos e Stocks, isotrópicos, tardi a pós-tectônicos

(Araguaiana, Lajinha, São Vicente, Coxim, Rio Negro e Taboco) e pelas Vulcânicas de

Mimoso (Manzano et al. 2008).


partir da subducção da crosta oceânica com o envolvimento de um arco de ilhas imaturo



tectônicos, ricos em álcalis e típicos dos estágios finais de eventos orogênicos. O Arco

Magmático de Goiás foi dividido em duas sequências denominadas de Arco de Mara

Rosa a norte e Arco de Arenópolis, localizados no centro-sul da Província Tocantins

(Almeida & Hasui 1984, Schobbenhaus et al. 1984).

A evolução do Arco Magmático de Goiás, segundo Pimentel et al. (2000), teve

seu início entre 900 a 850 Ma, com a formação de arcos de ilhas intra-oceânicos, com

magmatismo característico de arco constituído por vulcânicas cálcio-alcalinas e corpos

plutônicos tonalíticos/granodioríticos. O primeiro evento metamórfico de alto grau,

referente à colisão entre o Arco Magmático de Goiás e o Maciço de Goiás com o Cráton

São Francisco, ocorreu entre 770-760 Ma. Entre 670-600 Ma, houve um período de

intensa atividade ígnea e tectônica, onde alojaram os inúmeros corpos

tonalíticos/granodioríticos/graníticos além de corpos máficos-ultamáficos acamadados.

O segundo evento metamórfico ocorreu entre 630-600 Ma, representado pela colisão

final entre o Cráton Amazônico e o Cráton São Francisco, que marca o encerramento da

bacia oceânica e formação da Faixa Brasília. As importantes zonas de cisalhamentos

transcorrentes que fazem parte do Lineamento Transbrasiliano desenvolveram-se no

final do Ciclo Brasiliano, há cerca de 600 Ma. Os eventos no Arco Magmático de

Goiás encerraram-se, segundo Pimentel et al. (2000), com o soerguimento regional e

magmatismo pós-orogênico.

3. MATERIAIS E MÉTODOS

Um total de 60 amostras do granitoide foi coletado para estudos petrográficos,

das quais 33 foram selecionadas para lâminas delgadas e 27 para análises geoquímicas,

cujo critério de seleção foi à maior representatividade e grau de alteração As análises

geoquímicas foram realizadas através do método da Fluorescência de Raios-X no

Laboratório Multiusuários de Técnicas Analíticas do DRM/UFMT onde contemplou

apenas os elementos maiores e menores, devido o limite de detecção do equipamento.

Os dadosobtidos com essas análises foram utilizados como critério para seleção

daquelas amostras enviadas ao laboratório ALS BRASIL CHEMEX, para melhor

refinamento das análises geoquímicas, onde foram analisados os elementos maiores,

menores, traços e terras raras, através do método ICP-MS, conforme rotinas daquele

laboratório. Algumas destas amostras foram ainda selecionadas para análises

geocronológicas a partir do método (U-Pb em zircão e Sm-Nd em rocha total),

utilizando e ICP-MS (Laser Ablation) no Laboratório de Geocronologia da

Universidade de Brasília, conforme procedimento descritos por Buhn et al. (2009) e

Gioia & Pimentel (2000).



24

4. ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS

Os granitos deformados e não deformado, correspondem a um extenso e

alongado corpo, orientado segundo a direção NE/SW, seguindo um trend regional

(Figura 2). Ocorre em uma área aplainada, sendo em sua grande maioria recoberto por

Cobertura Quaternária. Denominado de Ortognaisse Itacaiu por Santos et al. (2009)

aflora na porção SSW da área, na divisa com o Estado de Goiás, na forma de lajedos,

blocos e matacões de dimensões decamétricas e composição que varia de granodiorito a

álcali-feldspato-granito, de acordo com a classificação QAPF da contagem modal,

corroborada pela classificação QAPF normativa, discriminadas no diagrama de

Streckeisen 1976.

Estas rochas imprimem evidências de processos deformacionais decorrentes de

duas fases de deformação, sendo a primeira de natureza dúctil, responsável pela geração

das estruturas secundárias, resultante de metamorfismo correspondente à fácies xisto

verde, representada, principalmente, pelo desenvolvimento foliação penetrativa e

lineação de estiramento mineral. A lineação é marcada, especialmente pela orientação

preferencial dos minerais placóides, caracterizando, por vezes, xistosidade, com direção

predominante NE e mergulho para SE, e, menos frequente, para NW, variando de baixo

a alto ângulo. A segunda deformação, de natureza dúctil-rúptil, está relacionada à zona

de cisalhamento de expressão regional que ocorre no contato entre o Grupo Cuiabá e o

Plutão Itacaiu. Esta fase é observada através da foliação milonítica decorrente do

cisalhamento de característica transcorrente de direção N45E/80NW (Coimbra e

Bonfim 2013).

Os granitoides deformados são rochas leucocráticas, constituídos,

principalmente, por quartzo, feldspato e biotita, apresentam cor cinzaclaro a rosa

avermelhado e granulação fina a grossa e foliação penetrativa, ou localmente incipiente

e, quando próximas a zonas de cisalhamento, mostram foliação milonítica. Os

granitóides são cortados por veios e diques aplíticos com padrões de fraturas constantes,

normalmente concordantes com a foliação (Figura 3A).

Um corpo de granito não deformado aflora no leito de uma drenagem seca,

cortando os granitóides com direção NW/SE, aflora na forma de lajedo, cor vermelha e

granulação grossa e textura porfirítica. A presença de veios de quartzo cristalino e

leitoso é comum, cortando este granito. Macroscopicamente, a mineralogia é constituída

por quartzo, algumas vezes na forma de pórfiros, feldspato alcalino, biotita, óxido de

ferro e epidoto. A cor vermelha é conferida a alta quantidade de feldspato alcalino

presente. Na borda do corpo, a granulação mostra-se mais fina, apresentando foliação

típica dos granitóides (Figura 3B).



25

Figura 2: Mapa geológico do Arco Magmático de Goiás na porção Leste do Estado de MT.



26

Figura 3: Fotografias dos granitoides ilustrando: ocorrencia em blocos e aspectos

macroscópicos dos granitos deformados (A), e granitos não deformados (B).

Os granitos deformados e não deformados foram definidos em três fácies

petrográficas, devido à variação na composição mineralógica: Fácies Biotita-Granito

(FBG) e Fácies Riebeckita Biotita-Granito (FRBG) para os granitóides deformados e

Fácies Biotita-Granito Porfirítico (FBGP) para o granito não deformado.

A FBG representa a mais abundante, mostrando como características granulação

fina a grossa, inequigranular e, por vezes, textura granoblástica a levemente

lepidoblásticas, marcada pelos cristais anédricos de quartzo e pela orientação dos

minerais micáceos, diferenciando-se da FRBG que é predominantemente lepidoblástica.

A FBG é caracterizada por porcentagem modal de aproximadamente 27% de biotita,

enquanto que a FRBG é caracterizada por agregados de riebeckita associados à biotita.

A mineralogia principal para as fácies FBG e FRBG é representada por quartzo,

feldspatos e biotita. Os minerais acessórios são apatita, allanita, zircão, minerais opacos,

titanita, granada (Figura 4A) e rutilo. A fácie FRBG ainda contém anfibólio

(riebeckita), subédrica, com baixa cor de interferência e pleocroísmo moderado de azul

para azul intenso, associadas à biotita e minerais opacos (Figura 4B) e clinopiroxênio

(aegirina) de cor acastanhada, hábito prismático (4C). Os minerais de alteração

hidrotermal associados a ambas são sericita, epidoto, argilo-minerais, muscovita,

clorita, titanita.

Os cristais de quartzo apresentam-se em grãos anédricos inequigranulares, com

extinção ondulante, apresentando duas gerações de grãos. Ocasionalmente, podem

apresentar contatos poligonais evidenciando processos metamórficos e, por vezes,

exibirem inclusões de agulhas de rutilo (Figura 4D).



27

Os cristais de plagioclásio apresentam-se subédricos a anédricos e em pórfiros

variando de 1 a 2,5 mm, com geminação carlsbad, carlsbad-albita e periclina,

apresentando, ainda, , textura antipertítica (Figura 4E). A maioria das vezes o contato se

faz com cristais de quartzo e álcali-feldspatos, alguns se mostram fraturados e

preenchidos por quartzo. Os plagioclásios mostram sinais de alteração incipiente,

caracterizada por processos de saussuritização e carbonatação além de argilização.

Os cristais de microclina apresentam-se subédricos a anédricos com pórfiros

variando de 1 a 2,5 mm e geminação típica. Alguns cristais apresentam textura pertítica

e mesopertítica (Figura 4F e 4G) e contatonormalmente com cristais de quartzo e

plagioclásio.

Cristais de biotita encontram-se orientados, seguindo um padrão de orientação

preferencial. Alguns cristais mostram sinais de alteração para clorita, evidenciando

retrometamorfismo, além de alteração para titanita e muscovita.

Opticamente a FBGP, assemelha-se as FBG e FRBG, diferenciando-se pela

textura porfirítica e maior quantidade em microclina, que constitui a paragênese

primária, juntamente com plagioclásio, quartzo, e biotita. A fase acessória é

representada por rutilo, epidoto, zircão e minerais opacos. Apresentam saussuritização e

argilitização como processos de alteração. O quartzo apresenta-se anédrico em duas

gerações de grãos por processo de recristalização, e normalmente apresenta extinção

ondulante. A microclina (Figura 4H) ocorre em cristais euédricos a anédricos com

geminação em grade e intercrescimento pertítico. O plagioclásio ocorre subédrico a

anédrico com geminação carlsbad e polissintética, e textura antipertítica, apresenta-se

também em pórfiros de 2,5mm com fraturas preenchidas por quartzo, por vezes, mostra

alteração para epidoto e argilominerais. A biotita mostra forte pleocroísmo, e por vezes

apresenta-se levemente estirada e, localmente, ocorre alterada para muscovita.



28

Figura 4: Fotomicrografias de amostras de granites deformados e não deformados,

ilustrando: (A) cristais de granada; (B) riebeckita (C) clinopiroxenio (Aegirina); (D)

agulhas de rutilo inclusas no quartzo; (E) cristal de plagioclasio com textura antipertítica;

(F) cristal de microclina com textura pertítica; (G) textura mesopertítica, e (H)

fenocristais de microclina. Figuras A, B e C representando a FRBG e D, E, F, G a FBG e

H a FBGP. Polarizadores descruzados em A, B e C, e cruzados em D, E, F, G e H.



29

5. CARACTERIZAÇÃO GEOQUÍMICA

A composição química das rochas estudadas está representada na Tabela 1. Os

teores de SiO2 variam de 68,20 a 87,10%, mostrando que as rochas analisadas são de

natureza ácida. Ao utilizar os conteúdos de SiO2 como índices diferenciadores com os

elementos maiores TiO2, Al2O3, CaO, MgO, P2O5 e Fe2O3 (diagramas Harker) observa-

se uma correlação lineares negativas. Assim como para os elementos traços (Zr, Sr e

Ba), como é mostrado na Figura 5. Essas correlações negativas indicam que o magma

sofreu modificação controlada por processo de cristalização fracionada, atribuída ao

empobrecimento em plagioclásio e mineral máficos primários, tais como, biotita,

ilmenita, magnetita, titanita e apatita durante a diferenciação magmática. Em relação aos

álcalis, o Na2O não apresenta variação significativa, o que pode estar relacionado com a

mobilidade desses elementos em processos pós-magmáticos, no entanto, os valores de

K2O mostram uma tendência positiva, evidenciando que a evolução se caracteriza

também, pelo enriquecimento em feldspatos alcalinos.

A composição geoquímica das rochas do Plutão Itacaiu permitiu classificá-las

como granitóides do tipo ácido, conforme expresso no diagrama TAS (Figura 6A). As

proporções catiônicas R1 = 4Si-11(Na+ K)-2(Fe+Ti) e R2 = 6Ca + 2Mg + Al,

descrevem estas rochas como granitos, principalmente, do tipo alcalinos (Figura 6B). A

afinidade cálcio-alcalina também é observada no diagrama AFM de Irvine & Baragar

(1971, Figura 6C), corroborada pela classificação de Peccerilo e Taylor (1976, Figura

6D), que considera a evolução de um magmatismo de natureza cálcio-alcalina a alcalina

potássica (ou shoshonítica). Os elevados teores de SiO2 e Na2O+K2O, imprimem

características química típica de granito tipo-A de acordo com Whalen et al. (1987) e

Bonin (2007), a qual corrobora com a mineralogia (riebeckita e aegirina).

Utilizando os índices de alcalinidade de Shand (1943), que considera as

proporções de A/NK versus A/CNK, os granitóides apresentam caráter levemente

peralcalino a predominantemente peraluminoso, diferente dos resultados apresentados

por Santos et al. (2009), que mostrou caráter exclusivamente peralcalino, o que

provavelmente se deve ao limitado número de afloramentos estudados. O excesso de

Al2O3 que define este caráter é incorporado aos minerais máficos e acessórios

portadores de alumínio após a saturação dos feldspatos (Wernick 2004, Figura 6E).

A composição química destes granitos sugere que foram gerados em ambiente

tectônico de arcos magmáticos e intra-placa, como mostrados nos diagramas

discriminantes (Figuras 7A - 7B). Essas rochas imprimem assinatura geoquímica típica

de granitos do tipo-A, sendo que uma minoria plotam no campo dos tipos I e S (Figura

7C). E quando discriminadas no diagrama proposto por Eby (1992) para ambientes

tectônicos de granitos tipo-A, a maioria das amostras concentram-se, no subgrupo A2,

em que apresentam razão Y/Nb > 1.2 e são classificados como granitos tipo-A pós-

colisionais (Figura 7D).



30

Figura 5: Diagramas Harker (1909): variação de SiO2 versus elementos maiores e SiO2 versus

elementos traços, para os granitos deformados e não deformados.



31

Table 1: Resultados das análises químicas para elementos maiores (% peso) e

elementos traços e terras raras (ppm) das amostras de granitos deformados e não

deformados da região de Cocalinho MT.



32

Tabela 1: Continuação.



33




34

Figura 6: Diagramas de classificação geoquímica para os granitos deformados e não

deformados: (A) Total álcalis versus sílica (Cox et al 1979); (B) R1 versus R2 (De La

Roche et al 1980); (C) AFM (Irvine & Baragar 1971); (D) K2O versus SiO2

(Peccerillo & Taylor 1976) (E) Saturaçãode alumínio A/NK versus A/CNK (Shand

1943).



35

Figura 7: Diagramas de discriminação tectônica (A) Rb versus Y+ Nb (Pearce et al.

1984); (B) Hf- Rb / 30-3 Ta Harris et al. (1986), (C) discriminante de tipos de

granitos proposto por (Whalen 1987) e (D) discriminante de ambiente para granitos

tipo-A, proposto por Eby (1992), cujos parâmetros Y-Nb-Ce, apresentam dois

campos A1 para razão Y/ Nb < 1.2 e A2 para Y/Nb > 1.2.

Os padrões geoquímicos obtidos para elementos menores, cujos valores foram

normalizados para Condrito (Nakamura 1974; Figura 8A), mostram um enriquecimento

em Elementos Terras Raras Leves (ETRL) em relação aos Elementos Terras Raras

Pesados (ETRP), com razões La/Yb variando entre 0,31 e 30,67 e anomalias negativas

de Eu, evidenciando evolução por fracionamento de plagioclásio, confirmando os dados

obtidos nos diagramas Harker da Figura 5. Os elementos traços, normalizados para

granitos de Cordilheira Meso-Oceânica, associados aos conteúdos de K2O, mostram

enriquecimento dos elementos litófilos de íons grande (LILE) em relação aos elementos

de alta carga (HFSE), interpretado como assinatura de padrão de arco magmático,

possivelmente com contribuição de crosta continental, assimilação ou contaminação de

um sistema pós-colisional, evidenciado pelo caráter peraluminoso e pela razão Y/Nb >



36

1.2 (Eby 1992). As anomalias positivas observadas em Rb e Th também sugerem

contaminação crustal (Figura 8B).

Figura 8: Padrões de distribuição das rochas do Plutão Itacaiu nos diagramas: (A)

ETR, normalizados pelos valores condríticos (Nakamura 1974) e (B) elementos traço e

K2O, normalizados pelos valores dos granitos de Cordilheira Meso-Oceânica (Pearce

et al. 1984).

6. GEOCRONOLOGIA

Estudos geocronológicos foram realizados em amostras de rochas do Plutão

Itacaiu, com a finalidade de identificar a idade de cristalização e a fonte do magma

gerador dessas rochas, bem como entender seu posicionamento em relação à Faixa

Paraguai e o Arco Magmático de Goiás. Para tanto, a determinação destes dados, foi

obtida através do método U/Pb em zircão e da assinatura isotópica Sm-Nd em rocha

total.

As análises isotópicas U/Pb (ICP-MS) em zircão, foram desenvolvidas em

quatro amostras de rochas representativas da FBG (JRF-2B, TC-11A, TC-11B, JRA-1 e

JRT-2D) e da FRBG (CI-05, TC-10 e RG-09), cujos resultados estão apresentados na

Tabela 2.

Os cristais de zircão utilizados caracterizam-se morfologicamente como prismas

longos e curtos de dimensões aproximadas de 50 a 500 µm e relação comprimento

versuslargura equivalente a 2/1 e, por vezes, 1/1. Os cristais mostram hábitos

prismáticos, cor amarelo claro a fumê e, algumas vezes castanho, devido aos processos

de metamitização, transparente a opaco e alguns mostrando sobrecrescimento, enquanto

outros, zoneamento oscilatório, por vezes, fraturados e quebrados. As imagens de

catodoluminescência (Figura 9) mostram que a maioria apresenta zoneamento bem

definidos, com alternância de domínios de alta e baixa luminescência, sendo muito

poucos os cristais homogêneos com ausência de zoneamento interno.



37

Figura 9: Imagens de Catodoluminescência dos cristais zircão representativos das

fácies FBG (JRF-2B, TC-11A, TC-11B, JRA-1 e JRT-2D) e da FRBG ( CI-05, TC-10

e RG-09), ilustrando também o ponto de aplicação do laser.

Os resultados isotópicos U/Pb forneceram idade concordante de 806.6±4.0 Ma

(CI-05), 809.1±5.2 Ma (TC-10) e 836.7±14 Ma (RG-09) para a FRBG, e idades em

torno de 763±11 Ma (JRF-2B), 756.6±7.0 Ma (TC-11A), 778.4±3.9 Ma (TC-11B),

582.9±6.3 Ma (JRA-1) e idade média (6/8) de 707.8±9.6 Ma (JRT-2D) para as amostras

da FBG, conforme observa-se na Figura 10. Estas idades são interpretadas como

prováveis idades de cristalização. Santos et al. (2009), que foram os primeiros a obter

dados referentes a idade dos granitóides da região de Cocalinho, obtiveram idade mais

antiga do que as encontradas neste trabalho, em torno de 815±35 Ma que foi atribuída

a idade herdada, indicada pela presença de sobrecrescimento nos cristais de zircão,

enquanto a idade de cristalização seria aquela obtida nas bordas dos cristais, que

corresponde a 667±35 Ma.

Alguns pesquisadores sugerem para o Arco Magmático de Goiás dois principais

episódios de atividade magmática, sendo o primeiro entre 890 e 780 Ma e o segundo

entre 660 a 600 Ma (p.ex. Laux et al. 2005, Laux 2004, Pimentel et al. 2003, Pimental

& Fuck 1992), baseado nas várias idades obtidas para rochas do arco (Hasui & Almeida

1970, Pimentel et al. 1991, Pimentel & Fuck 1994, Pimentel et al. 1997, Junges et al.

2002 Pimentel et al. 2004, e Ferreira 2009). Segundo Laux et al. (2004) o primeiro

magmatismo ocorreu em ambiente intraplaca, enquanto o segundo em margem

continental ativa, no final da orogenia Brasiliana.

A maioria das idades obtidas para a região estudada é correspondente com as

idades do Arco Magmático de Goiás, onde fica caracterizado no mínimo quatro pulsos

magmáticos dentro do mesmo plutão. O primeiro episódio, de aproximadamente 806 a

836 Ma, o segundo em torno de 780 Ma, o terceiro entre 700 a 750 Ma e o mais jovem

episódio registrado em torno de 600 Ma. Estes pulsos podem ter sido responsáveis pela

variação faciológica observada no Plutão Itacaiu, mostrando que parece haver

predominância do primeiro episódio na fácies FRBG e os intermediários para a FBG. O

magmatismo de idade em torno de 600 Ma, para a área estudada, foi registrado também

por Santos et al.(2009) e possivelmente, pode estar impresso nas rochas da fácies

FBGP, que apresenta características isotrópicas.



38

Figura 10: Diagramas Concórdia U/Pb exibindo idades concordantes paras as amostras

representativas do Plutão Itacaiu.



39

Tabela 2: Resultados analíticos U-Pb (ICP-MS) em zircões das amostras de rochas do

Plutão Itacaiu.



40




41


Na Tabela 3 estão expressas as idades modelo (TDM), obtidas por análise

isotópica Sm/Nd em rocha total e fornecem valores que variam de 0.97 a 1.08 Ga, com

valores positivos de εNd(T) = +4.39, +4.31,+3.69, sendo recalculado para idade de

cristalização de 763±11 Ma para as amostras da fácie FBG (CI-02), 806.6±4.0 Ma para

a FRBG (CI-05) e de 740±8 Ma para a FMBG (CI-16). Os valores positivos de εNd

sugerem um empobrecimento do magma que deu origem aos granitóides em ETR leves.

O valor negativo εNd indica origem a partir de fusão parcial de crosta continental

Paleoproterozóica.

Tabela 3: Resultados isotópicos Sm-Nd para as rochas do Plutão Itacaiu.



42

Ferreira (2009) obteve idades similares às obtidas neste trabalho para os gnaisses

que ocorrem nas proximidades da cidade de Aruanã, cujos valores de εNd foram

interpretados como característicos de Arco Neoproterozóico Juvenil. O autor interpreta

que as rochas da região de Aruanã são uma extensão do Arco Magmático de Goiás ao

longo do Lineamento Transbrasiliano, e ainda, consideram que os valores negativos de

εNd(T) obtidos, representam a transição de arcos de ilha para arco magmático continental,

sugerindo que estes fragmentos foram alojados lado a lado devido a movimentos strick-

slip.

Tendo em vista que os resultados geocronológicos e isotópicos obtidos para as

rochas estudadas são consistentes com os resultados apresentados para rochas do Arco

Magmático de Goiás, especificamente aquelas da região de Aruanã, sugerimos que as

rochas estudadas tenham sido geradas nos últimos estágios da formação do Arco

Magmático de Goiás, caracterizados por processos de evolução crustal, marcados por

acresções de crosta juvenil, com tendência de cristalização em torno de 800-700 Ma,

similares aos períodos de acresção crustal do Arco Magmático de Goiás, descritos entre

600 e 800 Ma. (Pimentel et al. 2004, Laux et al. 2005).

7. CONSIDERAÇÕES FINAIS

Os estudos desenvolvidos nos granitóides que compreendem o Plutão Itacaiu

permitiram caracterizá-los como um expressivo magmatismo alcalino, cuja composição

varia de monzo a álcali-fedspatos-granito de caráter predominantemente peraluminoso.

Estes granitóides foram individualizados em três fácies petrográficas, denominadas de

Biotita-Granito, Riebeckita-Biotita-Granito e Biotita-Granito Porfirítico.

Estas rochas apresentam duas fases de deformação expressos pela foliação

penetrativa, marcada pela orientação preferencial dos minerais placóides com direção

NE/NW e por padrões de fraturas, veios e juntas e, ainda, foliação milonítica,

relacionada a uma zona de cisalhamento de expressão regional de caráter dúctil e

características transcorrente.

Os dados geoquímicos caracterizam os granitóides, como granitos da série

cálcio-alcalina a alcalina potássica, com características típicas de ganito tipo-A, gerados

em ambiente de arco magmático e, principalmente, de granitos intra-placa pós-

colisional.

A caracterização geocronológica pelo método U/Pb em zircão, indicam idades

de cristalização variando de 806.6±4.0 a 707.8±9.6Ma, consistentes com aquelas

registradas para o Arco Magmático de Goiás. As idades modelo variam de TDM= 0.97 a

1.08 Ga, com valores positivo εNd(T) = +4.39, +4.31,+3.69. Os valores positivos de εNd

indicam um empobrecimento do magma que deu origem aos granitóides em ETR leves,

enquanto o negativo sugere origem a partir de fusão parcial de crosta continental

Paleoproterozóica.

Os resultados obtidos para essas rochas sugerem que as tenham sido geradas nos

últimos estágios da formação do Arco Magmático de Goiás, caracterizados por

processos de evolução crustal marcados por acresções de crosta juvenil, com idades de

cristalização em torno de 800-700 Ma, similares aos períodos de acresção crustal do

Arco Magmático de Goiás.



43

Agradecimentos

As autoras agradecem a FAPEMAT (448287/2009) e ao Programa de Pós-

graduação em Geociências da UFMT pelo suporte financeiro no desenvolvimento da

pesquisa. A primeira autora agradece ainda, a CAPES pela concessão de bolsa de

mestrado.

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46

CAPÍTULO 3

ARTIGO: VERSÃO PRELIMINAR A SER SUBMETIDO

PETROGRAFIA, GEOQUÍMICA E ESTUDO ISOTÓPICO Sm-Nd DAS

ROCHAS MÁFICAS-ULTRAMÁFICAS DA REGIÃO DE COCALINHO-MT

Jennifer Cardoso Farias Almada 1; Rubia Ribeiro Viana

1,2;Gislaine Amorés Battilani

1,2

(1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Ciências Exatas e da Terra –(ICET),

Universidade Federal de Mato Grosso – (UFMT) – Avenida Fernando Corrêa, s/n, Bairro Coxipó.

CEP: 78060-900. Cuiabá-MT, Brasil. E-mail: [email protected]

(2) Departamento de Recursos Minerais, ICET, UFMT.

RESUMO: As rochas máficas-ultramáficas alinhadas aproximadamente a leste-oeste,

presente nas proximidades do município de Cocalinho-MT, mostram diferentes graus de

alteração e foram caracterizadas como como quartzo monzodiorito a peridotitos

komatiíticos, respectivamente. Estas rochas definem um magmatismo toleítico a cálcio-

alcalino, metaluminoso, e caráter intermediário a ultrabásico. Os dados isotópicos

indicam idades modelo que variam de TDM = 0,71 a 1,44Ga, com valores positivos de

εNd(T), sugerindo caráter juvenil do magma parental, cuja idade está relacionada a outras

unidades de rochas juvenis do Arco Magmático de Goiás.

Palavras-Chave: Máficas-Ultramáficas, Arco Magmático de Goiás, Cocalinho-MT.

ABSTRACT: The mafic-ultramafic rocks aligned roughly east-west, present near the

city of Cocalinho-MT, show different degrees of alteration and were characterized as as

quartz monzodiorite to komatiitic peridotites, respectively. These rocks define a

tholeiitic to calcium-alkaline magmatism, metaluminous, of character intermediate to

ultrabasic. The isotopic data indicate model ages ranging from TDM = 0.71 to 1,44Ga

with positive values of εNd(T), suggesting juvenile character of the parental magma,

whose age is related to other units of juvenile rocks of the Goiás Magmatic Arc.

Keywords: Mafic-Ultramafic rocks, Goiás Magmatic Arc, Cocalinho-MT.

1. INTRODUÇÃO:

As rochas máficas e ultramáficas que afloram nas proximidades do município de

Cocalinho-MT, ocorrem associadas, principalmente, as litologias que compreendem

rochas dos grupos Cuiabá e Alto Paraguai, ambos pertencentes a Faixa Paraguai, além

dos granitóides deformados e não deformados, denominados de Plutão Itacaiu,

provavelmente pertencente ao Arco Magmático de Goiás (Almada et al. submetido).

Estas rochas mostram poucos afloramentos expostos, devido à área de estudo,

ser em sua maioria recoberta pelos sedimentos quaternários, fato esse que dificulta o

entendimento da evolução geológica dessas rochas, no contexto do Arco Magmático de

Goiás ou das faixas adjacentes. Não existem estudos a respeito destas rochas e,

portanto, o estudo petrológico dos corpos máfico-ultramáficos, é de grande importância

para a compreensão da evolução do Arco Magmático de Goiás, no estado de Mato



47

Grosso. Este trabalho caracteriza essas rochas em termos de sua petrografia e,

geoquímica em adição as análises isotópicas Sm-Nd, na tentativa de caracterizar o

magma parental e evolução dessas rochas durante sua formação e estabelecer

correlações entre o magmatismo do Arco Magmático de Goiás e a Faixa Paraguai da

região leste do estado de Mato Grosso.

2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A área de estudo localiza-se nas imediações do município de Cocalinho-MT e

está posicionada entre a Faixa Paraguai a oeste, e o Arco Magmático de Goiás a leste,

ambas pertencentes à Província Tocantins (Figura 1).

A Província Tocantins originou-se durante o ciclo Neoproterozóico Brasiliano-

Pan-Africano (850-500 Ma), cujo ciclo, descreve a formação de Gondwana Ocidental

após a quebra do supercontinente anterior Rodínia (Urung 1992). A fase de

convergência do ciclo Brasiliano Pan-Africano na qual a Província Tocantins foi

formada resultou na origem de arcos de ilhas por processos de subducção. As colisões

tanto continente-arco como continente-continente deram origem às faixas orogênicas

situadas à borda do Cráton São Francisco, que foram, posteriormente, subdivididas em

três províncias geotectônicas: Borborema (nordeste), Mantiqueira (sudeste) e Tocantins,

situada no Brasil Central (Urung 1992 e Trompette 1994).


estudo (Fuck et al. 1994).

A Província Tocantins, apresenta dupla vergencia estrutural e tem seus limites

norte-sul encobertos pelos depósitos fanerozóicos das bacias Parnaíba e Paraná,



48

enquanto que a oeste e leste a Província é balizada pelos crátons Amazônico e São

Francisco (Almeida et al.1977, 1981; Almeida & Hasui 1984). Esta província

compreende as faixas dobradas Araguaia e Paraguai a oeste, estabelecida na margem do

Cráton Amazônico, e a Faixa Brasília edificada na margem do Cráton São Francisco,

onde se encontra o Arco Magmático de Goiás (Pimentel et al. 1991).


partir da subducção de crosta oceânica com o envolvimento de um arco de ilhas imaturo



tectônicos ricos em álcalis e típicos dos estágios finais de eventos orogênicos. É

constituído por ortognaisses tonalíticos e granodioríticos associados a rochas

metavulcânicas e metassedimentares. O arco é cortado por Zonas de cisalhamento

transcorrrentes de direção N45º-80ºW e por falhas de cavalgamento com direções N

30°-50° E e NS, geradas durante o Brasiliano (Pimentel et al. 1997). O Arco Magmático

de Goiás limita-se a oeste com as faixas Paraguai e Araguaia e a leste, com o Maciço de

Goiás. Foi dividido em duas sequências denominadas de Arco de Mara Rosa, situado a

norte da Província Tocantins e o Arco de Arenópolis, situado no centro-sul da Província

Tocantins (Almeida & Hasui 1984, Schobbenhaus et al. 1984).

As rochas máficas-ultramáficas observadas na área desta pesquisa parecem estar

relacionadas com o evento magmático pós-orogenético que compreendeu a geração de

granitos e a formação de pequenos corpos intrusivos de natureza máfica-ultramáfica,

similar ao observado por Pimentel et al. 2000 na porção oeste da Faixa Brasília

(Pimentel et al. 2000).

Segundo (Pimentel et al. 2000), a evolução do Arco Magmático de Goiás é

marcada pela formação de arcos de ilhas intra-oceanicos, iniciados provavelmente a ca.

900 a 850 Ma. Entre 770-760 Ma ocorreu o primeiro evento metamórfico de alto grau,

referente à colisão entre o Arco Magmático de Goias e o Maciço de Goiás com o Cráton

São Francisco. A intensa atividade ígnea e tectônica (670-600 Ma) alojou inúmeros

corpos tonalíticos/granodiorítcos/granitos além de corpos máficos-ultramáficos

acamadados. A Faixa Brasília é resultado de um segundo evento metamórfico, ocorridos

ao longo de 30 Ma (630-600 Ma), marcado pela colisão final entre os crátons

Amazônico e São Francisco e o encerramento da bacia oceânica. Importantes zonas de

cisalhamento transcorrentes, constituintes do Lineamento Transbrasiliano,

desenvolveram-se há cerca de 600 Ma e, posteriormente, ao encerramento dos eventos

no Arco Magmático de Goiás, quando ocorreu soerguimento regional e magmatismo

pós-orogênico (Pimentel et al. 2000).

O arco Magmático de Arenópolis se estende desde as proximidades de Bom

Jardim de Goiás, a oeste, até a cidade de Buriti Alegre, a sudeste. É constituído por

ortognisses cálcicos a cálcio-alcalinos, unidades supracrustais e granitos dos tipos I e A,

tardi a pós-orogênicos, associados a corpos máficos e ultramáficos (Pimentel & Fuck

1992).

Fragomeni & Costa (1976, in Seer 1985), foram os primeiros a descreverem as

ocorrências de rochas vulcânicas no estado de Goiás, ao sul da cidade de Bom Jardim de

Goiás, no extremo leste da Faixa Paraguai norte. Estes autores sugeriram um conjunto

de rochas vulcânicas constituídos por lavas básicas com estruturas almofadadas, lavas e

tufos andesíticos, riodacitos e dacíticos, e aglomerados, além de conglomerados, siltitos



49

ferruginosos e chert, admitindo tais ocorrências na base do Grupo Cuiabá. Seer (1985)

denomina rochas da mesma região, de Grupo Bom Jardim, onde descreve uma

sequência meta-vulcanossedimentar com evolução tecto-metamórfica similar ao Grupo

Cuiabá (com polideformação e metamorfismo da fácies xisto verde baixa, até biotita),

em litotipos definidos por metabasaltos e metandesitos, metariolito, metapiroclásticas

básicas, intermediárias e ácidas, e pequenos corpos básicos subvulcânicos.

Ainda no extremo leste da faixa norte, tem-se ocorrências de vulcano-

sedimentares na região de Nova Xavantina, descritas por Pinho (1990), como Sequência

Metavulcanossedimentar Nova Xavantina, posicionada estratigraficamente, abaixo do

Grupo Cuiabá. Martinelli (1998), e Martinelli & Batista (2003) descrevem esta

sequência, empilhando um conjunto de rochas metavulcânicas predominantemente de

composição intermediária: metabasalto, metatufo, metandesito e lapili-tufo. Sendo

recobertas por rochas sedimentares químicas, de natureza siliciclásticas, carbonáticas e

ferríferas. São reconhecidas no topo da sequência, filitos, metarenitos e

metaconglomerados, que possivelmente teriam relação com as rochas do Grupo Cuiabá.

Em relação ao ambiente deposicional das rochas da Sequência Metavulcanossedimentar

Nova Xavantina, Pinho (1990) interpreta que as assinaturas litogeoquímicas em

metabasitos, são similares a ambiente marinho do tipo back-arc. E Silva (2007) sugere a

formação de rift continental Neoproterozóico.

Os resultados isotópicos de Nd e idades modelos Sm/Nd, foram obtidos por

Dantas & Martinelli (2009), em três unidades da Sequência Metavulcanossedimentar

Nova Xavantina, sendo que as rochas metavulcânicas mostram grande intervalos nas

razões, entre 1,7 e 2,4 Ga, com altos valores de εNd. Os autores concluíram que essas

rochas possuem fonte dominantemente Paleoproterozoica, possivelmento o Cráton

Amazônico, ressaltando mistura de fontes ou mesmo contaminação para as rochas

metavulcanicas, sugerindo evolução mais complexo para o vulcanismo.

As sequências vulcano-sedimentares que compreendem o Arco de Arenópolis

são, de oeste para leste, Bom Jardim de Goiás, Arenópolis, Iporá, Amorinópolis,

Jaupaci e Anicuns-Itaberai (Seer 1985, Pimentel & Fuck 1986, Danni & Campos 1994,

Franco et al. 1994, Amaro 1989 e Lacerda Filho & Oliveira 1994). São constituídas por

uma sequência de rochas vulcânicas toleíticas e cálcio-alcalinas, relacionadas em

ambiente de arco de ilha. A Sequência Anincus-Itaberai revela idades modelo TDM entre

1.0 e 1.1 Ga, sugerindo que se trata de rochas pertencentes ao Arco magmático de

Goiás.

A Seqüência de Bom Jardim de Goiás é constituída por metabasaltos,

metandesitos e metariolitos, com texturas e estruturas primárias freqüentes, tais como

estruturas almofadadas, texturas piroclásticas e acamamento gradacional. Essas rochas

metavulcanicas imprimem características geoquímicas de rochas ígneas geradas em

arcos de ilhas modernos (Seer 1985). A Seqüência vulcanossedimentar de Arenópolis é

formada por duas unidades principais, separadas por uma estreita faixa de gnaisses, com

idades modelo TDM de idades arqueanas (Pimentel et al. 1992). A Unidade Córrego

Santo Antônio ocupa a porção ocidental da sequência e é composta por metapelitos

(micaxistos com granada, estaurolita, cianita e sillimanita), associados a diversos corpos

máficos-ultramáficos, lentes de mármores, rochas calcissilicáticas, metacherts e

anfibolitos finos. Essa unidade é interpretada como um prisma de acresção e os corpos

máficos-ultramáficos como fragmentos de suítes ofiolíticas (Pimentel & Fuck 1986).



50

As seqüências vulcanossedimentares de Jaupaci, Iporá e Amorinópolis são

aparentemente pobres em termos vulcânicos intermediários, constituindo associações

com caráter bimodal. Compreendidas por metabasaltos vesiculares ou porfiríticos e

metariolitos com texturas piroclásticas.

Dados geocronológicos definidos para as rochas metavulcânicas do sudoeste de

Goiás, indicam idades neoproterozóicas. Essas rochas sofreram metamorfismo, cujas

idades entre 594 e 637 Ma, obtido em cristais de titanita através dos métodos U-Pb e

Rb-Sr para as rochas miloníticas. Os metabasaltos e metariolitos dessas sequencias

exibem característica geoquímica e isotópica semelhantes às geradas em arcos

vulcânicos modernos (Pimentel & Fuck 1992 a, b).

3. MATERIAIS E MÉTODOS

Um total de 15 amostras foram coletadas para estudos petrográficos, sendo 5

amostras representativas das rochas máficas e 10 das ultramáficas, das quais 11 delas

foram selecionadas (3 e 8 de rochas máficas e ultramáficas, respectivamente), para

confecção lâminas delgadas. Estas mesmas amostras também foram consideradas para

estudos geoquímicos, sendo selecionadas apenas 6 das oito amostras de rochas

ultramáficas consideradas. As análises geoquímicas foram obtidas por Fluorescência de

Raios-X por energia dispersiva (XRF-EDS) para quantificar os elementos maiores e

menores, enquanto os elementos traços e terras raras por ICP-MS conforme rotinas de

análises petrologias do laboratório ALS BRASIL CHEMEX. As análises por

Fluorescência foram também realizadas, previamente, no Laboratório Multiusuário de

Técnicas Analíticas (LAMUTA/DRM/UFMT), sendo que 3 amostras de rochas máficas,

constam apenas os dados geoquímicos, obtidos por Fluorescência de Raios-X, por

energia dispersiva (XRF-EDS, LAMUTA). Algumas amostras foram ainda

selecionadas para análises geocronológicas através do método Sm-Nd em rocha total,

com a utilização do ICP (Laser Ablation) no Laboratório de geocronologia da

Universidade de Brasília, conforme procedimento descritos por Gioia & Pimentel

(2000).

4. ASPECTOS DE CAMPO, PETROGRAFIA E GEOQUÍMICA

Na porção SSW da área de estudo, região do município de Cocalinho-MT,

afloram rochas máficas e ultramáficas, associadas aos granitóides deformados do Plutão

Itacaiu, pertencente ao Arco Magmático de Goiás (Almada et al. submetido; Figura 2),

bem como rochas dos grupos Cuiabá e Alto Paraguai, pertencente a Faixa Paraguai. As

rochas máficas e ultramáficas ocorrem alinhadas aproximadamente leste-oeste, com

níveis variáveis de alteração, com poucas exposições de afloramentos. Bonfim et al.

2012 e Coimbra e Bonfim 2013, foram os primeiros a reconhecer essas rochas na

região, denominando-as de gabro e esteatito, respectivamente.

As rochas máficas afloram na forma de diques (Figura 3A), ocorrendo

comumente no sopé da Serra situada na Fazenda Jorlan. A exposição de bons

afloramentos é limitada, sendo o maior medindo em torno de 4 metros. Estas rochas,

geralmente, possuem cores que variam de cinza escuro a verde acinzentado, granulação



51

fina a média e foliação incipiente, cuja mineralogia principal é constituída por quartzo,

anfibólios, piroxênio e micas.

As rochas ultramáficas se referem à clorita xisto para fácie mais preservada, e

talco xisto quando mais alterada, apresentam variáveis níveis de alteração, e poucos

afloramentos expostos, os mais preservados ocorrem na forma de diques ou lentes

(Figura 3B), na base das serras e morros nas imediações das fazendas Itaguaia e Jorlan,

com aproximadamente 15 a 20 metros, ocorrendo sempre associados aos granitóides.

Apresentam geralmente muito alteradas nas cores esverdeadas e vermelhas de

granulação muito fina com textura saponácea e reliquiar cumulática, feição esta, típica

do talco xisto. Quando mais preservada apresenta-se na cor verde escuro, granulação

fina a média, constituída por clorita magnesiana e talco.

Almada, J.C.F. 2015. Evidências Petrográfica, Geoquímica e Geocronológica do Magmatismo Alcalino do Arco Magmático de Goiás na Região de Cocalinho, na Porção

Leste do Estado de MT. .

52

Figura 2: Mapa geológico da área de estudo, ilustrando a Unidade Ultramáfica e a encaixante, granitos do Plutão

Itacaiu denominado por Almada et al. (2015,Submetido).



53

Figura 3: Ilustrações de afloramentos e amostras representativas dos corpos máficos (A) e

ultramáficos (B).

4.1 Petrografia e Geoquímica dos Diques Máficos/Intermediários

Os diques máficos classificam-se no campo do diorito/gabro segundo

composição modal expressa no diagrama QAPF de Streickeisen (1976). Opticamente,

apresentam textura inequigranular, granulação fina a média e mineralogira constituída

principalmente por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, anfibólio e biotita. Os

minerais acessórios são representados pelo epitodo, granada, espinélio, apatita, titanita

(Figura 4A) e minerais opacos. O quartzo apresenta-se subédricos a anédricos com

extinção ondulante em sua maioria, em algumas porções ocorrem marcando veios com

granulação mais fina. Os cristais de plagioclásios são anédricos a subédricos,

apresentam-se geminados segundo a lei da albita e, por vezes, apresentam alteração para

epidoto por processo de saussuritização. Os feldspatos alcalinos são subédricos

representados pela microclima com intercrescimento pertítico e geminação em grade. O

anfibólio (hornblenda) apresenta forte pleocroísmo de verde claro a verde escuro



54

(Figura 4B), são euédricos a subédricos, com clivagem característica e extinção

paralela, apresentando, alguns grãos contatos com biotita e titanita.

Figura 4: Fotomicrografias de laminas delgadas ilustrando (A) cristais de titanita e (B) anfibólio-

hornblenda; polarizadores descruzados em A e cruzados em B.

Os resultados do estudo geoquímico das amostras de rochas máficas analisadas

constam na Tabela 1. Os valores de SiO2 variam de 53,86 a 60,90% caracterizando

magmatismo de caráter intermediário.O diagrama de classificação do tipo TAS

(Middlemost 1994), que considera o teor total de álcalis versus sílica, mostra que as

amostras referentes aos diques máficos caem no campo do quartzo monzodiorito

(Figura 5A), corroborado pela classificação QAP normativa descrita por Streckeisen

(1976), que possibilitou discriminar essas rochas como quartzo monzodiorito/quartzo

monzogabro. No diagrama proposto por Shand (1943), que discrimina o índice de

alcalinidade em relação das proporções de A/NK versus A/CNK, essas rochas foram

classificadas como metaluminosas (Figura 5B). Apresentam composição toleítica,

mostrando enriquecimento de Fe2O3 em relação ao MgO, como observado no diagrama

AFM proposto por Irvine & Baragar (1971, Figura 5C).



55

Figura 5: Diagramas de classificação geoquímica e ambiente tectônico de amostras de rochas

máficas: (A) Total de álcalis versus sílica (Middlemost 1994); (B) ) saturação de alumínio

A/NK versus A/CNK (Shand 1943) e ( C) AFM (Irvine & Baragar 1971).



56

Tabela 1: Resultados das análises químicas para elementos maiores (% peso) e elementos

traços e terras raras (ppm), das amostras de rochas máficas.



57

4.2 Petrografia e Geoquímica das Rochas Ultramáficas

O estudo petrográfico das rochas ultramáficas permitiu caracteriza-las como

clorita e talco xisto, apresentando textura reliquiar cumulática, e mineralogia essencial

composta por clorita magnesiana, olivina (Figura 6A), pseudomorfos de olivina,

serpentina (Figura 6B), minerais opacos, talco e apatita. A clorita apresenta cor amarela

esverdeada, relevo moderado e cor de polarização cinza. Cristais preservados de olivina

ocorrem disseminados na rocha em grãos anédricos e relevo alto, alterando para

serpentina por efeitos da alteração hidrotermal evidenciados pela presença do talco e

pseudomorfos de olivina substituídos pela serpentina e magnetita, o que também explica

a presença de quartzo em geodo e veios que ocorrem na rocha, caracterizando

hidrotermalismo em zona de falha.

Quando mais alteradas as rochas ultramáficas apresentam-se nas cores

esverdeadas sendo denominadas de talco xisto e rocha ultramáfica de cor vermelha. O

talco xisto é constituído principalmente por talco, clorita, muscovita, piroxênio e biotita,

tremolita-actnolita e uma fase acessória definida por granada, epidoto, rutílo e minerais

opacos. O talco apresenta maior teor na composição da rocha, apresentando-se incolor,

hábito micáceo e relevo moderado. A clorita apresenta-se com cor de polarização cinza

e cor amarelo esverdeada (Figura 6C). Em decorrência da alteração hidrotermal tem-se

a muscovita (Figura 6D), e substituição do piroxênio em tremolita.

A rocha ultramáfica vermelha apresenta uma mineralogia composta por clorita,

muscovita, talco, silimanita, rutilo e minerais opacos. A orientação preferencial dos

minerais máficos e félsicos se amoldam a porfiroclastos de minerais opacos,

caracterizando sombra de pressão (Figura 6E). A textura xistosa apresenta-se bem mais

proeminente que nas outras fases, que é possivelmente explicada pela presença de

cristais alongados de silimanita (Figura 6F), que é produto de metamorfismo de alta

temperatura em rochas aluminosas, o que implica que estas rochas tenham sofrido

alteração de metamorfismo regional de “baixa” pressão (tipo andaluzita – silimanita, de

Miyashiro 1961), ou metamorfismo de contato próximo a superfície, pelo fato de sua

rara ocorrência na zona mais próxima ao corpo ígneo, como proposto por Jordt-

Evangelista (1988).



58

Figura 6: Fotomicrografias das rochas ultramáficas ilustrando: (A) Olivina preservada e

(B) pseudomorfos de olivina substituidos por serpentina - clorita xisto, (C) clorita

magnesiana com cor de interferencia cinza e (D) muscovita - talco xisto, (E) sombra de

pressão em mineral opaco- xisto ultramáfico(F) cristais alongados de silimanita - xisto

ultramáfico. Com polarizadores cruzados em A, B, C, D, F e descruzados em E.

O estudo da composição química das rochas ultramáficas analisadas (Tabela 2),

permitiu classifica-las em relação ao teor de SiO2 entre 27,4 a 45,4%, denotando caráter

ultrabásico, com MgO variando de 28,2 a 32,1% e altos teores de Al2O3, que pode estar

relacionado a presença da clorita. Observa-se também, teores elevados de Cromo, e



59

valores extremamente baixos de álcalis (K2O+Na2O), o que pode estar relacionado aos

altos índices de lixiviação desses elementos, bem como ao caráter ultrabásico.

A caracterização geoquímica dessas rochas, foi realizada através dos diagramas

ternários Al2O3-(FeO+Fe2O3+TiO2)-MgO e MgO-CaO-Al2O3, discriminantes de rochas

ultramáficas, propostos por Jensen (1976) e Viljoen e Viljoen (1969), respectivamente.

Em ambos os diagramas, observa-se que as rochas estudadas concentram-se no campo

dos peridotitos komatiíticos (Figura 7 A e B). Embora essas rochas apresentem

composição química característica de Komatiítos, que em sua deifinição s.s., são rochas

vulcânicas, cujas evidências texturais são do tipo spinifex, indicando derivação de lava

ultrabásica (Arndt & Nisbet 1982), as rochas estudadas apresentam texturas reliquiares

cumuláticas típicas de ambiente plutônicos.

As mesmas condições são descritas por Jordt-Evangelista & Silva (2005), para

as rochas metaultramáficas de Lamim, do sul do Quadrilátero Ferrífero- MG. Segundo

estes autores, esta situação sugere que o magma komatiítico gerador das rochas

vulcânicas atravessou a crosta primitiva gnáissica para derramar-se na superfície, sendo

que uma parte pode ter preenchido os condutos/fraturas por onde o magma mantélico

ascendeu, cristalizando como rochas plutônicas. Sendo assim, as rochas

metaultramáficas de Lamim são interpretadas como prováveis peridotitos komatiítos

que sofreram cristalização fracionada, gerando texturas cumuláticas, que é corroborado

pelo elevado teor de MgO, pois segundo Arndt & Nisbet (1982), os komatiítos que não

sofreram cristalização fracionada não chegam a 30% de MgO. Considerando a

semelhança dos resultados analíticos obtidos com os descritos por Jordt-Evangelista &

Silva (2005), podemos sugerir mesma interpretação para as rochas ultramáficas

estudadas.

Figura 7: Diagramas discriminantes de rochas ultramáficas: A) diagrama catiônico proposto por

Jensen (1976), modificado por Rickwood (1989) in Rollinson (1993), para distinção de rochas

komatiíticas, dos basaltos toleíticos alto Mg e das rochas das series toleíticas ( alto Fe) e cálcio-

alcalina, onde: RT- Riolito toleítico, DT- Dacito toleítico, AT- Andesito toleítico, RC- Riolito

cálcio-alcalino, DC- Dacito cálcio-alcalino, AC- Andesito cálcio-alcalino e BC- Basalto cálcio-

alcalino. B) Diagrama catiônico ternário, segundo Viljoen & Viljoen (1969).



60

As rochas ultramáficas mostram caráter cálcio-alcalino (Figura 8A), e são

discriminadas em diagramas de ambiente tectono-magmático baseados em elementos

traços, cuja composição exibe semelhança com as rochas básicas geradas em ambientes

do tipo MORB, no diagrama proposto por Pearce & Cann (1973; Figura 8B). No

diagrama proposto por Wood (1980), as amostras dispõem–se em sua maioria, no

campo dos basaltos de margem de placas destrutivas (Figura 8C). Nas relações

definidas por Meschede (1986), estas rochas discriminam-se no campo dos MORBs e

basaltos de arcos vulcânicos e as demais amostras localizam-se fora dos campos (Figura

8D).

Figura 8: A – Diagrama discriminantes de séries magmáticas AFM de Irvine & Baragar (1971);

B- Zr/Y-Zr de Pearce & Cann (1973); C- Hf/3-Th-Nb/16 (Wood 1980) e, D- Zr/4-Nbx2-Y de

Meschede (1986). Campos: CAB- basaltos de margem de placas destrutivas; IAT- toleítos de

arco de ilha; WPT- toleítos intra-placa; WPA- basaltos intra-placa alcalinos ou toleítos; AI-II-

basaltos alcalinos intra-placa; B- P-MORB; D- N-MORB, C e D- basaltos de arcos vulcânicos.



61

Tabela 2: Resultados das análises químicas para elementos maiores

(% peso) e elementos traços e terras raras (ppm), das amostras de

rochas ultramáficas.



62

5. ESTUDOS ISOTÓPICOS Sm-Nd

Os dados isotópicos Sm-Nd em rocha total, realizados em uma amostra de

rocha máfica/intermediária e quatro amostras de rochas ultramáficas apresentados na

Tabela 3, permitiu a caraterização da fonte do magma que deu origem a estas rochas,

bem como a correlação com outros estudos disponíveis na literatura.

A análise isotópica Sm/Nd indica idade modelo, com valores que variam de

TDM = 0,71 a 1,44Ga, estes valores, são similares às idades modelo das rochas

metaígneas do Arco Magmático de Goiás, bem como os das rochas metasedimentares

da Sequência Anicuns-Itaberaí e Suite Anicuns- Santa Barbara (Laux et a.l 2004). Os

valores fracamente negativo a positivo de εNd(T) = – 0,55 a +5,96, foram recalculados

para 626 Ma, correspondente a idade de cristalização para rochas do Complexo Máfico-

ultramáfico acamadado Americano do Brasil (Nilson 1981 e Laux et a.l 2004), bem

como para as rochas máficas expostas na região de Anicuns (Laux et a.l 2004). Os

valores positivos εNd(T) indicam caráter juvenil do magma parental. As idades modelo e

os valores positivos de εNd(T) são similares a outras unidades de rochas juvenis do Arco

Magmático de Goiás (Figura 9).

Tabela 3: Resultados isotópicos Sm-Nd para as rochas máfica/intermediária e ultramáficas.



63

Figura 9: Diagrama de evolução εNd versus tempo (Ga), exibindo composições

isotópicas similares as rochas do Arco Magmático de Goiás descritas por

Pimentel & Fuck 1992.

6. CONSIDERAÇÕES FINAIS

Os corpos máficos e ultramáficos que afloram nas proximidades do município de

Cocalinho-MT, ocorrem associados a rochas pertencentes aos grupos Cuiabá e Alto

Paraguai e aos granitóides deformados do Plutão Itacaiu.

O estudo petrográfico caracteriza os diques máficos no campo do diorito/gabro,

que exibem textura inequigranular, granulação fina a média, e mineralogira composta

constituída por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, anfibólio e biotita

principalmente, além de, epitodo, granada, espinélio, apatita, titanita e minerais opacos.

As rochas ultramáficas, são caracterizadas como clorita xisto em sua fase mais

preservada, e talco xisto e rocha ultramáfica vermelha quando mais alterada. Apresenta

textura reliquiar cumulática, em sua fase mais alterada, e mineralogia constituída por

clorita magnesiana, olivina, pseudomorfos de olivina, serpentina, minerais opacos,

talco, epidoto e apatita.

A caracterização geoquímica permitiu classificar as rochas máficas no campo do

quartzo monzodiorito/quartzo monzogabro, resultante de magma toleítico metaluminoso

de caráter intermediário.

A composição química das rochas ultramáficas permitiu classificá-las como

peridotito komatiítico, com evidencias texturais típicas de ambientes plutônicos. Essas



64

rochas exibem caráter cálcio-alcalino e composição química similar as rochas básicas

geradas em ambientes do tipo MORB e arcos vulcânicos.

O estudo dos isótopos Sm-Nd para essas rochas revela idade modelo com

valores que variam de TDM = 0,71 a 1,44Ga, e valores fracamente negativo a positivo

de εNd(T) = – 0,55 a +5,96, que indica caráter juvenil do magma parental. As idades

modelo e os valores positivos de εNd(T) são similares a outras unidades de rochas juvenis

do Arco Magmático de Goiás, sugerindo provavelmente, que tratam-se de rochas

pertencentes ao Arco magmático de Goiás.

Agradecimentos

As autoras agradecem a FAPEMAT (Proc. Nº 448287/2009) e ao Programa de

Pós-graduação em Geociências da UFMT pelo suporte financeiro no desenvolvimento

da pesquisa. A primeira autora agradece ainda, a CAPES pela concessão de bolsa de

mestrado

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and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas on the British Tertiary Volcanic

Province: Earth and Planetary Science Letters, 50:11-30.



67

CAPÍTULO 4

CONSIDERAÇÕES FINAIS

A área de estudo compreende os corpos intrusivos que constituem o Plutão

Itacaiu, bem como as rochas máficas-ultramáficas associadas, unidades alvo desta

pesquisa. Os resultados obtidos para as rochas estudadas permitem caracterizar o Plutão

Itacaiu como um corpo extenso e alongado segundo um trend regional, na direção

NE/SW. Definido como um expressivo magmatismo ácido de composição variando de

monzo a álcali-felspato-granito e caráter predominantemente peraluminoso.

O mapeamento realizado em escala 1:50.000 permitiu identificar três fácies

petrográficas denominadas de: Fácies Biotita-Granito, Fácies Riebeckita-Biotita-Granito

e Fácies Biotita-Granito Porfirítico. A FBG é considerada a mais abundante deste

Plutão, caracteriza-se por textura inequigranular, granoblástica a levemente

lepidoblástica. A FRBG é caracterizada textura essencialmente lepidoblástica. Ambas

são composta por quartzo, feldspatos e biotita, bem como apatita, granada e allanita

como minerais acessórios e epidoto, titanita, clorita e muscovita resultantes de alteração

hidrotermal, diferenciando-se pelo teor de biotita e riebeckita que definem cada fácies.

A FBGP é diferenciada das demais pela textura porfirítica, constituída

principalmente por quartzo, feldspato alcalino e biotita e por uma fase acessória

representada por rutilo, epidoto, zircão e minerais opacos, além de saussuritização e

argilitização como processo de alteração.

Os dados estruturais imprimem registros de processos deformacionais

decorrentes de duas fases de deformação, sendo a primeira de natureza dúctil,

responsável pelo desenvolvimento de foliação penetrativa, com direção NE e mergulho

para SE, variando de baixo a alto ângulo. A segunda de natureza dúctil-rúptil está

relacionada à zona de cisalhamento de expressão regional que ocorre no contato entre o

Grupo Cuiabá e o Plutão Itacaiu, observada através da foliação milonítica decorrente do

cisalhamento de característica transcorrente.

A composição geoquímica permite caracterizar os granitóides como granitos da

série cálcio-alcalina a alcalina potássica (ou shoshonítica), com características típicas de

ganito tipo-A, gerados em ambiente de arco magmático e principalmente de granitos

intra-placa pós-colisional.



68

Os dados isotópicos U/Pb em zircão, indicam idades de cristalização em torno

de 806.6±4.0 – 707.8±9.6 Ma, consistentes com aquelas registradas para o Arco

Magmático de Goiás. As idades modelos obtidas por análise isotópica Sm/Nd em rocha

total, variam de TDM = 0.97 a 1.08 Ga, com valores positivos de εNd(T) = +4.39,

+4.31,+3.69, cujos valores positivos de εNd indicam um empobrecimento do magma que

deu origem aos granitóides em ETR leves. E o valor negativo εNd indica origem a partir

de fusão parcial de crosta continental Mesoproterozóica.

Estas idades estão relacionadas ao ambiente de arco, no entanto, estes dados

sugerem que estas rochas tenham sido geradas nos últimos estágios da implantação do

Arco Magmático de Goiás, caracterizados por processos de evolução crustal marcados

por acresções de crosta juvenil. Com tendência de cristalização em torno de 800-700

Ma, similares aos períodos de acresção crustal do Arco Magmático de Goiás.

Os corpos máficos e ultramáficos caracterizam-se no campo do diorito/gabro e

peridotito komatiítico com evidencias texturais típicas de ambientes plutônicos,

respectivamente.

Os diques máficos exibem textura inequigranular, granulação fina a média, e

mineralogira composta por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, anfibólio e biotita

principalmente, além de, epitodo, granada, espinélio, apatita, titanita e minerais opacos.

As rochas ultramáficas, denominadas clorita e talco xisto, apresentam textura

reliquiar cumulática, quando mais alterada e mineralogia constituída por clorita

magnesiana, olivina, pseudomorfos de olivina, serpentina, minerais opacos, talco,

epidoto e apatita.

A composição química permitiu classificar as rochas máficas no campo do

quartzto monzodiorito, resultante de magma toleítico metaluminoso de caráter

intermediária. Já as rochas ultramáficas exibem caráter cálcio-alcalino e composição

química similar as rochas básicas geradas em ambientes do tipo MORB e arcos

vulcânicos.

O estudo dos isótopos Sm-Nd para essas rochas, revela idade modelo com

valores que variam de TDM = 0,71 a 1,44Ga, e valores fracamente negativo a positivo

de εNd(T) = – 0,55 a +5,96, que indica caráter juvenil do magma parental. As idades

modelo e os valores positivos de εNd(T) são similares a outras unidades de rochas juvenis



69

do Arco Magmático de Goiás, sugerindo provavelmente, que tratam-se de rochas

pertencentes ao Arco magmático de Goiás.

Outros estudos devem ser desenvolvidos na área para confirmar as observações

feitas neste trabalho. Estes estudos referem-se ao refinamento dos dados relacionados à

presença do anfibólio (riebeckita) e clinopiroxênio (aegirina) nos granitóides deformados, e

química mineral detalhada das rochas ultramáficas, para isso, sugere-se a realização de

análises de microssonda eletrônica. Propõem-se ainda, análises U/Pb para as rochas máficas

e ultramáficas, para uma melhor correlação entre os eventos cronológicos magmáticos

e/ou deformacionais.

Estudos mais refinados são de grande importância para melhor caracterização

dos dados obtidos nesta pesquisa, bem como, para um melhor entendimento da

evolução geológica da área.



70

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75

Anexo 1

Tabela com a relação dos afloramentos descritos



76



77



78

Anexo 2

Tabela da Contagem Modal.

Almada, J.C.F. 2015. Evidências Petrográfica, Geoquímica e Geocronológica do Magmatismo Alcalino do Arco Magmático de Goiás na Região de Cocalinho, na Porção

Leste do Estado de MT. .

79

Fácies Amostras Quartzo Feldspato

Alcalino Plagioclásio

Minerais

Máficos Q A P Composição

FBGP JRIG-7A 21,5 19,35 31,62 27,53 29,66 26,69 43,63 Monzogranito

JRIG-7G 26,93 21,09 37,31 14,67 31,55 24,71 43,72 Granodiorito

FRBG

JRIG-3 26,3 22,7 23,09 27,91 36,48 31,48 32,02 Monzogranito

JRI-2 21,67 19,25 21,58 37,5 34,67 30,8 34,52 Monzogranito

JRSE-3A 20,91 24,07 25,81 29,21 29,53 34,09 36,45 Monzogranito

CI-05C 29,79 24,51 18,63 27,07 51,62 39,96 8,42 Sienogranito

FBG

JRSE-1 31,62 23,29 15,08 30,01 45,17 33,27 21,54 Monzogranito

JRF-2B 28,71 20,52 19,15 31,62 41,98 30,00 28,00 Monzogranito

JRJ-3C 30,56 21,79 20,63 27,02 41,87 29,85 28,26 Monzogranito

JRJ-8B 29,32 24,87 26,43 19,38 36,36 30,83 32,78 Monzogranito

JRJ-12B 32,51 19,62 27,85 20,02 40,64 24,53 34,82 Monzogranito

JRJ-4 30,1 17,17 27,62 25,11 40,19 22,92 36,88 Monzogranito

JRJ-5 40,61 21,07 23,52 14,8 47,66 24,73 27,6 Monzogranito

JRT-2C 31,96 19,37 27,51 21,16 40,53 24,56 34,89 Monzogranito

JRF-11B 29,31 31,02 21,07 18,6 49,45 39,56 10,99 Sienogranito

evidÊncias petrogrÁfica, geoquÍmica e … · distinção de rochas komatiíticas, dos basaltos...

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