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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Luisa Gomes Braga
Petrologia das rochas vulcânicas e graníticas da região de
Santaninha, SE do Cráton Amazônico: implicações para o
entendimento de associações vulcano-plutônicas Orosirianas
do Escudo Brasil Central
Orientador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
CUIABÁ
2019
ii
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Drª. Myrian Thereza de Moura Serra
Vice-Reitor
Prof. Dr. Evandro Aparecido Soares da Silva
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Ozerina Victor de Oliveira
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
Diretor
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
Diretor Adjunto
Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Vice-Coordenadora
Profª. Drª. Silane Aparecida Ferreira da Silva Caminha
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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N° 105
Petrologia das rochas vulcânicas e graníticas da região de
Santaninha, SE do Cráton Amazônico: implicações para o
entendimento de associações vulcano-plutônicas Orosirianas
do Escudo Brasil Central
Luisa Gomes Braga
Orientador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
CUIABÁ
2019
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geociências da Faculdade de
Geociências da Universidade Federal de Mato
Grosso como requisito parcial para a obtenção
do Título de Mestre em Geociências.
Dados Internacionais de Catalogação na Fonte.
Ficha catalográfica elaborada automaticamente de acordo com os dados fornecidos pelo(a) autor(a).
Permitida a reprodução parcial ou total, desde que citada a fonte.
B813p Braga, Luisa Gomes.Petrologia das rochas vulcânicas e graníticas da região de Santaninha, SE do
Cráton Amazônico: implicações para o entendimento de associações vulcano-plutônicas Orosirianas do Escudo Brasil Central / Luisa Gomes Braga. -- 2019
73 f. : il. color. ; 30 cm.
Orientador: Ronaldo Pierosan.Dissertação (mestrado) – Universidade Federal de Mato Grosso, Instituto de
Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geociências, Cuiabá,2019.
Inclui bibliografia.
1. Cráton Amazônico. 2. Magmatismo Orosiriano. 3. Geocronologia U-Pb. 4.Geoquímica. I. Título.
v
Petrologia das rochas vulcânicas e graníticas da região de Santaninha, SE do
Cráton Amazônico: implicações para o entendimento de associações vulcano-
plutônicas Orosirianas do Escudo Brasil Central
BANCA EXAMINADORA
_______________________________________
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Orientador
_______________________________________
Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar de Sousa
Examinadora Interna (UFMT)
_______________________________________
Prof. Dr. Valmir da Silva Souza
Examinador Externo (UnB)
vi
Dedico este trabalho a minha família,
especialmente aos meus pais José Altamir e
Marley, que sempre me deram força e apoio
para seguir em busca dos meus objetivos.
vii
Agradecimentos
Agradeço à Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT) pelo apoio logístico
para realização dos trabalhos de campo, ao Laboratório de Laminação da Faculdade de
Geociências (FAGEO-UFMT) pela confecção das lâminas delgadas, ao Programa de Pós-
Graduação em Geociências pelo apoio financeiro na aquisição dos dados e ao Programa
de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela concessão da bolsa de
mestrado. À Universidade do Estado do Rio de Janeiro (UERJ), em especial ao Prof. Dr.
Mauro Geraldes pelos dados geocronológicos e ao Grupo de Pesquisa Magmatismo de
Mato Grosso (MAGMATO) por todo auxílio necessário. Ao CNPq pelo suporte
financeiro através do Projeto Universal Nº 481327/2013-4.
Ao meu orientador professor Dr. Ronaldo Pierosan, pela paciência e
disponibilidade em todos estes anos de orientação, muito obrigada pelo conhcecimento e
tranquilidade transmitidos e por me ajudar sempre. A todos os professores da FAGEO,
que contribuíram na minha formação e aos membros da banca examinadora por aceitaram
o convite e pelas contribuições ao trabalho.
Aos meus amigos e colegas de mestrado, pelo companheirismo, incentivo e
pelos muitos bons momentos que passamos juntos. Obrigada pelos cafés e por tornarem
meus dias melhores. Ao Brunno Bollella pelo auxílio na etapa de campo, Guilherme Mene
e Weslley pela ajuda na preparação de amostras.
E por fim, agradeço toda minha família, por todo amor e apoio. Aos meus pais e
irmão por tudo que fizeram e fazem, sempre me incentivando e por acreditarem em mim
mesmo quando nem eu acredito. Tudo que sou é graças a vocês!
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Resumo
Na região de Santaninha as rochas vulcânicas pertencem à Formação Jarinã e são
individualizadas em fases efusivas e explosivas. O termo efusivo é caracterizado por
derrames de riodacitos e riolitos. A fase explosiva compreende fluxos piroclásticos
representados por ignimbritos andesíticos a dacíticos ricos em cristais e por ignimbritos
riolíticos com alto grau de soldagem. As rochas plutônicas pertencem às suítes intrusivas
Vila Rica (SIVR) e Rio Dourado (SIRD). A SIVR é individualizada em duas fácies:
hornblenda-biotita monzogranito médio e biotita-hornblenda monzogranito grosso. A
SIRD possui composição sienogranítica, granulação grossa, com biotita como o principal
mineral máfico associado, é comum a presença de textura rapakivi. Os dados geoquímicos
indicam dois grupos com assinaturas distintas. O primeiro grupo é composto pelas rochas
vulcânicas andesíticas a riodacíticas (riodacitos efusivos e ignimbritos andesíticos a
dacíticos) da Formação Jarinã e plutônicas da SIVR (fácies hornblenda-biotita
monzogranito médio). Estas rochas têm assinatura cálcio-alcalina de alto-K, caráter
metaluminoso e afinidade com rochas magnesianas. Exibem empobrecimento em HSFE,
fraco enriquecimento ETRL e ausentes a sutis anomalias negativas de Eu. O segundo
grupo é constituído pelos litotipos vulcânicos riolíticos (riolitos efusivos e ignimbritos
riolíticos), além de sienogranitos da SIRD. Estes possuem caráter peraluminoso e
afinidade com granitoides ferrosos. Estas rochas exibem maiores teores de ETR quando
comparadas ao primeiro grupo e marcantes a moderadas anomalias negativas de Eu.
Assemelham-se a granitoides do tipo-A. Os granitoides com afinidade a granitos tipo-A
não foram datadas. Para as rochas de afinidade cálcio-alcalinas de alto-K as datações U-
Pb em zircão fornecem idades de 2005±11 Ma para o ignimbrito dacítico e de 1995±14
Ma para o hornblenda-biotita monzogranito. O ignimbrito riolítico apresenta idade de
cristalização de 1994 ±16 Ma. Para os litotipos vulcânicos, as idades adquiridas são
coerentes com a idade 1987±14 Ma já obtida anteriormente para Formação Jarinã. A
idade de cristalização atribuída ao monzogranito é semelhante às idades obtidas para Suíte
Intrusiva Vila Rica, de 1990±12 Ma e 1976±9 Ma, no nordeste de Mato Grosso. A
presença de zircões herdados de idade Arqueana pode indicar a presença de embasamento
Arqueano nesta porção da Província Amazônia Central.
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Abstract
In Santaninha’s region, the volcanic rocks belong to the Jarinã Formation and are
individualized in effusive and explosive phases. The effusive term is represented by spills
of rhyodacites and rhyolites. The explosive phase comprises pyroclastic fluxes
represented by crystalline dacitic andesitic ignimbrites and by rhyolitic ignimbrites with
a high degree of welding. The plutonic rocks belong to the Vila Rica (VRIS) and Rio
Dourado intrusive suites (RDIS). The VRIS is individualized in two facies: medium
hornblende-biotite monzogranite and coarse biotite-hornblende monzogranite. RDIS
presents syenogranitic composition, with biotite representing the main associated mafic
mineral. The presence of rapakivi texture is common. The geochemical data indicate the
presence of two groups with different signatures. The first group is composed of the
andesitic to rhyodacitic rocks of the Jarinã Formation and plutonic rocks of the VRIS
(facies medium hornblenda-biotite monzogranite). These rocks have calcium-alkaline
high-K signature, metaluminous character and magnesian rocks affinity. They exhibit
HSFE-depletion, LREE-enrichment and weak negative Eu anomalies. The second group
consists of the rhyolitic volcanic rocks (effusive rhyolites and rhyolitic ignimbrites), as
well as RDIS sienogranites. These have peraluminous character and ferrous granitoids
affinity. These rocks exhibit higher levels of REE when compared to the first group and
pronounced to moderate negative Eu anomalies. They resemble A-type granitoids. For
the high-K calcium-alkaline rocks, the zircon U-Pb dates provide ages of 2005 ± 11 Ma
for the dacitic ignimbrite and of 1995 ± 14 Ma for the hornblende-biotite monzogranite.
The rhyolitic ignimbrite presents a crystallization age of 1995 ± 14 Ma. For the volcanics
lithotypes, the acquired ages are consistents with the age of 1987 ± 14 Ma previously
obtained for the Jarinã Formation. The crystallization age attributed to monzogranite is
similar to the ages of 1990 ± 12 Ma and 1976 ± 9 Ma obtained for Vila Rica Suite, in the
northeast of Mato Grosso. The presence of Archaean inherited zircons may indicate the
presence of Archean basement in this portion of the Central Amazon Province.
x
Lista de Figuras
FIGURA 1 Mapa geotectônico esquemático do Cráton Amazônico e suas províncias
(adaptado de Vasquez & Rosa-Costa, 2008). ................................................................. 19
FIGURA 2 Mapa geológico da região de Santaninha. .................................................. 25
FIGURA 3. Feições macroscópicas e microscópicas dos riodacitos e riolitos. (a) Aspecto
macroscópico do riodacito, evidenciando os fenocristais em meio a matriz afanítica e
vênulas de epídoto. (b) Fotomicrografia do riolito mostrando intensa alteração
hidrotermal da matriz e dos fenocristais de plagioclásio. Polarizadores cruzados.
Abreviação: Plg: plagioclásio. ........................................................................................ 28
FIGURA 4 Aspectos de macroscópicos e fotomicrografias dos ignimbritos andesíticos a
dacíticos e dos ignimbritos riolíticos. (a) Feição macroscópica da rocha com aspecto
porfirítico. (b) Litoclastos representados por rochas vulcânicas porfiríticas. (c)
Fragmentos de púmices achatados (fiammes) marcando estrutura eutaxítica. (d)
Fragmentos de quartzo exibindo embaiamento e golfos de corrosão. Polarizadores
cruzados. Abreviações: Bt: biotita. FA: feldspato alcalino. Qz: quartzo. ...................... 31
FIGURA 5 Feições macroscópicas e microscópicas da SIVR. (a) Fácies hornblenda-
biotita monzogranito médio, com cor cinza clara, de granulação média. (b) Características
microscópicas hornblenda-biotita monzogranito médio. (c) Aspecto macroscópico da
fácies biotita-hornblenda monzogranito grosso, rica em minerais máficos. (d) Feição
microscópica do biotita-hornblenda monzogranito grosso. Polarizadores paralelos em B
e cruzados em D. Abreviações: Bt: biotita. FA: feldspato alcalino. Hb: hornblenda. Plg:
plagioclásio. Qz: quartzo. ............................................................................................... 34
FIGURA 6 Feições macroscópicas e microscópicas da SIRD. (a) Aspecto macroscópico
da fácies biotita sienogranito, com textura equigranular grossa exibindo textura rapakivi
(elipse preta). (b) Intercrescimento micropertítico e cristal de biotita restrita a algumas
porções da lâmina. Polarizadores cruzados. Abreviações: Bt: biotita. FA: feldspato
alcalino. Plg: plagioclásio. Qz: quartzo. ......................................................................... 35
FIGURA 7 Dados geocronológicos do ignimbrito dacítico (amostra LU-43A). (a)
Imagens de catodoluminescência dos cristais de zircão. Elipses vermelhas indicam a
posição dos spots de aproximadamente 25 μm por ablação a laser. (b) Diagrama 207Pb/235U vs. 206Pb/238U para todos os zircões. (c) Diagrama concórdia exibindo idade de
cristalização. ................................................................................................................... 36
FIGURA 8 Dados geocronológicos do ignimbrito riolítico (amostra LU-53A). (a)
Diagrama 207Pb/235U vs. 206Pb/238U para todos os zircões analisados. (b) Diagrama
concórdia exibindo idade de cristalização. ..................................................................... 37
FIGURA 9 Dados geocronológicos do hornblenda- biotita monzogranito (amostra LU-
002A). (a) Imagens de catodoluminescência dos cristais de zircão. Elipses vermelhas
indicam a posição dos spots de aproximadamente 25 μm por ablação a laser. (b) Diagrama 207Pb/235U vs 206Pb/238U para todos os zircões analisados. (c) Diagrama concórdia
exibindo idade de cristalização. ...................................................................................... 38
xi
FIGURA 10 (a) Diagrama FeOt/(FeOt + MgO) versus SiO2 (Frost et al., 2001). (b)
Diagrama K2O versus SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). (c) Diagrama FeOt/(FeOt+MgO)
versus Al2O3/(K2O/Na2O) (Dall’Agnol & Oliveira, 2007). (d) Diagrama de discriminação
de elementos maiores para granitos (Sylvester, 1989). Abreviações Ignim.: ignimbrito;
Hbl: hornblenda; Bt: biotita. ........................................................................................... 45
FIGURA 11 Diagramas para discriminação de granitoides de Whalen et al. (1987). .. 46
FIGURA 12 (a, b) Diagramas classificatórios R1-R2 (De La Roche et al., 1980). (c)
Diagrama classificatório Zr/TiO2 versus SiO2 de Winchester e Floyd (1977). (d) Índice
de saturação em alumina (Maniar & Piccoli, 1989) com base nos índices de Shand (1943).
........................................................................................................................................ 47
FIGURA 13 Diagramas Harker para elementos maiores (%). ...................................... 49
FIGURA 14 Diagramas Harker para elementos traços (em ppm). ................................ 50
FIGURA 15 Diagramas multielementos do tipo spider para rochas vulcânicas. (a, b)
Padrão normalizado pelo o condrito de Thompson (1982). (c, d, e) ETR normalizados
pelo condrito de Boynton (1984). ................................................................................... 54
FIGURA 16 Diagramas multielementos do tipo spider para as rochas plutônicas. (a, b)
Padrão normalizado pelo o condrito de Thompson (1982). (c, d) ETR normalizados pelo
condrito de Boynton (1984). ........................................................................................... 55
FIGURA 17 (a) Diagrama de discriminação tectônica Rb versus Y + Nb (Pearce, Harris
& Tindle, 1984); Pos-Colisonal (de Pearce, 1996). (b) Diagrama (Nb/Zr)N versus Zr
(Thiéblemont e Tegyey, 1994). ...................................................................................... 56
xii
Lista de Tabelas
Tabela 1 Dados litoquímicos das rochas vulcânicas e graníticas da região de Santaninha
(elementos maiores e menores expressos em % em peso e traços em ppm). ................. 44
Tabela 2 Resultados analíticos U-Th-Pb LA-ICP-MS .................................................. 40
xiii
Lista de Anexos
ANEXO 1 Diretrizes aos Autores .................................................................................. 69
xiv
Sumário
1 INTRODUÇÃO ...................................................................................................................... 17
2 CONTEXTO GEOLÓGICO-GEOTECTÔNICO .............................................................. 18
3 MÉTODOS ANALÍTICOS ................................................................................................... 23
4 GEOLOGIA DA REGIÃO DE SANTANINHA ................................................................. 24
4.1 Petrografia das rochas vulcânicas e graníticas ............................................................. 26
4.1.1 Formação Jarinã ...................................................................................................................... 26
4.1.2 Suíte Intrusiva Vila Rica ......................................................................................................... 31
4.1.3 Suíte Intrusiva Rio Dourado ................................................................................................... 34
5 GEOCRONOLOGIA U-Pb EM ZIRCÃO .......................................................................... 35
6 LITOQUÍMICA ..................................................................................................................... 42
7 DISCUSSÃO ........................................................................................................................... 56
8 CONCLUSÕES ...................................................................................................................... 61
9 REFERÊNCIAS ..................................................................................................................... 62
Anexos ........................................................................................................................................ 69
15
Artigo Científico a ser submetido para publicação no periódico Geological Journal
PETROLOGIA DAS ROCHAS VULCÂNICAS E GRANÍTICAS DA REGIÃO DE
SANTANINHA, SE DO CRÁTON AMAZÔNICO: IMPLICAÇÕES PARA O
ENTENDIMENTO DE ASSOCIAÇÕES VULCANO-PLUTÔNICAS OROSIRIANAS
DO ESCUDO BRASIL CENTRAL
PETROLOGY OF THE VULCANICS AND GRANITICS ROCKS OF THE
SANTANINHA REGION, SE OF THE AMAZONIAN CRATON: IMPLICATIONS
FOR THE UNDERSTANDING OF VULCANO-PLUTONICS ASSOCIAIONS OF
BRAZIL CENTRAL SHIELD
Luisa Gomes Braga¹, ², Ronaldo Pierosan¹, ², Mauro César Geraldes2, 3.
¹ Programa de Pós-graduação em Geociências, Faculdade de Geociências, Universidade Federal de Mato Grosso.
Av. Fernando Corrêa da Costa, 2.367, CEP 78060-900, Boa Esperança, Cuiabá, MT, Brasil
(luisagbraga@hotmailcom; [email protected]).
² Grupo de Pesquisa Magmatismo de Mato Grosso - MAGMATO, Faculdade de Geociências, Universidade
Federal de Mato Grosso. Av. Fernando Corrêa da Costa, 2.367, CEP 78060-900, Boa Esperança, Cuiabá, MT,
Brasil.
³ Faculdade de Geologia, Universidade do Estado do Rio de Janeiro. Rua São Francisco Xavier 524, CEP 20559-
900 Rio de Janeiro-RJ-Brasil. ([email protected]).
16
Resumo
Na região de Santaninha, as rochas vulcânicas pertencem à Formação Jarinã e são
individualizadas em fases efusivas e explosivas. A efusiva é representada por derrames de
riodacitos e riolitos. A fase explosiva constitui-se de ignimbritos andesíticos a dacíticos ricos
em cristais e ignimbritos riolíticos com alto grau de soldagem. As rochas plutônicas pertencem
às suítes intrusivas Vila Rica (SIVR) e Rio Dourado (SIRD). A SIVR é individualizada em duas
fácies: hornblenda-biotita monzogranito médio e biotita-hornblenda monzogranito grosso. A
SIRD constitui-se pela fácies biotita sienogranito. Dados geoquímicos indicam a presença de
dois grupos com assinaturas distintas. O primeiro é composto pelas rochas vulcânicas
andesíticas a riodacíticas da Formação Jarinã e plutônicas da SIVR. Estas rochas têm assinatura
cálcio-alcalina alto-K, caráter metaluminoso e afinidade com magmas magnesianos. Exibem
empobrecimento em HSFE, enriquecimento ETRL e ausentes a sutis anomalias negativas de
Eu. O segundo grupo é constituído pelos litotipos vulcânicos riolíticos, além de sienogranitos
da SIRD. Estes apresentam caráter peraluminoso e afinidade com granitoides ferrosos, maiores
teores de ETR quando comparadas ao primeiro grupo e marcantes a moderadas anomalias
negativas de Eu. Assemelham-se a granitoides do tipo-A. Datações U-Pb em zircão fornecem
idades de 2005±11 Ma para o ignimbrito dacítico; 1994 ±16 Ma para o ignimbrito riolítico e
1995±14 Ma para o hornblenda-biotita monzogranito. Para os litotipos vulcânicos, as idades
adquiridas são coerentes com a idade já obtida anteriormente para Formação Jarinã. A idade de
cristalização do monzogranito é semelhante às idades obtidas para Suíte Intrusiva Vila Rica, no
nordeste de Mato Grosso.
Palavras chaves: Cráton Amazônico, Geocronologia U-Pb, Geoquímica, Magmatismo
Orosiriano.
Abstract
In Santaninha’s region, the volcanic rocks belong to the Jarinã Formation and are individualized
in effusive and explosive phases. The effusive is represented by spills of rhyodacites and
rhyolites. The explosive phase comprises pyroclastic fluxes represented by crystalline dacitic
to andesitic ignimbrites and by rhyolitic ignimbrites with a high degree of welding. The plutonic
rocks belonging to Vila Rica (VRIS) and Rio Dourado intrusive suites (RDIS). The VRIS
consists in two facies: medium hornblende-biotite monzogranite and coarse biotite-hornblende
monzogranite. The RDIS consists of the facies biotite syenogranite. The geochemical data
indicate the presence of two groups with different signatures. The first is composed of the
andesitic to rhyodacitic rocks of the Jarinã Formation and plutonic of the VRIS. These rocks
have calcium-alkaline high-K signature, metaluminous character and affinity with magnesian
rocks. They exhibit HSFE-depletion, LREE-enrichment and weak negative Eu anomalies. The
second group consists of rhyolitic lithotypes, as well as RDIS syenogranites. These have a
peraluminous character and ferrous granitoids affinity, higher levels of REE and pronounced to
moderate negative Eu anomalies. They have affinity with A-type granitoids. The zircon U-Pb
dates provide ages of 2005 ± 11 Ma for the dacitic ignimbrite; 1994 ±16 Ma for the ryolitic
ignimbrite and of 1995 ± 14 Ma for the hornblende-biotite monzogranite. For the volcanics
lithotypes, the ages acquireds are consistents with the age previously obtained for Jarinã
Formation. The crystallization age of the monzogranite is similar to the ages obtained for Vila
Rica Suite, in the northeast of Mato Grosso.
Key words: Amazonian Craton, U-Pb Geochronology, Geochemistry, Orosirian magmatism.
17
1 INTRODUÇÃO
Na região de Santaninha, nordeste do estado de Mato Grosso, aflora uma expressiva
associação vulcano-plutônica que historicamente encontra-se relacionada ao Magmatismo
Uatumã do Cráton Amazônico (Barros et al., 2011; Cunha et al., 1981; Fernandes, Lamarão &
Texeira, 2006; Pinho et al., 2004; Rocha, Barros, Lima & Pierosan, 2012; Tarelow Neto,
Pierosan, Barros, Chemale Jr & Santos, 2017). Uatumã é a denominação que foi inicialmente
utilizada por Oliveira e Leonardos (1940) para descrever toda e qualquer associação vulcano-
plutônica dominantemente félsica (ácida a intermediária) aflorante no Cráton Amazônico. As
primeiras evidências indicando a ocorrência de distintos eventos magmáticos foram
apresentadas por Silva et al. (1980) através de dados isotópicos Rb-Sr. A partir deste trabalho,
e com o posterior advento e popularização de estudos geocronológicos U-Pb, observaram-se
idades progressivamente decrescentes para as rochas vulcânicas, do nordeste para o sudoeste
do Cráton. Assim, o Supergrupo Uatumã ficou definido como uma associação vulcano-
plutônica de idades em torno de 1,88 Ga, que se estende do nordeste do estado de Mato Grosso
até o sudeste de Roraima. No Escudo das Guianas, as rochas vulcânicas estão relacionadas ao
Grupo Iricoumé e as plutônicas à Suíte Intrusiva Mapuera e granitoides correlatos. No Escudo
Brasil Central, o Grupo Iriri passou a representar as rochas vulcânicas e as suítes intrusivas
Maloquinha e Velho Guilherme (e granitoides correlatos) as rochas plutônicas.
No entanto, Semblano, Pereira, Vasquez e Macambira (2016) obtiveram idades Pb-Pb
em zircão em torno de 1,99 Ga para rochas vulcânicas e plutônicas aflorantes ao longo dos rios
Curuá e Iriri, que pode ser considerada a área-tipo do Grupo Iriri. Os litotipos vulcânicos nessa
região possuem idades 100 milhões de anos mais antigas ao que habitualmente era atribuído a
esta unidade. Os autores exprimem, dessa forma, a possibilidade de uma redefinição
litoestratigráfica para o Grupo Iriri. Idades semelhantes também foram obtidas anteriormente
por Lamarão, Dall’Agnol e Lafon (2002) na região do Tapajós, quando da identificação de uma
associação vulcano-plutônica com idades entre 2,00 e 1,98 Ga. Nessa região, os granitoides
estão agrupados na Suíte Intrusiva Creporizão (incluindo o Granito São Jorge Antigo), enquanto
as rochas vulcânicas recebem a denominação de Formação Vila Riozinho (Klein & Vasquez,
2000; Lamarão et al., 2002; Santos et al., 2000, 2004; Santos, Groves, Hartmann, Moura &
McNaughton, 2001; Tassinari, 1996). Na região dos rios Erepecuru e Trombetas (N do estado
do Pará) também são registrados distintos eventos magmáticos Orosirianos, sendo identificadas
para rochas vulcânicas e plutônicas idades entre 1,99 e 1,95 Ga, as quais foram definidas
respectivamente como Formação Igarapé Paboca e Suíte Intrusiva Caxipacoré (Barreto, Lafon,
Rosa-Costa & Lima, 2013; Leal, Lafon, Rosa-Costa & Dantas, 2018). Nos estados do
18
Amazonas e de Roraima são registrados granitoides das suítes Serra Dourada e Martins Pereira
com idades de 1,95 a 1,98 Ga (Almeida, Macambira & Oliveira, 2007; Faria, Santos, Luzardo
& Hartmann, 2002), além de granitos do evento vulcano-plutônico Orocaima (Reis, Faria, Fraga
& Haddad, 2000) representados pela Suíte Intrusiva Pedra Pintada, com idades entre 2,0 e 1,96
Ga (Almeida, Fraga & Macambira, 1997; Fraga et al., 2010; Santos, 1999). Diante deste
contexto e da identificação de regiões com escassos dados petrológicos, especialmente dados
geocronológicos U-Pb em zircão, constata-se a necessidade de um aprofundamento nos estudos
petrológicos com fins litoestratigráficos em diversas regiões do Cráton Amazônico.
A porção sudeste do Cráton Amazônico, na qual a área do presente estudo encontra-
se inserida, consiste de uma região representada geologicamente por mapas na escala
1:1.000.000 (Lacerda Filho, Abreu Filho, Valente, Oliveira & Albuquerque, 2004; Vasquez &
Rosa-Costa, 2008), com poucas áreas representadas na escala 1:250.000 (Alves, Saboia,
Martins & Stropper, 2010). Estes levantamentos indicam a ocorrência de associações vulcano-
plutônicas de ~1,99 Ga, como a Formação Jarinã (Alves et al., 2010) e a Suíte Intrusiva Vila
Rica (Alves et al., 2010; Barros, Pimentel, Dantas & Padilha, 2008; Lacerda Filho et al., 2004;
Padilha & Barros, 2008; Padilha, Barros & Pimentel, 2007), e de ~1,88 Ga, como o Grupo Iriri
(Cunha et al., 1981; Pinho et al. 2004; Rocha et al., 2012) e a Suíte Intrusiva Rio Dourado
(Barros et al., 2011; Barros, Rubert, Padilha, Pimentel & Silva, 2006; Cunha et al., 1981).
A área do presente estudo localiza-se nos arredores do vilarejo de Santaninha e
compreende uma área de aproximadamente 415 km², com estudos geológicos prévios limitados
à mapeamentos geológicos na escala 1:1.000.000 (Lacerda Filho et al., 2004; Vasquez & Rosa-
Costa, 2008). A obtenção dos dados inéditos de campo, petrográficos, litoquímicos e de
geogronologia U-Pb em zircão, propostos por este trabalho, é essencial para o entendimento de
distintos episódios magmáticos Paleoproterozoicos no Escudo Brasil Central.
2 CONTEXTO GEOLÓGICO-GEOTECTÔNICO
O Cráton Amazônico é uma megaunidade geotectônica que se localiza ao norte do
continente sul-americano e está limitado por cinturões orogênicos Neoproterozoicos. Apesar
dos constantes avanços nos estudos acerca de sua compartimentação existem ainda muitas
discussões, principalmente na definição geocronológica das províncias, nos traçados de seus
limites e na evolução geodinâmica. Os problemas aumentam em regiões com carência de dados
geológico-estruturais e geocronológicos, como na área do presente trabalho.
O Cráton Amazônico está subdividido em províncias tectono-geocronológicas
segundo dois modelos principais: Tassinari e Macambira (1999, 2004) e Santos et al. (2000,
19
2006). Vasquez e Rosa-Costa (2008) apresentam um modelo evolutivo para as províncias do
Cráton, baseados na compartimentação de Santos et al. (2000) e suas modificações posteriores.
As principais diferenças do modelo de Santos et al. (2000) consistem da definição de novos
domínios de províncias e refinamento de limites na porção sudeste do Cráton (Figura 1).
FIGURA 1 Mapa geotectônico esquemático do Cráton Amazônico e suas províncias (adaptado de Vasquez &
Rosa-Costa, 2008).
As rochas mais antigas do SE do Cráton Amazônico foram relacionadas à Província
Carajás por Santos et al. (2000) e Santos (2003), à Província Amazônia Central por Tassinari e
Macambira (1999, 2004) e à Província Transamazonas por Vasquez e Rosa-Costa (2008).
Tassinari e Macambira (1999, 2004) afirmam que o Bloco Carajás da Província
Amazônia Central é constituído por terrenos granito-greenstone cujos dados isotópicos indicam
evolução no intervalo de 3,0 a 2,85 Ga, com zircões detríticos de até 3,7 Ga. Esses autores
assumem que o Bloco Carajás e a Província Amazônia Central representam um segmento de
crosta continental não afetado pela orogenia Transamazônica. De forma semelhante, Santos et
al. (2000) indica que a Província Carajás é caracterizada pela ausência de feições características
de atividade tectônica do Ciclo Transamazônico e formada por dois ciclos de evolução crustal:
20
3,00 a 2,96 Ga e 2,76 a 2,53 Ga. Santos (2003) define a porção sul da Província Carajás como
Domínio Rio Maria e descreve associações granitoide-greenstone desenvolvidas em dois
períodos de acresção juvenil: 3,05 a 2,96 Ga e 2,87 a 2,85 Ga. No entanto, Vasquez e Rosa-
Costa (2008) reconhecem um evento de retrabalhamento relacionado ao Ciclo Transamazônico
na porção SE do Cráton Amazônico, indicado por idades Pb-Pb em zircão de 2187±28 Ma em
granitoide (Tonalito Rio Dezoito) pré-colisional em relação ao Ciclo Transamazônico e
concordantes com idades Rb-Sr e K-Ar previamente obtidas. Dessa forma, os autores definem
o Domínio Santana do Araguaia nesta região e o relacionam à Província Transamazonas.
Para Vasquez e Rosa-Costa (2008) a Província Transamazonas consiste de um
expressivo orógeno Paleoproterozoico Orosiriano com evolução relacionada ao Ciclo
Transamazônico (2,26 – 1,95 Ga). É composta por domínios juvenis Paleoproterozoicos e
segmentos Arqueanos retrabalhados durante este ciclo. Segundo esses autores, a província está
dividida em quatro domínios e um segmento arqueano: Bloco Amapá (segmento de crosta
continental Arqueana); Domínio Carecuru (segmento orogenético essencialmente
Paleoproterozoico); Domínio Paru (embasamento Arqueano e associações orogenéticas
Paleoproterozoicas); Domínio Bacajá (segmentos Arqueanos e Siderianos e Greenstone Belts
retrabalhados no Orosiriano e associados à magmatismo pós-orogênico Riacianos); e Domínio
Santana do Araguaia (segmentos Arqueanos e Greenstone Belts retrabalhados no Orosiriano).
O Bloco Amapá e os domínios Carecuru e Parú ocorrem no Escudo das Guianas e se distribuem
pelo estado do Amapá e nordeste do Pará. O Domínio Bacajá localiza-se na região de Carajás
e o Domínio Santana do Araguaia se estende do sudeste do estado do Pará até o nordeste de
Mato Grosso. No Domínio Santana do Araguaia ocorre uma associação de granitoides
Arqueanos (Ortognaisse Rio Campo Alegre e Complexo Santana do Araguaia), sequências
metavulcanossedimentares greenstone (sequências Mururé e Fazenda Santa Fé) e magmatismo
orogênico pré-colisional (Tonalito Rio Dezoito). A Sequência Mururé apresenta dados Pb-Pb
em zircão detrítico de 2975±14 a 2833±7 Ma (Vasquez & Rosa-Costa, 2008). O Ortognaisse
Rio Campo Alegre possui idades de protólito de 2663±23 a 2408±7 Ma (Vasquez & Rosa-
Costa, 2008) e as rochas metamórficas do Complexo Santana do Araguaia de 2828±21 Ma
(Alves et al., 2010).
Na concepção de Santos et al. (2000), Santos (2003) e Vasquez e Rosa-Costa (2008),
a Província Amazônia Central (1,90 a 1,86 Ga) no Escudo Brasil Central se caracteriza pela
ausência de núcleos Arqueanos e é dominada por uma associação de rochas cratogênicas
compostas por rochas vulcânicas ácidas a intermediárias, granitos tipo-A, rochas sedimentares
plataformais e intrusões máficas toleíticas, cujo embasamento é pouco conhecido.
21
Na porção a oeste da Província Amazônia Central, Tassinari e Macambira (1999,
2004) descrevem a Província Ventuari-Tapajós, enquanto Santos et al. (2000) delimita a
Província Tapajós-Parima. Ambas se estendem desde a Venezuela até o sul do estado do Pará,
na região do Rio Tapajós, e norte do estado de Mato Grosso. Na região de Tapajós são descritos
terrenos granito-gnássicos formados entre 2,00 e 1,90 Ga a partir de diferenciação mantélica,
associados à sequências metassedimentares com idades entre 2,10 e 2,00 Ga. Essas unidades
são seccionadas por um vulcano-plutonismo félsico alcalino (1,89 – 1,88 Ga) que, por sua vez,
são recobertas por rochas sedimentares siliciclástica intrudidas por corpos máficos toleíticos
(Santos et al., 2000; Santos, 2003; Tassinari & Macambira, 1999, 2004; Vasquez & Rosa-Costa,
2008). Santos (2003) e Santos et al. (2004) descrevem uma sucessão de arcos de ilhas e
continentais entre 2,10 e 1,88 Ga com posterior magmatismo pós-orogênico e subsequente
sedimentação, enquanto Vasquez e Rosa-Costa (2008) descrevem um único arco magmático
para este mesmo período, também sucedido por magmatismo pós-orogênico e sedimentação.
No nordeste do estado de Mato Grosso, nas regiões a leste e oeste do Rio Xingu, são
identificados gnaisses, migmatitos e granitoides com foliação penetrativa, englobados por
Alves et al. (2010) no Complexo Santana do Araguaia de Vasquez e Rosa-Costa (2008) e
pertencentes à Província Transamazonas. Esses autores obtiveram idade U-Pb em ortognaisses
de 2828±21 Ma atribuída à idade de seu protólito, que se aproxima das idades isocrônicas Rb-
Sr obtidas por Tassinari e Basei (1980) e Cunha et al. (1981). Os gnaisses do Complexo Santana
do Araguaia possuem idades modelo Nd TDM de 2,89 e 2,84 Ga e Nd de +1,09 e +1,83,
atestando o caráter juvenil de seu protólito.
Os granitoides englobados por Lacerda Filho et al. (2004) na Suíte Intrusiva Vila Rica
possuem afinidade geoquímica cálcio-alcalina alto-K, idade de cristalização de 1990±12,
1976±9 Ma e 1968±2 Ma, com idades modelo Nd TDM entre 2,9 e 2,6 Ga e Nd de -9,98 a -
0,20 (Alves et al., 2010; Barros et al., 2008; Padilha et al., 2007; Padilha & Barros, 2008).
Alves et al. (2010) relaciona essa granitogênese à um evento vulcano-plutônico juntamente com
a Formação Jarinã, cuja assinatura geoquímica é cálcio-alcalina alto-K e idade de 1987±14 Ma.
Esta idade está em conformidade com a associação proposta por Barros et al. (2008) com base
na idade de 1998±8 Ma para um riolito previamente atribuído ao Grupo Iriri. Dados isotópicos
Sm-Nd da Formação Jarinã apontam para e idades modelo Nd TDM de 2,55 Ga e 2,57 Ga, e Nd
de -4,59 e -5,4 (Alves et al., 2010), sugerindo derivação crustal ou forte contaminação. Esses
autores assumem que esse evento vulcano-plutônico representa uma associação de arco
continental relacionado ao período orogenético da Província Tapajós-Parima entre 2,04 e 1,88
Ga.
22
Os granitoides pós-orogênicos foram relacionados por Cunha et al. (1981) com a Suíte
Intrusiva Rio Dourado e estão associados ao seu par vulcânico félsico, atribuído ao Grupo Iriri.
Esses granitoides possuem afinidade geoquímica compatível com granitos tipo-A2, idades de
cristalização que variam de 1889±11 Ma a 1864±5 Ma, valores de Nd de -7,09 e idade modelo
Nd TDM de 2,7 Ga (Alves et al., 2010; Barros, Padilha, Rubert, Silva & Pimentel, 2005; Barros
et al., 2006, 2008, 2011; Padilha & Barros, 2008). As rochas vulcânicas associadas à
granitogênese da Suíte Intrusiva Rio Dourado variam de cálcio-alcalinas alto-K a tipo-A2 e
apresentam idade de cristalização de 1895±7 Ma a 1870±8 Ma (Dall’Agnol, Silva & Scheller,
1999b; Klein & Vasquez, 2000; Lamarão et al., 2002; Lamarão, Dall’Agnol, Lafon & Lima,
1999; Moura, Gorayeb & Matsuda, 1999; Pinho et al., 2004; Rocha et al., 2012; Santos et al.,
2000; Tarelow Neto et al., 2017). Dados isotópicos Sm-Nd indicam idades modelo Nd TDM de
3,13 a 2,29 Ga e valores de Nd entre -3.05 e -0.38 (Lamarão, Dall’Agnol & Pimentel, 2005;
Teixeira, Fernandes, Moura & Pinho, 2002). As idades de 1988±2 e 1989±4 Ma obtidas por
Semblano et al. (2016) para dacitos efusivos e porfiríticos aflorantes nos rios Curuá e Iriri
(seção-tipo), previamente agrupados no Grupo Iriri, indicam que o critério para utilização do
termo “Grupo Iriri” se tornou incerto, uma vez que os mesmos não descartaram a possibilidade
de ocorrência de rochas vulcânicas ácidas de 1,88 Ga associadas as rochas vulcânicas de 1,99
Ga datadas pelos autores nas margens dos rios citados.
As rochas sedimentares siliciclásticas que afloram no nordeste de Mato Grosso foram
originalmente relacionadas à Formação Gorotire por Cunha et al. (1981) e tiveram sua idade
máxima de deposição atribuída à aproximadamente 1,88 Ga, pós Magmatismo Uatumã. Alves
et al. (2010) identificaram níveis estromatolíticos em sequências sedimentares do NE de Mato
Grosso e, dessa forma, inseriram as mesmas na Formação Cubencranquém, em consonância
com o que Barbosa (1966) reconheceu na porção sul do estado do Pará. Essas rochas
sedimentares consistem de arenitos conglomeráticos líticos, arenitos arcoseanos, quartzo
arenitos finos, ritmitos compostos por níveis de siltitos alternados com arenitos finos, níveis de
silexíto e fragmentos de estromatólitos (Alves et al., 2010). Esses autores assumem que a
Formação Cubencranquem é uma unidade Paleoproterozoica cuja deposição ocorreu entre 1,96
a 1,88 Ga. O posicionamento estratigráfico dessas sequências foi definido essencialmente com
base na ocorrência de clastos de rochas vulcânicas em conglomerados, sendo que a presença de
clastos vulcânicos levou os diferentes autores a posicioná-las posteriormente ao Magmatismo
Uatumã. Dessa forma, o reconhecimento de eventos vulcânicos de idades distintas torna este
critério inválido. Além disso, estudos de proveniência baseados em isótopos de U-Pb em zircão
são inexistentes para todas as rochas sedimentares Paleoproterozoicas do SE do Cráton
23
Amazônico. Neste trabalho, optou-se pela proposta original de Cunha et al. (1981) que
relaciona as rochas sedimentares Paleoproterozoicas à Formação Gorotire.
3 MÉTODOS ANALÍTICOS
Os procedimentos de pesquisa seguiram metodologias convencionais de revisão
bibliográfica, mapeamento geológico e petrografia. O mapeamento geológico foi realizado em
escala 1:100.000 em uma área de 415 km², em que 115 pontos de afloramento de rocha foram
locados e descritos. A preparação de seções delgadas, bem como das amostras para análises
geoquímicas e geocronológicas, foi executada nos laboratórios da Faculdade de Geociências da
Universidade Federal do Mato Grosso (FAGEO-UFMT). 35 seções delgadas foram
caracterizadas sob o microscópio petrográfico binocular de luz transmitida na mesma
instituição. A determinação modal da proporção mineral foi realizada por estimativa visual e a
classificação petrográfica foi baseada nos critérios de Le Maitre (2002).
Vinte e duas amostras foram encaminhadas para o laboratório ALS Minerals para
aquisição de dados geoquímicos de rocha total por meio dos métodos ICP-ES para elementos
maiores e menores e ICP-MS para elementos traço, incluindo terras raras. A precisão analítica
foi assegurada através da leitura dos padrões GR-3, OREAS-146 e GBM303-4 para elementos
maiores, menores e traços, além do OREAS-45c apenas para traços, de quatro brancos químicos
e pela análise das duplicatas LU-56A, LU-48A e LU-73A. Erros analíticos para elementos
maiores são de até 1,8%, enquanto para elementos traços, os erros analíticos são de até 22 ppm.
Para análise de U-Pb em zircão as amostras LU-02A, LU-43A e LU-53A foram
cominuidas em britador de mandíbulas, pulverizadas em moinho de discos e peneiradas nas
frações 210, 177, 125, 90 e 63 mesh. Concentrados de minerais pesados foram obtidos por
bateia, seguido de separação magnética com imã de mão e separador magnético isodinâmico
do tipo Frantz. Os grãos de zircão foram então selecionados manualmente sob lupa binocular.
No Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas (IG-UNICAMP)
os grãos de zircão foram montados em resina epoxy de 2,5 cm de diâmetro, polidos com pasta
diamantada e limpos com HNO3 10% v/v, seguido de água deionizada. Os dados isotópicos
foram adquiridos em um sistema de ablação a laser Excite193 (Photon Machines) equipado
com uma célula de ablação HelEx acoplado a um ICP-MS Elemento XR (Thermo Scientific),
seguindo os procedimentos de Navarro, Tonetto e Oliveira. (2015).
O protocolo de aquisição adotado foi de 30s de aquisição de gás branco seguido da
ablação da amostra por 60s em He ultra-leve a 10 Hz de frequência de laser, tamanho do spot
de 25 μm e fluência de laser de 4,74 J cm− 2. Os dados foram coletados para as massas 202, 204,
206, 207, 208, 232, 235 e 238 utilizando os modos de contagem iônica do detector SEM, exceto
24
para as massas 232 e 238 que foram analisadas na contagem combinada de íons e no modo
analógico. Quatro pontos foram medidos por pico de massa e os respectivos tempos de
permanência por massa foram 4, 8, 4, 16, 4, 4, 4 e 4ms. Os dados foram reduzidos off-line
usando o software Iolite (versão 2.5) seguindo o método descrito por Paton et al. (2010), que
envolve a subtração de gás em branco seguido da correção do fracionamento do furo,
comparando com o comportamento do zircão de referência de 91500 (Wiedenbeck et al., 1995).
O padrão Peixe (ID-TIMS idade de 564±4 Ma; cf. Dickinson & Gehrels, 2003) foi usado para
monitorar a qualidade dos procedimentos de redução. A correção de Pb comum foi realizada
usando Vizual Age, versão 2014.10 (Petrus & Kamber, 2012).
As imagens de catodoluminescência (CL) dos grãos de zircão foram avaliadas com
base nos critérios gerais descritos por Pupin (1980) e Corfu, Hanchar, Hoskin e Kinny (2003).
Os cálculos das idades e a apresentação dos resultados isotópicos em diagramas concórdia
foram realizados por meio do programa Isoplot, versão 3.16 de Ludwig (2012). Todos os erros
descritos nos diagramas, incluindo o erro das elipses e a idade calculada, são com base no nível
2σ.
4 GEOLOGIA DA REGIÃO DE SANTANINHA
Na região de Santaninha dominam rochas graníticas e vulcânicas félsicas parcialmente
recobertas por rochas sedimentares siliciclástica e associadas a diques de diabásio
subordinados. As rochas graníticas são representadas por quatro fácies distintas: uma vinculada
ao Complexo Santana do Araguaia; duas pertencentes à Suíte Intrusiva Vila Rica; e uma
relacionada à Suíte Intrusiva Rio Dourado. As rochas vulcânicas estão agrupadas sob a
denominação de Formação Jarinã, enquanto as rochas sedimentares pertencem à Formação
Gorotire. Neste trabalho, os diabásio são nominados genericamente como diques de diabásio.
As relações espaciais permitiram o ordenamento temporal das unidades litoestratigráficas,
conforme representado no mapa geológico da Figura 2, produto de desenvolvimento deste
trabalho.
25
FIGURA 2 Mapa geológico da região de Santaninha.
O Complexo Santana do Araguaia ocorre restrito à porção sudeste da área de estudo e
aflora como blocos rolados em áreas de relevo arrasado e de altitudes inferiores com relação as
demais unidades na região. Constitui-se por rochas graníticas de cor cinza a cinza rosada,
textura inequigranular e granulação fina a média. A estrutura varia de isotrópica a pouco foliada,
caracterizada por uma foliação penetrativa incipiente a moderada. Composições
monzograníticas predominam sobre sienograníticas e raramente granodioríticas, com biotita e
hornblenda representando os minerais máficos associados.
A Formação Jarinã ocorre bem distribuída em toda a área de estudo. Os afloramentos
caracterizam-se como blocos rolados e matacões in situ em áreas elevadas de relevo aplainado.
Dados de campo e petrográficos permitem a individualização desta unidade em duas fácies:
primária e secundária. A fácies primária é constituída por litotipos vulcânicos efusivos e
piroclásticos de composição andesítica a riolítica enquanto a fácies secundária é representada
26
por arenitos a conglomerados com clastos de origem vulcânica. A ausência de relações de
contatos aflorantes e de feições geomorfológicas distintivas entre estas fácies da Formação
Jarinã impossibilitaram a representação das mesmas no mapa geológico.
As rochas da Suíte Intrusiva Vila Rica afloram dispersas na área de estudo. Os
afloramentos consistem de blocos rolados e in situ que ocorrem em áreas elevadas de relevo
plano e, por vezes, edificam pequenas elevações em áreas de médias altitudes. Dados
petrográficos possibilitam a individualização desta unidade em duas fácies. A primeira é
constituída por rochas isotrópicas de cor cinza, que apresentam textura inequigranular média a
grossa, denominada de fácies biotita-hornblenda monzogranito grosso. As rochas desta fácies
se expõem em corpos com menores dimensões, em regiões mais planas e de altitudes inferiores
em relação à outra fácies. A segunda fácies, hornblenda-biotita monzogranito médio, apresenta
cor cinza clara, textura equigranular e granulação média. Em alguns corpos são observados
enclaves máficos microgranulares.
As rochas da Suíte Intrusiva Rio Dourado ocorrem como stocks restritos a porção norte
da área de estudo e afloram como lajedos e matacões que edificam morros altos com topografia
elevada e relevo acentuado. Na área deste estudo, foi identificada apenas uma fácies pertencente
a esta unidade: biotita sienogranito, que possui cor rosa avermelhada, textura inequigranular,
localmente porfirítica e granulação média a grossa.
A Formação Gorotire aflora predominantemente na porção centro-sul da área de
estudo. Expõe-se como lajedos em forma de escarpas e serras com relevo acentuado e
compondo áreas de topografia mais destacadas com relação às demais unidades na região. Pode
também configurar morros onde suas rochas são encontradas em blocos isolados. Esta unidade
ocorre assentada discordantemente sobre as rochas das unidades previamente descritas. Em
campo, identificou-se um pacote sedimentar representado por uma sequência
predominantemente psamítica que ocorre intercalada com uma sequência rudácea.
Em contato intrusivo com as demais unidades identificadas na região ocorrem os
diabásios. Eles abrangem a porção central da área mapeada e afloram em áreas de relevo
arrasado e vales. Encontram-se como diques alinhados com direções entre N45°E a N80°E e
possuem espessuras de 9 a 15 metros. Apresentam cor cinza escura, granulação fina, são
maciços e magnéticos, com cristais ripiformes de plagioclásio.
4.1 Petrografia das rochas vulcânicas e graníticas
4.1.1 Formação Jarinã
27
Espacialmente, os litotipos primários da Formação Jarinã distribuem-se de forma
intercalada, ora ocorrendo as variedades efusivas, ora os termos piroclásticos. As rochas
efusivas são classificadas como riodacitos e riolitos e afloram em menores proporções quando
comparadas com as rochas piroclásticas.
A sistemática de classificação de rochas piroclásticas apresentada por Le Maitre
(2002) permite classificar estas rochas como tufos a cristal e lapili tufos. A gênese destes
litotipos está relacionada com a deposição através de correntes piroclásticas de alta densidade,
motivo pelo qual optou-se por utilizar a denominação de ignimbrito. Os ignimbritos são
classificados em dois grupos, segundo suas características genéticas e composicionais:
ignimbritos andesíticos a dacíticos e ignimbritos riolíticos.
Efusivas
Riodacitos
Os riodacitos possuem cor cinza escura, matriz afanítica, textura porfirítica e estrutura
maciça a levemente foliada (Figura 3a). São holocristalinos, com matriz de granulação muito
fina a fina e são constituídos por fenocristais de plagioclásio (55 a 60%), feldspato alcalino (30
a 35%) e quartzo (5 a 20%). O conteúdo de fenocristais varia de 10 a 15% do total da rocha,
sendo que suas dimensões estão entre 0,3 e 2,2 mm.
Minerais opacos e apatita representam as fases acessórias. Os minerais secundários
são argilominerais, mica branca, epídoto e carbonato. A matriz é quartzo-feldspática
microcristalina, localmente exibe orientação por fluxo magmático marcada pela variação na
granulação da matriz e pelo leve alinhamento das ripas de plagioclásio, formando textura
traquítica.
O plagioclásio apresenta aspecto turvo, é subédrico, exibe maclamento polissintético
e encontra-se usualmente zonado. Os fenocristais de feldspato alcalino possuem hábito
subédrico e encontram-se frequentemente alterados para argilominerais e mica branca. O
quartzo é anédrico e exibe extinção ondulante.
Toda a rocha apresenta processo de sericitização difundida, que substitui em algumas
amostras a matriz e, no geral, parcialmente os fenocristais de plagioclásio e de feldspato
alcalino. Associados ao plagioclásio ocorrem também epídoto, carbonato e argilominerais
oriundos do processo de saussuritização e argilização.
Com base no conteúdo de fenocristais e dados geoquímicos, os litotipos podem ser
classificados como riodacitos. A ausência de fragmentos de cristais e de litoclastos corrobora
origem efusiva para este depósito.
28
Riolitos
Os riolitos possuem cor marrom avermelhada, estrutura maciça, textura porfirítica e
matriz afanítica. São holocristalinos, com matriz quartzo-feldspática de granulação muito fina
a fina. A textura porfirítica é caracterizada pela presença de fenocristais de feldspato alcalino
(40 a 60%), plagioclásio (30 a 35%) e quartzo (20 a 25%). Os fenocristais compõem de 15 a
23% da rocha e suas dimensões variam de 0,5 a 2,0 mm, com alguns fenocristais de feldspato
alcalino de até 4,0 mm. Como acessórios ocorrem apatita e minerais opacos, enquanto
argilominerais, mica branca, epídoto e carbonato representam fases secundárias.
Os feldspatos alcalinos ocorrem predominantemente subédricos, exibem maclas do
tipo Carlsbad e, mais raramente, xadrez, sendo classificados como ortoclásio e microclina.
Localmente apresentam intercrescimento pertítico. Os fenocristais de plagioclásio são
subédricos e apresentam aspecto turvo, o que evidencia a atuação de intensos processos de
alteração, como sericitização, argilização e saussuritização, e que dificulta a identificação de
suas maclas polissintéticas (Figura 3b). Os grãos de quartzo são anédricos e possuem extinção
ondulante fraca. Os minerais opacos possuem dimensões entre 0,1 e 0,3 mm, ocorrem
difundidos por toda a matriz, inclusos nos fenocristais e também associados aos cristais de
epídoto.
Toda a rocha mostra sericitização pervasiva que substitui em algumas amostras a
matriz, e, no geral, os fenocristais de plagioclásio e feldspato alcalino, além de ocorrerem em
vênulas. O baixo conteúdo de fenocristais e a ausência de fragmentos de cristais e rochas
permitem atribuir natureza efusiva a esse litotipo.
FIGURA 3. Feições macroscópicas e microscópicas dos riodacitos e riolitos. (a) Aspecto macroscópico do
riodacito, evidenciando os fenocristais em meio a matriz afanítica e vênulas de epídoto. (b) Fotomicrografia do
riolito mostrando intensa alteração hidrotermal da matriz e dos fenocristais de plagioclásio. Polarizadores
cruzados. Abreviação: Plg: plagioclásio.
29
Piroclásticas
Ignimbritos andesíticos a dacíticos
Os ignimbritos andesíticos a dacíticos apresentam cor cinza escura e foliação discreta
a proeminente. A matriz é afanítica, são holocristalinos e exibem aspecto porfirítico
representado por fragmentos subangulosos de cristais de plagioclásio (30 a 45%), feldspato
alcalino (15 a 20%), quartzo (15 a 25%), hornblenda (10 a 20%) e biotita (5 a 10%), além de
5% de fragmentos líticos (Figura 4a, b).
Os fragmentos de cristais e de rochas perfazem de 40 a 50% da rocha e possuem
dimensões que variam desde cinza até lápili (0,3 a 4,0 mm), sendo o litotipo classificado como
tufo a cristal. As variações na granulação dos fragmentos de cristais marcam a foliação.
A matriz microcristalina é constituída por fragmentos quartzo-feldspáticos de tamanho
cinza vulcânica. Apatita, titanita e minerais opacos ocorrem como minerais acessórios. A rocha
apresenta-se afetada por hidrotermalismo, que atingiu principalmente a matriz com processos
de sericitização, argilização, carbonatação e cloritização.
Os cristais de plagioclásio ocorrem subédricos e apresentam aspecto turvo devido a
intensos processos de sericitização, carbonatação e saussuritização. O feldspato alcalino ocorre
como cristais anédricos a subédricos comumente alterados para mica branca e argilominerais.
O quartzo é anédrico e ocorre como fragmentos angulosos a subangulosos. Exibe
extinção ondulante e apresenta embaiamento, com bordas de corrosão arredondadas (Figura
4d). A biotita ocorre como lamelas finas com pleocroísmo em tons de castanho avermelhado a
marrom e encontra-se parcialmente alterada para clorita.
A hornblenda caracteriza-se por prismas euédricos a grãos anédricos, por vezes
geminada, de pleocroísmo verde escuro a verde amarronzado. No geral, encontra-se associada
a titanita e minerais opacos, e, por vezes, altera-se para clorita e epídoto. Os litoclastos são
subangulosos a subarredondados e normalmente apresentam dimensões maiores que os
fragmentos de cristais.
Os minerais opacos possuem 0,2 mm de granulação e estão associados aos minerais
máficos. A titanita encontra-se com 0,3 mm de dimensão e associada com hornblenda, epídoto
e minerais opacos. Apatita é acicular, muito fina e ocorre inclusa nos fragmentos de quartzo.
A elevada abundância de fragmentos de cristais sugere uma origem piroclástica para
este litotipo, enquanto suas proporções modais indicam uma composição andesítica a dacítica,
podendo este litotipo ser classificado como ignimbrito andesítico a dacítico rico em cristais.
30
Ignimbritos riolíticos
Os ignimbritos riolíticos possuem cor cinza escura a avermelhada, aspecto porfirítico
e matriz afanítica, com foliação bem marcada. A rocha apresenta fragmentos subangulosos de
tamanho lápili caracterizados por rochas graníticas e tufos, que se encontram sustentados pela
matriz foliada (Figura 4b). A atuação de processos de soldagem é evidenciada pela matriz rica
em fiammes, que gera o desenvolvimento da estrutura eutaxítica (Figura 4c). Dobramentos
convolutos têm origem relacionada aos processos de deposição e evidenciam a atuação de
reomorfismo durante esta fase.
Os ignimbritos riolíticos são hipocristalinos e caracterizados como tufo a cristal.
Apresentam aspecto porfirítico e são constituídos por fragmentos de cristais de feldspato
alcalino (20 a 40%), plagioclásio (30 a 35%), quartzo (20 a 40%), hornblenda (5%) e litoclastos
(3%), que representam de 25 a 30% da rocha. Como fases acessórias ocorrem minerais opacos,
zircão, apatita e titanita. Mica branca, argilominerais, epídoto, clorita e carbonato caracterizam
as fases secundárias.
A matriz é quartzo-feldspática de tamanho cinza a vitrofírica, com púmices encurvados
e achatados (fiammes) alinhados em foliação paralela, marcando estrutura eutaxítica e
evidenciando o alto grau de soldagem deste depósito. Apenas o plagioclásio ocorre subédrico,
os demais minerais encontram-se anédricos, subarredondados a angulosos e fragmentados.
O plagioclásio apresenta dimensões entre 0,8 e 2,0 mm e altera-se para epídoto, mica
branca e carbonato. O epídoto ocorre também preenchendo vênulas que cortam toda a rocha,
resultante de processo hidrotermal.
O feldspato alcalino possui tamanho de 0,6 a 2,2 mm e exibe maclas do tipo Carlsbad
e em grade, que por vezes ocorrem combinadas. Os fragmentos de feldspato alcalino
encontram-se sericitizados, argilizados e carbonatados.
O quartzo possui dimensões entre 0,4 e 1,2 mm e exibe extinção ondulante. Por vezes,
ocorre preenchendo microvenulações, indicando uma geração de quartzo hidrotermal. A
hornblenda é o principal mineral varietal, apresenta tamanho médio de 0,7 mm e encontra-se
alterada para clorita. Os minerais opacos possuem dimensões em torno de 0,1 mm, ocorrem na
matriz e associados principalmente a hornblenda. Apatita, titanita e zircão ocorrem com
granulação muito fina, com dimensões inferiores a 0,1 mm.
A presença de cristais fragmentados, foliação proeminente marcada por achatamento
de púmices, bem como presença de litoclastos observados em escala macroscópica permitem
caracterizar este litotipo como de depósito piroclástico de fluxo ignimbrítico. Com base na
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proporção dos fragmentos de cristais este litotipo é classificado como de composição riolítica,
sendo caracterizado como ignimbrito riolítico com alto grau de soldagem.
FIGURA 4 Aspectos de macroscópicos e fotomicrografias dos ignimbritos andesíticos a dacíticos e dos
ignimbritos riolíticos. (a) Feição macroscópica da rocha com aspecto porfirítico. (b) Litoclastos representados por
rochas vulcânicas porfiríticas. (c) Fragmentos de púmices achatados (fiammes) marcando estrutura eutaxítica. (d)
Fragmentos de quartzo exibindo embaiamento e golfos de corrosão. Polarizadores cruzados. Abreviações: FA:
feldspato alcalino. Qz: quartzo.
4.1.2 Suíte Intrusiva Vila Rica
Fácies hornblenda-biotita monzogranito médio
As rochas desta fácies possuem cor cinza clara, são isotrópicas e apresentam textura
equigranular, com granulação média (Figura 5a). Em alguns corpos são observados enclaves
máficos sugerindo a presença de xenólitos máficos. Exibe textura hipidiomórfica e é composta
essencialmente por plagioclásio (30-35%), feldspato alcalino (20-25%), quartzo (20%), biotita
(10%) e hornblenda (5%). Titanita, apatita, minerais opacos e zircão ocorrem como acessórios.
Os minerais secundários são mica branca, argilominerais, epídoto e clorita.
O plagioclásio é predominantemente subédrico e possui dimensões entre 1,0 e 2,6 mm.
Em alguns cristais pode-se observar zoneamento composicional (composição torna-se mais
32
sódica do núcleo para a borda). Os cristais apresentam macla do tipo polissintética e portam
inclusões de apatita. No geral, encontram-se turvos devido aos processos de saussuritização,
sericitização e argilização.
O feldspato alcalino ocorre como cristais subédricos a anédricos, com dimensões entre
1,6 e 3,0 mm. Apresenta macla xadrez e mais raramente macla do tipo Carlsbad. Quartzo,
plagioclásio e apatita ocorrem como inclusões. Os intercrescimentos pertíticos em filmes são
comuns nestes cristais, que se encontram parcialmente argilizados e sericitizados.
O quartzo é anédrico, possui tamanho entre 1,0 e 2,7 mm, com alguns grãos podendo
apresentar dimensões mínimas de 0,7 mm. Exibe extinção ondulante, com limites irregulares e
em subgrãos, pode ocorrer incluso nos cristais de feldspato alcalino.
A biotita forma cristais lamelares subédricos com cerca de 1,2 mm e pleocroísmo
marrom amarelado a castanho claro. Encontra-se associada a minerais opacos e, por vezes à
hornblenda e titanita. O anfibólio, caracterizado como hornblenda, ocorre como cristais
subédricos a anédricos, com hábito prismático e dimensões de 1,0 a 2,4 mm. Apresenta
pleocroísmo em tons de verde amarelado a verde escuro, por vezes exibe maclas simples. A
hornblenda encontra-se parcialmente alterada para clorita e associada a biotita e minerais
opacos.
A titanita, com cerca de 0,5 mm de dimensão, encontra-se euédrica a anédrica (Figura
5b). A apatita geralmente está inclusa no quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio, ocorre em
cristais aciculares, com dimensões de 0,1 mm. Os minerais opacos apresentam dimensões
máximas de 0,3 mm e ocorrem associados principalmente aos minerais máficos. O zircão ocorre
com hábito subédrico prismático e incluso principalmente nos cristais de quartzo.
Fácies biotita-hornblenda monzogranito grosso
As rochas desta fácies são isotrópicas, de cor cinza e apresentam textura fanerítica
inequigranular, com granulação predominantemente grossa, a média. Hornblenda e biotita são
os principais minerais máficos (Figura 5c). Esta fácies é hipidiomórfica e sua mineralogia
principal é composta por plagioclásio (30-35%), quartzo (20-25%), feldspato alcalino (15-
20%), hornblenda (10-15%) e biotita (8%). Como acessórios ocorrem titanita, apatita e minerais
opacos. Os minerais secundários são representados por argilominerais, epídoto e mica branca.
O plagioclásio ocorre como cristais subédricos, com hábito tabular. Suas dimensões
variam principalmente de 1,5 a 5,5 mm, com alguns cristais chegando até 6,0 mm. Maclas do
tipo polissintética são observadas e algumas seções encontram-se zonadas. Localmente
apresenta textura mirmequítica. Intensos processos de alteração ocorrem associados ao
33
plagioclásio, sendo eles sericitização, argilização e saussuritização, que conferem um aspecto
turvo aos cristais.
O quartzo ocorre anédrico a subédrico, exibe extinção ondulante e possui dimensões
entre 1,2 e 5,7 mm. Este mineral também se encontra sob forma vermicular e intercrescido com
o plagioclásio formando textura mirmequítica.
O feldspato alcalino apresenta aspecto turvo e encontra-se subédrico, com hábito
prismático. Seu tamanho médio é de 5,5 mm e exibe macla em grade, sendo caracterizado como
microclina. Processos de alteração com a geração de mica branca e argilominerais encontram-
se associados a este mineral, resultados de sericitização e argilização respectivamente.
O anfibólio possui pleocroísmo em tons de verde claro a amarelo amarronzado e é
classificado como hornblenda. Os cristais apresentam hábito prismático a granular e encontram-
se subédricos a anédricos, com dimensões que variam entre 1,0 e 5,5 mm. Biotita, minerais
opacos, epídoto e titanita ocorrem como agregados associados ao anfibólio.
A biotita ocorre sob a forma de lamelas subédricas, com pleocroísmo castanho-claro a
escuro e tamanho variando entre 1,2 e 5,8 mm. A titanita e a hornblenda comumente ocorrem
como agregados associados a este mineral (Figura 5d).
A titanita é euédrica a anédrica, com dimensões máximas de 0,3 mm, ocorre associada
a biotita e, por vezes, a hornblenda. A apatita é acicular e encontra-se inclusa nos cristais de
quartzo, plagioclásio e feldspato alcalino, possui granulação muito fina. Os minerais opacos são
anédricos e por vezes subédricos, assim como os cristais de apatita apresentam granulação fina.
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FIGURA 5 Feições macroscópicas e microscópicas da SIVR. (a) Fácies hornblenda-biotita monzogranito médio,
com cor cinza clara, de granulação média. (b) Características microscópicas hornblenda-biotita monzogranito
médio. (c) Aspecto macroscópico da fácies biotita-hornblenda monzogranito grosso, rica em minerais máficos. (d)
Feição microscópica do biotita-hornblenda monzogranito grosso. Polarizadores paralelos em B e cruzados em D.
Abreviações: Bt: biotita. FA: feldspato alcalino. Hb: hornblenda. Plg: plagioclásio. Qz: quartzo.
4.1.3 Suíte Intrusiva Rio Dourado
Fácies biotita sienogranito
As rochas desta unidade possuem cor rosa avermelhada, são isotrópicas, de granulação
grossa e exibem textura equigranular a localmente inequigranular, com granulação média. É
comum a ocorrência de textura rapakivi, marcada por cristais de feldspato alcalino com bordas
de plagioclásio (Figura 6a).
Esta fácies exibe textura xenomórfica a hipidiomórfica. A mineralogia principal é
constituída de feldspato alcalino (35-40%), quartzo (30-35%), plagioclásio (15-20%) e biotita
(5%). As fases acessórias são apatita e minerais opacos. Mica branca, epídoto e argilominerais
representam os minerais de alteração.
O feldspato alcalino ocorre subédrico a anédrico e é classificado como microclina e
ortoclásio. O ortoclásio, com dimensões de 5,0 a 7,0 mm, exibe geminação Carlsbad. A
microclina possui dimensões entre 4,7 e 6,5 mm, apresenta geminação combinada
35
(albita+periclina) e contem inclusões de biotita subédrica. Ambos os feldspatos alcalinos são
pertíticos e encontram-se parcialmente argilizados.
O quartzo possui dimensões de 3,5 a 5,3 mm, ocorre anédrico a subédrico, com
contatos irregulares e exibe extinção ondulante. Cristais de apatita ocorrem inclusos neste
mineral. O plagioclásio possui aspecto turvo e dimensões entre 2,0 e 4,5 mm. Ocorre como
cristais subédricos tabulares, com geminação polissintética. Este mineral encontra-se levemente
afetado por alteração hidrotermal, estando parcialmente sericitizado, saussuritizado e
argilizado.
A biotita possui pleocroísmo em tons de castanho, ocorre como palhetas subédricas.
Sua granulação média é de 4,8 mm e encontra-se associada com os minerais opacos (Figura
6b). A apatita ocorre como cristais aciculares inclusos no quartzo, feldspato alcalino e
plagioclásio. Os minerais opacos são anédricos, possuem granulação fina (menor que 1,00 mm)
e usualmente encontram-se relacionados a biotita.
FIGURA 6 Feições macroscópicas e microscópicas da SIRD. (a) Aspecto macroscópico da fácies biotita
sienogranito, com textura equigranular grossa exibindo textura rapakivi (elipse preta). (b) Intercrescimento
micropertítico e cristal de biotita restrita a algumas porções da lâmina. Polarizadores cruzados. Abreviações: Bt:
biotita. FA: feldspato alcalino. Plg: plagioclásio. Qz: quartzo.
5 GEOCRONOLOGIA U-Pb EM ZIRCÃO
Três amostras foram selecionadas para as análises geocronológicas, sendo um litotipo
plutônico e dois piroclásticos. A amostra LU-43A trata-se de um ignimbrito dacítico rico em
cristais; a LU-53A é classificada como ignimbrito riolítico soldado e a LU-02A corresponde a
um hornblenda-biotita monzogranito, cujos resultados analíticos são apresentados na Tabela 1.
A redução dos dados foi efetuada observando-se critérios que incluem o baixo teor de Pb
comum e discordância menor que 10% para razões 206Pb/238U e 207Pb/206Pb.
O ignimbrito de composição dacítica (amostra LU-43A) possui cristais de zircão de
cor marrom a levemente amarelada. Morfologicamente são prismáticos, subédricos, micro
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fraturados, por vezes com terminações quebradas, e com algumas inclusões minerais. As
imagens de catodoluminescência (CL) mostram que os cristais exibem zoneamento oscilatório
característico de zircões magmáticos e seus comprimentos variam de 130 a 330 μm (Figura 7a).
No conjunto dos cristais analisados, as razões 232Th/238U variam entre 0,36 e 1,67. Estes valores
são relacionados a zircões de origem magmática (Belousova, Griffin, O’Reilly & Fisher, 2002;
Rubatto, 2002). Cinco grãos apresentam razões mais altas, entre 1,74 e 2,30 (Tabela 1).
FIGURA 7 Dados geocronológicos do ignimbrito dacítico (amostra LU-43A). (a) Imagens de catodoluminescência
dos cristais de zircão. Elipses vermelhas indicam a posição dos spots de aproximadamente 25 μm por ablação a
laser. (b) Diagrama 207Pb/235U vs. 206Pb/238U para todos os zircões. (c) Diagrama concórdia exibindo idade de
cristalização.
Vinte e cinco cristais zircões do ignimbrito dacítico foram analisados. Destes pode-se
observar marcante concentração de cristais com idades Paleoproterozoicas e apenas um zircão
Neoarqueano, o 22.1, com idade 2587 Ma (Figura 7b). Dentre os Paleoproterozoicos pode-se
identificar duas populações, uma Riaciana e outra Orosiana. Os cristais 16.1 e 20.1 apresentam
idades Riacianas, de 2124 e 2125 Ma, respectivamente (Figura 7b).
37
Para o cálculo geocronológico os zircões 25.1 e 14.1 foram excluídos por apresentarem
discordância maior que 10%. Finalmente, dezenove zircões foram selecionados para o cálculo
geocronológico e forneceram a idade média de 2005 ±11 Ma e com mean squared weighted
deviation (MSWD) de 1,8 (Figura 7c). O baixo valor de MSWD e o número elevado de grãos
permitem considerar esta idade como sendo a idade mínima de cristalização do ignimbrito rico
em cristais.
Os zircões Neoarqueano e Riacianos tratam-se de grãos herdados. Os cristais 20.1 e
22.1 em imagens CL apresentam zoneamento oscilatório normal, não possuem núcleos
herdados ou bordas de recristalização, sendo a eles atribuído caráter magmático (Figura 7a).
Desta forma, estes zircões são caracterizados como xenocristais pertencentes a rochas
magmáticas ou metamórficas de baixo a médio grau cristalizadas no Neoarqueano e Riaciano.
O ignimbrito de composição riolítica (amostra LU-53A) possui cristais de zircão
prismáticos, de cor marrom, subédricos e com comprimentos médios de 220 μm. Os cristais
analisados exibem razões 232Th/238U entre 0,54 e 1,31, compatíveis com rochas magmáticas
(Tabela 1). Dezesseis zircões deste ignimbrito foram analisados e mostram marcante
concentração de cristais Paleoproterozoicos (Figura 8b). A maior concentração constitui-se por
11 cristais de idade Orosiana. Cinco cristais exibem idades Riacianas a Siderianas, entre 2192
e 2440 Ma. (Figura 8c).
Para o cálculo geocronológico sete zircões foram selecionados e forneceram a idade
concordante de 1994 ±16 Ma (MSWD = 0,58) (Figura 8c). Esta idade é interpretada como idade
de cristalização do ignimbrito riolítico. Os zircões Riacianos e Siderianos foram considerados
como grãos herdados.
FIGURA 8 Dados geocronológicos do ignimbrito riolítico (amostra LU-53A). (a) Diagrama 207Pb/235U vs.
206Pb/238U para todos os zircões analisados. (b) Diagrama concórdia exibindo idade de cristalização.
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Os cristais de zircão do hornblenda-biotita monzogranito (amostra LU-02A) são
incolores a marrons amarelados. Em imagens de catodoluminescência pode-se observar que os
cristais se constituem de prismas subédricos alongados, com zoneamento oscilatório normal e
bordas retas e subordinadamente arredondadas. Seus comprimentos são de 100 a 320 μm
(Figura 9a). As razões Th/U variam entre 0,33 a 1,30, exceto o grão 4.1 que apresenta razão
Th/U = 2,55.
FIGURA 9 Dados geocronológicos do hornblenda- biotita monzogranito (amostra LU-002A). (a) Imagens de
catodoluminescência dos cristais de zircão. Elipses vermelhas indicam a posição dos spots de aproximadamente
25 μm por ablação a laser. (b) Diagrama 207Pb/235U vs 206Pb/238U para todos os zircões analisados. (c) Diagrama
concórdia exibindo idade de cristalização.
Onze zircões da amostra LU-02A foram analisados, sendo observada uma
concentração de cinco zircões (1.1, 2.1, 9.1, 10.1, e 11.1) com idades Arqueanas entre 2703 e
2854 Ma, e outra concentração de seis grãos de idade Paloproterozoica (Figura 9b). Dentre os
zircões de idade Paleoproterozoica o zircão 4.1 foi excluído do cálculo por ter concordância de
apenas 83%. Assim, cinco zircões foram selecionados para confecção do diagrama concordia.
39
A análise forneceu o resultado de 1995±14 Ma, com MSWD= 0,26 (Figura 9c), o qual pode ser
interpretado como a idade mínima de cristalização magmática para o monzogranito.
Os zircões de idades Neoarqueanas, foram interpretados como grãos herdados.
Imagens CL dos zircões 1.1 e 10.1 permitem identificar características magmáticas a estes
cristais (Figura 9; sptos 1.1, 10.1). Deste modo, a ocorrência desses zircões indicam a presença
de rochas de idades Arquanas no momento da cristalização deste monzogranito.
40
TABELA 1 Resultados analíticos U-Th-Pb LA-ICP-MS
Zircão.
spot
ʄ 206% Th/U
(calculada)
1s % 207Pb/
235U
1s 206Pb/
238U
1s Rho 208Pb/
232Th
1s Idades Aparentes (Ma)
207Pb/
206Pb 2s
206Pb/
238U 2s
207Pb/
235U 2s
208Pb/
232Th 2s
Conc.
(%)
LU-43A Ignimbrito dacítico
19.1* 0.11 1.18 1.8456 6.36 0.12 0.3823 0.0072 0.4729 0.0987 0.0023 1966 20 2087 34 2020 16 1840 110 106.15
23.1* 0.09 1.05 1.6793 6.36 0.11 0.3798 0.0069 0.5290 0.1048 0.0026 1970 18 2070 32 2026 15 1890 110 105.08
18.1* 0.04 0.98 1.6543 6.46 0.10 0.3802 0.007 0.5068 0.0991 0.0021 1987 18 2073 33 2036 14 1864 63 104.33
2.1* 0.12 1.08 1.9835 6.30 0.12 0.3727 0.0069 0.4283 0.094 0.0025 1982 20 2039 32 2016 16 1690 180 102.88
6.1* 0.06 1.09 1.7736 6.06 0.11 0.3626 0.0067 0.5217 0.0934 0.0021 1946 17 1991 31 1980 15 1667 90 102.31
10.1* 0.14 1.93 2.0253 6.06 0.13 0.3597 0.0072 0.5357 0.0922 0.0021 1955 22 1979 34 1985 18 1716 91 101.23
3.1* 0.06 0.94 2.3045 6.29 0.13 0.3683 0.0086 0.4266 0.0952 0.0028 2000 24 2018 40 2014 17 1710 100 100.90
21.1* 0.07 1.22 2.2186 6.34 0.14 0.3677 0.009 0.5673 0.0971 0.0026 1998 22 2012 42 2014 20 1840 98 100.70
5.1* 0.07 1.19 1.8018 6.37 0.11 0.3681 0.0069 0.5439 0.1021 0.0021 2008 18 2016 32 2019 16 1835 88 100.40
15.1* 0.07 0.83 2.1207 6.40 0.14 0.3707 0.0092 0.5758 0.0939 0.0028 2016 22 2023 43 2028 19 1840 120 100.35
8.1* 0.07 1.74 2.0627 6.27 0.17 0.3640 0.01 0.6969 0.0942 0.0032 1993 22 1999 49 2014 23 1845 80 100.30
9.1* 0.07 0.77 1.5833 6.061 0.10 0.3559 0.0058 0.4918 0.0916 0.002 1976 17 1959 28 1980 14 1620 100 99.14
17.1* 0.16 1.49 2.2023 6.17 0.12 0.3599 0.0075 0.4401 0.0994 0.0026 2007 22 1977 35 2001 18 1840 130 98.51
24.1* 0.10 0.73 1.7930 6.08 0.10 0.3551 0.0067 0.5563 0.0972 0.0028 2000 17 1955 32 1985 15 1620 150 97.75
1.1* 0.30 1.15 2.8950 5.98 0.15 0.3558 0.0082 0.4195 0.0909 0.0034 2001 30 1953 39 1974 22 1580 320 97.60
11.1* 0.37 2.31 2.6764 6.15 0.16 0.3607 0.0086 0.3828 0.0935 0.0027 2033 30 1979 40 1994 22 1730 170 97.34
13.1* 0.20 1.67 2.3866 6.19 0.14 0.3556 0.0079 0.4402 0.0929 0.0025 2042 25 1961 38 1999 20 1580 170 96.03
7.1* 0.18 1.22 2.0048 6.07 0.12 0.3433 0.0066 0.5483 0.0878 0.0025 2050 22 1901 31 1982 17 1620 180 92.73
4.1* 0.10 1.07 1.7370 6.00 0.10 0.3515 0.0063 0.4686 0.0918 0.0022 1989 19 1937 30 1971 15 1720 120 97.39
22.1 0.10 0.36 1.7616 11.71 0.21 0.4900 0.01 0.6258 0.1362 0.0054 2587 17 2559 44 2582 17 1720 450 98.92
20.1 0.09 1.19 2.1489 7.30 0.17 0.4010 0.01 0.5993 0.1209 0.0032 2125 22 2162 48 2146 20 2120 110 101.74
16.1 0.11 1.20 2.1028 6.72 0.14 0.3699 0.0076 0.5079 0.0991 0.0027 2124 23 2021 35 2069 19 1700 140 95.15
25.1 0.06 1.17 2.4227 6.97 0.18 0.4140 0.012 0.5826 0.118 0.0037 1983 24 2221 54 2106 23 2070 100 112.00
14.1 0.06 0.93 2.0781 6.78 0.15 0.4037 0.0092 0.5518 0.1114 0.0034 1975 22 2186 42 2083 19 1970 140 110.68
12.1 0.41 1.77 3.0680 5.78 0.16 0.3493 0.0091 0.3667 0.0855 0.0027 2005 31 1923 44 1939 23 1360 250 95.91
LU-53A Ignimbrito riolítico
5.1* 0.83 6.39 0.08 0.3783 0.08 0.9918 1993 40 2068 319 2031 316 103.77
6.1* 0.64 6.86 0.12 0.3890 0.12 0.9408 2068 172 2118 489 2093 514 102.42
7.1* 0.63 6.35 0.11 0.3694 0.10 0.89579 2024 193 2027 389 2025 434 100.14
8.1* 0.58 6.00 0.09 0.3566 0.08 0.91716 1986 140 1966 318 1976 348 98.98
9.1* 0.75 5.93 0.11 0.3513 0.10 0.95283 1992 131 1941 400 1966 426 97.44
10.1* 0.64 5.79 0.10 0.3466 0.06 0.60808 1973 307 1919 228 1945 381 97.26
11.1* 0.57 5.78 0.11 0.3462 0.10 0.86474 1971 227 1916 380 1943 446 97.22
1.1 0.87 6.83 0.03 0.4023 0.03 0.93050 2001 47 2180 130 2089 134 108.92
2.1 0.81 6.48 0.03 0.3851 0.03 0.94472 1987 39 2100 118 2044 122 105.70
3.1 0.54 6.26 0.11 0.3582 0.08 0.76123 2054 296 1973 334 2013 447 96.06
4.1 0.82 5.96 0.16 0.3490 0.14 0.86279 2012 328 1930 537 1970 636 95.91
12.1 0.82 7.58 0.08 0.4008 0.07 0.85423 2192 188 2173 306 2183 360 99.11
41
Zircão.
spot
ʄ 206% Th/U
(calculada)
1s % 207Pb/
235U
1s 206Pb/
238U
1s Rho 208Pb/
232Th
1s Idades Aparentes (Ma)
207Pb/
206Pb 2s
206Pb/
238U 2s
207Pb/
235U 2s
208Pb/
232Th 2s
Conc.
(%)
13.1 0.70 7.20 0.22 0.3723 0.22 0.99177 2231 125 2040 887 2137 936 91.46
14.1 1.31 9.83 0.12 0.4621 0.06 0.53239 2394 474 2449 305 2419 565 102.29
15.1 0.93 8.28 0.08 0.4216 0.06 0.74807 2257 241 2268 273 2262 364 100.49
16.1 0.78 9.65 0.24 0.4416 0.23 0.95492 2440 352 2358 1095 2402 1168 96.61
LU-02A Monzogranito
3.1* 0.05 0.91 1.4851 6.07 0.097 0.3609 0.0060 0.57029 0.1054 0.0023 1990 15 1979 28 1985 14 1890 100 99.45
5.1* 0.02 0.84 1.4754 6.06 0.10 0.3568 0.0071 0.63612 0.0971 0.0026 2004 17 1959 33 1980 15 1855 60 97.75
7.1* 0.11 1.09 1.7485 5.98 0.11 0.3545 0.0064 0.5423 0.101 0.0026 1980 19 1960 31 1968 16 1810 140 98.99
8.1* 0.12 1.30 1.9640 5.91 0.11 0.3484 0.0064 0.49552 0.0939 0.0024 2003 19 1925 31 1960 17 1810 150 96.11
6.1* 0.09 1.20 2.3635 5.63 0.15 0.3321 0.0088 0.60345 0.1006 0.0028 2026 25 1847 43 1912 23 1800 130 91.16
4.1 0.04 2.55 1.5833 4.93 0.09 0.2923 0.0063 0.6484 0.0797 0.0017 1974 16 1649 31 1808 16 1528 39 83.54
9.1 0.02 0.50 1.3103 14.59 0.22 0.5550 0.0100 0.71364 0.1487 0.0028 2755 12 2847 42 2784 14 2707 72 103.34
10.1 0.01 0.74 1.7387 15.12 0.30 0.5480 0.0140 0.66844 0.1598 0.0042 2854 18 2810 56 2821 19 2884 89 98.46
11.1 0.04 0.33 1.6427 13.04 0.22 0.4810 0.0100 0.62555 0.1517 0.0052 2799 15 2527 44 2679 16 2350 300 90.28
1.1 0.01 0.87 1.3001 11.51 0.17 0.4473 0.0077 0.69449 0.1084 0.0022 2703 11 2371 34 2560 14 2099 72 87.72
2.1 0.03 0.50 1.3198 14.60 0.21 0.5304 0.0089 0.63396 0.157 0.0034 2816 12 2734 37 2789 14 2790 180 97.09
* Dados utilizados para Concordia.
42
6 LITOQUÍMICA
Vinte e duas amostras vulcânicas e plutônicas foram selecionadas para as análises
litoquímicas. As rochas vulcânicas da Formação Jarinã foram agrupadas em duas sequências,
sendo analisadas sete amostras representativas da primeira sequência, caracterizada por
riodacitos efusivos e ignimbritos de composição andesítica a dacítica. A segunda associação é
constituída por litotipos mais ácidos, representados por riolitos efusivos e ignimbritos riolíticos,
dos quais seis amostras foram selecionadas. Dentre os litotipos plutônicos foram analisadas sete
amostras pertencentes à Fácies hornblenda-biotita monzogranito médio da Suíte Intrusiva Vila
Rica (SIVR) e duas da Fácies biotita sienogranito da Suíte Intrusiva Rio Dourado (SIRD).
Aspectos geoquímicos indicam que os litotipos vulcânicos possuem teores variados de
SiO2, podendo ser separados em dois grupos com diferentes graus de diferenciação. O primeiro
grupo, representado por riodacitos e ignimbritos andesíticos a dacíticos, possui teores de SiO2
entre 60,80 a 69,98 %. O segundo grupo, composto por riolitos e ignimbritos riolíticos,
apresenta valores mais elevados, entre 68,50 a 77,80 %. A variação nos teores de MgO e CaO
também é observada nestas rochas. Para o primeiro grupo, o conteúdo de MgO é de 0,76 a 3,98
%, enquanto para o segundo os valores encontram-se entre 0,14 e 0,47 %. As porcentagens de
CaO são de 2,30 a 6,06 % para o primeiro grupo, já o segundo apresenta valores entre 0,81 e
1,66 %. As concentrações de TiO2 são baixas para todos os litotipos vulcânicos (0,12-0,59 %)
e os teores de Al2O3 variam entre 12,50 e 17,00 %. Estas rochas exibem conteúdo moderado de
K2O (2,87-4,00 %) para o primeiro grupo e alto (4,02-6,09 %) para o segundo grupo, bem como
conteúdo moderado de Na2O (2,92 a 4,09 %), com razões de K2O/Na2O entre e 0,56 e 1,72
(Tabela 2).
As rochas plutônicas analisadas apresentam variação nos teores de SiO2, sendo
também individualizadas em dois grupos. O primeiro grupo, composto por rochas da SIVR,
possui teores entre 65,75 e 74,00 %, enquanto o segundo, representado por litotipos da SIRD,
apresenta 77,10 %. As concentrações de MgO são mais elevadas para as rochas da SIVR,
variando entre 0,18 a 1,59 %, já para SIRD compreende valores baixos de 0,04 e 0,06 %. O
mesmo padrão pode ser observado para o conteúdo de CaO, com a SIVR contendo teores entre
1,64 e 3,29 % e a SIRD de 0,29 a 0,42 %. As concentrações de TiO2 são baixas para todos os
litotipos plutônicos (0,07-0,41 %). Os teores de Al2O3 variam entre 11,90-15,35 %. Os valores
de K2O e Na2O são moderados para todas as rochas, variando entre 2,38-4,76 % e 3,30-4,83 %,
respectivamente. Com K2O + Na2O em torno de 7,80 %, sendo K2O> Na2O (Tabela 2).
Os valores de perda ao fogo das amostras analisadas são inferiores a 1,60 %, com
exceção da amostra LU-09a que possui valor maior (2,50 %), indicando que os processos de
alteração hidrotermal e intempérica não foram significativos.
43
Os valores da razão FeOt/(FeOt+MgO), quando comparados ao limite proposto por
Frost et al. (2001), sugerem que os litotipos vulcânicos riolíticos e os granitos da SIRD são
exclusivamente ferrosos. Enquanto as rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas e as
plutônicas da SIVR são essencialmente magnesianas, com exceção de LU-20A e LU-73A que
plotam no campo dos magmas ferrosos, conferindo um padrão similar aos granitos
cordilheranos (Frost etl al., 2001; Figura 10a).
No diagrama K2O x SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976), utilizado para classificação de
rochas subalcalinas, as amostras vulcânicas andesíticas a riodacíticas e as plutônicas da SIVR
ocupam dominantemente o campo cálcio-alcalino de alto potássio, com apenas LU-07A e LU-
56A ocorrendo no campo da série cálcio-alcalina. As vulcânicas riolíticas e a SIRD também
são plotadas predominantemente no campo cálcio-alcalino de alto potássio, com os termos mais
evoluídas tendendo ao campo das rochas shoshoníticas (Figura 10b).
A partir do diagrama binário Al2O3/(K2O/Na2O) x FeOt/(FeOt + MgO), proposto por
Dall’Agnol e Oliveira (2007), sugere-se que as rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas e as
plutônicas da SIVR encontram-se relacionadas a granitos cálcio-alcalinos, enquanto as
amostras mais diferenciadas (vulcânicas riolíticas e plutônicas da SIRD) foram cristalizadas de
magmas do tipo-A oxidados a, subordinadamente, reduzidos (Figura 10c). Da mesma forma,
pode-se observar no diagrama de Sylvester (1989), para amostras com SiO2 > 68%, a ocorrência
de duas afinidades distintas, cálcio-alcalina e alcalina, entre os litotipos estudados (Figura 10d).
44
Tabela 2 Dados litoquímicos das rochas vulcânicas e graníticas da região de Santaninha (elementos maiores e menores expressos em % em peso e traços em ppm).
Unidades Formação Jarinã Suíte Intrusiva Vila Rica SIRD
Litotipos Riodacito Ignimbrito andesíticos a dacíticos Riolito Ignimbrito riolítico Hornblenda-biotita monzogranito Bt. sienogranito
Amostras LU08a LU06a LU09a LU43a LU56a LU76a LU81a LU42a LU51a LU52a LU53a LU65a LU67a LU01a LU07a LU10a LU20a LU50a LU55a LU73a LU24a LU48a
SiO2 69.98 65.97 63.94 64.60 60.80 63.40 63.80 68.50 75.10 72.30 73.80 77.80 71.80 66.82 65.75 72.00 74.00 68.50 69.30 72.6 77.10 77.10
Al2O3 14.29 17 15.01 15.75 14.75 15.75 15.25 15.85 12.95 14.20 14.00 12.50 13.55 15.35 15.18 14.35 14.10 15.35 14.80 14.00 11.90 12.80 Fe2O3
t 2.73 2.47 4.72 5.78 5.96 6.03 5.21 3.27 2.78 2.28 2.67 2.49 3.96 3.52 4.06 2.80 2.75 4.12 3.73 2.61 1.39 1.41
CaO 2.26 3.95 3.59 4.65 6.06 5.03 3.94 1.59 0.81 1.64 1.58 0.93 1.66 3.29 3.50 2.07 1.71 3.08 2.96 1.64 0.29 0.42
MgO 0.76 1.35 2.28 1.69 3.98 2.35 2.08 0.47 0.14 0.34 0.31 0.16 0.34 1.59 1.54 0.88 0.25 1.32 1.13 0.18 0.04 0.06 Na2O 3.71 3.35 3.66 4.09 3.41 2.61 3.66 3.53 3.82 3.23 3.49 2.92 3.72 4.14 4.83 3.30 3.88 3.51 3.37 3.81 3.67 4.01
K2O 4.01 3.48 3.19 3.17 1.90 3.23 2.87 6.09 4.67 5.30 4.87 4.43 4.02 2.97 2.38 4.38 4.04 4.03 3.81 4.00 4.45 4.76
TiO2 0.25 0.35 0.49 0.56 0.59 0.52 0.49 0.57 0.21 0.34 0.33 0.12 0.23 0.39 0.49 0.29 0.18 0.41 0.36 0.18 0.08 0.07 MnO 0.05 0.05 0.08 0.08 0.09 0.09 0.08 0.07 0.03 0.04 0.05 0.05 0.08 0.04 0.07 0.05 0.05 0.07 0.07 0.05 0.05 0.07
P2O5 0.08 0.09 0.19 0.20 0.22 0.23 0.22 0.14 0.04 0.04 0.10 0.01 0.07 0.14 0.16 0.08 0.04 0.15 0.11 0.04 <0.01 0.02
P.F. 1.50 1.60 2.50 0.87 1.58 0.86 1.59 1.09 0.33 0.45 0.29 0.3 0.59 1.40 1.70 0.54 0.53 0.90 0.93 0.52 0.29 0.29 Total 99.65 99.67 99.62 101.7 99.58 100.31 99.43 101.45 101.07 100.38 101.69 101.89 100.21 99.63 99.68 100.89 101.7 101.6 100.74 99.79 99.3 101.05
Ba 1447 1447 1233 1320 971 1080 1180 2000 1230 1485 1375 1255 1210 1336 1157 888 966 925 1065 1125 101.5 133
Ga 16.2 15.9 17.4 22.4 23.5 25 21.2 20.5 20.9 21 19.7 22.3 23.4 17.1 16.2 21.4 18.9 22.8 22.6 22.8 18 22.1 Hf 5.1 3.9 4.0 4.2 4.4 4.3 4.2 8.8 7.3 7.6 7.3 5.4 7.3 3.7 4.2 5.6 5.3 4.9 5.5 5.5 3.7 5.1
Nb 8.1 6.6 4.7 6.5 9 7.5 5.6 12.5 18 15.4 16.3 13.4 13.7 4.7 6.2 12.6 10.8 21.2 13.1 10.5 16.2 28.1
Rb 129.8 121.1 74.4 74.6 47.9 73.7 65 175.5 162 184.5 172.5 153 136.5 62.1 68.9 202 152.5 152.5 143.5 132 217 236 Sr 407.5 656.3 689.6 736 821 760 723 367 171 242 211 120 201 680.7 517.8 242 227 348 362 253 15.5 28.2
Ta 0.9 0.5 0.4 0.5 0.6 0.4 0.4 0.8 1.2 1.1 1.1 1.1 1 0.6 0.6 1.2 1 1.3 1.1 0.8 1.1 2.3
Th 11.6 11 7.7 12 10.5 8.1 8.22 17.4 20.5 23.9 24.5 19.1 18.2 7.8 9.7 35.7 14.6 20.7 22.8 14.35 22.6 30.8 U 2.6 2.2 1.8 2.24 2.74 1.72 1.98 3.09 4.62 5.34 5.47 4.44 4.15 1.5 2.3 7.76 3.66 5.25 5.77 3.11 5.13 8.47
Zr 189.7 144.7 139.6 167 164 167 167 347 272 280 280 172 278 138.0 155.9 202 189 190 199 210 89 122
Y 25.4 14.1 12.9 12.9 12.7 15.4 13.5 24.6 26.2 21.2 21.8 27.6 26.2 10.2 16.3 20.5 23.3 15 16.5 20.8 27.3 45.4 La 44.6 41.2 33.9 42.3 42.2 40 37.3 67.9 56.9 53.8 55.6 49.2 55.4 39.5 36 56.4 39.4 52.5 46.9 48.6 30.3 45.3
Ce 83.4 72 61 79.6 83.3 74 71.1 130.5 108.5 100.5 104 97 107 68.0 65.7 107.5 74.2 97.2 88.8 87.8 56.2 80.9
Pr 8.92 8.03 6.84 8.29 9.66 8.42 7.73 14.1 11.75 10.5 10.85 11.05 11.6 7.03 7.22 11.55 7.8 10.15 9.26 9.81 7.6 11.7 Nd 30.6 28.4 27.8 30 35 30 28.8 50.5 39.8 35 35.4 37.6 40.5 24.4 27.2 37 27.4 32.5 31.2 33.5 26.9 42.7
Sm 6.13 4.52 4.50 4.6 6.05 5.48 4.79 8.12 6.71 5.62 5.57 7.63 7.21 3.43 4.67 6.57 5.09 4.89 4.93 5.78 6.25 9.61
Eu 1.12 1.33 1.12 1.12 1.41 1.34 1.14 1.45 1.03 0.92 0.99 0.93 1.31 0.91 1.16 1 0.83 1.02 0.84 0.94 0.3 0.64 Gd 5.43 3.39 3.53 3.48 4.28 4.03 3.58 6.09 5.89 4.33 4.62 6.17 6.05 2.99 4.05 5.05 4.37 4.16 4.08 4.5 5.39 8.82
Tb 0.8 0.46 0.46 0.46 0.53 0.53 0.43 0.82 0.9 0.6 0.63 0.9 0.88 0.35 0.54 0.65 0.66 0.53 0.51 0.64 0.82 1.18
Dy 4.79 2.65 2.27 2.63 2.64 2.83 2.72 4.62 4.83 3.58 3.87 5.09 4.75 1.86 3.07 3.66 4.11 2.74 3.14 3.73 4.6 6.84
Ho 0.91 0.47 0.42 0.51 0.51 0.59 0.45 0.86 1.02 0.72 0.72 1.02 0.93 0.33 0.63 0.71 0.77 0.54 0.64 0.74 0.95 1.29
Er 2.64 1.39 1.38 1.21 1.4 1.59 1.39 2.49 2.84 2.2 2.28 2.85 2.81 0.95 1.65 1.93 2.18 1.42 1.63 2.24 2.64 4.03
Tm 0.4 0.2 0.19 0.21 0.2 0.22 0.19 0.33 0.41 0.32 0.32 0.41 0.41 0.13 0.26 0.3 0.36 0.23 0.26 0.37 0.39 0.59 Yb 2.66 1.34 1.33 1.19 1.24 1.23 1.34 2.38 2.51 2.11 2.06 2.52 2.7 0.87 1.7 1.77 2.35 1.52 1.66 1.97 2.41 3.59
Lu 0.39 0.21 0.20 0.17 0.22 0.21 0.2 0.4 0.39 0.32 0.35 0.39 0.4 0.15 0.26 0.29 0.34 0.2 0.28 0.33 0.37 0.58
EuN/Eu* 0.59 1.04 0.86 0.86 0.85 0.87 0.84 0.63 0.50 0.57 0.60 0.41 0.61 0.87 0.82 0.53 0.54 0.69 0.57 0.56 0.16 0.21 (Gd/Yb)N 1.65 2.04 2.14 2.36 2.79 2.64 2.16 2.06 1.89 1.66 1.81 1.98 1.81 2.77 1.92 2.30 1.50 2.21 1.98 1.84 1.80 1.98
(La/Sm)N 4.58 5.73 4.74 5.78 4.39 4.59 4.90 5.26 5.33 6.02 6.28 4.06 4.83 7.24 4.85 5.40 4.87 6.75 5.98 5.29 3.05 2.97
(Gd/Yb)N 1.647 2.041 2.142 2.360 2.785 2.644 2.156 2.065 1.894 1.656 1.810 1.976 1.808 2.773 1.922 2.302 1.501 2.208 1.983 1.843 1.805 1.983 (Nb/Zr)N 0.67 0.72 0.53 0.61 0.86 0.71 0.53 0.57 1.04 0.87 0.92 1.23 0.78 0.54 0.63 0.98 0.90 1.76 1.04 0.79 2.86 3.62
Abreviações: SIRD – Suíte Intrusiva Rio Dourado; Bt. – biotita.
45
FIGURA 10 (a) Diagrama FeOt/(FeOt + MgO) versus SiO2 (Frost et al., 2001). (b) Diagrama K2O versus
SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). (c) Diagrama FeOt/(FeOt+MgO) versus Al2O3/(K2O/Na2O) (Dall’Agnol
& Oliveira, 2007). (d) Diagrama de discriminação de elementos maiores para granitos (Sylvester, 1989).
Abreviações Ignim.: ignimbrito; Hbl: hornblenda; Bt: biotita.
Nos diagramas FeOt/MgO versus Zr+Nb+Ce+Y e Zr versus 10000*Ga/Al de
tipologia granítica propostos por Whalen, Currie e Chappell (1987), em primeira análise
pode-se observar dois grupos de afinidades químicas distintas, definidos pelos litotipos
com tendência cálcio-alcalina e os de tendência alcalina. As rochas vulcânicas andesíticas
a riodacíticas quando plotadas apresentam afinidade com granitos não fracionados (OGT)
dos tipos M, I ou S, apenas com LU-76A e LU-56A, ocorrendo no limite e no campo do
tipo-A, respectivamente. Os litotipos plutônicos da SIVR plotam predominantemente no
campo OGT do tipo M, I ou S. Nas rochas em que as razões 10000*Ga/Al são maiores
do que 2,6 a SIVR assemelha-se aos granitos do tipo-A. As amostras LU-20A e LU-73A
46
ocorrem no campo dos granitos félsicos fracionados (FG), devido as baixas concentração
de MgO (Figura 11).
Os sienogranitos da SIRD e as vulcânicas riolíticas plotam exclusivamente no
campo dos granitos tipo-A. A exceção é o ignimbrito riolítico LU-65A, que ocorre no
campo dos FG (Figura 11).
FIGURA 11 Diagramas para discriminação de granitoides de Whalen et al. (1987).
No diagrama R1-R2 (De La Roche, Leterrier, Grandclaude & Marchal, 1980)
todas as amostras pertencem à série supersaturada em sílica. Dentre as rochas vulcânicas,
o grupo de afinidade cálcio-alcalina é representado por dacitos e riodacitos, com uma
amostra (LU-56a) situada no campo do andesito. As amostras do grupo com tendência
tipo-A são mais diferenciadas, sendo classificadas exclusivamente como riolitos (Figura
12a). As rochas plutônicas da SIVR formam um trend entre tonalito-granodiorito-
monzogranito. Como esta abundância composicional não foi observada nas análises
petrográficas, esta variação pode estar relacionada ao conteúdo de minerais máficos e
acessórios ricos em Mg e Al. As duas amostras da SIRD são classificadas como álcali-
granitos (Figura 12b).
No diagrama Zr/TiO2 versus SiO2 de Winchester e Floyd (1977), os litotipos
vulcânicos constituem um trend paralelo ao limite dos campos riolito-riodacito-dacito e
comendítico-pantelerítico. As amostras são classificadas desde andesitos,
riodacitos/dacitos até riolitos, compreendendo o campo subalcalino deste diagrama
(Figura 12c).
47
O caráter metaluminoso das rochas cálcio-alcalinas é confirmado pelos índices
de Shand, com apenas duas amostras (LU-10A, LU-73A) da SIVR e o ingnimbrito
riodacítico LU-76A ocorrendo no campo peraluminoso. Os litotipos com afinidade tipo-
A apresentam tendência levemente peraluminosa (Figura 12d).
FIGURA 12 (a, b) Diagramas classificatórios R1-R2 (De La Roche et al., 1980). (c) Diagrama
classificatório Zr/TiO2 versus SiO2 de Winchester e Floyd (1977). (d) Índice de saturação em alumina
(Maniar & Piccoli, 1989) com base nos índices de Shand (1943).
Nos diagramas Harker para elementos maiores (Figura 13), observa-se que, no
geral, CaO, MgO, TiO2, P2O5 e FeOt estão inversamente relacionados com SiO2. CaO,
TiO2 e P2O5 formam trends lineares, com as rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas
apresentando os maiores teores, seguindo uma tendência decrescente com a SIVR e,
posteriormente, as vulcânicas riolíticas, o que sugere processos de diferenciação
magmática, principalmente cristalização fracionada na evolução do magma parental. Os
48
álcali-granitos da SIRD apresentam os teores mais baixos para estes óxidos, com CaO
próximo a 0,35 % e P2O5 máximo de 0,02 %.
Para MgO as amostras formam um trend mais curvilíneo, novamente com a
SIRD apresentando os menores teores. FeOt mostra uma leve dispersão da SIVR e das
vulcânicas riolítcas. A SIRD ocorre com valores em torno de 1,40 %, destoando do padrão
geral. K2O mostra correlação positiva com o índice de diferenciação para as vulcânicas
andesíticas a riodacíticas e a SIVR. As vulcânicas riolíticas e a SIRD encontram-se
dispersas e apresentam os maiores teores de K2O, com LU-42A em torno de 6,00 %.
Al2O3 apresenta um comportamento mais complexo para as vulcânicas
andesíticas a riodaciticas e para a SIVR, exibindo um sutil aumento dos teores até
aproximadamente 67,00 % de SiO2, a partir de onde mostra claro decréscimo nos valores.
As vulcânicas riolíticas mostram correlação negativa com a sílica, enquanto a SIRD
possui teores relacionados às rochas mais diferenciadas.
Esta distribuição dos elementos maiores sugere fracionamento mineral de
plagioclásio, hornblenda, apatita, titanita e magnetita. Anomalias negativas de FeOt, MgO
e Al2O3 podem ser indicativos de fracionamento de biotita.
K2O mostra correlação positiva com os litotipos cálcio-alcalinos e dispersão para
os termos com tendência alcalina, evidenciando o papel mais significativo dos minerais
ferromagnesianos nas fácies menos evoluídas e de feldspato alcalino nas mais evoluídas.
Na2O apresenta comportamento aleatório para todos os litotipos. O comportamento
aleatório de Na2O associado à dispersão de K2O nos últimos estágios de diferenciação
(amostras tipo-A) pode indicar a atuação de processos de alteração hidrotermal. Além
disto, os padrões de dispersões podem estar relacionados à contaminação crustal.
49
FIGURA 13 Diagramas Harker para elementos maiores (%).
A distribuição de elementos traço mostra que os teores Rb, Y e Yb tendem a
aumentar com a diferenciação, com as rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas
possuindo os menores teores, seguidas da SIVR e vulcânicas riolíticas, respectivamente.
Nb e Th apresentam fraca correlação positiva, indicando seus caráteres incompatíveis
com as fases extraídas. A SIRD ocorre dispersa para Y, Yb e Nb, com valores mais
elevados que a tendência geral, chegando a 28 ppm para Nb; 45,40 ppm para Y e 3,59
ppm para Yb (Figura 14).
Sr e Eu correlacionam-se negativamente com o índice SiO2 para todos os
litotipos, sugerindo fracionamento de plagioclásio e alta taxa de diferenciação do magma.
SIRD apresenta teores de Eu mais baixos que a média geral (< 0,80 ppm). O conteúdo de
Zr é relativamente baixo para as vulcânicas andesíticas a riodacíticas e para SIVR, entre
138 e 210 ppm. Os litotipos riolíticos encontram-se dispersos, com teores variando desde
50
172 a 347 ppm, enquanto as rochas da SIRD apresentam valores muito baixos, entre 89 e
122 ppm (Figura 14).
FIGURA 14 Diagramas Harker para elementos traços (em ppm).
Nos diagramas multielementares do tipo spider normalizados para condritos de
Thompson (1982), dentre as rochas vulcânicas analisadas, as cálcio-alcalinas apresentam
anomalias negativas significativas de Nb, Ta e Ti e sutis de Ba e P. Duas amostras (LU-
06A e LU-08A) apresentam enriquecimento de Rb e anomalias negativas de P,
aproximando ao conteúdo das amostras riolíticas. LU-08A também apresenta sutil
anomalia negativa de Sr. Os litotipos riolíticos exibem leve enriquecimento de Th e Zr,
anomalia negativa de Ba e expressivas anomalias negativas de Nb, Ta, Sr, P e Ti. As
51
amostras riolíticas possuem, no geral, maiores teores de elementos traço e de K2O (Figura
15a).
O padrão das rochas cálcio-alcalinas é semelhante ao apresentado por Rocha et
al. (2012) para rochas vulcânicas do Grupo Iriri e por Alves et al. (2010) para Formação
Jarinã no nordeste de Mato Grosso, exceto pelo conteúdo de Sr, que nas amostras do
Grupo Iriri e Formação Jarinã apresentam anomalias negativas mais expressivas,
comparadas às rochas riolíticas deste trabalho. Para a Formação Jarinã o P também possui
maiores variações de teores e anomalias negativas mais intensas e, assim como o Sr,
assemelha-se às vulcânicas riolíticas. Além disto, as amostras da literatura apresentam
maiores concentrações de elementos mais incompatíveis, sendo plotadas com padrão
horizontalizado entre os dois grupos deste estudo (Figura 15a, b).
Nos diagramas de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de
Boynton (1984) todos os litotipos apresentam um padrão inclinado, com o
enriquecimento de ETR leves (ETRL) em relação aos ETR pesados (ETRP). Para as
rochas vulcânicas cálcio-alcalinas, as amostras apresentam fracionamento de ETRL
((La/Sm)N ~4,96), anomalias negativas sutis de Eu (Eu/Eu* ~0,84) e menor conteúdo de
ETRP ((Gd/Yb)N ~2,25). Para as vulcânicas riolíticas nota-se enriquecimento de ETRL,
com valores médios de (La/Sm)N = 5,29, anomalias moderadas de Eu (Eu/Eu* ~0,55) e
padrão sub-horizontalizado dos ETRP, com (Gd/Yb)N = 1,86 (Figura 15c).
O padrão de distribuição dos ETR para o Grupo Iriri de Rocha et al. (2012) é, no
geral, similar ao das amostras cálcio-alcalinas, embora o Grupo Iriri apresente maiores
concentrações de ETRL e padrão mais horizontalizado (Figura 15c). A Formação Jarinã
(Alves et al., 2010) exibe anomalias negativas de Eu mais acentuadas, comparadas às
amostras riolíticas, apesar de o conteúdo de ETR da Formação Jarinã ser mais baixo,
aproximando aos teores das cálcio-alcalinas (Figura 15d). A Formação Vila Riozinho
exibe padrão íngreme, com menores concentrações de ETR e expressivo fracionamento
de ETRP. As anomalias de Eu são moderadas, aproximando do exibido pelas amostras
riolíticas (Figura 15e).
Para as rochas da SIVR são verificadas anomalias negativas fracas de Ba e Sr e
marcantes em Nb, Ta, P e Ti, além de apresentaram leve enriquecimento em Th, com
exceção de LU-01A e LU-07A, que não exibem anomalias positivas de Th (Figura 16a).
As amostras da SIRD possuem alto teor de Rb, Th e Tb, mostram marcantes anomalias
negativas em Ba, Nb, Sr, P e Ti e fracas em Ta e Zr (Figura 16b). A amostra LU-24A não
foi plotada para o elemento P, pois apresenta teor < 0,01 % de P2O5. Tanto para os litotipos
vulcânicos, quanto para os plutônicos pode-se notar que a anomalia de Nb é mais
52
expressiva para as amostras dos grupos menos diferenciados, além disto as amostras
apresentam enriquecimento de LILE em relação aos HFSE (Figura 15a, 16a, b).
A SIVR apresenta padrão semelhante ao observado para Suíte Intrusiva Vila Rica
de Alves et al. (2010), embora os conteúdos de P e Ti apresente maiores variações de
concentração no diagrama de Alves et al. (2010). LU-10A e LU-55A apresentam
anomalias positivas de Th, acima da média padrão (Figura 16a).
Para as rochas plutônicas da SIVR o fracionamento é maior nos ETRL quando
comparado aos ETRP ((La/Sm)N ~5,77; (Gd/Yb)N ~2,08), estas rochas apresentam
anomalias moderadas de Eu, com Eu/Eu* ~0,65 (Figura 11c). Os litotipos da SIRD
exibem baixo fracionamento de ETRL ((La/Sm)N ~3,01), anomalias negativas bem
acentuadas de Eu (Eu/Eu* ~0,19) e padrão horizontalizado de ETRP, com (Gd/Yb)N
~1,89, similar ao padrão obtido por Barros et al. (2011) para Suíte Intrusiva Rio Dourado,
no nordeste de Mato Grosso (Figura 16d).
A SIVR (Alves et al., 2010) possui concentrações de ETR similares às amostras
deste trabalho, apesar de as anomalias negativas de Eu serem mais acentuadas. Os padrões
de distribuição de ETR para Suíte Intrusiva Creporizão (Vasquez, Ricci & Klein, 2002)
apresentam uma maior concentração e padrão mais horizontalizado. O Granito São Jorge
Antigo (Lamarão et al., 2002) exibe maior fracionamento de ETRL em relação aos
pesados, anomalias negativas moderadas de Eu e padrão inclinado de ETRP, com maior
fracionamento e menores teores de ETRP, quando comparadas as amostras deste trabalho.
(Figura 16c).
O padrão de empobrecimento em ETRP pode sugerir a fusão parcial de um
protólito contendo granada e piroxênio, que permaneceram na fonte como resíduo de
fusão parcial. Este magma pobre em terras raras pesados evolui para composições mais
ácidas por cristalização fracionada e contaminação crustal.
A diminuição na concentração de Al2O3, CaO e Sr com a diferenciação, aliada
as anomalias negativas de Eu nos diagramas multielementos, sugere fracionamento de
plagioclásio durante a diferenciação. A anomalia negativa de Ti, observada para todos os
litotipos, aliada a correlação inversa de TiO2 e FeOt com o índice de diferenciação pode
ser interpretada como decorrente do fracionamento de óxidos de Fe e Ti. Da mesma
forma, a correlação inversa de MgO e FeOt com SiO2 pode ser proporcionada pelo
fracionamento de biotita e hornblenda, descritos como minerais acessórios nos estudos
petrográficos. A variação no conteúdo de minerais máficos e acessórios ricos em Ca e
Mg também pode está relacionado a variação composicional da SIVR, desde tonalito a
monzogranito, segundo diagrama R1-R2.
53
Os altos teores de K e Rb e baixos teores de Nb e Ta sugerem que a fonte de tais
rochas foi modificada por processos de subducção prévia. O comportamento do P nos
diagramas normalizados para condritos, com anomalias negativas mais expressivas as
para rochas vulcânicas riolíticas e granitoides da SIRD, é coerente com o fracionamento
de apatita durante a diferenciação. Esta situação é confirmada pela correlação linear
inversa entre P2O5 e SiO2 observada no diagrama binário.
Anomalia negativa de Ti indica processos de diferenciação, sendo que o magma
já encontrava-se empobrecido nestes elementos, que foram retirados por meio de fusões
parciais do magma.
54
FIGURA 15 Diagramas multielementos do tipo spider para rochas vulcânicas. (a, b) Padrão normalizado
pelo o condrito de Thompson (1982). (c, d, e) ETR normalizados pelo condrito de Boynton (1984).
55
FIGURA 16 Diagramas multielementos do tipo spider para as rochas plutônicas. (a, b) Padrão normalizado
pelo o condrito de Thompson (1982). (c, d) ETR normalizados pelo condrito de Boynton (1984).
No diagrama Y + Nb versus Rb, as rochas estudadas classificam-se em dois
grupos. O grupo com maior número de amostras é constituído por todos os litotipos
riolíticos e todos granitos alcalinos da SIRD e por parte da SIVR e das vulcânicas
andesíticas a riodacíticas. Este grupo se concentra principalmente no campo descrito por
Pearce (1996), para granitoides fanerozóicos, como pós-colisionais para ambientes
tectônicos de arco vulcânico (VAG), com apenas um granito alcalino (LU-48A) plotado
no campo intraplaca (WPG). O segundo grupo é composto apenas por litotipos com
tendência cálcio-alcalina e são plotados exclusivamente no campo de arco vulcânico
(Figura 17a).
Segundo o diagrama (Nb/Zr)N versus Zr (Thiéblemont & Tegyey 1994; Figura
17b), as rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas e a SIVR estão relacionadas com as
56
rochas cálcio-alcalinas de ambiente de subdcução, enquanto as vulcânicas riolíticas e a
SIRD têm afinidade dominante com rochas pós-colisionais cálcio-alcalinas a alcalinas do
tipo-A2.
FIGURA 17 (a) Diagrama de discriminação tectônica Rb versus Y + Nb (Pearce, Harris & Tindle, 1984);
Pos-Colisonal (de Pearce, 1996). (b) Diagrama (Nb/Zr)N versus Zr (Thiéblemont e Tegyey, 1994).
7 DISCUSSÃO
Os dados de campo e petrográficos permitem a identificação de litotipos
vulcânicos e plutônicos na região de Santaninha. As rochas vulcânicas pertencem à
Formação Jarinã e são individualizadas em fases efusivas e explosivas. O termo efusivo
é representado por derrames de riodacitos e riolitos.
A fase explosiva é mais abundante na área de estudo e compreende fluxos
piroclásticos representados por ignimbritos andesíticos a dacíticos ricos em cristais e por
ignimbritos riolíticos com alto grau de soldagem. Nestas rochas os fenocristais são em
geral quebrados, mal selecionados e com distribuição heterogênea. Para os ignimbritos
andesíticos a dacíticos ricos em cristais o elevado conteúdo de fragmentos de cristais e de
fenocristais, além do baixo conteúdo de fragmentos de vítreos sugere que o magma, no
momento de sua erupção, se encontrava em estágio avançado de cristalização. Os
ignimbritos riolíticos soldados com estrutura eutaxítica indicam a erupção de magmas de
alta temperatura e pouco cristalizados. Nas lavas, os fenocristais ocorrem em proporções
menores e tendem a ser subédricos, de tamanho mais uniforme. Esta diversidade
litológica sugere a ocorrência de eventos eruptivos de diferentes graus de cristalinidade e
temperatura do magma. A distribuição espacial relativamente restrita das fases efusivas e
57
piroclásticas impossibilitaram o mapeamento e a representação das mesmas no mapa
geológico.
As rochas plutônicas pertencem às suítes intrusivas Vila Rica e Rio Dourado. A
SIVR é individualizada em duas fácies: hornblenda-biotita monzogranito médio e biotita-
hornblenda monzogranito grosso. A primeira é possui quantidades essenciais de biotita e
hornblenda. A segunda fácies apresenta granulação mais grossa e inequigranular, há
maior abundância de minerais máficos, com hornblenda, biotita e titanita ocorrendo como
agregados. A SIRD ocorre em cotas elevadas, edificando morros que se destacam das
demais unidades na região. Apresenta composição sienogranítica, granulação média a
grossa, com biotita representando o principal mineral máfico associado, também é
comum a presença de textura rapakivi.
Até o presente trabalho as rochas vulcânicas na região de Santaninha eram
relacionadas apenas ao Grupo Iriri e os granitoides à Suíte Intrusiva Rio Dourado. A Suíte
Intrusiva Vila Rica é registrada a oeste e sudoeste da cidade de Vila Rica (sul e sudeste
da área de estudo), por Padilha e Barros (2008) e Alves et al. (2010). A Formação Jarinã
foi cartografada por Alves et al. (2010) apenas a oeste do Rio Xingu, sendo que somente
rochas vulcânicas efusivas foram incluídas nesta unidade.
Os dados geoquímicos indicam a presença de dois grupos com assinaturas
distintas. O primeiro grupo é composto pelas rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas
(riodacitos efusivos e ignimbritos andesíticos a dacíticos) da Formação Jarinã e plutônicas
da SIVR (fácies hornblenda-biotita monzogranito médio). Estas rochas apresentam
assinatura cálcio-alcalina de alto-K, caráter metaluminoso e afinidade com magmas
magnesianos. Exibem leve enriquecimento de LILE em relação aos HFSE e anomalias
negativas acentuadas de Nb, P e Ti. Os padrões de distribuição dos elementos terras raras
indicam fraco enriquecimento ETRL em relação aos ETRP e ausentes a sutis anomalias
negativas de Eu. Estas características assemelham-se a de magmas gerados por processos
relacionados à subducção. Nos diagramas geotectônicos as rochas estudadas ocupam o
campo de granitos de arco vulcânico (VAG) e tipo-I, podendo estar relacionadas a zonas
de subducção ou a ambientes pós-colisionais. A disposição destas amostras no diagrama
de Pearce et al. (1984) pode sugerir um caráter transicional, partindo de um arco
vulcânico para um ambiente continental. Em ambientes pós-colisionais, as anomalias
negativas de Ta e Nb observadas nos diagramas multielementos podem ser atribuídas à
fusão de crosta litosférica produzida previamente em zona de subducção.
O segundo grupo é constituído pelos litotipos vulcânicos riolíticos (riolitos
efusivos e ignimbritos riolíticos), além de sienogranitos da SIRD. Distintivamente, este
58
grupo apresenta menor variação e maiores teores de SiO2, caráter peraluminoso,
assinatura de alto-K, maior concentração de Th e Hf (para os litotipos vulcânicos) e
afinidade com granitoides ferrosos. Estas rochas exibem maiores teores de elementos
terras raras, quando comparadas ao primeiro grupo, pronunciadas anomalias negativas de
Sr e marcantes a moderadas anomalias negativas de Eu. Assemelham-se a granitoides
tipo-A, podendo estar associados a ambientes pós-colisionais relacionados a ambientes
de arco vulcânico a intraplaca, segundo diagramas de discriminação tectônica.
Apesar de terem sido caracterizados geoquimicamente dois grupos de afinidades
distintas, não foi possível separá-los através de mapeamento geológico, devido a limitada
exposição de rochas na área e da extensão restrita da área de estudo em relação à área de
ocorrência das rochas magmáticas na região. As rochas sienograníticas, atribuídas ao
grupo de afinidade a granitos tipo-A, não foram datadas. Portanto, pode-se assumir a
possibilidade de pertencerem ao mesmo evento magmático dos litotipos de afinidade
cálcio-alcalina de alto-K. Neste caso, as diferenças petrográficas e litoquímicas estariam
relacionadas a fontes magmáticas distintas e a variações nas condições de cristalização.
Outra possibilidade é sugerir que esta associação vulcano-plutônica com tendência
alcalina estaria relacionada a um evento magmático distinto, como observado
amplamente no Cráton Amazônico onde se observam rochas graníticas e vulcânicas com
assinaturas geoquímicas compatíveis a magmas do tipo-A e idades em torno de 1,88 Ga,
sugerindo a presença de pelo menos dois episódios magmáticos Orosirianos na região de
Santaninha.
Estas hipóteses evidenciam a importância de campanhas de mapeamento
geológico em escala de detalhe, com a aquisição de amostras significativas para a
caracterizações geocronológicos, geoquímicas e isotópicas sistemáticas. A obtenção de
dados isotópicos, como Sm/Nd, Sr/Sr e Lu/Hf serão úteis no esclarecimento das fontes e
do contexto geodinâmico de formação das associações magmáticas Paleoproterozoicas
na região, além de auxiliarem na reconstrução geotectônica do extremo sul do Domínio
Iriri-Xingu.
Nos diagramas multielementos, os dados litoquímicos do Grupo Iriri
apresentados por Rocha et al. (2012) e da Formação Jarinã (Alves et al., 2010) apresentam
padrões similares e assemelham-se às rochas vulcânicas andesíticas e riodacíticas do
presente estudo. Com relação aos ETR, as amostras da Formação Jarinã (Alves et al.,
2010) marcam anomalias negativas de Eu similares às vulcânicas riolíticas aqui
apresentadas. Os dados de Lamarão et al. (2002) para a Formação Vila Riozinho exibem
59
um maior fracionamento dos ETRL em relação aos ETRP e um comportamento similar
às rochas vulcânicas andesíticas e riodacíticas apresentadas neste trabalho.
As amostras da Formação Moraes Almeida, estudadas por Lamarão et al. (2002),
apresentam ampla variação de teores e expressivo fracionamento de Eu (Eu/Eu*~0,21),
mais acentuados do que o encontrado para as rochas da Formação Jarinã deste trabalho.
Os resultados litoquímicos obtidos por Alves et al. (2010) para o Grupo Iriri nas Folhas
São José do Xingu e Rio Comandante Fontoura (sul da área do presente estudo) mostram
expressiva dispersão, não permitindo uma adequada comparação com os dados do
presente estudo.
Para os litotipos plutônicos, os dados da Suíte Intrusiva Vila Rica
disponibilizados por Padilha e Barros (2008) apresentam dispersão dos teores quando
plotados nos diagramas multielementos, o que impossibilitou sua comparação. A
quantidade limitada de dados de elementos traços apresentados por Lamarão et al. (2002)
e Vasquez et al. (2002) para o Granito São Jorge Antigo e para a Suíte Intrusiva
Creporizão, respectivamente, e de Barros et al. (2011) para Suíte Intrusiva Rio Dourado,
também dificultou a comparação com os dados aqui obtidos. Para os ETR, os padrões de
Lamarão et al. (2002) e Vasquez et al. (2002) apresentam menor anomalia negativa de
Eu quando comparado aos de Alves et al. (2010), assemelhando-se às amostras da SIVR
deste trabalho. A SIRD apresenta teores de Zr e Ba mais baixos que os apresentados por
Barros et al. (2011) para esta unidade, além de anomalia negativa de Sr menos expressiva.
Para os ETR, apesar do número limitado de amostras, pode-se assumir similaridade no
comportamento dos elementos deste trabalho com os apresentados pelos autores.
As datações radiométricas U-Pb em zircão fornecem idades de 2005±11 Ma para
o ignimbrito dacítico; 1994 ±16 Ma para o ignimbrito riolítico e de 1995±14 Ma para o
hornblenda-biotita monzogranito, as quais foram interpretadas como de cristalização para
estes litotipos. Para os ignimbritos dacíticos e riolíticos (LU-43A, LU-53A), a idade
adquirida, considerando o erro estatístico, é coerente com a idade 1987±14 Ma obtida
para Formação Jarinã por Alves et al. (2010). A idade mais recente do ignimbrito riolítico
pode estar relacionada ao estágio mais avançado de maturação do arco, evoluindo para
ambiente intracontinental. Esta hipótese é corroborada pela assinatura geoquímica obtida
para estas rochas, que se assemelham a granitos tipo-A peraluminosos.
A idade de cristalização atribuída ao monzogranito é semelhante às idades de
1990±12 Ma e 1976±9 Ma, obtidas por Barros et al. (2008) e Padilha et al. (2007) para a
Suíte Intrusiva Vila Rica no nordeste de Mato Grosso.
60
Dados geocronológicos semelhantes foram obtidos para rochas graníticas e
vulcânicas ácidas em outras localidades no Escudo Brasil Central. No Domínio Tapajós,
Lamarão et al. (2002) adquiriram idades Pb-Pb em zircão de 2000±4 Ma e 1998±3 Ma
para rochas efusivas da Formação Vila Riozinho e de 1981±2 Ma e 1983±8 Ma para o
Granito São Jorge Antigo. No estado do Pará, Domínio Iriri-Xingu, foram obtidas por
Semblano et al. (2016) idades Pb-Pb em zircão no intervalo de 1992±3 Ma a 1986±4 Ma
para duas amostras de dacito porfirítico e para três litotipos plutônicos (monzogranitos e
quartzo monzonito). A integração destes dados geocronológicos sugere a ocorrência de
um evento vulcano-plutônico com idades entre 2,0 e 1,98 Ga de distribuição regional no
Escudo Brasil Central do Cráton Amazônico.
Os zircões de idades Neoarqueanas e Riacianas foram interpretados como grãos
herdados. As idades entre 2,75 e 2,85 Ga observadas para a amostra LU-02A
(monzogranito da SIVR) aproximam-se das idades de cristalização do Complexo Santana
do Araguaia (2828±21 Ma) obtidas por Alves et al. (2010). Vasquez e Rosa-Costa (2008)
apresentam idades de protólito do Ortognaisse Rio Campo Alegre (Domínio de Santana
do Araguaia, Província Transamazonas) que variam de 2408±7 Ma a 2663±23 Ma. Essas
idades se aproximam da idade de 2587 Ma encontrada para um zircão do ignimbrito
dacítico (amostra LU-43A) e das idades 2394 e 2440 Ma obtidas para o ignimbrito
riolítico (LU-53A).
As idades Riacianas (~2125 Ma) da amostra LU-43A e da amostra LU-53A
(~2244 Ma) se relacionam às idades de cristalização Pb-Pb em zircão do Tonalito Rio
Dezoito (Domínio Santanta do Araguaia) de 2187±28 Ma (Vasquez & Rosa-Costa, 2008).
Idades em torno de 2703 Ma (grão 1.1, amostra LU-02A) são desconhecidas na região.
A área de estudo localiza-se na Província Amazônia Central. A presença de
zircões herdados de idade Arqueana pode indicar a presença de embasamento Arqueano
nesta porção da Província Amazônia Central. Além desta evidência, para as associações
vulcano-plutônicas Orosirianas no Domínio Iriri-Xingu, como as suítes intrusivas Velho
Guilherme e Rio Dourado e rochas vulcânicas correlatas, têm sido obtidas idades modelo
Nd TDM Arqueanas (3,3-2,5 Ga) e valores de Nd variando de -12,2 a -3,1 (Barros et al.,
2011; Fernandes, Juliani, Monteiro, Lagler & Misas, 2011; Santos et al., 2000; Teixeira
et al., 2002; Vasquez, 2006). Uma segunda possibilidade poderia ser explicada pela
extensão da Província Transamazonas de Vasquez e Rosa-Costa (2008) para oeste,
limitando a ocorrência da Província Amazônia Central na porção sudeste do Cráton
Amazônico.
61
A presença de assinatura Arqueana na Província Amazônia Central estaria de
acordo ao proposto pelo modelo de Tassinari e Macambira (1999, 2004), que descrevem
um embasamento não exposto com >2,5 Ga. Contudo, Santos et al. (2000), Santos (2003)
e Vasquez e Rosa-Costa (2008) não assumem a presença de embasamento Arqueano para
esta província, apesar de apontarem derivação Arqueana para os granitoides e rochas
vulcânicas Orosirianas.
8 CONCLUSÕES
Na região de Santaninha as rochas vulcânicas pertencem à Formação Jarinã e
são individualizadas em fases efusivas e explosivas. O termo efusivo é representado por
derrames de riodacitos e riolitos. A fase explosiva é mais abundante na área de estudo e
compreende fluxos piroclásticos representados por ignimbritos andesíticos a dacíticos
ricos em cristais e por ignimbritos riolíticos com alto grau de soldagem.
As rochas plutônicas relacionam-se às suítes intrusivas Vila Rica (SIVR) e Rio
Dourado (SIRD). A SIVR é individualizada em duas fácies: hornblenda-biotita
monzogranito médio e biotita-hornblenda monzogranito grosso. A SIRD apresenta
composição sienogranítica, granulação média a grossa, com biotita representando o
principal mineral máfico associado, e presença comum de textura rapakivi.
Os dados geoquímicos indicam a presença de dois grupos com assinaturas
distintas. O primeiro grupo é composto pelas rochas vulcânicas andesíticas a riodacíticas
(riodacitos efusivos e ignimbritos andesíticos a dacíticos) da Formação Jarinã e plutônicas
da SIVR (fácies hornblenda-biotita monzogranito médio). Estas rochas apresentam
assinatura cálcio-alcalina alto-K, caráter metaluminoso e afinidade com rochas
magnesianas. Exibem enriquecimento em LILE, acentuadas anomalias negativas de Nb,
P e Ti, fraco enriquecimento ETRL em relação aos ERTP e ausentes a sutis anomalias
negativas de Eu.
O segundo grupo é constituído pelos litotipos vulcânicos riolíticos (riolitos
efusivos e ignimbritos riolíticos) também da Formação Jarinã, além de sienogranitos da
SIRD. Estes apresentam caráter peraluminoso e afinidade com granitoides ferrosos. Estas
rochas exibem maiores teores de ETR quando comparadas ao primeiro grupo, anomalias
negativas de Sr mais pronunciadas e marcantes a moderadas anomalias negativas de Eu.
Assemelham-se a granitoides tipo-A.
As datações radiométricas U-Pb em zircão fornecem idades de 2005±11 Ma para
o ignimbrito dacítico; 1994 ±16 Ma para o ignimbrito riolítico e de 1995±14 Ma para o
62
hornblenda-biotita monzogranito. Para os ignimbritos, as idades adquiridas, considerando
o erro estatístico, são coerentes com a idade 1987±14 Ma obtida para Formação Jarinã
por Alves et al. (2010). A idade de cristalização atribuída ao monzogranito é semelhante
às idades obtidas para Suíte Intrusiva Vila Rica, de 1990±12 Ma e 1976±9 Ma (Barros et
al., 2008; Padilha et al., 2007), no nordeste de Mato Grosso.
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Anexos
ANEXO 1 Diretrizes aos Autores
70
71
72
73