( PDF ) "Proveniência das rochas metassedimentares do cinturão Araguaia, com base em datações em idades modelo Sm-Nd em rocha total e datação Pb-Pb em zircão"

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UNIVERSIDADE FEDRAL DO PARÁ

CNTRO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

“PROVENIÊNCIA DAS ROCHAS METASSEDIMENTARES DO CINTURÃO

ARAGUAIA, COM BASE EM DATAÇÕES EM IDADES MODELO Sm-Nd EM ROCHA

TOTAL E DATAÇÃO Pb-Pb EM ZIRCÃO”.

POR:

BRUNO LUÍS SILVA PINHEIRO

ORIENTADOR:

CANDIDO AUGUSTO VELOSO MOURA

BELÉM

2005

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ

CENTRO DE GEOICIÊNCIAS

CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA

“PROVENIÊNCIA DAS ROCHAS METASSEDIMENTARES DO CINTURÃO

ARAGUAIA, COM BASE EM DATAÇÕES EM IDADES MODELO Sm-Nd EM ROCHA

TOTAL E DATAÇÃO Pb-Pb EM ZIRCÃO”.

DISSERTAÇÃO APRESENTADA POR:

BRUNO LUÍS SILVA PINHEIRO

Como requisito parcial à obtenção do Grau de Mestre em Ciências na Área de GEOQUÍMICA.

Data de Aprovação: 30/06/2005

COMITÊ DA DISSERTAÇÃO:

_________________________________________________

CANDIDO AUGUSTO VELOSO MOURA (Orientador)

_________________________________________________

JEAN-MICHEL LAFON

_________________________________________________

CLAUDIO DE MORISSON VALERIANO

BELÉM

2005

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Aos meus pais Hamilton e Jorgete

AGRADECIMENTOS

A execução deste trabalho só foi possível graças, primeiramente, a Deus, presente em cada

frase e em cada linha contida nesta tese e, em segundo, àqueles abaixo mencionados:

Ao suporte financeiro do Conselho Nacional de Desenvolvimento e Pesquisa (CNPq),

através do Curso de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica, que forneceu as condições

financeiras necessárias para a realização desta pesquisa.

Aos meus pais e minhas irmãs pelo imenso apoio, compreensão e carinho nos momentos

mais difíceis.

Ao professor, Dr. Candido Augusto Veloso Moura que, na condição de orientador, teve,

acima de tudo, paciência e fundamental participação na realização desta tese.

À geóloga Elyana Melo Moura pelo imenso apoio, pela amizade, pelo companheirismo e

momentos felizes que tive em quase todo decorrer do curso.

À Dona Ana Melo Moura pela grande amizade e carinho que cultivamos um pelo outro.

À geóloga Claudia Simone Luz Alves pela grande amizade, pelas descontrações e apoio

recebido durante os momentos mais difíceis.

À Engenheira Sanitarista Roberta Florêncio pela grande amizade e ajuda recebida durante

as aberturas químicas.

Ao colega geólogo Marco Antônio Galarza pelas valiosas discussões, ajuda e

companheirismo durante as análises isotópicas.

Aos meus amigos e colegas geólogos Pablo Condurú e Luciano Frank pelos momentos de

estudo e de diversão que passamos juntos.

Aos demais amigos, aos técnicos de geologia isotópica e da laminação pela ajuda

dispensada.

Ainda quando eu falasse todas línguas dos homens, e mesmo a língua dos

anjos, se não tivesse caridade não seria senão como um bronze sonante, e

um címbalo retumbante; e quando eu tivesse o dom de profecia, penetrasse

todos os mistérios, e tivesse uma perfeita ciência de todas as coisas; quando

tivesse ainda toda a fé possível, até transportar as montanhas, se não tivesse

a caridade eu nada seria. E quando tivesse distribuído meus bens para

alimentar os pobres, e tivesse entregue meu corpo para ser queimado, se

não tivesse a caridade, tudo isso não me serviria de nada.

A caridade é paciente; é doce e benfazeja; a caridade não é invejosa; não é

temerária e precipitada; não se enche de orgulho; não é desdenhosa; não

procura seus próprios interesses; não se melindra e não se irrita com nada;

não suspeita mal; não se regozija com a injustiça, mas se regozija com a

verdade; tudo suporta, tudo crê, tudo espera, tudo sofre.

Agora, estas três virtudes: a fé, a esperança e a caridade, permanecem; mas,

entre elas, a mais excelente é a caridade.

1° Epístola aos Coríntios do Apóstolo Paulo

SUMÁRIO

DEDICATÓRIA

AGRADECIMENTOS

EPÍGRAFE

LISTA DE ILUSTRAÇÕES

RESUMO

ABSTRACT

1 INTRODUÇÃO.........................................................................................................................15

1.1 APRESENTAÇÃO..................................................................................................................15

1.2 OBJETIVO..............................................................................................................................16

1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO..........................................................................17

2 CONTEXTO GEOTECTÔNICO DO CINTURÃO ARAGUAIA......................................19

3 GEOLOGIA DO CINTURÃO ARAGUAIA………………………………….....................28

4 EMPREGO DA DATAÇÃO DE ZIRCÃO E IDADE MODELO Sm-Nd EM ESTUDOS

DE PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR.....................................................................................36

5 MÉTODOS E ATIVIDADES DO TRABALHO...................................................................39

5.1 PESQUISA BIBLIOGRÁFICA..............................................................................................39

5.2 ETAPAS DE CAMPO.............................................................................................................39

5.3 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA..................................................................................................39

5.3.1 Tratamento das Amostras.................................................................................................39

5.3.2 Método de Evaporação de Pb em Zircão.........................................................................45

5.3.2.1 Princípios do método Pb-Pb em zircão.............................................................................45

5.3.2.2 Análises do Método de Evaporação de Pb em Zircão no Espectrômetro de Massa.........47

5.3.3 Método Sm-Nd em Rocha Total.......................................................................................49

5.3.3.1 Princípios do Método Sm-Nd...........................................................................................49

5.3.3.2 Análises do Método Sm-Nd no Espectrômetro de Massa................................................51

6 RESULTADOS........................................................................................................................53

6.1 MÉTODO ANALÍTICO DE EVAPORAÇÃO DE Pb (Pb-Pb EM ZIRCÃO)......................53

6.2 MÉTODO Sm-Nd EM ROCHA TOTAL (IDADE MODELO)............................................58

7 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS……………………………….......................................65

8 CONCLUSÕES…………………………………………………............................................77

REFERÊNCIAS ..........................................................................................................................80

ANEXOS.......................................................................................................................................92

ANEXO 01-Tabela com informações sobre os litotipos estudados com os seus respectivos

posicionamentos geográficos.........................................................................................................93

ANEXO 02- Mapa de Amostragem. 1- Sedimentos Fanerozóicos, 2-Granito Neoproterozóico, 3-

Grupo Estrondo, 4-Grupo Tocantins e 5- Embasamento Arqueano e Paleoproterozóico; Xb-

Xambioá, Ag- Araguaína, Rd- Redenção, C.A- Conceição do Araguaia, Pq- Pequizeiro, Gr-

Guaraí, P.T- Paraíso do Tocantins e Pi- Pium...............................................................................96

ANEXO 03- Descrição petrográfica das rochas metassedimentares lamináveis datadas do

Cinturão Araguaia..........................................................................................................................97

ANEXO 04- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do

quartzito da Formação Morro do Campo (amostra BP/08) da Região de Xambioá

(TO).............................................................................................................................................117

ANEXO 05- Imagens dos zircões datados do quartzito da Formação Morro do Campo (BP-08)

da região de Xambioá (TO).........................................................................................................119

ANEXO 06- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do

quartzito da Formação Morro do Campo (amostra BP/33) da Região de Paraíso do Tocantins

(TO)..............................................................................................................................................123

ANEXO 07- Imagens dos zircões datados do quartzito da Formação Morro do Campo (amostra

BP-33) da região de Paraíso Tocantins (TO)...............................................................................125

LISTA DE ILUSTRAÇÕES

Figura 01- Mapa fisiográfico da região estudada, destacando as três áreas onde se

concentrou a amostragem para estudos geocronológicos.

Figura 02- Paleocontinente Gondwana com os blocos cratônicos e cinturões móveis

Brasiliano-Pan-Africanos segundo Schmitt et. al (2004). Crátons: RDP,

Rio de La Plata; AMZ, Amazonas; ARQ, Arequipa; WA, Oeste Africano;

CH, Chad; SF, São Francisco; CG, Congo; KAL, Kalahari; EAN, Leste da

Antartica; IND, Indiano; WAS, Oeste Australiano; NAS, Norte

Australiano: GAW, Gawler. Cinturões móveis: Moç, Moçambique; Zb,

Zambezi; Lf, Lufilian; ROS, Ross; Kan, Kanmatoo; CF, Cape Fold; Sal,

Saldania: Gar, Gariep; Dm, Damara; Kk, Kaoko; SP, Sierra Pampeanas;

SA, Sierra Australes.

Figura 03- Reconstrução paleogeográfica de Rodínia segundo Hoffman (1991). Note

os cinturões móveis Grenville–Kibaran, interpretados como resultados da

colisão de blocos continentais Arqueanos e Palaeoproterozóicos com

Laurentia.

Figura 04- Reconstrução Hipotética de 1100–1080 Ma (Cordani et al. 2003). AM,

Amazonia; CSF, Congo-São Francisco; RA, Rio Apa; PR, Paraná; LA,

Luis Alves; AA, Arequipa / Antofalla; PA, Pampia; LP, Rio de la Plata;

CG, Central de Goiás; BTS, Borborema–Trans-Sahara; B, Báltica; L,

Laurentia; K, Kalahari; WA, Oeste Africano.

Figura 05- Estrutura tectônica Pré-cambriana da América do Sul Central (segundo

Kroner & Cordani, 2003). 1. Massas Cratônicas e fragmentos; Linhas

tracejadas indicam posições inferidas dos maiores fragmentos cratônicos

sob coberturas Fanerózoicas: AM, Amazonia; SF, São Francisco; RA, Rio

Apa; PR, Paraná; LA, Luis Alves; AA, Arequipa / Antofalla; PA, Pampia;

LP, Rio de la Plata; CG, Central de Goiás; BTS, Borborema–Trans-Sahara.

2. Cinturões móveis Neoproterozóicos: Ar, Araguaia; Br, Brasília; Aç,

Araçuaí ; Pa, Paraguai; Rb, Ribeira; DF, Dom Feliciano; Te, Área

Tebicuari river. 3. Rochas granitóides juvenis de arcos magmáticos intra-

oceanicos: I, Pensamiento; II, Goiás; III, São Gabriel. 4. Aulacógeno

Espinhaço entre o cráton São Francisco. 5. Cinturões movéis Rondoniano

– San Ignácio. 6. Complexo Máfico-ultramáfico entre o Massiço Central

de Goiás: do norte a sul, Cana Brava, Niquelandia e Barro Alto. 7.

Cinturão orogênico Sunsás, incluindo a Formação Aguapeí formation (ag).

8. Cobertura Fanerozóica. 9. Afloramentos de granitóides neoproterozóicos

do Orógeno Pampeano: TB, lineamento Transbrasiliano; AB, limites da

influência tectônica do cinturão Andeano.

Figura 06- Estrutura tectônica esquemática do domínio Brasiliano/ Pan-Africano do

nordeste do Brasil e Oeste Africano central em torno do Gulf of Guiné

(Segundo Kroner & Cordani, 2003). 1. Domínios Cratônicos. 2. Rochas

Neoproterozóicas da Bacia do Volta. 3. Cinturões dobrados marginais de

idade Neoproterozóica: Ph, Farusiano, com corpos máficos-ultramáficos;

Se, Sergipano, Ou, Oubanguides. 4. Reativação Eburneana de alto grau de

rochas do embasamento dentro do cinturão Farusiano. 5. Ortognaisses e

rochas relacionadas de arcos magmático graníticos entre o cinturão

Farusiano. 6. Embasamento polimetamórfico reativado do domínio

Borborema / Trans-Sahara, intrudido pelos granitóides Brasiliano / Pan-

Africano. 7. Cinturão orogênico Cariris Velhos. 8. Rochas cobertas pelos

sedimentos Fanerozóicos.

Figura 07- Reconstrução hipotética por volta de 600–580 Ma do supercontinente

Gondwana (Cordani et al. 2003). Áreas delimitadas correspondem as Figs.

05 e 06.

Figura 08- Mapa geológico simplificado do Cinturão Araguaia (Alvarenga et al.,

2000).

Figura 09- Coluna estratigráfica do Cinturão Araguaia, com base em Alvarenga et al.

(2000).

Figura 10- Britador de Mandíbulas – triturador de amostras. 41

Figura 11- Visão geral do Elutriador utilizado no processo de separação do material

por densidade.

Figura 12- Separador Magnético – Frantz.43

Figura 13- “Tambor” contendo os filamentos de rênio com os cristais de zircão. Parte

removível do espectrômetro.

Figura 14- Aspecto do Espectrômetro de Massa Finningan MAT 262 do Pará-Iso. 48

Figura 15- Histograma de freqüência mostrando a distribuição das idades Pb-Pb em

zircão dos quartzitos da Formação Morro do Campo (CA). A- Mostrando

as idades obtidas do quartzito da região de Xambioá (TO); B- Mostrando

as idades obtidas do quartzito da região de Paraíso do Tocantins (TO); C-

Mostrando conjuntamente a distribuição das idades obtidas nas duas

amostras de quartzito.

Figura 16- Mapa mostrando os intervalos de idades modelo Sm-Nd e o

posicionamento geográfico aproximado das amostras datadas.

1- Sedimentos Fanerozóicos, 2- Granito Neoproterozóico, 3- Grupo

Estrondo, 4-Grupo Tocantins e 5- Embasamento Arqueano e

Paleoproterozóico; Xb- Xambioá, Ag- Araguaína, Rd- Redenção, C.A-

Conceição do Araguaia, Pq- Pequizeiro, Gr- Guaraí, P.T- Paraíso do

Tocantins e Pi- Pium.

Figura 17- Histograma de freqüência das idades modelo Sm-Nd em rocha total

obtidas tanto da porção norte como das porções central e sul das rochas

metassedimentares pertencentes ao Cinturão Araguaia.

Figura 18- Diagrama de evolução de Nd das amostras datadas do Cinturão Araguaia.

A - Comparação dos resultados das amostras datadas com os campos de

idades modelo existentes do Cráton Amazônico, do embasamento

paleoproterozóico Central do Ceará e dos Batólitos de Santa Quitéria; B-

Comparação dos resultados das amostras datadas com os campos de idades

modelo existentes do Cráton Amazônico, da Suíte paleoproterozóica do

Maciço de Goiás e do Arco Magmático de Goiás.

TABELAS

Tabela 01- Ajustes dos parâmetros utilizados no separador magnético FRANTZ na

separação do zircão.

Tabela 02- Idades obtidas Pb-Pb em zircão obtidas do quartzito da Formação Morro do

Campo (amostra BP/08) da Região de Xambioá (TO).

Tabela 03- Idades obtidas Pb-Pb em zircão obtidas do quartzito da Formação Morro do

Campo (amostra BP/33) da Região de Paraíso do Tocantins (TO).

Tabela 04- Dados analíticos das amostras datadas pelo método Sm-Nd em rocha total. O

(

)

é calculado levando em consideração uma idade de deposição máxima

de ≈ 900 Ma.

RESUMO

O Cinturão Araguaia é uma importante feição geotectônica da Província Estrutural de

Tocantins, desenvolvida durante a amalgamação do supercontinente Gondwana Ocidental no

Neoproterozóico. O cinturão está situado na borda leste do Cráton Amazônico e limita dois

segmentos crustais distintos: a leste ocorrem terrenos afetados pelos eventos termo-tectônicos

decorrentes da amalgamação do Gondwana (ciclo PanAfricano ou Brasiliano) e, a oeste, terrenos

que não mostram evidências de atuação destes eventos. Modelos evolutivos propostos para o

Cinturão Araguaia, em geral, sugerem que ele se instalou em uma bacia formada pelo rifteamento

restrito (sem formação expressiva de crosta oceânica) da crosta continental arqueana, seguido

pela inversão tectônica da bacia acompanhada de transporte de massa, de SE para NW, do

material supracrustal. No entanto, estudos geocronológicos revelaram que as rochas do Cinturão

Araguaia repousam sobre um embasamento de idade arqueana ao norte, e de idade

paleproterozóica ao sul. Adicionalmente, eles revelaram a presença de basaltos com estrutura

almofadada, situados na porção mais oeste do Cinturão Araguaia, com cristais de zircão

(herdados ?) de 2.05 Ga. Estes dados sugerem que a contribuição de material crustal

paleoproterozóico pode ter sido importante e que as rochas metassedimentares do cinturão podem

ter tido áreas fontes de idades distintas. A definição desta questão é fundamental para a

reconstrução da evolução paleogeográfica do Cinturão Araguaia e do continente Gondwana

Oeste. Em função disso, neste trabalho foram determinadas idades de cristais detríticos de zircão

de quartzitos e idades-modelo Sm-Nd de rochas metassedimentares do Cinturão Araguaia, com o

objetivo de identificar as idades das possíveis áreas fontes dessas rochas, e contribuir para o

entendimento da história evolutiva deste cinturão no contexto da amalgamação do Gondwana.

Cristais detríticos de zircão extraídos de duas amostras de quartzitos da Formação Morro do

Campo foram datados pelo método de evaporação de Pb em monocristais zircão (Pb-Pb em

zircão). A amostragem foi realizada tanto na porção norte, região de Xambioá (TO), como no

segmento sul, região de Paraíso Tocantins (TO), do Cinturão Araguaia. As idades Pb-Pb em

zircão dos cristais detríticos da amostra de quartzito de Xambioá mostram uma grande

contribuição de terrenos arqueanos (3,0-2,65 Ga). Por outro lado, as idades de zircão detrítico do

quartzito amostrado em Paraíso Tocantins, revelam a grande contribuição de terrenos meso-

neoproterozóicos (1,25-0,85 Ga) e, secundariamente, de terrenos paleoproterozóicos (1,7-1.85

Ga). Esses resultados atestam a existência de áreas fontes distintas nos diferentes segmentos do

Cinturão Araguaia. A grande concentração de idades Pb-Pb em zircão entre 0,85 e 1,0 Ga obtidas

no quartzito de Paraíso do Tocantins, pode ser considerada como indicativo do limite superior da

idade de sedimentação das rochas metassedimentares.

Idades modelo Sm-Nd (T

) de diferentes litotipos amostrados, em seções transversais ao

longo do Cinturão Araguaia apresentam uma distribuição bimodal com maior freqüência de idade

entre 1,4 e 2,1 Ga, com moda entre 1,6 e 1,7 Ga. O outro intervalo de idade, bem menos

freqüente, situa-se entre 2,4 e 2,7 Ga. As T

obtidas sugerem que as rochas metassedimentares

do Cinturão Araguaia podem resultar de mistura de fontes de idade paleoproteozóica com fontes

mais jovens, provavelmente meso-neoproterozóicas. Alternativamente, essa mistura pode ter

envolvido também fontes arqueanas, porém de modo restrito.

Os dados isotópicos aqui apresentados sugerem que as rochas metassedimentares do Cinturão

Araguaia são provenientes de segmentos crustais situados à leste do cinturão. Os sedimentos,

depositados em bacias oceânicas associadas a estes segmentos, foram transportados para a

margem leste do Cráton Amazônico, durante a tectônica que estruturou o Cinturão Araguaia,

resultante da amalgamação do supercontinente Gondwana Ocidental. A ocorrência de cristais

detríticos de zircão de idade arqueana no quartzito de Xambioá, não implica necessariamente em

uma fonte situada no Cráton Amazônico, uma vez que rochas arqueanas estão presentes nas

possíveis áreas fontes localizadas a leste do cinturão. Ademais, estes cristais arqueanos podem ter

sido reciclados por processos sedimentares e incorporados em terrenos mais novos.

Os principais segmentos crustais candidatos à área fonte para as rochas metassedimentares do

Cinturão Araguaia seriam o Cráton São Francisco, o Maciço de Goiás e os terrenos do Arco

Magmático de Goiás. Estas áreas fontes situam-se a leste deste cinturão, e reúnem rochas

magmáticas com idades compatíveis àquelas encontradas nos cristais detríticos de zircão. Além

disso, a mistura de rochas provenientes destes diferentes segmentos crustais pode resultar no

intervalo de idades T

obtidas neste trabalho. A colisão do Cráton Paraná, hoje encoberto pela

Bacia do Paraná, com o Cráton São Francisco, o Maciço de Goiás, e os diferentes terrenos do

Arco Magmático de Goiás, resultou na estruturação do Cinturão Brasília e na formação de um

grande bloco crustal. A colisão obliqua deste bloco com o Cráton Amazônico, cerca de 50 a 100

Ma depois de sua formação, teria causado o transporte de massa de SE para NW, o alçamento dos

diferentes conjuntos litológicos sobre a borda leste deste cráton, e resultado na estruturação do

Cinturão Araguaia.

ABSTRACT

The Araguaia belt is an important geotectonic unit of the Tocantins Structural Province,

developed during the amalgamation of the West Gondwana Supercontinent during the

Neoproterozoic. This belt is located on the border of the Amazon Craton and divides two

different crustal segments: to the east there are terrains affected by thermo-tectonic events related

to the Gondwana amalgamation. In the west side, terrains not affected by these

PanAfrican/Brasiliano events occur. Generally, it has been suggested that the Araguaia belt, was

installed in a continental rift basin, developed on Archean crust, without formation of expressive

oceanic crust. Afterwards, tectonic inversion took place with mass transportation toward NW

forming this belt. However, geochronological studies have shown that the Araguaia belt lies over

Archean basement in the north and Paleoproterozoic rocks in the south. In addition, pillow

basalts, located in the western region of the Araguaia belt, presented inherited (?) zircon crystals

with ages around 2.05 Ga. These data suggest that the contribution of Paleoproterozoic crustal

material may have been an important source for the metasedimentary rocks of the Araguaia belt,

too. The answer of this question is fundamental for reconstruction of the paleogeographic

evolution of the Araguaia belt in the context of the West Gondwana evolution. In this

dissertation, single zircon Pb-evaporation ages in quartzites and Sm-Nd model ages in

metasedimentary rocks of the Araguaia belt were determined, in order to identify the ages of the

possible sources of these rocks and to contribute to understanding the paleogeographic evolution

of this belt and West Gondwana.

Detritic zircon crystals of two quartzite samples of the Morro do Campo Formation were

dated by the single zircon Pb-evaporation technique. The sampling was carried out in the

northern segment (Xambioá region), and in the southern segment (Paraíso do Tocantins region)

of the Araguaia belt, both in the state of Tocantins. The zircon ages of the quartzite from

Xambioá range from 3.0 to 2.65 Ga. On the other hand, a main contribution of Meso-

Neoproterozoic terrains (1.25 – 0.85 Ga), with minor of Paleoproterozoic sources (1.75 – 1.85

Ga), is shown by detritic zircons of the southern segment of the belt. These data indicate the

contribution of source areas with distinct ages for the metasedimentary rocks of the Araguaia

belt.

Sm-N model ages (TDM) of the metassedimentary rocks sampled along the Araguaia belt

presented a bimodal distribution, with ages showing a major frequency between 1.4 and 2.1 Ga

and a minor frequency between 2.4 and 2.7 Ga. These TDM ages suggest that the

metasedimentary rocks of the Araguaia belt may result from Paleoproterozoic terrains mixed with

younger sources, probably, of Meso- Neoproterozoic ages. Alternatively, this mixing may had a

minor contribution from Archean crust.

As a result of these isotopic data, it is suggested that the sources of the metassedimentary

rocks of the Araguaia belt are located to the east of the belt. The sediments were deposited in

oceanic basins along these segments, and were thrust over the eastern margin of the Amazon

Craton, due to the amalgamation of the West Gondwana, resulting in the formation of the

Araguaia belt. The presence of detritic zircon of Archean age in the quartzite from Xambioá does

not necessarily implies in an Archean source located in the Amazon Craton, since Archean rocks

are also present in the possible source areas situated to the east of the Araguaia belt. Moreover,

these detritic zircon crystals may have been recycled during sedimentary processes and

incorporated in rocks units of younger terrains.

The main candidates for crustal sources of the metassedimentary rocks of the Araguaia belt

are the rock units of the São Francisco Craton, the Goiás Massif and the Goiás Magmatic Arc.

These source areas are located to the east of the Araguaia belt and have magmatic rocks with ages

similar to those determined in the detritic zircon crystals. In addition, the mixing of rocks from

these different terrains may result in the range of the observed TDM ages of the

meatssedimentary rocks.

The amalgamation of the Paraná Craton, presently under the Paraná sedimentary basin, with

the São Francisco Craton, the Goiás Massif and the terrains of the Goiás Magmatic Arc, resulted

in the formation of the Brasília belt and in a huge crustal block. The oblique collision of this

block with the Amazon Craton, 50 to 100 Ma after the formation of this block, may have led to

the SE to NW tectonic transport that thrust different rock units over the eastern margin of this

craton, resulting in the formation of the Araguaia belt.

1 INTRODUÇÃO

1.1 APRESENTAÇÃO

O Cinturão Araguaia (CA) é uma importante feição geotectônica pertencente à Província

Estrutural de Tocantins. Fez parte de repetidos eventos orogênicos que levou a uma grande

colagem orogênica, edificando o supercontinente Gondwana ao final do Neoproterozóico

NRUG

, 1996).

O Cinturão Araguaia compreende um conjunto de rochas pelíticas e psamíticas

metamorfisadas, com menores contribuições de rochas carbonáticas, rochas máficas e

ultramáficas e corpos graníticos, que afloram ao longo de aproximadamente 1200 km, seguindo a

direção norte - sul, com uma largura de 150 km.

Segundo Abreu (1978), o Cinturão Araguaia evoluiu segundo uma regeneração implantada na

parte marginal do Cráton Amazônico, propiciando o desenvolvimento da bacia de deposição, que

foi seguida de compressão no Neoproterozóico.

Atualmente, a interpretação aceita para a evolução do Cinturão Araguaia é de um simples

sistema de distensão no Mesoproterozóico, seguido de compressão no Neoproterozóico

LVARENGA

et al., 2000). A sedimentação proveniente da regeneração da porção marginal do

Cráton Amazônico (A

BREU

1978) sugere que o mesmo teria se instalado sobre um único terreno

arqueano.

Entretanto, com o desenvolvimento continuado de estudos geoquímicos, geológicos,

geocronológicos, etc, diversas outras questões foram levantadas. Uma delas por Arcanjo &

Moura (2000) com base em datações realizadas no embasamento do Cinturão Araguaia, situado

na porção meridional do mesmo, na região de Paraíso Tocantins (TO), em gnaisses

granodioríticos, calciossilicáticos e sieníticos. Este segmento possui idade paleoproterozóica (2,0

– 2,1 Ga), o que mostra que as seqüências metassedimentares agrupadas no Supergrupo Baixo

Araguaia (ABREU, 1978; HASUI et al., 1984a) estão assentadas sobre dois terrenos de idades

distintas: um no segmento setentrional de idade arqueana e outro no segmento meridional de

idade paleoproterozóica, e não sobre um único substrato arqueano.

No segmento setentrional ocorrem ortognaisses que revelaram, segundo Moura & Gaudette

(1993b), idades tanto do Arqueano (2,85 Ga) como do Proterozóico Inferior (1,85 Ga), sendo as

mais velhas agrupadas no Complexo Colméia e as mais novas denominadas de Gnaisse Cantão.

Recentemente, um outro aspecto complicador para o entendimento da evolução do Cinturão

Araguaia foi levantado por Gorayeb et al. (2002), que dataram basaltos com estrutura almofadada

na sua porção norte, região de Xambioá (TO), que estão associados às seqüências supracrustais

de idades neoproterozóicas. Eles obtiveram idades Pb-Pb em zircão por volta de 2.0 Ga, o que fez

surgir a hipótese dos basaltos representarem corpos alóctones, tectonicamente transportados de

terrenos paleoproterozóicos situados a leste, durante a tectônica que originou o cinturão. Uma

outra hipótese considerada ainda por Gorayeb et al. (2002), para as idades obtidas nos basaltos

com estrutura almofadada, seria de que estas idades representariam zircões herdados nos

mesmos, que de qualquer forma isso exigiria uma fonte de idade paleoproterozóica próxima.

Como observado nos fatos acima reportados, apesar do avanço alcançado no conhecimento

geológico e evolutivo do CA, muitas questões importantes ainda precisam ser melhor

esclarecidas, como: a origem dos sedimentos das rochas metassedimentares do Supergrupo Baixo

Araguaia, quais os terrenos que contribuíram para a formação e estruturação do Cinturão

Araguaia e se o Cinturão Araguaia é constituído pela incorporação de diferentes terrenos.

A compreensão da idade e origem desse aporte sedimentar que constitui as seqüências

supracrustais é importante para compreender melhor a evolução neoproterozóica do Cinturão

Araguaia. Com o intuito de contribuir nesta discussão, nessa Dissertação de Mestrado realizou-se

um estudo de proveniência em rochas metassedimentares pertencentes ao Supergrupo Baixo-

Araguaia, buscando identificar os possíveis terrenos que serviram como fontes de sedimentos

para esta unidade principal do CA, bem como alinhavar algumas idéias sobre a significância

tectônica ocorrida na área.

1.2 OBJETIVO

O objetivo deste trabalho é a obtenção de dados geocronológicos em rochas

metassedimentares do Supergrupo Baixo-Araguaia do Cinturão Araguaia, contribuindo dessa

forma para a identificação da proveniência dos sedimentos que deram origem a estas rochas

metassedimentares e contribuir para o entendimento da paleogeografia dessa região no

Neoproterozóico.

Com essa finalidade foram realizados estudos isotópicos empregando como ferramentas o

método Sm-Nd em rocha total e o método de evaporação de Pb em monocristais de zircão (Pb-Pb

em zircão) nas rochas metassedimentares do Cinturão Araguaia, com o intuito de determinar os

diferentes terrenos que serviram como fontes de sedimentos.

Vale ressaltar, que os recursos do método Sm-Nd em rochas metassedimentares possibilitam

uma avaliação das idades-modelo das rochas estudadas e dão somente uma idéia sobre as

características composicionais das áreas-fonte dos sedimentos, através da avaliação dos valores

de Є

fornecidos pelos mesmos.

Já a datação de monocristais detríticos de zircão refletem diretamente a distribuição das

idades das rochas contendo zircão nas áreas-fontes, permitindo a identificação precisa de sua

proveniência através da comparação direta da idade do zircão detrítico com aquelas das possíveis

áreas-fontes.

1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO E ACESSO

O estudo foi desenvolvido na porção central do Brasil, sudeste do Estado do Pará e norte-

noroeste do Estado de Tocantins. Este estudo ocorreu basicamente por caminhamentos

geralmente transversais à faixa de dobramentos Araguaia, ao longo de três perfis realizados em

áreas distintas da região: porção norte, central e sul (Figura 01).

As áreas visitadas abrangem as cidades de Piçarra (PA), São Geraldo do Araguaia (PA),

Xambioá (TO), Araguanã (TO) e Araguaína (TO), na porção norte; Conceição do Araguaia (PA),

Couto Magalhães (TO), Pequizeiro (TO), Colméia (TO) e Guaraí (TO), na porção central, na

qual fizeram parte ainda as cidades de Bernardo Sayão (TO), Colinas do Tocantins (TO),

Araguacema (TO) e Dois Irmãos (TO); e na porção sul, Abreulândia (TO), Divinópolis (TO),

Monte Santo (TO), Paraíso do Tocantins (TO), Pug-Mil (TO), Pium (TO), Cristalândia (TO) e

Nova Rosalândia (TO).

As cidades paraenses São Geraldo do Araguaia, a norte, e Redenção, na porção centro-sul,

são pontos de acesso à área, pela rodovia PA-150, que pode ainda ser feita pela rodovia BR-153

(Belém-Brasília). Estas rodovias servem como principais acessos a outras rodovias e estradas

que ligam as outras cidades e que transversalmente demandam os rios Araguaia e Tocantins,

constituindo, juntamente com seus afluentes, o sistema viário fundamental da região.

2 CONTEXTO GEOTECTÔNICO DO CINTURÃO ARAGUAIA

O Cinturão Araguaia faz parte de um supercontinente Neoproterozóico, o Gondwana

Ocidental (Figura 02). É considerado, junto com a Província Borborema, como uma extensão, no

continente sul-americano, dos cinturões Rokelides-Bassarides a oeste, e Dahomeides (parte do

megacinturão Trans-Saara) a leste, do Cráton Oeste-Africano na África (BRITO NEVES et al.

2001).

Segundo Alvarenga et. al (2000), o Cinturão Araguaia configurou-se segundo um simples

processo de rifteamento que se iniciou em torno de 1,1 Ga, como indicado pela idade dos

gnaisses sieníticos da Suíte Monte Santo, propiciando a formação da Bacia Araguaia, seguido de

um processo colisional no Neoproterozóico (Ciclo Brasiliano), durante a amalgamação do

Supercontinente Gondwana. O supercontinente Gondwana Ocidental foi formado pela agregação

de blocos continentais Arqueano-Paleoproterozóicos ao longo de cinturões móveis

Neoproterozóicos (UNRUG, 1996).

O Cinturão Araguaia é uma importante feição neoproterozóica pertencente à Província

Estrutural de Tocantins, resultado da interação de três blocos paleocontinentais maiores: os

Crátons Amazônico, São Francisco e Paraná (S

TRIEDER

& S

UITA

, 1999; P

IMENTEL

et al., 2000),

contendo além do Cinturão Araguaia, os cinturões Paraguai e Brasília como suas principais

ramificações.

Antes da formação do supercontinente Gondwana Ocidental, os fragmentos cratônicos

pertencentes a Plataforma Sul-Americana (Crátons Amazônicos, São Francisco e Paraná) e

Africana (Cráton Oeste Africano, por exemplo) são remanescentes de uma ampla, discutida e

controvérsia configuração paleogeográfica que vem desde a concepção (≈ 1400 Ma) e fissão (≈

1000 Ma) do supercontinente Rodínia (HOFFMAN, 1991) (Figura 03). Em diversas reconstruções

idealizadas, no decorrer dos anos, Rodínia é representada como uma assembléia contendo todos

os crátons Meso-Neoproterozóicos conectados por uma faixa de cinturões orogênicos de idade

Grenvilliana (Figura 03).

Figura 02- Paleocontinente Gondwana com os blocos cratônicos e cinturões móveis

Brasiliano-Pan-Africanos segundo Schmitt et. al (2004). Crátons: RDP, Rio de La Plata; AMZ,

Amazonas; ARQ, Arequipa; WA, Oeste Africano; CH, Chad; SF, São Francisco; CG, Congo;

KAL, Kalahari; EAN, Leste da Antartica; IND, Indiano; WAS, Oeste Australiano; NAS, Norte

Australiano: GAW, Gawler. Cinturões móveis: Moç, Moçambique; Zb, Zambezi; Lf, Lufilian;

ROS, Ross; Kan, Kanmatoo; CF, Cape Fold; Sal, Saldania: Gar, Gariep; Dm, Damara; Kk,

Kaoko; SP, Sierra Pampeanas; SA, Sierra Australes.

Crátons estabilizados antes de 800Ma.

Coberturas sedimentares

Cinturões móveis Pan-Africanos/Brasilianos

Cinturões móveis Pós-Cambrianos

Figura 03- Reconstrução paleogeográfica de Rodínia segundo Hoffman (1991). Note os

cinturões móveis Grenville–Kibaran, interpretados como resultados da colisão de blocos

continentais Arqueanos e Palaeoproterozóicos com Laurentia.

Recentemente, Cordani et al. (2003) reavaliaram presentes informações geológicas,

geocronológicas e principalmente paleomagnéticas disponíveis dos diversos fragmentos

continentais remanescentes de Rodínia da África e América do Sul e propuseram a reconstrução

paleogeográfica hipotética de 1100-1080 Ma, mostrada na figura 04.

Na concepção de Rodínia segundo Cordani et al. (2003), o Cráton Amazônico seria

circundado a norte pelos fragmentos cratônicos Rio Apa (RA), Pampia (PA) e por Laurentia (L),

a nordeste por Báltica e a sul-sudeste pelo Cráton Oeste Africano. A área cratônica Borborema –

Trans-Sahara - Congo – São Francisco, e os blocos Paraná, Central de Goiás, Kalahari, Rio de la

Plata e Luís Alves estão posicionados a oeste de Rodínia e não fariam parte do mesmo.

Como mostra a Figura 04, um amplo oceano designado de Brasiliano separava Rodínia dos

demais terrenos que hoje constituem a América do Sul e crátons da África. O fechamento deste

oceano é registrado pelo input contínuo de material juvenil ao longo do arco magmático intra-

oceânico Goiás entre 940 e 630 Ma como atestado por dados isotópicos Sm-Nd (PIMENTEL et al.

1999). A colisão final é registrada por idades U-Pb (SHRIMP e TIMS) de ca. 630-550 Ma ao

longo dos cinturões móveis Pampeano-Paraguai-Araguaia-Farusiano (Figuras 05 e 06; PIMENTEL

et al. 2000; e J

AHN

et al. 2001).

Diques máficos de 1.1 – 0.9 Ga posicionados ao longo das bordas dos blocos Congo – São

Francisco, podem ter sido o primeiro registro de tentativa de fissão dessa grande massa

continental (MACHADO et al. 1989; D’AGRELLA-FILHO et al. 1990, 1996; RENNE et al. 1990

apud CORDANI et al. 2003).

O fechamento do Oceano Adamastor entre os crátons Rio de la Plata – Paraná e Kalahari

ocorreu através de diversas acresções. O Complexo Embu, no interior do Cinturão Ribeira

(CORDANI et al. 2002), e os granitóides de 900-750 Ma no sul do Brasil (HARTMANN et al. 2000)

provavelmente são as primeiras evidências deste colapso (C

ORDANI

et al. 2003). Segundo ainda

estes autores, um arco magmático intra-oceânico de 750 Ma é reconhecido no sul do Terreno

Luís Alves (B

ABINSKI

et al. 1996).

A oeste do Complexo Central de Goiás, idades de rochas metamórficas de aproximadamente

760 Ma indicam provavelmente o início do episódio colisional entre este fragmento continental

compreendendo esta grande massa cratônica Borborema–Trans-Sahara- Congo-São Francisco e

os blocos Paraná, Central de Goiás, Kalahari, Rio de la Plata e Luís Alves com a assembléia

remanescente de Rodínia, na qual o Oceano Brasiliano estava sendo fechado (P

IMENTEL

et al.,

2000). Diversas idades radiométricas de rochas graníticas sincolisonais entre 800 e 580 Ma são

registradas dentro dos cinturões Neoproterozóicos da América do sul (CORDANI et al. 2000).

D’AGRELLA-FILHO, M.S.; FEYBESSE, J.L.; PRIAN, J.P.; DUPUIS, D.; N’DONG, J.E. Palaeomagnetism of

Precambrian rocks from Gabon, Congo craton, Africa. J. Afr. Earth Sci., n.22, p. 65–80. 1996.

D’AGRELLA-FILHO, M.S., PACCA, I.G., RENNE, P.R., ONSTOTT, T.C. AND TEIXEIRA, W. Paleomagnetism

of Middle Proterozoic (1.01–1.08Ga) mafic dykes in southeastern Bahia State-São Francisco Craton, Brazil. Earth

Planet. Sci. Lett., n.101, p.332–348. 1990.

MACHADO, N., SCHRANK, A., ABREU, F.R., KNAUER, L.G.; ABREU, P.A.A. Resultados preliminares da

geocronologia U/Pb na Serra do Espinhaço Meridional. Anais do 5

Simpósio Geol. Núcleo de Minas Gerais e

Núcleo Brasília. da SBG, pp. 171–174. 1989.

RENNE, P.R.; ONSTOTT, T.C.; D’AGRELLA- FILHO, M.S.; PACCA, I.G.; TEIXEIRA, W. 40Ar / 39Ar dating of

1.0–1.1 Ga magnetizations from the São Francisco and Kalahari Cratons: tectonic implications for Pan-African and

Brasiliano mobile belts. Earth Planet. Sci. Lett., n. 101, p. 349–366. 1990.

Figura 04- Reconstrução Hipotética de 1100–1080 Ma (CORDANI et al. 2003). AM, Amazonia;

CSF, Congo-São Francisco; RA, Rio Apa; PR, Paraná; LA, Luis Alves; AA, Arequipa /

Antofalla; PA, Pampia; LP, Rio de la Plata; CG, Central de Goiás; BTS, Borborema–Trans-

Sahara; B, Báltica; L, Laurentia; K, Kalahari; WA, Oeste Africano.

Figura 05- Estrutura tectônica Pré-cambriana da América do Sul Central (segundo KRONER &

CORDANI, 2003). 1. Massas cratônicas e fragmentos; Linhas tracejadas indicam posições

inferidas dos maiores fragmentos cratônicos sob coberturas Fanerózoicas: AM, Amazonia; SF,

São Francisco; RA, Rio Apa; PR, Paraná; LA, Luis Alves; AA, Arequipa / Antofalla; PA,

Pampia; LP, Rio de la Plata; CG, Central de Goiás; BTS, Borborema–Trans-Sahara. 2. Cinturões

móveis Neoproterozóicos: Ar, Araguaia; Br, Brasília; Aç, Araçuaí ; Pa, Paraguai; Rb, Ribeira;

DF, Dom Feliciano; Te, Área Tebicuari river. 3. Rochas granitóides juvenis de arcos magmáticos

intra-oceanicos: I, Pensamiento; II, Goiás; III, São Gabriel. 4. Aulacógeno Espinhaço entre o

cráton São Francisco. 5. Cinturões movéis Rondoniano – San Ignácio. 6. Complexo Máfico-

ultramáfico entre o Maciço Central de Goiás: do norte a sul, Cana Brava, Niquelandia e Barro

Alto. 7. Cinturão orogênico Sunsás, incluindo a Formação Aguapeí formation (ag). 8. Cobertura

Fanerozóica. 9. Afloramentos de granitóides neoproterozóicos do Orógeno Pampeano: TB,

lineamento Transbrasiliano; AB, limites da influência tectônica do cinturão Andeano.

Figura 06-

Estrutura tectônica esquemática do domínio Brasiliano/ Pan-Africano do nordeste

do Brasil e Oeste Africano central em torno do Gulf of Guiné (Segundo KRONER & CORDANI,

2003). 1. Domínios cratônicos. 2. Rochas Neoproterozóicas da Bacia do Volta. 3. Cinturões

dobrados marginais de idade neoproterozóica: Ph, Farusiano, com corpos máficos-ultramáficos;

Se, Sergipano, Ou, Oubanguides. 4. Reativação Eburneana de alto grau de rochas do

embasamento dentro do cinturão Farusiano. 5. Ortognaisses e rochas relacionadas de arcos

magmático graníticos entre o cinturão Farusiano. 6. Embasamento polimetamórfico reativado do

domínio Borborema / Trans-Sahara, intrudido pelos granitóides Brasiliano / Pan-Africano. 7.

Cinturão orogênico Cariris Velhos. 8. Rochas cobertas pelos sedimentos Fanerozóicos.

Segundo Cordani et al. (2003), por volta de 580 Ma grande parte dos remanescentes de

Gondwana já estavam aglomerados (Figura 07), porém colisões Cambrianas são registradas ao

longo dos maiores fragmentos na borda dos crátons proto-Gondwana (e.g. RAPELA et al. 1998;

EERT

2003). Portanto, a assembléia final do supercontinente Gondwana só foi concretizada

logo após a abertura do Oceano Itapetus por volta de 570 Ma (MCCAUSLAND & HODYCH 1998;

AWOOD

et al. 2001).

Figura 07- Reconstrução hipotética por volta de 600–580 Ma do supercontinente Gondwana

(CORDANI et al. 2003). Áreas delimitadas correspondem as Figs. 05 e 06.

No mesmo período, Brito Neves (2003) vem de forma enfática contestar diversas

reconstituições de Rodínia publicadas na última década. Segundo este autor, estas reconstituições

apresentam uma série de problemas de fundamentos conceituais (de supercontinente, de

fusão/aglutinação, fissão/dispersão, tipologias e natureza da crosta continental, processos de

ativação e de regenaração) e geológicos reais.

Segundo Brito Neves (2003), a aglutinação supercontinental parece ter sido fato comum e

repetida na história pós-Arqueana do planeta, mas deve ser enxergada de forma pragmática,

tendo o conhecimento geológico básico sempre em evidência e sem radicalismo.

Com esta finalidade, Brito Neves (2003) cita o exemplo do Supercontinente Afeusia

(consignação de R

AST

, 1997), entre Eurásia, África e Índia, onde se reconhece uma massa

supercontinental aglutinada, com forma irregular e com muitos ambientes tectônicos distintos

ainda em ação, interna e externamente ao contexto do amplo segmento crustal. Fato que mostra

uma massa supercontinental longe de ser uma peça monolítica e próxima de formas geométricas

ortodoxas, que certamente está em plenas condições (geológico-geotectônicas) transientes para

cenários subseqüentes (ou seja, absolutamente não estática). Exemplo que se contrapõe

frontalmente à sofreguidão na busca irrefletida de instâncias delongadas (com início e final bem

demarcados) de grandes segmentos crustais supercontinentais, monolíticas, homogêneas e até

mesmo com formas geométricas bem delineadas.

Outra observação feita foi sobre o supercontinente mais próximo dos nossos meios de

análise, o Pangea, onde a singularidade foi restrita no tempo (230 ± 5 Ma, V

EEVERS

, 1989) e a

forma foi bastante irregular, longe dos padrões geométricos; e ainda, que o mesmo coexistiu com

processos orogênicos diversos nas zonas mais internas (mares interiores, e.g. Tethys) e nas

porções mais periféricas (início da trama acrescionária circumpacífica).

Outro aspecto problemático importante, levantado por este autor, foi o fato de que a grande

maioria das reconstituições já publicadas aparece apenas os grandes blocos cratônicos como

Amazônico, S. Francisco-Congo e o Rio de La Plata, muito longe da realidade geológica, haja

vista que o número de blocos gerados na fissão/dispersão de Rodínia foi muito grande e diverso,

em dimensões, forma, natureza crustal e comportamentos tectônico e reológico nos processos

posteriores de aglutinação de Gondwana, ao longo do Neoproterozóico.

Portanto, segundo Brito Neves (2003), a singularidade de Rodínia como supercontinente, se

houve, foi episódica; e com certa segurança, a luz dos melhores dados geológicos e

geocronológicos da América do Sul e África computados e bem documentados, os processos de

fusão e fissão de Rodínia, Gondwana e Pangea foram delongados, diacrônicos, e que por

determinados intervalos de tempo, foram processos concorrentes no tempo, em porções

diferentes da grande massa continental.

3 GEOLOGIA DO CINTURÃO ARAGUAIA

O Cinturão Araguaia (H

ASUI

et al., 1980) está assentado sobre a borda oriental do Cráton

Amazônico, sudeste do Estado do Pará e oeste do estado de Tocantins, alongada na direção

norte-sul, com mais de 1200 km de extensão e 150 km de largura, truncando as feições

estruturais do embasamento – orientadas na direção WNW – ESSE (Figura 08). .

Grande parte da borda leste do CA é encoberta pelos sedimentos do Paleozóico Superior ao

Cretáceo pertencentes à Bacia do Parnaíba, enquanto suas porções norte e sul são recobertos por

sedimentos do Cenozóico e a sudeste faz limite com o Maciço de Goiás (ALMEIDA et al., 1976).

Sua borda oeste pode ser traçada pela falha de Tucuruí e pelo limite das zonas dobradas e não

dobradas da Formação Couto Magalhães.

O Cinturão Araguaia é constituído por uma sucessão metassedimentar enfeixada no

Supergrupo Baixo Araguaia, subdividida nos grupos Estrondo e Tocantins. Esta sucessão

metassedimentar varia de oeste para leste, desde rochas de baixo grau metamórfico até rochas de

médio grau e é entremeada por rochas vulcânicas máficas a ultramáficas em forma de sills e de

diques. Na figura 09 é mostrada a coluna estratigráfica do Cinturão Araguaia, com base em

Alvarenga et al. (2000).

Segundo Arcanjo & Moura (2000), o embasamento deste cinturão está dividido em dois

segmentos de idades distintas situados nas porções setentrional e meridional do Cinturão

Araguaia. No segmento setentrional, considerado o terreno mais antigo do cinturão, alojado no

interior de estruturas dômicas, foram agrupadas duas unidades litoestratigráficas distintas, o

Complexo Colméia e o Gnaisse Cantão.

O Complexo Colméia reúne ortognaisses de idade arqueana (2,85 Ga – Pb-Pb em zircão)

(DALL’AGNOL et al. 1988; MOURA & GAUDETTE, 1999) e é constituído predominantemente por

gnaisses trondhjemíticos e, secundariamente, por gnaisses tonalíticos e granodioríticos (TTG),

além de raros anfibolitos.

O Gnaisse Cantão é representado por ortognaisses graníticos que intrudem o Complexo

Colméia, sendo seu protólito formado no Paleoproterozóico (1,85 Ga – Pb-Pb em zircão)

(MOURA & GAUDETTE, 1999).

Dentro deste contexto, TTGs arqueanos (2,9 – 2,87 Ga) intrudidos por corpos graníticos

paleoproterozóicos (1,88 Ga) foram bem descritos na porção sudeste (SE) do Cráton Amazônico

adjacente (M

ACAMBIRA

& L

AFON

, 1995). Portanto, sugerindo que esta porção do Cinturão

Araguaia seria uma extensão do Cráton Amazônico.

No segmento meridional do Cinturão Araguaia, mais precisamente nos arredores de Paraíso

Tocantins (TO), as rochas do embasamento não estão condicionadas a estruturas dômicas e

foram agrupadas no Complexo Rio dos Mangues. Unidade constituída por gnaisses tonalíticos,

graníticos e calciossilicáticos, que possuem idades Pb-Pb em zircão essencialmente

paleoproterozóicas (entre 2,0 e 2,1 Ga) (A

RCANJO

& M

OURA

, 2000).

Dentro das seqüências gnáissicas do Complexo Rio dos Mangues, na porção centro-oeste,

ocorre um corpo alojado em forma de batólito, representado por microclina granitos e

leucogranitos potássicos, denominado de Granito Serrote (GORAYEB, 1996), que apresenta uma

idade paleoproterozóica de 1,86 Ga (S

OUZA

& M

OURA

, 1995).

De acordo com Souza (1996 apud A

RCANJO

& M

OURA

, 2000), gnaisses alcalinos de idades

mesoproterozóicas (1,01 Ga – idade obtida do Gnaisse Serra da Estrela), representados pelos

corpos de nefelina-sienito-gnaisses de Serra da estrela e de Monte Santo, reunidos na Suíte

Monte Santo (HASUI et al., 1984b), ocorrem ao longo da porção sul do Cinturão Araguaia. O

Gnaisse Serra da Estrela intrude o Complexo Rio dos Mangues e o Monte Santo aflora entre as

rochas metassedimentares do Supergrupo Baixo Araguaia. Este magmatismo alcalino, segundo

Alvarenga et al. (2000), é associado ao rifte crustal que ofereceu condições para o pós-

estabelecimento de um embaciamento, que neste caso, recebeu os sedimentos do Supergrupo

Baixo Araguaia, sendo posteriormente deformados e metamorfisados durante o Neoproterozóico.

Na porção sul do Cinturão Araguaia, também há a ocorrência de rochas metavulcano-

sedimentares metamorfisadas na fácies xisto-verde (B

ARREIRA

& D

ARDENE

, 1981), formalmente

reunidas no Grupo Rio do Coco (COSTA et al. 1983), com uma idade Pb-Pb em zircão obtida em

mebasitos de 2618 ± 14 Ma (ARCANJO et al. 2000). Unidade considerada como um pequeno

pedaço do Máciço de Goiás, situado a leste do Lineamento Transbrasiliano.

O Supergrupo Baixo Araguaia, principal unidade do Cinturão Araguaia foi dividido em dois

grupos: o Grupo Estrondo na base e Grupo Tocantins no topo.

HASUI, Y.; COSTA, J.B.S; GORAYEB, P.S.S.; LEMOS, R.L.; GAMA JR. T.; BEMERGUY, R.L. Geologia do

Pré-Cambriano da Região de Paraíso do Norte de Goiás – GO. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 33, Rio

de Janeiro, Anais..., 2220-2233. 1984b.

SOUZA, S.H.P. DE. Geologia e Geocronologia da Região Sul de Paraíso Tocantins. Universidade Federal do Pará.

Centro de Geociências. Belém, Dissertação de Mestrado, 127p. 1996.

O Grupo Estrondo ocorre na parte leste do cinturão, compreendendo as formações Morro do

Campo (base), Xambioá (intermediário) e Canto da Vazante (Topo), sendo a unidade afetada por

metamorfismo de mais alto grau – fácies xisto verde alto a anfibólio médio (DALL’AGNOL et al.,

1988).

A Formação Morro do Campo é constituída por ortoquartzitos, metaconglomerados,

muscovita-quartzo xistos, biotita-quartzo xistos, mica-xistos grafitosos e xistos com granada,

estaurolita, fibrolita e cianita, aflorantes principalmente nos arredores das cidades de Araguanã e

Xambioá, ambas no estado do Tocantins, ao redor das estruturas dômicas do Xambioá e do

Lontra.

Segundo Abreu (1978), os quartzitos da Formação Morro do Campo são principalmente

quartzitos puros e muscovita quartzitos. Localmente, ocorrem sericita-quartzitos e magnetita

quartzitos, podendo ocorrer níveis conglomeráticos oligomíticos associados. Manifestam-se

intercalados normalmente níveis de biotita-xistos, quartzo-mica-xistos e de xistos grafitosos,

variando em espessura desde alguns centímetros até dezenas de metros.

A passagem entre os vários níveis citados acima se dá de maneira transicional, sendo que a

alternância de micaxistos e quartzitos mostra, de acordo com Abreu (1978), uma pulsação na

sedimentação psamitos e pelitos.

A Formação Xambioá repousa concordantemente sobre a Formação Morro do Campo e é

constituída por espessos pacotes representados por muscovita-biotita xistos e calco-muscovita-

biotita xistos. Podem ocorrer ainda em locais restritos, mármores, xistos ricos em estaurolita,

cianita, fibrolita, além de xistos granatíferos, grafitosos e biotita-xistos feldspáticos e freqüentes

corpos de anfibólio-xistos e lentes de anfibolitos.

Ainda de acordo com Abreu (1978), a Formação Xambioá é recoberta a leste e norte pelos

sedimentos da Bacia do Parnaíba. Sua passagem para a Formação Pequizeiro, pertencente ao

Grupo Tocantins, não mostra quebra de estilo estrutural e nem mudança brusca na gradação

metamórfica. Embora se possa suspeitar de uma discordância, traduzida no contraste litológico,

ela é de difícil caracterização em virtude desta superfície estar completamente obliterada pelos

eventos de cristalização e deformação.

A Formação Canto da Vazante é constituída por xistos feldspáticos, com quantidades

variadas de biotita e granada. Unidade que ocorre no extremo leste da cidade de Colméia, ao

longo de uma faixa irregular, aproximadamente N-S, sustentando a Serra do Estrondo. Talco

xistos intercalados nestas rochas mostram que o magmatismo básico-ultrabásico ocorreu tanto na

porção ocidental quanto no extremo leste do Supergrupo Baixo Araguaia (C

OSTA

, 1980).

O Grupo Tocantins acamado no lado oeste do Cinturão Araguaia é a unidade de maior

extensão areal. É composto pelas formações Pequizeiro (base) e Couto Magalhães (topo)

(GORAYEB, 1981).

A Formação Pequizeiro é constituída essencialmente de clorita xistos, caracterizados por

bandas alternadas mais quartzosas e mais cloríticas, geralmente verde a cinza esverdeado. Clorita

xisto e quartzo-clorita xisto aparecem associados. Também são reconhecidos corpos de

metabasitos e metaultrabasitos, serpentinitos, talco xistos e talco-actinolita xistos.

A crenulação da xistosidade da Formação Pequizeiro é uma feição característica e em seus

planos a biotita e a clorita aparecem orientadas segundo a direção NW-SE.

A Formação Couto Magalhães, aflorante na parte ocidental do CA nas vizinhanças da cidade

de Couto Magalhães, se associa a numerosos corpos de rochas máficas e ultramáficas,

introduzidas antes do metamorfismo regional que afetou o conjunto. Ela é composta de uma

seqüência predominantemente de filitos e ardósias, com intercalações subordinadas de quartzitos,

silexitos, metassiltitos, metagrauvacas e mármores, além de silexitos hematíticos e corpos

ultramáficos serpentinizados encaixados em filitos.

O metamorfismo registrado na Formação Couto Magalhães, na sua porção mais a oeste, vai

de incipiente a nulo e sua passagem para a Formação Pequizeiro se dá de maneira gradual.

As rochas máficas e ultramáficas, como citado anteriormente, representadas

predominantemente por serpentinitos, metabasaltos e, subordinadamente, por talco xistos e

clorita xisto, são associadas tanto com as rochas supracrustais quanto com as do embasamento.

Este magmatismo máfico ocorre com maior expressão na parte oeste do CA, nos domínios do

Grupo Tocantins (ALVARENGA et al., 2000), e é representado por extensas coberturas lateríticas

ferruginosas, bem identificadas em fotos aéreas, em forma de clareiras, que se desenvolvem

sobre este magmatismo (GORAYEB, 1989; KOTSCHOUBEY et al. 1996; GORAYEB et al., 2004).

Pillows basaltos da porção norte do CA, região de Xambioá (TO), foram datados por

Gorayeb et al. (2002), pelo método Pb-Pb em zircão. As idades obtidas foram essencialmente

paleoproterozóicas, por volta de 2.0 Ga, e foram interpretadas como idades mínimas de

cristalização. Segundo estes autores, os pillows basaltos representariam corpos alóctones,

tectonicamente transportados, de terrenos paleoproterozóicos situados a leste, durante a tectônica

neoproterozóica que originou o CA. Hipótese esta que vai de encontra a Kotschoubey et al.

(1996) e Alvarenga et al. (2000), que sugeriram que estes corpos representam restos de crosta

oceânica da fase rift da evolução do CA.

Gorayeb et al. (2004) reuniram os plútons gabróides, em forma de diques e sills, e os

anfibolitos, que ocorrem na região Xambioá-Araguanã (TO), na Suíte Intrusiva Xambica,

baseados em estudos cartográficos, petrográficos e geoquímicos. Datações realizadas ainda por

estes autores, pelo método Pb-Pb em zircão em um metagabro, indicaram que a Suíte Intrusiva

Xambica possui idade mínima de 817 ± 5 Ma, que segundo os mesmos sugere que esta suíte se

alojou na seqüência sedimentar que originou o Grupo Estrondo, precedendo o metamorfismo e o

tectonismo principal da evolução do CA no Neoproterozóico, datado em aproximadamente 550

Ma.

Corpos graníticos, associados com rochas de mais alto grau metamórfico do Grupo Estrondo,

ocorrem ao longo do Cinturão Araguaia (Figura 08). Eles foram considerados como produtos de

fusão parcial de seqüências supracrustais durante o pico do metamorfismo (D

ALL

’A

GNO

l et al.,

1988; ABREU et al., 1994). Uma idade média Pb-Pb em zircão de 554 ± 4 Ma obtida do Granito

Santa Luzia (M

OURA

& S

OUZA

, 2002), situado na porção centro-sul do Cinturão Araguaia, bem

como uma idade média Pb-Pb em zircão de 549 ± 5 Ma obtida no Granito Ramal do Lontra

(ALVES, 2005), situado na porção norte do Cinturão Araguaia, indicam provavelmente a idade de

intrusão destes corpos graníticos.

Segundo Alvarenga et al. (2000), a idade de intrusão destes corpos graníticos, provavelmente

data o pico do metamorfismo e define a idade do evento metamórfico ocorrido no Cinturão

Araguaia. Idades Rb-Sr anteriores, obtidas em rochas metassedimentares do Supergrupo Baixo

Araguaia (HASUI et al., 1980), entre 1.0 Ga e 500 Ma, não são idades isocrônicas verdadeiras, e

provavelmente refletem o desequilíbrio do sistema Rb-Sr nestas rochas metassedimentares.

Idades K-Ar entre 560 e 520 Ma obtidas em biotita, muscovita e hornblenda de xistos e

anfibolitos do Grupo Estrondo registram as idades de resfriamento (MACAMBIRA, 1983). A

impressão deste evento metamórfico está registrada nas rochas do embasamento do Cinturão

Araguaia pelas idades K-Ar por volta de 530 Ma, obtidas em biotita e muscovita dos gnaisses

arqueanos do embasamento (M

ACAMBIRA

, 1983); e por idades Rb-Sr em minerais obtidas nos

plútons graníticos: 500 - 470 Ma para o Gnaisse Cantão (LAFON et al., 1990) e 536 ± 37 Ma para

o Granito Serrote (S

OUZA

& M

OURA

, 1995). Todas estas idades relacionam o metamorfismo do

Cinturão Araguaia com o evento Termo-tectônico Brasiliano.

4 EMPREGO DA DATAÇÃO DE ZIRCÃO E DE IDADE MODELO Sm-Nd EM

ESTUDOS DE PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR

Diversos estudos de proveniência desenvolvidos em bacias sedimentares vêm sendo

realizados nos últimos anos, o que tem contribuído significativamente para o entendimento da

história evolutiva de províncias geológicas espalhadas pelo mundo.

Análise de minerais pesados é um método mineralógico clássico mais utilizado em estudos

de proveniência, devido ao fato de muitos minerais pesados serem diagnósticos de rochas fontes

particulares, especialmente se informações geoquímicas sobre espécies individuais são

disponíveis (HALLSWORTH et. al, 2000).

A partir da década de 60, segundo Goldstein et al. (1997), os primeiros estudos de

proveniência utilizando o método U-Pb em zircão foram desenvolvidos (L

EDENT

et al., 1964;

ATSUMOTO

& P

ATTERSON

, 1964), utilizando grandes concentrações de amostras que possuíam

provavelmente misturas de grãos que tinham idades diferentes.

Segundo Hallsworth et al. (2000) e Cawood & Nemchin (2000), a datação U-Pb em

monocristais detríticos de zircão em rochas sedimentares tem se revelado uma importante

ferramenta para estudos de proveniência, pois ela reflete diretamente a distribuição das idades

das rochas contendo zircão, nas áreas fontes, assim como, as dos eventos metamórficos ou

magmáticos relacionados com os mesmos. Dessa forma, a datação de monocristais detríticos de

zircão permite a identificação precisa de sua proveniência através da comparação direta da idade

do zircão detrítico com aquelas das possíveis áreas fontes.

Atualmente, além dos métodos de datação U-Pb convencional, Sonda Iônica de Alta

Resolução (SHRIMP) e com ablação a “Laser” (Laser Ablation) (C

AWOOD

& N

EMCHIN

, 2000;

DANTAS et al., 2001; VALERIANO et al., 2004; e etc), em monocristais detríticos de zircão, que

fornecem maior precisão analítica, o método realizado por evaporação de Pb em zircão está

sendo utilizado em estudos de proveniência sedimentar (PINHEIRO, 2003).

Cawood & Nemchin (2000) dataram 588 cristais detríticos de zircão de arenitos do Triássico

Superior, Permiano e Paleozóico Superior da Bacia Perth, Oeste da Austrália, utilizando o

método U-Pb SHRIMP. As idades obtidas destas amostras foram tratadas estatisticamente e

indicaram que seus detritos derivaram de múltiplas fontes, com idades que vai do Arqueano ao

Paleozóico Inferior. Ainda, segundo estes autores, os diferentes espectros de idade obtidos entre

as amostras datadas sugerem que os detritos retrabalhados são de origem extra-bacinal e não de

origem intra-bacinal.

Dantas et al. (2001), em estudos de proveniência realizados em seqüências metavulcano-

sedimentares da região de Santa Terezinha de Goiás, utilizaram-se além do método Sm-Nd em

rocha total, do método U-Pb (Convencional) em monocristais de zircão. As idades U-Pb geradas

pelas rochas metavulcano-sedimentares datadas apontaram heranças de diferentes fontes: 700,

800, 1400, 2200 e 2400 Ma, refletindo, segundo estes autores, derivação tanto de rochas de

embasamento mais antigo quanto do próprio arco magmático.

Pinheiro (2003) em estudos de proveniência em arenitos das formações Igarapé de Areia e

Viseu, consideradas coberturas do cráton São Luís, no nordeste do Pará, datou os monocristais

detríticos de zircão utilizando o método por evaporação de Pb em zircão. As idades geradas por

estes arenitos indicaram rochas fontes neoproterozóicas (≈ 650 Ma) e, secundariamente,

paleoproterozóicas (≈ 2100 Ma) de sedimentos para a Formação Igarapé de Areia e rochas fontes

essencialmente paleoproterozóicas (≈ 2100 Ma), para a Formação Viseu.

Valeriano et al. (2004), em datações realizadas em zircões detríticos das unidades

metassedimentares da margem passiva do Cráton São Francisco dos principais domínios

tectônicos do Cinturão Brasília (porção sul), utilizaram-se do método de ablação a “Laser”

(Laser Ablation). Nestas datações, as idades obtidas indicaram proveniências de fontes de idades

Arqueano-Paleoproterozóicas e Paleoproterozóicas (atribuídas ao evento Transamazônico). Além

disso, foi constatada a proveniência de fontes com idades entre 1,6 e 1.2 Ga, revelando uma

variedade inesperada de fontes Mesoproterozóicos indetectadas no Cráton São Francisco, e com

idades entre 0,9 e 1,0 Ga relacionado ao evento rifte, que individualizou o paleo-continente São

Francisco.

Em meados da década de 80, estudos de proveniência utilizando o método geocronológico

Sm-Nd em rocha total começaram a ser realizados (COMPSTON et. al., 1984; FROST & WINSTON,

1987; GOLDSTEIN & JACOBSEN, 1988; GHOSH & LAMBERT, 1989), o que foi de extrema

relevância para o desenvolvimento deste tipo de investigação, já que os dados isotópicos obtidos

por estes métodos identificam grandes eventos de formação da crosta.

A geoquímica isotópica Sm-Nd possui como uma de suas características o fato das razões

isotópicas não apresentarem fracionamento durante os processos de intemperismo, erosão,

transporte, deposição e diagênese. Fato este, que permite sua utilização em estudos de

proveniência. No entanto, deve-se considerar que a razão isotópica determinada para os

sedimentos drenados de uma bacia representa mistura de razões isotópicas de todas as unidades

geológicas que compõem a mesma.

Os estudos desenvolvidos utilizando idades modelo Sm-Nd possibilitam, portanto, fazer

apenas uma avaliação das idades modelo dos litotipos estudados, apontando as diferentes

assinaturas isotópicas ocorridas na região em estudo, e dando somente uma idéia das

características composicionais dos terrenos que serviram como fontes de sedimentos, através da

análise do parâmetro ε

Na Austrália Central, por exemplo, Zhao et al. (1992) dataram rochas metassedimentares

pertencentes à Bacia de Amadeus, situada entre dois blocos proterozóicos do embasamento de

idades distintas, blocos Arunta (T

= 2.0 a 2.2 Ga, idade U-Pb em zircão = 1.5 – 1.9 Ga) e

Musgrave (T

= 1.7 a 1.9 Ga, idade U-Pb em zircão = 1.0 – 1.7 Ga). Utilizando o método Sm-

Nd e também o método U-Pb em zircão, eles chegaram à conclusão de que os sedimentos

derivaram destes dois blocos e/ou seus equivalentes.

Pimentel et al. (1999) estudando a porção central da Faixa Brasília (Goiás), que é

caracterizada pela exposição de terrenos de alto grau metamórfico, constituindo o chamado

Complexo Anápolis-Itauçu, exposto em meio a rochas metassedimentares do Grupo Araxá,

utilizaram o método Sm-Nd para investigar a origem dos metassedimentos do Grupo Araxá. As

análises feitas nas rochas metassedimentares apontaram uma ampla faixa de valores que,

colocados em um histograma, parecem constituir uma distribuição bimodal, com idades T

entre 1.1 e 1.3 Ga e outro entre 1.9 e 2.3 Ga, chegando-se à conclusão que estas rochas

metassedimentares sofreram a influência de pelo menos duas fontes principais para a origem dos

sedimentos, terrenos paleoproterozóicos e provavelmente neoproterozóicos.

Cingolani et al. (2003) estudando rochas siliciclásticas ordovicianas no bloco San Rafael,

extensão sul do fragmento crustal Precordilheira (Argentina), combinaram análises petrográficas,

geoquímicas e isotópicas de Nd para revelar a natureza das regiões fontes e posicionamento

tectônico da bacia sedimentar. As análises isotópicas de Nd feitas nestas rochas sedimentares

forneceram idades modelo T

entre 1.4 e 1.5 Ga, levantando a possibilidade de rochas expostas

na área de Ponon Trehue serem as fontes destes sedimentos. Estas idades não foram tratadas

estatisticamente devido aos poucos dados obtidos e foram comparados diretamente com as

idades existentes nas áreas adjacentes.

5 MÉTODOS E ATIVIDADES DO TRABALHO

As atividades que levaram à realização da presente dissertação envolveram basicamente

trabalhos de escritório, campo e laboratório, como enumerado a seguir:

5.1 PESQUISA BIBLIOGRÁFICA

Para a execução deste trabalho foi realizada uma ampla pesquisa bibliográfica envolvendo

principalmente trabalhos versando sobre a geologia relacionados à história evolutiva do Cinturão

Araguaia, assim como pesquisas em trabalhos específicos envolvendo estudos de proveniência

sedimentar realizados na plataforma Sul-Americana (PIMENTEL et al., 1999; VALERIANO et al.,

2004; PINHEIRO, 2003; e etc) e em terrenos sedimentares localizados em outras partes do mundo

HAO

et. al., 1992; G

OLDSTEIN

et. al., 1997; H

ALLSWORTH

et. al., 2000; e etc), que utilizaram

métodos geocronológicos.

5.2 ETAPAS DE CAMPO

Constaram principalmente de três (3) levantamentos de seções geológico-estruturais por

caminhamentos geralmente transversais à orientação do Cinturão Araguaia. Os perfis realizados

foram feitos ao longo das principais estradas que ligam as cidades de Piçarra - Araguaína,

Redenção - Guaraí e Paraíso Tocantins - Pium. Ao todo foram descritos e coletados amostras de

46 afloramentos em cortes de estradas, drenagens e exposições naturais. Todos os pontos

amostrados foram identificados geograficamente com o uso do GPS (Sistema de Posicionamento

Global), os quais encontram-se tabelados no anexo 01 e representados em mapa no anexo 02.

5.3 GEOQUÍMICA ISOTÓPICA

5.3.1 Tratamento das Amostras

No decorrer desta investigação, foram feitas análises isotópicas utilizando os métodos de

evaporação de Pb em monocristais detríticos de zircão e Sm-Nd em rocha total (idades modelo).

Estas análises foram realizadas no Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade Federal do

Pará – Pará-Iso.

Para a execução do método Pb-Pb em zircão foram coletadas no campo duas amostras de

quartzitos da Formação Morro do Campo, uma nas proximidades da cidade de Xambioá (TO)

(amostra BP/08) e outra próxima à cidade de Paraíso do Tocantins (TO) (amostra BP/33), cada

qual pesando em média 40 Kg (Anexo 02). As duas foram fragmentadas no local de coleta

usando ferramentas apropriadas como marreta, martelo e talhadeira.

Para a determinação de idades modelo Sm-Nd, foram coletadas 44 amostras de vários

litotipos como ardósias, filitos e xistos de composição variada, pesando cada uma em média 2

Kg. As amostras também foram fragmentadas no local onde cada uma foi coletada, com a

finalidade de diminuir o risco de contaminação. Tanto rochas frescas como alteradas, por efeito

do intemperismo, foram coletadas, já que as primeiras são raramente encontradas preservadas em

campo. Fato que levou a opção pela coleta de rochas intemperisadas, tendo como critério as que

tivessem com foliação metamórfica preservada (Anexo 01).

As descrições petrográficas (mineralogia, aspectos texturais e estruturais) foram feitas em

todas as amostras lamináveis (rochas frescas), a fim de se obter uma melhor classificação para

cada tipo de rocha estudada (Anexo 03).

O procedimento inicial de preparação das amostras é semelhante para as duas metodologias,

sendo que no momento da pulverização, as amostras selecionadas para o método Pb-Pb em

zircão foram pulverizadas no moinho de rolo e as amostras para Sm-Nd em rocha total no

“Shatter Box”.

Todas as amostras foram tratadas na Oficina de Preparação de Amostras (OPA) do Centro de

Geociências (CG) da Universidade Federal do Pará (UFPA).

As amostras para o método Pb-Pb em zircão foram moídas em britador de mandíbulas

(Figura 10), reduzindo-se o tamanho de seus fragmentos. Em seguida foram pulverizadas em

moinho de rolo e, depois, deslamadas para eliminar a fração argilosa. Posteriormente, o material

foi colocado em bandejas de alumínio para secar completamente, por aproximadamente 24 horas

na estufa a 100° C. Depois de seco e frio, o material foi, em seguida, peneirado utilizando apenas

as peneiras de 250 e 75µm.

As frações que ficaram retidas na peneira de 75 µm foram submetidas a uma separação

densimétrica através de elutriação em água (Figura 11) para a pré-concentração dos mineras

pesados. O material elutriado foi colocado em um becker e levado a uma estufa, por

aproximadamente 24 horas, para ser completamente seca.

Figura 10- Britador de Mandíbulas – triturador de amostras

Depois de seco, levou-se o material para o separador magnético FRANTZ (Figura 12), para

separar os minerais magnéticos dos paramagnéticos, sendo passado repetidas vezes no separador

nas seguintes condições citadas na Tabela 01.

Tabela 01- Ajustes dos parâmetros utilizados no separador magnético FRANTZ na separação do

zircão.

CORRENTE (A) INCLINAÇÃO LONGITUDINAL INCLINAÇÃO LATERAL

0,5 25

1,0 25

1,5 25

Figura 11- Visão geral do Elutriador utilizado no

processo de separação do material por densidade.

A fração não magnética obtida na última repassagem pelo separador magnético (1,5A de

Corrente; 25

de Inclinação Longitudinal; 10

de Inclinação Lateral), que interessa para o estudo,

é colocada em solução em HNO

(50%) e aquecida (80-100° C) por uma hora, visando a

eliminação dos sulfetos e películas de óxido-hidróxido de ferro que estivessem aderidas aos

minerais.

Logo após a lavagem, os materiais foram secos e, em seguida, submetidos ao tratamento com

bromofórmio (líquido de densidade 2,8-2,9 g/cm

), onde são separados os minerais mais densos

que o líquido. Os minerais mais densos (pesados), entre eles o zircão, são coletados e lavados

com álcool para eliminar o bromofórmio e colocados para secar. Vale ressaltar, que o manuseio

tanto do bromofórmio como do ácido nítrico (HNO

(50%)) é feito em capelas apropriadas para

a exaustão dos gases desprendidos nestas operações.

Na fase seguinte, os minerais pesados, separados no bromofórmio, foram levados à lupa

(binocular), onde foram identificados e separados aleatoriamente os cristais de zircão, que foram,

posteriormente, colocados em uma lâmina, com óleo de imersão para serem fotomicrografados.

Figura 12- Separador Magnético - Frantz

Nesse processo, utilizou-se um capturador de imagens acoplado a um microscópico petrográfico,

a fim de registrar com exatidão, as feições dos grãos a serem analisados.

Os zircões separados para análise geocronológica, foram colocados em um arranjo duplo de

filamentos de rênio (Re), um de evaporação, na forma de canoa, onde o zircão é aprisionado, e

outro de ionização, posicionado defronte do primeiro, onde o chumbo evaporado do zircão é

depositado. Estes filamentos são montados em um “tambor ou carrossel” (parte removível da

fonte do espectrômetro) (Figura 13), para posterior leitura das composições isotópicas de Pb.

Para o método Sm-Nd em rocha total, as amostras coletadas também foram preparadas na

Oficina de Preparação de Amostras (OPA/CG/UFPA), sendo que o primeiro passo realizado foi a

redução de seus fragmentos, moendo as amostras no britador de mandíbulas (Figura 10). Sendo,

logo após, pulverizadas utilizando o “Shatter Box”.

As amostras pulverizadas foram quarteadas em duas subfrações das quais uma fração de cada

amostra foi guardada em sacos plásticos para eventual utilização futura. Os restantes das

amostras quarteadas sofreram uma nova pulverização, mais intensa, no grau de ágata. Em

Figura 13- “Tambor” contendo os filamentos de rênio com os cristais de

zircão. Parte removível do espectrômetro.

seguida, as amostras resultantes foram quarteadas novamente e uma parte delas levadas ao “Spex

Mix”, para uma nova pulverização de 15 minutos de duração e para garantir a homogeneização

das amostras.

Na fase seguinte, foram feitos os tratamentos químicos em cada amostra, que seguiram a

técnica utilizada por Oliveira & Moura (1995).

Na abertura ou dissolução das amostras, inicialmente, pesou-se aproximadamente 100 mg de

cada amostra para 100 mg de traçador misto (“Spike” -

149

Sm e

150

Nd) feita com HNO

(13N) +

HF (48%) em container fechado (bombas tipo “PARR”) por 2 dias consecutivos utilizando o

micro-ondas, cada dia por volta de 36 minutos. Em seguida foi adicionado HNO

(13N) + HF

(48%) e colocado na chapa a 100°C para evaporar, sendo depois realizadas mais duas etapas de

evaporação com HC1 (6.2N) e HC1 (2N). Os resíduos foram solubilizados com HC1 (2N) e as

soluções submetidas à separação por cromatografia de resina de troca iônica Dowex AG 1x8

(200-400 mesh), condicionada com HC1 (2N).

As terras raras foram coletadas com HNO

(3N). Seus resíduos solubilizados com HNO

(7N) + metanol (40- 60%) e submetidos à separação por cromatografia de resina de troca iônica

Dowex AG 1x4 (200-400 mesh), condicionada com HNO

(7N) + metanol. O Sm e o Nd foram

coletados com HNO

(7N) + Metanol e misturados com HNO

(13N).

Os concentrados finais foram depositados em filamentos duplos de Ta para análise isotópica.

As idades-modelo T

foram calculadas segundo o modelo de De Paolo (1981).

5.3.2 Método de Evaporação de Pb em Zircão

5.3.2.1 Princípios do Método Pb-Pb em Zircão

A datação por evaporação de Pb em zircão foi elaborada por Kober (1986, 1987), tendo

como base as razões radiogênicas

207

Pb*/

206

Pb* (corrigidas do Pb comum –

204

Pb), liberadas

durante o aquecimento gradativo de um monocristal de zircão.

A liberação de Pb* ocorre a partir de diferentes domínios do cristal, controlada pela “energia

de ativação”, isto é, a partir da temperatura imposta (Kober 1986, 1987).

De acordo com Ansdell & Kiser (1993) e Chappman & Roddick (1994), a liberação de Pb*

deve-se à decomposição termal de zircão (ZrSiO

) que libera a sílica (SiO

) para formar um

óxido de zircônio (ZrO

, badeleíta). A reação zircão – badeleíta ocorre, no caso de um cristal

perfeito (na forma, sem fissuras, zoneamentos, inclusões e etc), da sua borda (baixas

temperaturas) para o seu núcleo cristalino (altas temperaturas).

No entanto, normalmente os zircões possuem regiões metamícticas, fissuras, inclusões,

núcleos descentrados e irregulares, o que faz com que a reação acima ocorra inicialmente a partir

das bordas e fissuras do cristal com baixas temperaturas. Com o aumento de temperatura, esta

tende a dominar todo o grão (C

HAPPMAN

& R

ODDICK

, 1994). Em zircões metamícticos, o Pb* e a

SiO

são rapidamente consumidos, ocorrendo a transformação total do cristal em badeleíta.

Segundo Kober (1986, 1987), durante a análise de Pb por etapas de aquecimento são obtidas

idades

207

Pb*/

206

Pb* a partir de diferentes domínios. As etapas iniciais (baixas temperaturas)

definem uma idade mais baixa, relativa à borda do zircão, e as etapas finais (altas temperaturas),

idades mais elevadas, relacionadas ao núcleo cristalino do mesmo. Entre essas etapas pode

ocorrer idades misturadas, com variações de idades inter-etapas.

Assim, ainda segundo Kober (1986, 1987), as idades

207

Pb*/

206

Pb* definidas em

temperaturas mais elevadas seriam consideradas para definir a idade de cristalização do zircão e

as idades de temperaturas baixas e intermedárias representariam domínios perturbados do zircão,

que podem ou não ter significado geológico.

Entretanto, de acordo com Stacey & Kramers (1975), independentemente do conteúdo de Pb

comum (

204

Pb) existente no cristal de zircão, é necessário fazer correções nas razões obtidas

deste zircão, utilizando-se a composição de Pb comum determinada de acordo com a curva de

duplo estágio definida por estes mesmos autores. Segundo Gaudette et al. (1998), a equação de

204

Pb, para a correção do pb comum utilizando o

204

Pb é a expressa abaixo:

(

207

Pb/

206

Pb)

= (

207

Pb/

206

Pb)

+ {(

204

Pb/

206

Pb)

. [(

207

Pb/

206

Pb)

– (

207

Pb/

206

Pb)

]}

(

204

Pb/

206

Pb)

– (

204

Pb/

206

Pb)

onde os termos subscritos significam: r = radiogênico, i = inicial e m = medido.

O método de datação por evaporação de Pb em zircão analisa quatro (4) isótopos de Pb (204,

206, 207 e 208), gerando as seguintes razões isotópicas

204

Pb/

206

Pb,

207

Pb/

206

Pb e

208

Pb/

206

Pb. As

idades obtidas por este método são aparentes e devem ser interpretadas como idades mínimas dos

cristais de zircão analisados (Kober, 1986 e 1987). Todavia, Ansdell & Kiser (1991) e Kroner et

al. (1994) demonstraram que em zircões de rochas magmáticas, a idade

207

Pb/

206

Pb se superpõe,

no limite do erro analítico, com a idade obtida pelos métodos U-Pb convencional e SHRIMP,

quando vários grãos fornecerem idades semelhantes.

Em rochas sedimentares, as idades Pb-Pb, U-Pb convencional e SHRIMP obtidas em zircões

detríticos dificilmente serão conclusivas, pois não existem garantias que os cristais analisados

pertençam à mesma rocha fonte. Então, a idade Pb-Pb em zircão detrítico deve ser interpretada

como idade mínima e as considerações nela baseadas não devem ultrapassar os limites traçados

pela consistência estatística do conjunto de dados (P

INHEIRO

, 2003).

5.3.2.2 Análises do Método de Evaporação de Pb e Zircão no Espectrômetro de Massa

As análises de evaporação de Pb em monocristais de zircão (Pb-Pb em zircão) são realizadas

no espectrômetro de massa de termo-ionização FINNIGAN MAT 262 do Laboratório de

Geologia Isotópica da Universidade Federal do Pará - Pará-Iso (Figura 14), que utiliza um

arranjo duplo de filamentos de rênio (Re), um de evaporação, na forma de canoa, onde o zircão é

aprisionado, e outro de ionização, posicionado defronte do primeiro, onde o chumbo evaporado

do zircão é depositado.

O filamento de evaporação é aquecido a uma temperatura pré-estabelecida durante 5

minutos, quando o chumbo presente no interior do zircão é evaporado e depositado no filamento

de ionização, que é mantido em temperatura ambiente. Em seguida, o filamento de evaporação é

desligado e o filamento de ionização aquecido a uma temperatura em torno de 1050

C, quando o

chumbo ali depositado é ionizado e tem a sua composição isotópica determinada.

Depois de determinada a composição isotópica, a corrente elétrica que aquece o filamento de

evaporação é elevada a aproximadamente 1.2 – 1.5 A e a do filamento de ionização a 3.8 – 4.5

A, simultaneamente, aumentando a temperatura ambiente por volta de 1600 a 1800

C. Este

procedimento é feito para eliminar totalmente o chumbo ali depositado visando a sua preparação

para uma nova etapa de aquecimento do filamento de evaporação, que é realizada a uma

temperatura superior à empregada na etapa anterior.

Normalmente são realizadas três etapas de aquecimento (ou evaporação). A primeira, a

1450

C, a segunda a 1500

C e a terceira, a 1550

C. A composição isotópica do chumbo é

determinada por um contador de íons, em modo dinâmico, segundo uma varredura na seguinte

seqüência de massa: 206, 207, 208, 206, 207 e 204.

São realizadas cinco varreduras definindo um bloco de dados com nove razões

207

Pb/

206

Pb.

Normalmente, são obtidos cinco blocos de dados para cada etapa de evaporação para se

determinar a idade média aparente

207

Pb/

206

Pb dessa etapa com precisão. Entretanto, para este

estudo, foram obtidos apenas dois blocos de leituras, já que em estudos de proveniência a

precisão analítica é de importância secundária.

Em alguns casos, a intensidade de emissão pode ser alta o suficiente para se determinar a

composição isotópica do chumbo em modo estático, com coleta simultânea de dados. As massas

206, 207 e 208 são medidas em diferentes janelas de Faraday e a massa 204 no contador de íons.

Neste caso são realizadas 10 leituras das massas fornecendo 10 razões

207

Pb/

206

Pb que definem

um bloco de dados.

Em ambos os casos as idades aparentes

207

Pb/

206

Pb obtidas nas diferentes etapas são

corrigidas para chumbo de contaminação utilizando o modelo de evolução do chumbo de Stacey

e Krammers (1975). As idades de cada cristal de zircão obtidas nas diferentes etapas de

evaporação são tabeladas, e aquela idade obtida na etapa de mais alta temperatura é interpretada

como a idade mínima deste cristal.

Figura 14- Aspecto do Espectrômetro de Massa Finnigan MAT 262 do Pará-Iso.

5.3.3 Método Sm-Nd em Rocha Total

5.3.3.1 Princípios do Método Sm-Nd

a) Evolução do Nd na Terra e Idades modelos

O método radiométrico Sm-Nd baseia-se na desintegração do

147

Sm para o

143

Nd, através de

uma emissão espontânea de partículas α (equivalente à massa do elemento Hélio), segundo a

meia-vida representada pela constante de desintegração λ

147

→

143

(λ

= 6,54 × 10

-12

/a.).

Os elementos Sm e Nd, pertencentes do grupo dos Elementos Terras Raras (ETR) ou

Lantanídeos, possuem sete isótopos cada um. O Sm tem os isótopos 144, 147, 148, 149, 150, 152

e 154 e o Nd os isótopos 142, 143, 144, 145, 146, 148 e 150.

O método Sm-Nd permite datar, para qualquer rocha, a época em que seu magma pai

(protólito crustal) diferenciou-se do manto superior, independentemente dos processos

geológicos que ela tenha sofrido. Uma vez que a razão Sm/Nd somente se modifica

significativamente durante uma eventual diferenciação manto-crosta (D

AOLO

, 1981 e 1988).

O sistema Sm-Nd, quando aplicado em rocha total, é considerado como geralmente resistente

aos efeitos de intemperismo, erosão, transporte, diagênese e metamorfismo, o que possibilita ter

uma idéia do tempo de residência crustal dos protólitos ígneos que serviram como fontes de

sedimentos, no caso das rochas sedimentares, mesmo quando as rochas sofreram um evento

termo-tectônico posterior.

De acordo com Nisbet (1987), o cálculo de idades modelos (Sm-Nd em rocha total) é

possível conhecendo-se as razões

147

Sm/

144

Nd e

143

Nd/

144

Nd atuais das amostras de rochas

terrestres e comparando-as com modelos de evolução isotópica de Nd existentes de possíveis

reservatórios mantélicos fontes dos quais as mesmas derivaram.

Atualmente, apesar de existirem vários “tipos de manto” com características geoquímicas

distintas, que corroboram com a criação de modelos de evolução isotópica de Nd, empregam-se

dois modelos de evolução para o manto superior: um baseado na evolução do manto a partir de

um reservatório de composição condrítica uniforme (“Chondritic Uniform Reservoir”- CHUR) e

outra evolução a partir de um Manto Empobrecido (Depleted Mantle - DM) (ROLLINSON, 1994;

DE PAOLO 1981, 1988).

O modelo CHUR assume que o Nd no manto evoluiu a partir de um reservatório uniforme,

cuja razão Sm/Nd é igual a dos meteoritos condríticos.

O modelo do Manto Empobrecido (Depleted Mantle – DM) foi proposto para explicar as

diferentes assinaturas isotópicas encontradas nos basaltos de ilhas oceânicas e de assoalho

oceânico (MORB). Esse modelo considera que o manto superior, que deu origem aos basaltos

tipo MORB, foi progressivamente empobrecido em Nd ao longo dos tempos geológicos,

evoluindo assim com uma razão Sm/Nd maior que a do reservatório mantélico tipo CHUR. O

empobrecimento em Nd seria uma conseqüência da extração do material crustal.

Segundo Faure (1986), a idade modelo de uma rocha é obtida pela determinação do

momento, no tempo geológico, no qual as razões

143

Nd/

144

Nd da rocha e do CHUR são as

mesmas. Geologicamente, isto significaria o momento no qual o Nd desta rocha se separou do

reservatório condrítico, determinando assim o tempo de residência crustal.

O cálculo da idade modelo T

CHUR

ou T

é realizado através da seguinte fórmula:

(x)

= (1/

) ln {1+ [(

143

Nd/

144

Nd)

amostra

– (

143

Nd/

144

Nd)

]/ [(

147

Sm/

144

Nd)

amostra

– (

147

Sm/

144

Nd)

]}.

Sendo que x corresponde ao CHUR ou ao DM.

No laboratório Pará-Iso/UFPA, para o cálculo das razões isotópicas, que influenciam na

determinação das idades T

CHUR

e T

de uma rocha, atribui-se valores para (

143

Nd/

144

Nd)

CHUR

0,512638, relativo a uma razão

143

Nd/

144

Nd de 0,7219, e para (

147

Sm/

144

Nd)

CHUR

= 0,1967, de

acordo com Faure (1986) e Rollison (1994).

A aplicação desta equação acima citada atribui uma evolução linear da razão isotópica

143

Nd/

144

Nd no manto superior. No entanto, existem várias outras propostas para determinar a

evolução de uma fonte de manto empobrecido ao longo dos tempos, sendo a mais utilizada a de

De Paolo (1988) que mostra uma evolução isotópica da razão

143

Nd/

144

Nd ligeiramente

parabólica para o manto superior fracionado, cuja curva pode ser descrita pela equação:

(T) = 0,25T

– 3T + 8,5

Onde T corresponde à idade modelo T

e Є

(T) representa a diferença da razão

143

Nd/

144

Nd da amostra em relação ao CHUR, no tempo T.

A idade modelo T

obtida, segundo De Paolo (1988), é o ponto de intersecção desta curva,

representada pela equação acima, com uma curva definida pela evolução isotópica de Nd em

rochas crustais, cuja equação pode ser descrita assim:

(T) = Є

(0) – 25,09 . f

(Sm/Nd)

. T

Portanto, ainda de acordo com este autor, se igualarmos estas duas equações citadas acima de

(T), obteremos assim, uma expressão matemática do segundo grau em T (T é dado em Ga),

onde:

(0) = {[(

143

Nd/

144

Nd)

(0)

am - (

143

Nd/

144

Nd)

(0)

CHUR

]

(

143

Nd/

144

Nd)

(0)

CHUR

}

x 10

(Sm/Nd)

= [(

147

Sm/

144

Nd)am - (

147

Sm/

144

Nd)

CHUR

] / (

147

Sm/

144

Nd)

CHUR

Sendo: Є

(0) - a diferença da razão

143

Nd/

144

Nd da amostra em relação ao CHUR, no

tempo zero (0); ƒ

(Sm/Nd)

– o fator de fracionamento do Sm da amostra em relação ao do CHUR; e

am- a razão isotópica medida para a amostra.

Vale ressaltar, que o parâmetro Є

Nd(t)

consiste basicamente na comparação das razões

143

Nd/

144

Nd das amostras estudadas com o valor do CHUR em um tempo “t”, que seria

representativo da terra global, segundo a seguinte expressão:

= [[(

143

Nd/

144

Nd)

amostra

/ (

143

Nd/

144

Nd)

CHUR

] –1] x 10

Portanto, um valor Є

positivo indica que as rochas foram derivadas do manto superior com

razão Sm/Nd maior que o reservatório condrítico, enquanto que um valor negativo de Є

indica

que as rochas foram derivadas de uma fonte com uma razão Sm/Nd menor, ou seja, que tais

rochas são derivadas da crosta continental, ou assimilaram, rochas crustais mais antigas.

5.3.3.2- Análises do Método Sm-Nd no Espectrômetro de Massa:

Após a separação química dos elementos Sm e Nd, os mesmos são depositados em

filamentos de Tântalo (Ta), para análise isotópica.

As análises também são realizadas no Laboratório Pará-Iso no espectrômetro de massa de

termo-ionização FINNIGAN MAT 262 (Figura 14), equipado com um sistema de multicoleção,

que inclui sete coletores de Faraday e dotado de um tambor para treze amostras. A corrente

elétrica que aquece o filamento de Tântalo (Ta) (evaporação), onde estão depositadas as amostras

de Sm e Nd, é em torno de 1,4 A e a do filamento de Rênio (Re) (ionização) entre 4,1 a 4,2 A.

A composição isotópica do Nd é determinada com a análise de dez blocos sucessivos, onde

são feitos, em cada bloco, dez medidas das massas 142, 143, 144, 145, 146, 147 e 150 em modo

estático, o que permite a obtenção das razões

142

Nd/

144

Nd,

143

Nd/

144

Nd,

145

Nd/

144

Nd,

146

Nd/

144

Nd,

147

Sm/

144

Nd e

150

Nd/

144

Nd. A análise isotópica do Nd para cada amostra tem duração de cerca de

45 minutos.

A determinação da composição isotópica do elemento Sm é feita com análise dos isótopos

147

Sm,

149

Sm,

152

Sm e

155

Gd com dez medidas para cada bloco. Sete blocos de leituras são

realizados para a obtenção das quatro razões:

149

Sm/

147

Sm,

152

Sm/

147

Sm,

154

Sm/

147

Sm e

155

Gd/

147

Sm. A razão

149

Sm/

147

Sm é utilizada para o cálculo da concentração de Sm por diluição

isotópica; a razão

152

Sm/

147

Sm serve de referência e corrige o fracionamento; a razão

154

Sm/

147

Sm serve como controle de um possível fracionamento da amostra durante a análise

isotópica; e a razão

155

Gd/

147

Sm corrige a interferência do Gadolínio (Gd).

O tratamento matemático e estatístico dos dados isotópicos foi realizado em um programa de

software desenvolvido no Laboratório Pará-Iso/UFPA chamado “Finres II”, onde os resultados

“brutos”, não numéricos, apenas corrigidos da interferência de Sm e Gd, arquivados no

computador do espectrômetro, são convertidos em valores numéricos e sendo, posteriormente,

efetuadas as correções de fracionamento, a partir de uma razão de referência

146

Nd/

144

Nd =

0,7219 e

152

Sm/

147

Sm = 1,7830, e de traçador em cada leitura. Em seguida, é efetuado um teste

estatístico de Dixon por bloco, para a eliminação de valores aberrantes.

Os valores finais das razões isotópicas e dos respectivos desvios são calculados a partir da

média ponderada de todos os blocos de leitura obtidos na análise, eliminando-se os blocos que se

afastam a mais de 2,5σ da média.

Os cálculos da razão

147

Sm/

144

Nd e da concentração de Sm e Nd, a partir dos resultados

analíticos, foram obtidos por meio de diluição isotópica, utilizando também um programa de

software disponibilizado ao Laboratório Pará-Iso/UFPA chamado de FORMUL, e,

posteriormente, calculados em fórmulas matemáticas pré-estabelecidas.

RESULTADOS

6.1 MÉTODO ANALÍTICO DE EVAPORAÇÃO DE Pb (Pb-Pb EM ZIRCÃO)

Para a utilização deste método geocronológico foram coletadas duas amostras de quartzitos

pertencentes à Formação Morro do Campo, subunidade do Supergrupo Baixo Araguaia. Uma

amostra foi coletada na porção setentrional do CA, nas proximidades da cidade de Xambioá

(TO) (amostra BP/08) e outra na porção meridional, próximo à cidade de Paraíso do Tocantins

(TO) (amostra BP/33). Os pontos geográficos das amostras coletadas estão mostrados no mapa

de amostragem (Anexo 02).

Ao todo sessenta e nove (69) cristais detríticos de zircão do quartzito coletado em Xambioá

(TO), amostra BP/08, foram analisados, mas apenas cinqüenta e três (53) cristais emitiram sinais

de Pb adequados (sinais fortes e estáveis) para análise isotópica. Os resultados analíticos

completos estão tabelados no Anexo 04, enquanto que na tabela 02 são mostrados apenas os

dados utilizados na determinação das idades dos cristais detríticos de zircão.

A maioria dos cristais de zircão analisados apresentou-se arredondada a sub-arredondada,

incolor e/ou com tonalidade amarelada. Também foram encontrados muitos cristais metamíticos,

alguns cristais sub-prismáticos, curtos ou alongados e com algumas inclusões fluidas (Anexo

05).

Nas análises isotópicas de Pb-Pb em zircão, em quase todos os cristais obtiveram-se idades

nas etapas de 1450°C e de 1500°C, tomando-se a média de idades dos dois primeiros blocos de

leitura de cada etapa efetuada, já que para este estudo a precisão analítica é de importância

secundária e o método fornece apenas a idade mínima destes zircões. Em alguns casos

obtiveram-se idades apenas nas etapas de 1450

C e outras apenas nas etapas de 1500

C. Somente

as idades obtidas na etapa de maior temperatura (1500

C) foram consideradas para a

interpretação da idade mínima dos cristais detríticos de zircão analisados (Tabela 02).

As idades fornecidas pelos cristais de zircão do quartzito da Formação Morro do Campo da

região de Xambioá, mostram uma grande contribuição de sedimentos de terrenos

Meso/Neoarqueanos e outras menos freqüentes de terrenos Paleoproterozóicos e

Mesoproterozóicos. A idade mais jovem obtida foi 1416 ± 14 Ma e a mais velha foi 3087 ± 17

Ma (Tabela 04). As idades obtidas foram postas em um histograma de freqüência vs idades, onde

são mostrados de maneira mais objetiva os intervalos de idades dos cristais de zircão e,

possivelmente, de áreas fontes de sedimentos para esta unidade situada na porção norte do

Cinturão Araguaia (Figura 15a).

Zircão Temp.

204

Pb/

206

Pb (

207

Pb/

206

Pb)r 2 σ Idade 2 σ

BP08/01 1500 0,000159 0,18687 37

2715 3

BP08/02 1500 0,000078 0,19881 4

2817 3

BP08/04 1500 0,000186 0,18224 49

2674 4

BP08/05 1500 0,000014 0,2044 53

2862 4

BP08/07 1500 0,000065 0,18951 56

2738 5

BP08/08 1500 0,000558 0,08986 278

1423 59

BP08/10 1500 0,000024 0,20022 44

2828 4

BP08/11 1500 0,000018 0,12875 31

2081 4

BP08/12 1500 0,000026 0,12984 71

2096 10

BP08/14 1500 0,000094 0,2079 42

2890 3

BP08/15 1500 0,000189 0,18108 202

2663 18

BP08/16 1500 0,00005 0,21159 226

2918 17

BP08/18 1500 0,000021 0,20269 92

2848 7

BP08/19 1500 0,00036 0,19226 62

2762 5

BP08/23 1500 0,000055 0,23511 254

3087 17

BP08/25 1500 0,00036 0,21138 174

2917 13

BP08/29 1500 0,000017 0,20506 52

2867 4

BP08/31 1500 0,000644 0,08952 67

1416 14

BP08/32 1500 0,00008 0,11369 91

1859 14

BP08/33 1500 0,000362 0,20124 211

2837 17

BP08/34 1500 0,000198 0,18985 89

2741 8

BP08/35 1500 0,000192 0,21854 69

2970 5

BP08/36 1500 0,000036 0,21308 38

2929 3

BP08/37 1500 0,000157 0,14737 37

2316 4

BP08/38 1500 0,000323 0,2125 66

2925 5

BP08/39 1500 0,000051 0,21654 278

2955 21

BP08/40 1500 0,000795 0,20638 21

2878 17

BP08/41 1500 0,000364 0,20262 204

2848 16

BP08/42 1500 0,000074 0,12352 165

2008 24

BP08/43 1500 0,000335 0,19458 6

2782 5

BP08/44 1500 0,000278 0,19175 94

2758 8

BP08/45 1500 0,00029 0,18955 216

2739 19

BP08/46 1500 0,000072 0,20402 106

2859 8

BP08/47 1500 0,000085 0,20153 73

2839 6

BP08/48 1500 0,000122 0,189 61

2734 5

BP08/50 1500 0,000013 0,2037 51

2856 4

BP08/53 1500 0,000104 0,16293 96

2487 10

BP08/56 1500 0,000804 0,19388 553

2776 47

BP08/57 1500 0,000134 0,20042 164

2830 13

BP08/60 1500 0,000118 0,15327 81

2383 9

BP08/62 1500 0,001515 0,17981 778

2651 72

BP08/63 1500 0,000219 0,18037 114

2657 10

BP08/64 1500 0,000026 0,20121 96

2836 8

BP08/65 1500 0,000048 0,18737 45

2720 4

BP08/66 1500 0,00008 0,19911 235

2819 19

BP08/67 1500 0,000088 0,20447 151

2863 12

BP08/68 1500 0,000069 0,20283 13

2849 10

Tabela 02 - Idades Pb-Pb em zircão obtidas do quartzito da Formação Morro do Campo (amostra

BP/08) da Região de Xambioá (TO).

No quartzito da Formação Morro do Campo coletado na porção sul do CA, nas proximidades

da cidade de Paraíso Tocantins (TO), amostra BP/33, foram analisados sessenta e um (61)

cristais de zircão, mas apenas cinqüenta e um (51) cristais emitiram sinais de Pb adequados

(sinais fortes e estáveis) para análise isotópica. Os resultados analíticos completos também estão

tabelados em anexo (Anexo 06), enquanto que na tabela 03 são mostrados apenas os dados

utilizados na determinação das idades dos cristais detríticos de zircão.

Os cristais detríticos de zircão selecionados aleatoriamente do quartzito de Paraíso do

Tocantins (TO) apresentaram-se, em sua grande maioria, sub-arredondados e arredondados, com

apenas alguns cristais prismáticos e fragmentados (Anexo 07).

As idades obtidas nas análises isotópicas Pb-Pb em zircão, como se observa na tabela 03,

apontaram uma grande contribuição de fontes mesoproterozóicas, uma menor, mas significativa

contribuição de fontes paleoproterozóicas e pequena contribuição de fontes neoproterozóicas e

arqueanas para o aporte sedimentar deste quartzito. A idade mais jovem obtida foi 697 ± 28 Ma

e a mais velha foi 2796 ± 08 Ma. As idades obtidas também foram postas em um histograma de

freqüência vs idades, onde são mostrados de maneira mais objetiva os intervalos de idades dos

cristais de zircão e, possivelmente, de áreas fontes de sedimentos para esta unidade situada na

porção sul do Cinturão Araguaia (Figura 15b).

Os resultados Pb-Pb em zircão obtidos nas duas amostras de quartzito da Formação Morro do

Campo também foram postos conjuntamente em um histograma de freqüência, como forma de

comparação entre as distribuições das idades obtidas das duas amostras (Figura 15c).

Tabela 03 - Idades Pb-Pb em zircão obtidas do quartzito da Formação Morro do Campo (amostra

BP/33) da Região de Paraíso do Tocantins (TO).

Zircão Temp.

204

Pb/

206

Pb (

207

Pb/

206

Pb)c 2σ Idade 2 σ

BP33/01 1500 0,000217 0,07474 4

1062 11

BP33/03 1500 0,000475 0,11111 57

1818 9

BP33/04 1500 0,000082 0,07318 124

1019 34

BP33/05 1500 0,00018 0,07847 233

1159 59

BP33/06 1500 0,000124 0,10893 3

1782 5

BP33/07 1500 0 0,07614 192

1099 51

BP33/08 1500 0,000113 0,0757 85

1087 23

BP33/09 1500 0,00009 0,11185 168

1830 27

BP33/10 1500 0,000063 0,07433 72

1051 19

BP33/12 1500 0,000242 0,06808 186

871 56

BP33/13 1500 0,000004 0,07585 18

1091 5

BP33/15 1500 0,000091 0,0765 65

1108 17

BP33/16 1500 0,000192 0,07564 135

1086 36

BP33/17 1500 0,000346 0,07182 39

981 11

BP33/18 1500 0,000026 0,07607 8

1097 21

BP33/19 1500 0 0,07812

1150 32

BP33/20 1500 0,000344 0,0768 44

1116 11

BP33/22 1500 0,000159 0,06266 83

697 28

BP33/23 1500 0,000247 0,07615 44

1099 12

BP33/24 1500 0,000015 0,07721 45

1127 12

BP33/25 1500 0,000191 0,19632 95

2796 8

BP33/26 1500 0,000136 0,07514 49

1073 13

BP33/27 1500 0,00005 0,07281 44

1009 12

BP33/28 1500 0,000049 0,12622 52

2046 7

BP33/30 1500 0,000536 0,07142 75

970 21

BP33/34 1500 0,000139 0,07179 16

980 5

BP33/35 1500 0,000198 0,12247 146

1993 21

BP33/36 1500 0,000095 0,07246 55

999 15

BP33/37 1500 0,000059 0,0774 129

1132 33

BP33/38 1500 0,00014 0,07491 34

1066 9

BP33/39 1500 0,000065 0,07302 17

1015 5

BP33/40 1500 0,000016 0,16897 86

2548 8

BP33/41 1500 0,000249 0,10919 36

1786 6

BP33/43 1500 0,000044 0,11231 102

1837 16

BP33/44 1500 0,000128 0,1145 38

1872 6

BP33/45 1500 0 0,08029 174

1204 43

BP33/46 1500 0,000058 0,11376 46

1861 7

BP33/47 1500 0,000062 0,07061 16

946 5

BP33/49 1500 0,000975 0,06123 123

647 43

BP33/50 1500 0,00019 0,07476 106

1062 29

BP33/51 1500 0,000232 0,07496 15

1068 40

BP33/53 1500 0,000062 0,07225 33

993 9

BP33/54 1500 0,000021 0,11171 229

1828 37

BP33/55 1550 0.000044 0.11425 103

1869 16

BP33/56 1500 0.000080 0.11289 61

1847 10

BP33/57 1500 0.000071 0.10582 99

1729 17

BP33/59 1500 0.000079 0.07688 27

1118 7

BP33/60 1500 0.000400 0.07685 67 1118 17

1550 0.000378 0.07634 43 1104 11

média =

1111 14

BP33/61 1500 0.000119 0.11289 39 1847 6

1550 0.000635 0.11534 207 1885 32

média =

1866 19

Figura 15- Histograma de freqüência mostrando a distribuição das idades Pb-Pb em zircão dos

quartzitos da Formação Morro do Campo (CA). A- Mostrando as idades obtidas do quartzito da

região de Xambioá (TO); B- Mostrando as idades obtidas do quartzito da região de Paraíso do

Tocantins (TO); C- Mostrando conjuntamente a distribuição das idades obtidas nas duas

amostras de quartzito.

6.2 MÉTODO Sm-Nd EM ROCHA TOTAL (IDADE MODELO)

Com a finalidade também de identificar os possíveis candidatos à fonte de sedimentos para as

rochas metassedimentares constituintes do Cinturão Araguaia, composições isotópicas de Sm-Nd

foram determinadas em amostras de litotipos dos grupos Estrondo e Tocantins. As coordenadas

geográficas de cada amostra coletada e analisada estão tabelados no Anexo 01.

Ao todo foram datadas 44 amostras, sendo 20 amostras do Grupo Tocantins, representadas

por filitos, magnetita filitos, ardósias, mica xistos intemperizados, clorita-biotita-quartzo xisto e

metassiltitos, e 24 amostras do Grupo Estrondo, representadas por biotita xistos, quartzo-biotita

xistos, estaurolita-granada-muscovita xisto, granada-quartzo-bitotita xistos, cianita-quartzo-

biotita xisto, grafita xistos, granada-mica xistos e quartzo-biotita-muscovita xistos. As amostras

foram coletadas em uma extensão que vai desde Xambioá (TO) até Paraíso Tocantins (TO)

(Anexo 02). Entre as amostras analisadas do Grupo Tocantins, três são amostras pertencentes à

Formação Couto Magalhães obtidas em dois testemunhos de sondagem feitos pela Mineração

Genipapo – WMC, na região de São Martim (Pa), próximo ao município de Redenção (Pa),

sendo duas (2) amostras do furo SMD-03, uma localizada a 155,95m e a outra a 275,90m de

profundidade, e uma amostra do furo SMD-08 localizada a 530,90m de profundidade. Os

resultados analíticos das amostras datadas pelo método Sm-Nd encontram-se na Tabela 04 e

distribuídos no mapa (Figura 16).

Levando-se em consideração que a razão Sm/Nd é raramente afetada por processos de

anatexia, fracionamento, metamorfismo e/ou intemperismo, neste trabalho as idades modelo

Sm/Nd foram calculadas segundo o modelo de manto empobrecido de DePaolo (1988) em

estágio único, pelo fato da maioria dos parâmetros como o fator de fracionamento ƒ

(Sm/Nd)

, que

representa a diferença entre as razões

147

Sm/

144

Nd da amostra e do CHUR dividida pela razão

147

Sm/

144

Nd do CHUR (DePaolo & Wasserburg, 1976) e as razões

147

Sm/

144

Nd, encontrarem-se

em torno do intervalo de valores considerados normais para as rochas analisadas. Esses

intervalos de ƒ

(Sm/Nd)

147

Sm/

144

Nd são, respectivamente, -0,60 a -0,35 e 0,09 a 0,125 (Sato &

Siga Jr., 2000). Exceto em uma amostra de filito intemperizado (amostra BP-20), uma amostra

de granada-mica xisto intemperizado (amostra BP-28) e em uma amostra de mica-xisto

intemperizado (amostra BP-35), cujos resultados analíticos ficaram muito fora do considerado

normal, ficando excluídos da interpretação dos resultados (Tabela 04 e Figura 16).

Como se observa no histograma de freqüência das idades modelo Sm-Nd (T

) obtidas dos

diferentes litotipos amostrados, em seções transversais, ao longo do Cinturão Araguaia, as idades

modelo apresentam uma distribuição bimodal com maior freqüência de idade entre 1,4 e 2,1 Ga

(63,63% das amostras), com moda entre 1,6 e 1,7 Ga. O outro intervalo de idade, bem menos

freqüente, situa-se entre 2,4 e 2,7 Ga (13,63% das amostras) (Figura 17). Esses dados sugerem

que as rochas metassedimentares do Cinturão Araguaia podem ser resultado de mistura de fontes

de idade paleoproterozóica com fontes mais jovens, provavelmente, meso-neoproterozóica.

Alternativamente, essa mistura pode ter envolvido também fontes arqueanas, porém de modo

restrito.

Os valores de ε

Ndt

calculados a 900 Ma, para estas rochas metassedimentares, foram

predominantemente negativos, entre -3,15 e -23,82. Considerando uma idade máxima estimada

de ≈ 900 Ma para a deposição destes sedimentos, baseada na idade obtida em monocristais de

zircão de rochas máficas encaixadas nas rochas metassedimentares (817 ± 05 Ma – Gorayeb et

al. 2004), ditas contemporâneas à sedimentação, na grande concentração de idades Pb-Pb em

zircão mínimas obtidas entre 0,85 – 1,0 Ga nos quartzitos da Formação Morro do Campo,

Figura 17- Histograma de freqüência das idades modelo Sm-Nd em rocha total obtidas tanto da

porção norte como das porções central e sul das rochas metassedimentares pertencentes ao

Cinturão Araguaia.

coletado na região de Paraíso Tocantins (TO) (Figura 15b), e na presença de zircões de rochas

alcalinas, que apresentaram idades de 1,0 Ga (S

OUZA

, 1996).

7 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS

Atualmente, a interpretação aceita para a natureza dos sedimentos que deram origem as

rochas supracrustais do Cinturão Araguaia (CA) foi formulada por Abreu (1978), o qual defende

que a sedimentação das rochas metassedimentares deste cinturão adveio em conseqüência da

regeneração implantada na porção marginal do Cráton Amazônico. Modelos evolutivos

propostos para o Cinturão Araguaia, em geral, sugerem que ele se instalou em uma bacia

formada pelo rifteamento restrito (sem formação expressiva de crosta oceânica) da crosta

continental arqueana, seguido pela inversão tectônica da bacia, acompanhada de transporte de

massa, de SE para NW, do material supracrustal (Alvarenga et al., 2000). No entanto, estudos

geocronológicos revelaram que as rochas do Cinturão Araguaia repousam sobre um

embasamento de idade arqueana ao norte, e de idade paleproterozóica ao sul (A

RCANJO

OURA

, 2000). Adicionalmente, Gorayeb et al. (2002) revelaram a presença de basaltos com

estrutura almofadada, situados na porção mais oeste do Cinturão Araguaia, com cristais de zircão

(herdados ?) de 2.05 Ga. Estes dados sugerem que a contribuição de material crustal

paleoproterozóico pode ter sido importante e que as rochas metassedimentares do cinturão

podem ter tido áreas fontes de idades distintas.

Os dados obtidos pelo método de evaporação de Pb em zircão nos quartzitos da Formação

Morro do Campo do CA, coletados na porção norte e sul da região (Figuras 15a e 15b), indicam

que estas duas porções tiveram histórias de proveniência distintas.

As idades Pb-Pb em zircão obtidas no quartzito da Formação Morro do Campo, coletado na

porção norte do CA, região de Xambioá (TO) (amostra BP/08), indicam a presença de pelo

menos seis populações distintas de zircão. Uma população predominante meso-neoarqueana com

moda de idade entre 2,8 – 2,9 Ga, outras 3 populações menos freqüentes de zircões

paleoproterozóicos (ca. 1,90 -1,85 Ga; 2,1 – 2,0 Ga; e 2,4 – 2,3 Ga) e uma população de idade

mesoproterozóica (ca. 1,45 – 1,40 Ga).

A princípio, aproximadamente 82,6% dos cristais datados são provenientes da erosão de

terrenos de idades meso-neoarqueanos (3,0 – 2,65 Ga) e os 17,4 % restantes de terrenos

paleoproterozóicos e mesoproterozóicos (Figura 15a).

Já os resultados isotópicos obtidos no quartzito (amostra 04/BP17) da Formação Morro do

Campo, coletado na porção sul do CA, região de Paraíso Tocantins (TO) (Figura 15b), mostram

uma distribuição bimodal para este litotipo, com modas entre 850 – 1250, mais freqüente, e

1700– 1850 Ma, menos freqüente. Esses dados sugerem uma grande contribuição de terrenos de

idades entre o Meso e o Neoproterozóico e uma menor contribuição de terrenos

paleoproterozóicos. Idades isoladas encontradas nesta amostra entre 600-700, 1950-2050, 2550-

2600 e 2750-2800 Ma sugerem que terrenos com essas faixas de idades podem ter também

contribuído para a formação deste quartzito ou foram provenientes do retrabalhamento de

terrenos mais jovens que possuem cristais de zircão detríticos herdados de terrenos mais antigos.

Os dados obtidos no quartzito da porção sul do CA mostram que 64% dos cristais analisados

apresentaram idades meso-neoproterozóicas, evidenciando uma importante contribuição de

sedimentos de terrenos que se formaram nesta faixa de idade.

A análise conjunta dos dados obtidos destes dois quartzitos da Formação Morro do Campo

mostra diferentes espectros de idade Pb-Pb em zircão, indicando que os sedimentos que

originaram os quartzitos do CA têm fontes distintas (Figura 15c). Esta constatação sugere que o

CA possui uma evolução geológica complexa, já que os diferentes padrões de idades Pb-Pb em

zircão apresentados nestes quartzitos do CA, indicam que a bacia deposicional que originou o

CA não teria sido um simples sistema de rifte, como sugere a evolução estrutural proposta por

Alvarenga et al. (2000).

É importante ressaltar que, apesar destes quartzitos da Formação Morro do Campo

apresentarem diferentes padrões de idades Pb-Pb em zircão, de forma alguma alude a um

diacronismo, já que a heterogeneidade de idades pode ser interpretada como uma questão de

caráter genuinamente geográfico e de simples disponibilidade de sedimentos na área fonte.

A forma dos zircões analisados destes quartzitos estudados das porções norte e sul, como

mencionado anteriormente, levanta a possibilidade de alguns sedimentos das rochas

metassedimentares do CA serem componentes de detritos de natureza multiciclo sedimentar,

como é o caso de alguns zircões arredondados encontrados nas duas amostras, principalmente os

cristais da amostra coletada na região de Xambioá (TO). O grau de arredondamento de detritos

sedimentares pode ser utilizado como um indicativo de extensivo transporte e/ou

retrabalhamento, bem como indício de um intenso processo litorâneo, enquanto que cristais

prismáticos são indícios de sedimentação local (CAWOOD & NEMCHIN, 2000), mas com

possibilidade também destes grãos terem sido transportados protegidos em litoclastos ou seixos e

liberados depois em outro ciclo sedimentar.

De acordo com a configuração demonstrada na figura 07, durante a amalgamação do

Supercontinente Gondwana Oeste (U

NRUG

, 1996), e analisando apenas as idades Pb-Pb em

zircão do quartzito coletado na porção norte do CA, observa-se que as idades Pb-Pb em zircão

são compatíveis com às dos terrenos pertencentes ao Cráton Amazônico como na Província

Mineral dos Carajás com idades 3,04 – 2,8 Ga (ex. granodiorito Rio Maria e etc), além de

terrenos paleoproterozóicos, como as faixas Maroni-Itacaiúnas (≈ 2,15 Ga), Ventuari-Tapajós (≈

2,0 Ga) e Rio Negro-Jurema (≈ 1,8 Ga). Este fato indicaria, a princípio, o Cráton Amazônico

como principal candidato à fonte de sedimentos, confirmando em primeira vista a tese defendida

por Abreu (1978), que advoga que a sedimentação das rochas metassedimentares deste cinturão

adveio em conseqüência da regeneração implantada na porção marginal do Cráton Amazônico.

No entanto, apesar das idades Pb-Pb em zircão do quartzito coletado na região de Xambioá

serem compatíveis com as idades dos terrenos pertencentes ao Cráton Amazônico, na Plataforma

Sul-Americana, segundo Brito Neves (1999), terrenos mesoarqueanos (3,2 – 2,8 Ga), que

possuem expressão territorial ainda local, têm sido registrados em várias partes do continente,

especialmente em terrenos de crátons (Amazônico e São Francisco, sobretudo) e “maciços”

(Goiás, S. José do Campestre, Caldas Brandão etc.), com perspectiva de se tornarem mais

numerosos com o desenvolvimento continuado da pesquisa geocronológica.

Os terrenos neoarqueanos também identificados no Continente Sul-Americano (2,8 – 2,5 Ga)

são representados por alguns núcleos microcontinentais neoarqueanos considerados como termos

finais resultantes de uma longa história de docagem de terrenos de alto e baixo grau, que remonta

a 3,5 Ga (Paleoarqueano) pelo menos. Esses terrenos neoarqueanos aparecem mais ou menos

poupados de retrabalhamento pelos processos orogenéticos subseqüentes e como figurantes

expressivos locais (seed nuclei) dentro da trama da ampla colagem que veio a acontecer na parte

média do Paleoproterozóico (BRITO NEVES, 1999).

Já os terrenos paleoproterozóicos, ainda segundo Brito Neves (1999), representariam uma

colagem orogênica, no sentido de ser o resultado de atividade somatória de grande número de

limites convergentes de placas no espaço e no tempo, que originaram provavelmente à formação

de uma grande massa continental coesa, dispersa hoje entre a América do Sul e África, pelo

menos.

Os terrenos mesoproterozóicos fazem parte de uma história evolutiva bastante controversa e

problemática em todo o Continente Sul-Americano. Sua documentação geocronológica é muito

pobre em todo o continente e seus protólitos pertencem apenas a algumas orogenias da metade

superior desta Era, que são aquelas postadas em frações litosféricas de comportamento cratônico

no Brasiliano (ao longo do Neoproterozóico) como as faixas San Ignácio/Guaporé e

Sunsás/Aguapeí, sudoeste do Cráton Amazônico, na fronteira Brasil – Bolívia.

A importância dessas orogenias Mesoproterozóicas remonta em pelo menos dois estágios:

1,45 a 1,3 Ga e ca. 1,0/0,96 Ga (períodos Ectasiano e Toniano), que fecharam sítios oceânicos e

afins (de idade mesoproterozóica) e outros domínios Tafrogenéticos Ectasianos (B

RITO

EVES

1999). O que vem demonstrando progressivamente, que estas orogenias consorciadas formaram

subseqüentes amplas colagens de massas continentais, que podem ter dado origem à concepção

do supercontinente Rodínia de Hoffman (1991).

Brito Neves et al. (1995b apud B

RITO

EVES

, 1999) identificaram na estrutura da Província

Borborema a orogenia Cariris Velhos de idade Mesoproterozóica (ca. 1000 Ma), sendo esta a

primeira fora de uma área que não exibiu comportamento de Cráton Brasiliano. Na

reconstituição do supercontinente Rodínia do final do Mesoproterozóico (H

OFFMAN

, 1991), o

Cinturão Cariris Velhos tem sua continuidade preconizada na faixa de Namaqua Oriental

(sudoeste da África), com a qual guarda várias identidades litológicas, estruturais e algumas

cronológicas.

Portanto, de acordo com estas considerações acima e diante dos resultados Pb-Pb em zircão

obtidos no quartzito coletado na região de Xambioá, levanta-se também a possibilidade do

Cráton São Francisco, situado a aproximadamente 700 km a leste do CA, como provável fonte

de sedimentos para sua porção norte, já que na porção norte do Cráton São Francisco também

existem terrenos arqueanos, como os blocos Gavião e Serrinha de idades entre 3,4 e 2,6 Ga e o

Bloco Jequié de idades entre 2,8 e 2,5 Ga. Estes blocos constituem, juntamente com o Cinturão

Itabuna-Salvador-Curuçá, terrenos preservados participantes de uma história acrescionária de

orógenos paleoproterozóicos ocorridos na região por volta de 2,0 Ga. Considerando o grau de

arredondamento dos grãos de zircão apresentados e analisados deste quartzito, que podem estar

indicando que os mesmos foram muito transportados.

BRITO NEVES, B.B. DE; VAN SCHMUS, W.R.; SANTOS, E.J.; CAMPOS NETO, M.C.; KOZUCH, M. O Evento

Cariris Velhos na Província Borborema. Integração de Dados, Implicações e Perspectivas. Revista Brasileira de

Geociências, 25(4): 279-296. 1995b.

A possibilidade de o Cráton São Francisco ter servido como fonte de sedimentos,

principalmente aos de natureza multiciclo sedimentar, para a Bacia Araguaia, é sustentada pela

presença de uma feição morfotectônica, situada na porção norte deste cráton, denominado de

Aulacógeno do Paramirim, cujas duas principais fases rifte de subsidência, ocorridas a 1,75 e 1,0

Ga (SCHOBBENHAUS, 1996; DANDERFER F

, 2000 apud ALKMIM, 2004), resultaram na deposição

dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, que experimentaram uma intensa inversão tectônica

no Neoproterozóico, da qual apenas uma pequena porção do seu setor central foi poupada. Esta

inversão do Aulacógeno Paramirim foi ocasionada durante a amalgamação do Supercontinente

Gondwana (ALKMIM, 2004), a qual pode ter provocado o soerguimento e a intensa erosão dos

seus constituintes no setor oeste do Cráton São Francisco durante a colisão entre este cráton com

o Cráton Amazônico.

Aventa-se também a possibilidade de que terrenos da Província Borborema, situado mais a

norte, a aproximadamente 400 km desta porção norte do Cinturão Araguaia, tenham tido sua

parcela de contribuição, já que na porção mais a norte, ao norte do Lineamento Patos

(Patos/Garoua), inclui além de ortognaisses paleoproterozóicos (2,35; 2,15; 2,0 Ga), com um

complexo quadro lito-estrutural (Transamazônico - Eburniano), alguns prévios núcleos

arqueanos (3,45; 2,8/2,6 Ga) (B

RITO

EVES

et al., 2001).

Outra possibilidade também seriam terrenos de idades meso-neoarqueanas,

paleoproterozóicas, mesoproterozóicas e neoproterozóicas (?) situados a leste do CA, encobertos

hoje pela Bacia do Parnaíba, tenham servido como fonte de sedimentos para as rochas

metassedimentares da porção norte do CA.

DANDERFER F

A. Geologia Sedimentar e Evolução Tectônica do Espinhaço Setentrional, Estado da Bahia,

Brasília, Inst. Geoc., UNB, Tese de Doutorado, 494f. 2000.

SCHOBBENHAUS, C. As Tafrogêneses Superpostas Espinhaço e Santo Onofre, Estado da Bahia: Revisão e Novas

Propostas. Revista Brasileira de Geociências, v. 4, p. 265-279. 1996.

Outras possíveis fontes a princípio, mas um pouco mais restrito, seriam os escudos Man e

Reguibat pertencentes ao Cráton Oeste-Africano, considerando a possível correlação geológica

entre esta parte do continente africano com a Plataforma Sul-Americana, já que a porção sul

deste cráton está praticamente circundada pelos cinturões Rokelides-Bassarides a oeste, e

Dahomeides a leste, que teriam continuidade no continente sul-americano representada,

respectivamente, pelo Cinturão Araguaia e pela Província Borborema. Estes escudos possuem

terrenos de idades Meso a Neoarqueano, como o da porção oeste do Escudo Reguibat (região de

Zouerate) com idades de 3,0 – 2,5 Ga (Supergrupo Amsaga) e da orogenia Liberiana (região de

Guiné) no Escudo Man com idades por volta de 2,8 Ga, assim como terrenos paleoproterozóicos

(TROMPETE, 1994).

Em relação às idades Pb-Pb em zircão obtidas no quartzito da Formação Morro do Campo

coletado na porção sul do CA, região de Paraíso Tocantins, constata-se uma grande contribuição

de terrenos meso-eoneoproterozóico (0,85 – 1,25 Ga) e paleoproterozóicos (1,7 – 1,85 Ga)

(Figura 15b).

Como mencionado anteriormente, terrenos de idades em torno de 1,0 – 1,25 Ga são de difícil

identificação no continente sul-americano, sendo somente detectados em algumas porções do

Cráton Amazônico (porção sudoeste) e Província Borborema (porção sul). No entanto, os dados

obtidos neste estudo evidenciam a possibilidade da existência de importantes terrenos

mesoproterozóicos ainda não identificados no continente sul-americano próximos à porção sul

do CA. Uma possibilidade para esta hipótese, seria a existência destes terrenos de idades

mesoproterozóicas não identificados ainda tanto geológico como geocronologicamente no

Cráton São Francisco, devido sua grande proximidade com esta porção sul do CA. Valeriano et

al. (2004), sugere a possibilidade de que a localização de alguns destes importantes terrenos

estarem de baixo do Grupo Bambuí, que cobre quase toda a porção sul do Cráton São Francisco.

Esta hipótese se baseia em estudos realizados por Braun et al. (1993) e Teixeira et al. (1993) que

reconheceram por métodos sísmicos que, a ocorrência de magmatismo anorogênico

Mesoproterozóico é compatível com estruturas riftes pré-Bambuí. Segundo ainda Valeriano et al.

(2004), também há a possibilidade destes terrenos mesoproterozóicos estarem localizados na

margem oeste do Cráton São Francisco, envolvidos hoje por alóctones externo e interno,

implicando, conseqüentemente, que o lócus do break-up continental Neoproterozóico ocorreu

preferencialmente ao longo de sistemas rifte Mesoproterozóico.

Então, baseado nessas considerações acima, aventa-se a possibilidade do Cráton São

Francisco situado a leste do CA, como principal candidato à fonte de sedimentos para este

quartzito da Formação Morro do Campo da região de Paraíso Tocantins, além da possibilidade

de faixas arqueanas, paleoproterozóicas e meso/eo-neoproterozóicas encobertas hoje pelas

seqüências da Bacia do Parnaíba.

Outra possibilidade também para fonte de sedimentos para esta porção sul do CA seria o

Maciço Mediano de Goiás, que é constituído por terrenos granito-greenstone arqueanos da região

de Crixás-Goiás, terrenos granito-gnáissicos e seqüências vulcano-sedimentares

paleoproterozóicos da região de Almas-Natividade-Cavalcante, grandes complexos máficos-

ultramáficos compostos de intrusões acamadadas mesoproterozóicas e neoproterozóicas e

seqüências vulcano-sedimentares associadas (complexos de Barro Alto, Niquelândia e Cana

Brava e Palmeirópolis), bem como pelo Complexo Granulítico de Anápolis-Itauçu e uma extensa

área de terrenos ortognáissicos e vulcano-sedimentares neoproterozóicos juvenis (Arco

Magmático de Goiás) (P

IMENTEL

et al., 2004).

O Arco Magmático de Goiás que possue ortognaisses cálcicos a cálcico-alcalinos de idades

entre 0,90 – 0,60 Ga poderia ser um dos principais candidatos à fonte de sedimentos para este

quartzito da porção sul do CA. A tectônica sofrida por esta região, durante a amalgamação do

Supercontinente Gondwana Oeste, poderia ter soerguido e provocado um intenso processo

erosivo de suas rochas constituintes, ocasionando a deposição de seus fragmentos nesta porção

do CA.

Com os resultados obtidos das determinações isotópicas de Sm-Nd em 44 amostras de rochas

metassedimentares analisadas do Cinturão Araguaia, dentre as quais ardósias, filitos, clorita-

botita xistos, pertencentes ao Grupo Tocantins, biotita xistos, quartzo-biotita xistos e grafita -

xistos, pertencentes ao Grupo Estrondo, que revelaram um amplo espectro de idades modelo,

observa-se que a contribuição mais significativa é fruto ou da mistura de fontes de idade

paleoproterozóica com fontes mais jovens, provavelmente, meso-neoproterozóicas ou,

alternativamente, mistura com contribuição de fontes arqueanas, porém de modo restrito (Figura

18 e Tabela 04).

A distribuição das idades modelo Sm-Nd obtidas das supracrustais do Cinturão Araguaia,

como se observa em dois diagramas de evolução do Nd, onde no primeiro diagrama são

plotados, além dos resultados das amostras analisadas, os campos do embasamento arqueano do

Cráton Amazônico (S

ATO

& T

ASSINARI

, 1997), do embasamento paleoproterozóico do terreno

Central de Ceará (F

ETTER

et al., 2003) e do Batólito de Santa Quitéria (F

ETTER

et al, 2003) e no

segundo, os campos do embasamento do Cráton Amazônico (SATO & TASSINARI, 1997), do

terreno paleoproterozóico do Maciço de Goiás e do Arco Magmático de Goiás (Pimentel et al.

1999) (Figura 18), observa-se que o Cráton Amazônico não serviu como fonte de sedimentos

para este cinturão, hipótese levantada pelos dados Pb-Pb em zircão da amostra de quartzito da

Formação Morro do Campo coletada na região de Xambioá, já que o mesmo é constituído por

extensos terrenos arqueanos.

Estas idades modelo Sm-Nd em rocha total obtidas nestas rochas metassedimentares, como

se pode observar nas figuras 16 e 17, apesar de se apresentarem em diferentes espectros de idade

ao longo das áreas estudadas, mostram que as supracrustais pertencentes ao CA possuem

assinaturas isotópicas semelhantes, apresentando um aparente decréscimo das idades modelo no

sentido norte – sul. Este decréscimo das idades modelo Sm-Nd para sul, pode sugerir uma maior

contribuição de terrenos mais jovens (mesoproterozóicos e/ou neoproterozóicos) para esta porção

do CA.

A presença marcante de rochas metassedimentares com idades modelo Sm-Nd em rocha total

paleoproterozóicas sugere que os sedimentos constituintes das rochas metassedimentares do

Cinturão Araguaia seriam provenientes de segmentos crustais situados a leste do mesmo,

depositados provavelmente em bacias oceânicas associadas a estes segmentos, que foram em

seguida tectonicamente transportados sobre a margem leste do Cráton Amazônico durante a

tectônica que estruturou o Cinturão Araguaia, resultante da amalgamação do Supercontinente

Gondwana Oeste. A zona de deslocamento entre as rochas metassedimentares do CA e o Cráton

Amazônico seria, pelo menos uma parte dela, a Falha de Empurrão de Tucuruí, que bordeja

quase toda a porção oeste do CA, a qual, segundo Trouw et al. (1976 apud A

BREU

, 1978), fora

responsável pelo transporte tectônico do Grupo Tocantins sobre o Cráton Amazônico.

A ocorrência de cristais detríticos de zircão de idade arqueana observada no quartzito de

Xambioá não implica necessariamente em uma fonte situada no Cráton Amazônico, uma vez que

rochas arqueanas estão presentes nas possíveis áreas fontes localizadas a leste do cinturão.

Ademais, estes cristais arqueanos podem ter sido reciclados por processos sedimentares e

incorporados em terrenos mais novos.

Esta hipótese acima mencionada poderia explicar a presença de pillows basaltos com zircões

de idades Pb-Pb em torno de 2,0 Ga, localizados aparentemente sobre as rochas supracrustais

neoproterozóicas do CA, os quais foram interpretados como sendo corpos alóctones,

tectonicamente transportados de terrenos paleoproterozóicos situados a leste, durante a tectônica

que originou o CA (GORAYEB et al. 2002).

TROUW, R.A.J.; VAZ, L.F.; SLONGO, T.T.; NAKASATO, N. Geologia da Região de Tucuruí, Baixo Tocantins,

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As idades Pb-Pb em zircão entre 0,85 e 1,0 Ga obtidas do quartzito da Formação Morro do

Campo coletado na região de Paraíso Tocantins fornecem o limite superior para a idade de

sedimentação destas rochas metassedimentares do CA. Limite compatível com idades Pb-Pb em

zircão em torno de 0,81 Ga obtidas em rochas máficas, situadas na porção norte do CA,

encaixadas nas rochas metassedimentares, que foram interpretadas como contemporâneas à

sedimentação (G

ORAYEB

et al., 2004).

O limite inferior para idade de sedimentação do CA seria mais jovem que a idade Pb-Pb em

zircão obtida no quartzito da porção sul do CA de 647 ± 43 Ma e mais antiga que a idade Pb-Pb

em zircão em torno de 550 Ma obtida nos plútons graníticos sin-colisionais como o Granito

Ramal do Lontra (ALVES, 2005), localizado na porção norte, e o Granito Santa Luzia (MOURA &

OUZA

, 2002), localizado na porção sul do CA. As idades em torno de 550 Ma obtidas nestes

granitos sin-colisionais representaram o pico do metamorfismo ocorrido na região e,

conseqüentemente, relacionam o CA ao evento Termo-Tectônico Brasiliano (ALVARENGA et al.,

2000).

De acordo com Valeriano et al. (2004), a estruturação geotectônica do CA e do Cinturão

Paraguai apenas ocorreu depois de 50 a 100 Ma depois da estruturação do Cinturão Brasília, que

foi conseqüência da colisão entre o Bloco Paraná, o Maciço Mediano de Goiás e os terrenos do

Arco Magmático de Goiás com o Cráton São Francisco.

Análises estruturais de elementos planares e lineares realizadas no CA sugeriram transporte

tectônico em direção a NW (COSTA et al., 1988; ABREU et al., 1994), indicando uma colisão

oblíqua entre esta grande massa continental constituída pelo menos pelos crátons São Francisco e

Paraná e o Maciço de Goiás com o Cráton Amazônico.

Portanto, levando as considerações acima citadas, aventa-se a possibilidade dos crátons São

Francisco, Paraná, o Maciço de Goiás e os terrenos do Arco Magmático de Goiás serem as

principais fontes destes sedimentos. Estas áreas fontes situam-se a leste do Cinturão Araguaia, e

reúnem rochas magmáticas com idades compatíveis àquelas encontradas nos cristais detríticos de

zircão.

Não descartando, no entanto, a possibilidade do embasamento arqueano do Ceará Central, na

Província Borborema, os Batólitos de Santa Quitéria (F

ETTER

et al. 2003), assim como o Cráton

Oeste-Africano e a Faixa Gurupi serem a princípio candidatos a fontes de sedimentos para a

porção norte do Cinturão Araguaia, devido possuírem terrenos nestas faixas de idades

apresentadas neste estudo, porém de forma muito restrita, uma vez que o transporte de massa que

ocasionou na estruturação do Cinturão Araguaia foi no sentido de SE para NW.

É importante ressaltar que, apesar da presença de idades modelo arqueanas obtidas em

algumas rochas metassedimentares do CA não descartar a possibilidade de contribuições de

rochas arqueanas como fonte de sedimentos, de forma alguma isto é indício de que os

sedimentos provieram diretamente de fontes arqueanas. Estes sedimentos poderiam ter sido

originados de rochas metamórficas ou ígneas mais jovens provenientes do retrabalhamento

crustal de tratos mais antigos. Este tipo de retrabalhamento é registrado no Cráton São Francisco,

onde os blocos Gavião e Serrinha de idades entre 3,4 e 2,6 Ga e o Bloco Jequié de idades entre

2,8 e 2,5 Ga, constituem, juntamente com o Cinturão Itabuna-Salvador-Curuçá, na porção norte,

e o Cinturão Mineiro, na porção sul, terrenos preservados participantes de uma história

acrescionária de orógenos paleoproterozóicos ocorridos na região por volta 2,0 Ga (A

LKMIM

2004).

8 CONCLUSÕES

Os principais resultados e conclusões obtidos neste estudo são sumarizados a seguir:

a) As idades Pb-Pb em zircão detrítico de quartzito da Formação Morro de Campo, coletado

na região de Xambioá, porção norte do CA, mostra uma grande contribuição de terrenos

arqueanos (2,65-3,0 Ga), que sugeriu, em primeira instância, o Cráton Amazônico como sua

principal fonte; enquanto que os resultados da amostra de quartzito da Formação Morro do

Campo, coletada na porção sul, região de Paraíso Tocantins, mostra uma grande contribuição de

terrenos meso-neoproterozóicos de difícil detecção na Plataforma Sul-Americana, demonstrando,

que estas duas rochas tiveram proveniências diferentes e, conseqüentemente, que a bacia

deposicional que originou o CA não pode ter sido um simples sistema de rifte, como sugere a

evolução estrutural proposta por Alvarenga et al. (2000);

b) A análise conjunta dos dados Pb-Pb em zircão das amostras analisadas, da porção norte e

sul do CA, indica que os sedimentos constituintes das rochas metassedimentares pertencentes a

este cinturão possuem natureza multi-fontes;

c) A forma arredondada da maioria dos zircões datados dos dois quartzitos, principalmente, o

quartzito coletado na região de Xambioá (TO), porção norte do CA, indica que uma grande parte

destes fragmentos detríticos é de natureza multiciclo sedimentar, o que sugere uma possível

participação de rochas ígneas ou metamórficas, provenientes do retrabalhamento imposto por

eventos anteriores em terrenos mais antigos, como fontes de sedimentos para as rochas

metassedimentares do CA;

d) Idades Pb-Pb em torno de 1,0 – 1,25 Ga obtidas em zircão do quartzito da Formação

Morro do Campo, coletado na região de Paraíso Tocantins (TO), porção sul do CA, evidenciam a

possibilidade da existência de importantes terrenos mesoproterozóicos ainda não identificados no

continente sul-americano próximos à porção sul do CA. Uma possibilidade para esta hipótese

seria a existência destes terrenos de idades mesoproterozóicas não identificados ainda tanto

geológico como geocronologicamente no Cráton São Francisco, devido sua grande proximidade

com esta porção sul do CA. Hipótese também aventada por Valeriano et al. (2004), que sugerem

a possibilidade da existência de terrenos mesoproterozóicos de baixo do Grupo Bambuí, que

cobre quase toda a porção sul do Cráton São Francisco, bem como, de poderem estar localizados

na margem oeste do Cráton São Francisco, envolvidos hoje por alóctones externo e interno,

implicando, conseqüentemente, que o lócus do break-up continental Neoproterozóico ocorreu

preferencialmente ao longo de sistemas rifte Mesoproterozóico.

e) Os resultados obtidos das determinações isotópicas de Sm-Nd em 44 amostras de rochas

metassedimentares analisadas do Cinturão Araguaia indicam que a contribuição mais

significativa é fruto ou da mistura de fontes de idade paleoproterozóica com fontes mais jovens,

provavelmente, meso-neoproterozóica ou, alternativamente, mistura com a participação de fontes

de idade arqueana, porém de modo restrito. Fato este que torna pelo menos discutível a idéia da

fonte sedimentar destas supracrustais se situar na margem leste do Cráton Amazônico defendida

por Abreu (1978) e, também, a modelo evolutivo advogado por Alvarenga et al. (2000) para a

estruturação do Cinturão Araguaia;

f) A presença marcante de rochas metassedimentares com idades modelo Sm-Nd

paleoproterozóicas (idade em torno de 1,4 e 2,1 Ga) sugere que os sedimentos constituintes das

rochas metassedimentares do Cinturão Araguaia são provenientes de segmentos crustais situados

a leste do mesmo, depositados provavelmente em bacias oceânicas associadas a estes segmentos,

que foram em seguida tectonicamente transportados sobre a margem leste do Cráton Amazônico

durante a tectônica que estruturou o Cinturão Araguaia, resultante da amalgamação do

Supercontinente Gondwana Oeste. A zona de deslocamento entre as rochas metassedimentares

do CA e o Cráton Amazônico seria, pelo menos uma parte dela, a Falha de Empurrão de Tucuruí,

que bordeja quase toda a porção oeste do CA, a qual, segundo Trow et al. (1976 apud ABREU,

1978), fora responsável pelo transporte tectônico do Grupo Tocantins sobre o Cráton

Amazônico.

g) A concentração de idades Pb-Pb em zircão entre 0,85 e 1,0 Ga obtidas do quartzito da

Formação Morro do Campo coletado na região de Paraíso Tocantins, sugere que o limite

superior para a idade de sedimentação destas rochas metassedimentares do CA seja entre este

intervalo de idade. Limite compatível com idades Pb-Pb em zircão em torno de 0,81 Ga obtidas

em rochas gabróicas, situadas na porção norte do CA, aparentemente alojadas nas rochas

metassedimentares e consideradas contemporâneas à sedimentação (GORAYEB et al. 2004).

TROUW, R.A.J.; VAZ, L.F.; SLONGO, T.T.; NAKASATO, N. Geologia da Região de Tucuruí, Baixo Tocantins,

Pará. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 29, Belo Horizonte. Resumos dos Trabalhos. p. 18. 1976.

h) O limite inferior para idade de sedimentação do CA seria a menor idade Pb-Pb em zircão

obtida no quartzito da porção sul do CA de 647 ± 43 Ma e a idade Pb-Pb em zircão em torno de

550 Ma obtida nos plútons graníticos sin-colisionais como o Granito Ramal do Lontra (ALVES,

2005), localizado na porção norte, e o Granito Santa Luzia (M

OURA

& S

OUZA

, 2002), localizados

na porção sul do CA. As idades em torno de 550 Ma obtidas nestes granitos sin-colisionais

representaram o pico do metamorfismo ocorrido na região e, conseqüentemente, relacionam o

CA ao evento Termo-Tectônico Brasiliano (A

LVARENGA

et al., 2000).

i) Os principais candidatos a fontes de sedimentos para as supracrustais do CA seriam o

Cráton São Francisco, Maciço de Goiás e os terrenos do Arco Magmático de Goiás, situados a

leste deste cinturão, que possuem terrenos com idades compatíveis com as idades obtidas neste

estudo, principalmente as idades modelo Sm-Nd em rocha total, bem como o Cráton Paraná, hoje

encoberto pela Bacia do Paraná, devido a sua participação na configuração do Cinturão Brasília

entre 100-50 anos antes da estruturação do CA (VALERIANO et al. 2004), constituindo

provavelmente um grande bloco continental que veio a colidir obliquamente com o Cráton

Amazônico, resultando na estruturação do CA. Não se descarta, entretanto, a possibilidade da

Província Borborema (Bloco de Santa Quitéria e o embasamento Central de Ceará), que possuem

terrenos com idades também semelhantes a estas idades obtidas neste estudo, como fontes de

sedimentos na porção norte do Cinturão Araguaia. Aventa-se também a possibilidade destes

terrenos estarem encobertos hoje pela Bacia do Parnaíba a leste, bem como o Cráton Oeste

Africano e a Faixa Gurupi.

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ANEXOS

ANEXO 01

- Tabela com informações sobre os litotipos estudados com os seus respectivos posicionamentos

geográficos.

Amostra

Litotipo

Unidade

Litoestratigráfica

Foliação Lineação

Posição

Geográfica

BB/01

Granada-

Quartzo-

Biotita Xisto

Grupo Estrondo 18° / 150° Az 13° / 120° Az

787166 E

923570 N

BP/02

Granada-

Quartzo-

Biotita Xisto

Grupo Estrondo 0° / 270 Az 0° / 126 ° Az

780033 E

9232271 N

BP/03

Quartzo-

Biotita-

Muscovita

Xisto

Grupo Estrondo 22° / 121° Az 18° / 140° Az

776988 E

9235969 N

BP/04

Biotita-

Quartzo

Xisto

Grupo Estrondo 17° / 115° Az 13° / 133° Az

765066 E

9254722 N

BP/05

Quartzo-

Biotita Xisto

Grupo Estrondo 21° / 138° Az 17° / 145° Az

763867 E

9263065 N

BP/06

Estaurolita-

Granada-

Muscovita

Xisto

Grupo Estrondo 15° / 125° Az __________

751250 E

9290000 N

BP/07

Biotita-

Quartzo

Xisto (Massa

escura do

Carbonato)

Grupo Estrondo ___________ __________

766835 E

9278915 N

BP/08

Muscovita

Quartzito

Grupo Estrondo 30° / 225° Az 22° / 262° Az

770000 E

9267500 N

BP/09

Biotita-

Quartzo-

Muscovita

Xisto

Grupo Estrondo 22° / 045° Az 08° / 118° Az

778500 E

9263111N

BP/10

Cianita-

Quartzo-

Biotita Xisto

Grupo Estrondo 22° / 051° Az 10° / 120° AZ

780392 E

9262574 N

BP/11

Quartzo-

Biotita-

Muscovita

Xisto

Grupo Estrondo 25° / 065° Az 05° / 130° Az

781480 E

9262240 N

BP/12

Quartzo-

Biotita-

Muscovita

Xisto

Grupo Estrondo ___________ __________

782245 E

9277092 N

- Tabela com informações sobre os litotipos estudados com os seus respectivos posicionamentos

geográficos.

Amostra

Litotipo

Unidade

Litoestratigráfica

Foliação Lineação

Posição

Geográfica

BP/13

Grafita-Xisto

com Granada

Grupo Estrondo 25° / 215° Az ___________

767500 E

9297500 N

BP/14

Quartzo-Mica

Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 22° / 223° Az ___________

763750 E

9298750 N

BP/15

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 35° / 010° Az ___________

760000 E

9298750 N

BP/16

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 68° / 070° Az ___________

743750 E

9240000 N

BP/17

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 27° / 020° Az ___________

739753 E

9295000 N

BP/18

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 11° / 098° AZ ___________

739919 E

9291250 N

BP/19

Magnetita

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 47° / 060° Az ___________

739982 E

9298750 N

BP/20

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 11° / 052° Az ___________

735000 E

9302500 N

BP/21

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 20° / 118° Az ___________

703840 E

9073606 N

BP/22

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 18° / 127° Az ___________

717275 E

9056164 N

BP/23

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Tocantins 15 ° / 305° Az ___________

724860 E

954581 N

BP/24

Mica Xisto

Intemperzado

Grupo Estrondo ___________ ___________

759376 E

9028034 N

BP/25

Granada

Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 23° / 108° Az ___________

750447 E

9028370 N

BP/26

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Tocantins 16° / 110 ° Az ___________

738270 E

9041103 N

BP/27

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Tocantins 60° / 114° Az ___________

707037 E

8843899 N

BP/28

Granada-Mica

Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 06° / 150° Az ___________

711850 E

8829230 N

BP/29 Grafita Xisto Grupo Estrondo 18° / 340 ° Az ___________

727704 E

8831503 N

- Tabela com informações sobre os litotipos estudados com os seus respectivos posicionamentos

geográficos.

Amostra

Litotipo

Unidade

Litoestratigráfica

Foliação Lineação

Posição

Geográfica

BP/30

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 14° / 103° Az ___________

733410 E

8872398 N

BP/31

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 12° / 116° Az ___________

733706 E

8877222 N

BP/32

Estaurolita-

Granada

Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 23° / 153° Az ___________

734443 E

8878384 N

BP/33

Muscovita

Quartzito

Grupo Estrondo 30° / 068° Az ___________

735350 E

8872865 N

BP/34

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Tocantins 29 ° / 000° Az ___________

719339 E

893838 N

BP/35

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Tocantins 64° / 305° Az ___________

704845 E

8903822 N

BP/36

Magnetita

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 38° / 127° Az ___________

700464 E

8920905 N

BP/37

Clorita-

Biotita-

Quartzo Xisto

Grupo Tocantins ___________ ___________

708854 E

8948101 N

BB/38

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 80° / 100° Az ___________

705412 E

8977510 N

BP/39

Filito

Intemperizado

Grupo Tocantins 45° / 112° Az ___________

677518 E

8986257 N

BP/40

Ardósia

Intemperizada

Grupo Tocantins 28° / 040° Az ___________

666247 E

9024644 N

BP/41

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 70° / 290° Az ___________

766990 E

9061148 N

BP/42

Quartzo-

Biotita Xisto

Grupo Estrondo

___________ ___________ 756314 E

9105003 N

BP/43

Mica Xisto

Intemperizado

Grupo Estrondo 26° / 115° Az ___________

740298 E

9105062 N

SMD-

03a

Metassiltito Grupo Tocantins ___________ ___________

628599 E

9080999 N

SMD-

03b

Metassiltito Grupo Tocantins ___________ ___________

628599 E

9080999 N

SMD-08 Metassiltito Grupo Tocantins ___________ ___________

627248 E

9082200 N

ANEXO 03

- Descrição petrográfica das rochas metassedimentares lamináveis datadas do Cinturão

Araguaia:

1) Amostra BP-01:

Em lâmina delgada a amostra BP-01 apresenta textura granolepidoblásticacom matriz

granular e possuindo um fenocristal de granada (Imagem 01). Mineralogicamente é constituída

por quartzo, biotita, muscovita, epidoto, granada, zircão e minerais opacos (rutilo ?).

O quartzo é o mineral mais abundante da rocha, com percentagem em torno de 45%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a grossa, cristalinidade

xenomórfica e, geralmente, sem orientação preferencial. Sua ocorrência normal na rocha define

mosaicos granoblásticos indicando textura de equilíbrio com o desenvolvimento de pontos

tríplices entre os próprios grãos. Seus contatos com os demais minerais são retilíneos ou

irregulares. Possui extinção ondulante e indíceos de recristalização com formação de subgrãos e

novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante, com percentagem em torno de 35%.

Apresenta-se como lamelas inequigranulares, de granulação fina a média, com cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial moderada. Possui forma, geralmente,

acicular e junto com a muscovita presente formam faixas lepidoblásticas que definem a clivagem

de crenulação. Em algumas porções, aparece com inclusões de quartzo, zircão, muscovita e

minerais pacos, todos pertencentes à matriz da rocha.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante, com percentagem em torno de 16%.

Normalmente ocorre como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial moderada. Sua forma ora é acicular ora

de palhetas orientadas subparalelamente, caracterizando clivagem de crenulação.

Os cristais de epidoto, zircão, opacos e de granada são os minerais acessórios, perfazendo em

torno de 4% da amostra. Os minerais opacos e os cristais de epidoto são os mais freqüentes,

ocorrendo geralmente associados aos minerais de biotita e muscovita. Os cristais de zircão

ocorrem tanto incluso na biotita como dispersos na amostra. A granada ocorre como fenocristal,

100

idiomórfico, com uma forma hexagonal, inclusões de quartzo e não apresentando zonas de

pressão, o que pode indicar que é um cristal pós-tectônico.

Baseado na constituição mineralógica apresentada, a amostra BP-01 pode ser classificada

como Granada-Quartzo-Biotita Xisto.

Imagem 01- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural da amostra BP-01.

2) Amostra BP-02:

Em lâmina delgada a amostra BP-02 apresenta textura grano-lepidoblastica, com presença de

porfiroblastos de granada. Mineralogicamente é constituída por quartzo, biotita, muscovita,

minerais opacos (rutilo?), epidoto, granada e zircão.

O quartzo é o mineral mais abundante, representando cerca de 45% da rocha. Os cristais são

inequigranulares, variando de finos a grossos, xenomórficos a subidiomórficos e sem orientação

preferencial. Alguns cristais encontram-se formando pontos tríplices entre si. Com a biotita e a

muscovita, os cristais de quartzo apresentam contatos irregulares ou retos. Possui extinção

ondulante e indíceos de recristalização com a formação de subgrãos e novos grãos.

A biotita representa 30% do total dos minerais constituintes da rocha. Apresenta-se como

cristais inequigranulares, com granulação fina a média, subidiomórficos a xenomórficos e

orientação preferencial suave. Desenvolve, junto com a muscovita, a textura lepidoblástica,

dispostas subparalelamente, definindo a clivagem de crenulação. Nos cristais de biotita ocorrem

inclusões de epidoto, alguns grãos de zircão e minerais opacos .

A muscovita representa 18% da rocha. Seus cristais são inequigranulares, granulação geral

fina, xenomórfica e orientação preferencial suave, a exemplo da biotita. Ocorrem, geralmente,

em forma de palhetas. Porém, observam-se alguns grãos aciculares dispersos.

0,04mm

101

Os cristais de epidoto, granada, zircão e opacos constituem os minerais acessórios,

perfazendo 7% da rocha. Os minerais opacos são os mais abundantes, geralmente associados as

micas. Os cristais de epidoto e zircão ocorrem como inclusões na biotita ou, localmente, disperso

na lâmina. Os grãos de granada ocorrem como fenocristais na rocha, em geral idiomórfico, com

uma forma hexagonal, apresentando inclusões de minerais opacos (Imagem 02).

Baseado na constituição mineralógica apresentada, a amostra BP-02 pode ser classificada

como Granada-Quartzo-Biotita Xisto.

Imagem 02- Fotomicrografia tanto na luz paralela como com nicóis cruzados dos grãos de

granada presente na amostra BP-02.

3) Amostra BP-03:

Em lâmina delgada, a amostra BP-03 apresenta textura granolepidoblástica, com uma matriz

quartzítica (Imagem 03). Mineralogicamente é constituída pro quartzo, biotita, muscovita,

epidoto, minerais opacos, zircão, titanita e apatita.

O quartzo é o mineral mais abundante, com percentagem em torno de 45%. Os cristais de

quartzo são inequigranulares, com granulação fina e grossa, cristalinidade xenomórfica e sem

orientação preferencial. Apresenta textura granoblástica, desenvolvendo contatos retos e/ou

irregulares com os minerais micáceos (biotita e muscovita). Próximo às faixas de minerais

micáceos, predominam grãos finos com contatos pouco definidos entre si, formando um tipo de

massa quartzítica, ou ocorrem como grãos alongados, entremeados nas micas.

Os minerais micáceos (biotita e muscovita) ora aparecem com orientação preferencial

moderada, formando faixas lepidoblásticas, ora ocorrem dispersos entre os grãos de quartzo,

formando cristais aciculares ou cristais maiores sem orientação preferencial. A biotita é o

0,04mm 0,04mm

102

mineral micáceo mais abundante na amostra, perfazendo em torno de 25% da rocha,

apresentando contornos normalmente irregulares e inclusões de epídoto, zircão, minerais opacos

e quartzo. A muscovita representa 20 % da rocha, ocorrendo ora associada à biotita, formando

faixas lepidoblásticas, dispostas subparalelamente definindo uma clivagem de crenulação, ora

associada aos grãos de quartzo com uma orientação preferencial suave.

Os minerais acessórios representam 10% do total de minerais constituintes da rocha. São

representados por epídoto, titanita, zircão, minerais opacos e apatita. Os minerais opacos são os

mais abundantes dos minerais acessórios, geralmente apresentando-se sob a forma de grãos

anédricos ou alongados associados às micas. O epídoto é o segundo mineral acessório mais

abundante, ocorrendo na forma de grãos anédricos a subédricos, preferencialmente como

inclusões nos minerais micáceos ou próximo às faixas micáceas. O zircão e a apatita aparecem

eventualmente como pequenos cristais inclusos na biotita. A titanita aparece como grãos

anédricos, junto aos minerais micáceos ou, eventualmente, entre os grãos de quartzo.

Baseado na constituição mineralógica apresenta, classifica-se a amostra BP-03 como

Quartzo-Biotita-Muscovita Xisto.

Imagem 03- Fotomicrografia do aspecto textural da amostra BP-03.

4) Amostra BP-04:

Em lâmina delgada, a amostra BP-04 apresenta textura granolepidoblástica (Imagem 04).

Mineralogicamente é constituída por biotita, quartzo, k-feldspato, muscovita, epidoto, minerais

opacos e zircão.

A biotita é o mineral mais abundante da rocha, com uma percentagem em torno de 40%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação geral média a grossa e,

0,04mm 0,04mm

103

localmente, fina, cristalinidade xenomórfica e orientação preferencial moderada. Ocorre com

hábito geralmente acicular e conjuntamente com a muscovita, ocorre subparalelamente uma com

as outras, definindo a clivagem de crenulação. Possui muitas inclusões de zircão e, localmente,

inclusões de minerais opacos e quartzo.

O quartzo é o segundo mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de

35%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação geral média,

cristalinidade xenomórfica e sem orientação preferencial. Em alguns locais, os grãos de quartzo

apresentam-se na forma de mosaicos, indiceos de recristalização. Possuem pontos tríplices e seus

contatos com os outros minerais são retilíneos e irregulares. Possuem extinções ondulantes e

formações de subgrãos e novos grãos.

O k-feldspato perfaz 10% do total dos minerais constituintes da rocha. Apresenta-se como

cristais inequigranulares, com granulação média a grossa, cristalinidade xenomórfica e sem

orientação preferencial. Os grãos de granulação grossa parecem ser pré-tectônicos, uma vez que

a foliação, definida pelas micas, se amolda a eles, formando nas terminações sombras de pressão.

Em algumas porções ocorrem com processos de seritização e inclusões de quartzo e minerais

opacos.

A muscovita perfaz 10% da rocha e ocorre associado a biotita e ao k-feldspato.

O epidoto perfaz em torno de 10% da rocha e ocorre associado às micas ou dispersas na

lâmina.

Os cristais de zircão e os minerais opacos são os minerais acessórios, perfazendo em torno de

2% na rocha. Os cristais de zircão ocorrem normalmente inclusos na biotita. Os minerais opacos

ocorrem associados às micas.

A estrutura marcante na lâmina é a foliação que é definida, principalmente, pelas micas, a

biotita e a muscovita. A foliação é do tipo descontínua.

Baseado na constituição mineralógica apresenta pela amostra BP-04, classifica-se a rocha

como Biotita-Quartzo Xisto.

104

Imagem 04- Fotomicrografia do aspecto textural da mostra BP-04

5) Amostra BP-05:

Em lâmina delgada, a amostra BP-05 apresenta textura lepidogranoblástica, com matriz

mica-quartzítica (Imagem 05). Mineralogicamente é constituída por quartzo, biotita, muscovita,

epidoto, minerais opacos e zircão.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de 43%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação geral média, cristalinidade

xenomórfica e com orientação preferencial moderada. Em alguns locais, os grãos de quartzo

apresentam-se na forma de mosaicos, indícios de recristalização. Possuem pontos tríplices e seus

contatos com os outros minerais são retilíneos e irregulares. Possuem extinções ondulantes e

formações de subgrãos e novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante da rocha, com uma percentagem em torno de

30%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação geral média e,

localmente, fina, cristalinidade xenomórfica e orientação preferencial moderada. Ocorre com

hábito geralmente acicular e conjuntamente com a muscovita, ocorre subparalelamente uma com

as outras, definindo a clivagem de crenulação. Possui muitas inclusões de zircão e, localmente,

inclusões de minerais opacos e quartzo.

A muscovita perfaz 20% da rocha e ocorre associado à biotita. Apresenta-se como cristais

inequigranulares, com granulação fina, cristalinidade xenomórfica e orientação preferencial

moderada. Ocorre em forma de palheta e levemente dobrada.

0,04mm 0,07mm

105

O epidoto perfaz em torno de 5% da rocha e ocorre associado às micas ou dispersas na

lâmina.

Os cristais de zircão e os minerais opacos são os minerais acessórios, perfazendo em torno de

2% na rocha. Os cristais de zircão ocorrem normalmente inclusos na biotita. Os minerais opacos

ocorrem associados às micas.

A estrutura marcante na lâmina é a foliação que é definida, principalmente, pelas micas, a

biotita e a muscovita. A foliação é do tipo descontínua.

Baseado na constituição mineralógica apresenta pela amostra BP-04, classifica-se a rocha

como Quartzo-Biotita Xisto.

Imagem 05- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural da amostra BP-05

6) Amostra BP-06:

Em lâmina a amostra BP-06 apresenta textura pórfiro lepidogranoblástica, com matriz no

geral quartzítica. Mineralogicamente é constituída por muscovita, quartzo, biotita, granada,

estaurolita, zircão, minerais opacos, epídoto e plagioclásio (An12).

A muscovita é o mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de 35%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial intensa. Ocorre em forma acicular,

definindo bem a foliação conjuntamente com a biotita. Em algumas porções apresenta-se com

inclusões de minerais opacos.

O quartzo é o segundo mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de

30%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação geralmente fina e,

localmente, média, cristalinidade xenomórfica e sem orientação preferencial. Apresenta-se ainda

0,04mm 0,04mm

106

com uma textura granoblástica e em alguns locais com pontos tríplices. Os contatos entre eles e

com os outros minerais ora são retilíneos ora irregulares. Seus grãos possuem extinções

ondulantes e apresentam indíceos de formação de subgrãos e novos grãos.

A biotita é o terceiro mineral mais abundante da rocha, perfazendo em torno de 20%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial forte. Ocorre com hábito acicular e conjuntamente com a

muscovita formam faixas lepidoblásticas, definindo a foliação. Em algumas porções ocorrem

com inclusões de quartzo e minerais opacos.

Os minerais opacos perfazem em torno de 8% dos minerais constituintes na rocha. Ocorrem

geralmente com uma granulação fina e, localmente, média, cristalinidade xenomórfica e sem

orientação preferencial. Apresentam-se tanto inclusos na biotita, na muscovita, na granada e na

estaurolita, como dispersos na lâmina.

A granada ocorre como porfiroblasto, perfazendo em torno de 4% dos minerais constituintes.

Apresenta-se geralmente com uma cristalinidade xenomórfica a subidiomórfica e, localmente,

idiomórfica, com uma forma hexagonal. Os grãos de granada apresentam-se ainda com inclusões

de quartzo e minerais opacos.

A estaurolita perfaz em torno de 2% na rocha. Ocorre como porfiroblasto, prismático e

normalmente associado aos grãos de granada (Imagem 06).

Os grãos de plagioclásio (An12), zircão e epidoto são os minerais acessórios, perfazendo em

torno de 1% da rocha. Os minerais de plagioclásio (An12) ocorrem com um hábito tabular e sem

orientação preferencial. Os cristais de zircão e de epídoto ocorrem disperso na lâmina.

A estrutura marcante da rocha é a foliação, que é definida principalmente pela orientação dos

minerais micáceos, a biotita e a muscovita. A foliação é do tipo contínua e, localmente,

anastomosada.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-06, classifica-se a rocha

como Estaurolita-Granada-Muscovita Xisto.

107

Imagem 06- Fotomicrografia tanto na luz natural como com nicóis cruzados da forma de

ocorrência da estaurolita e da granada presente na amostra BP-06.

7) Amostra BP-07:

Em lâmina a amostra BP-07 apresenta textura granolepidoblástica (Imagem 07), com uma

matriz carbonato-quartzítica. Minaralogicamente é constituída por quartzo, biotita, muscovita,

carbonato, zircão e minerais opacos.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 45% na rocha.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação geralmente média e, localmente,

fina. Sua cristalinidade é xenomórfica e não possue orientação preferencial. Apresenta pontos

tríplices e os contatos entre eles e com os demais minerais são irregulares e/ou retilíneos. Seus

grãos possuem extinções ondulantes e em algumas porções há a ocorrência de formação de

subgrãos e novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de

35%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação de fina a média,

cristalinidade xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial suave. Ocorre geralmente

com hábito acicular e conjuntamente com a muscovita define uma foliação do tipo descontínua.

Em algumas porções apresenta-se com inclusões de minerais opacos e zircão.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante, com uma percentagem em torno de 12%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial suave. Possue hábito geralmente

acicular.

0,04mm 0,04mm

108

O carbonato perfaz em torno de 6% dos minerais constituintes da rocha. Possue suas três

clivagens típicas bem definidas e ocorre geralmente associado aos grãos de quartzo.

Os cristais de zircão e os minerais opacos constituem os minerais acessórios, perfazendo em

torno de 2% na rocha. Eles ocorrem ora associados aos minerais micáceos ora dispersos na

lâmina.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-07, classifica-se a rocha

como Quartzo-Biotita Xisto.

Imagem 07- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural da amostra BP-07.

8) Amostra BP-08:

Em lâmina a amostra BP-08 apresenta textura granoblástica e é constituída essencialmente

por quartzo, muscovita, zircão e minerais opacos.

O quartzo é o mineral quase que essencial na rocha, com uma percentagem em torno de 96%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação de média a grossa,

cristalinidade no geral xenomórfica e sem orientação preferencial. Em algumas porções

apresenta-se na forma de mosaico, devido à recristalização da borda. Possue extinção ondulante

e indíceos de formação de subgrãos e novos grãos.

A muscovita ocorre com uma percentagem em torno de 3%. Apresenta-se na forma de

cristais finos, de forma acicular, entre os cristais de quartzo ou dentro deles. Possue orientação

preferencial moderada, definindo uma foliação.

Os cristais de zircão e os minerais opacos são os minerais acessórios, perfazendo em torno de

1% do total dos minerais constituintes da rocha. Os cristais de zircão ocorrem dispersos na

lâmina e os minerais opacos normalmente associados aos cristais de muscovita.

0,04mm

109

Baseado na constituição mineralógica apresentada na mostra BP-08, classifica-se a rocha

como Muscovita Quartzito.

9) Amostra BP-09:

Em lâmina a amostra BP-09 apresenta textura lepidogranoblástica, com uma matriz em geral

quartzítica (Imagem 08). Mineralogicamente é constituída por biotita, quartzo, muscovita,

feldspato, epídoto, granada, zircão e minerais opacos.

A biotita é o mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de 46%. Ocorre

como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade xenomórfica e

orientação preferencial intensa. Possue forma geralmente acicular e junto com a muscovita forma

faixas lepidoblásticas bem definidas, caracterizando a foliação presente. Em algumas porções, os

cristais de biotita apresentam-se com processos de epidotização e em outras com inclusões de

quartzo e minerais opacos.

O quartzo é o segundo mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de

30%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a grossa e cristalinidade

xenomórfica. Ocorre com uma orientação preferência suave, normalmente elongado

acompanhando a foliação definida pelos minerais micáceos. De forma geral, os contatos entre

eles e entre os demais minerais são de formas retilíneas e/ou irregulares. Os grãos de quartzo

possuem extinções ondulantes e em muitos há indíceos de recristalização, com formação de

subgrãos e novos grãos.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno

de 10%. Normalmente, ocorre como cristais inequigranulares, com granulação fina a média,

cristalinidade xenomórfica e orientação preferencial intensa. Possue forma de palhetas,

orientadas subparalelamente, caracterizando clivagem de crenulação.

Os cristais de feldspatos ocorrem com uma percentagem em torno de 1%. Apresentam-se

normalmente corroídos, inequigranulares, com granulação que varia de fina a grossa e

cristalinidade xenomórfica. Não há a visualização de seu maclamento, havendo a ocorrência, em

algumas porções, de seritização e a presença de textura do tipo pertita.

Os cristais de granada, epidoto, zircão e os minerais opacos são os minerais acessórios,

perfazendo em torno de 3% da rocha. Os cristais de granada e epidoto são os mais freqüentes na

rocha, ocorrendo geralmente associados aos minerais micáceos e, localmente, dispersos na

110

lâmina. Os cristais de zircão e os minerais opacos ocorrem normalmente associados aos minerais

micáceos e, localmente, dispersos.

A estrutura marcante é a foliação, que é definida pela orientação dos minerais micáceos, a

biotita e a muscovita. A foliação é do tipo contínua e, localmente, anastomosada.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-09, classifica-se a rocha

como Granada-Biotita-Quartzo Xisto.

Imagem 08- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural da amostra BP-09

10) Amostra BP-10:

Em lâmina a amostra BP-10 apresenta textura granolepidoblástica (Imagem 09) e é

constituída por quartzo, biotita, muscovita, plagioclásio (An

), epidoto, zircão, minerais opacos

(rutilo ?) e cianita.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de 40%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada, normalmente elongado acompanhando a

foliação definida pelos minerais micáceos. Os contatos entre os grãos de quartzo geralmente são

irregulares e, localmente, retilíneos, formando em algumas porções pontos tríplices. Seus grãos

possuem extinções ondulantes e em muitos grãos há ocorrência de indíceos de recristalização

com formação de subgrãos e novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 22%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada. Possue forma geralmente de palhetas e,

localmente, aciculares. Em algumas porções, apresenta-se levemente dobrada. Junto com a

0,04mm

111

muscovita, forma faixas lepidoblásticas, dispostas subparalelamente entre si, definindo clivagem

de crenulação. Alguns cristais de biotita apresentam processos de epidotização e inclusões de

zircão, quartzo e minerais opacos.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 18%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada. Normalmente, possue forma acicular,

orientadas subparalelamente, caracterizando clivagem de crenulação. Em algumas porções,

apresenta-se levemente dobrada.

O plagioclásio (An

) ocorre com uma percentagem em torno de 10%. Normalmente,

apresenta-se corroído, sofrendo talvez um processo de seritização. Ocorre como cristais

inequigranulares, com granulação média, cristalinidade xenomórfica e sem orientação

preferencial. Geralmente, estão envoltos pelos minerais micáceos e seu maclamento é do tipo

albita.

Os cristais de epídoto perfazem em torno de 8% dos minerais constituintes da rocha.

Apresenta-se normalmente associados aos minerais micáceos. Possuem orientação preferencial

suave, muitas das vezes assumindo forma elongada, acompanhando a foliação. Ocorre, também,

localmente dispersos na lâmina.

Os cristais de zircão, cianita e os minerais opacos constituem os minerais acessórios, com

uma percentagem em torno de 2% dos minerais constituintes da rocha. Os cristais de zircão e os

minerais opacos, geralmente, ocorre inclusos ou associados aos minerais micáceos e, localmente,

ocorrem dispersos na lâmina. A cianita se encontra dispersa na lâmina, poucas vezes obedecendo

a orientação dos minerais micáceos.

A estrutura marcante é a foliação, que é em geral do tipo contínua e, localmente,

anastomosada, definida principalmente pela orientação dos minerais micáceos, a biotita e a

muscovita.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-10, classifica-se a rocha

como Cianita-Quartzo-Biotita Xisto.

112

Imagem 09- Fotomicrografia mostrando o aspecto textura apresentada na amostra BP-10.

11) Amostra BP-11:

Em lâmina a amostra BP-11 apresenta textura geral granolepidoblástica. Mineralogicamente

é constituída por quartzo, biotita, muscovita, microclina, carbonato, epídoto, zircão e minerais

opacos.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de 40%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação média a fina, cristalinidade

xenomórfica e sem orientação preferencial. Os contatos entre os grãos de quartzo e com os

outros minerais são ora retilíneos ora irregulares. Seus grãos possuem extinções ondulantes e

indícios de recristalização com formações de subgrãos e novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 18%.

Apresenta-se com cristais inequigranulares, com granulação média a fina, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada. Ocorre com hábito acicular e junto com a

muscovita presente define faixas lepidoblásticas, caracterizando a foliação. Em algumas porções,

apresenta-se com processos de epidotização e em outras com inclusões de zircão, minerais

opacos e quartzo.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de

12%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação média a fina, cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial moderada. Os cristais de muscovita estão

dispostos subparalelamente, caracterizando uma clivagem de crenulação.

0,04mm

113

O Carbonato se apresenta na rocha com uma percentagem em torno de 10%. Ocorre tanto

associado aos minerais micáceos, acompanhando a foliação, como dispersos na lâmina.

Normalmente, apresenta-se com as três direções de clivagens típicas bem definidas (Imagem 10).

A microclina perfaz em torno de 7% dos minerais constituintes da rocha. Normalmente,

ocorre disforme e corroída, com algum indício, provavelmente, de processo de seritização.

Somente em algumas porções, há uma leve visualização de seu maclamento xadrez típico.

Os cristais de zircão, epídoto e minerais opacos constituem os minerais acessórios,

perfazendo em torno de 3% da rocha. Os cristais de zircão ocorrem ora associados aos minerais

micáceos ora dispersos na lâmina. Os grãos de epídoto ocorrem, normalmente, elongados,

acompanhando a foliação e, localmente, ocorrem dispersos

A estrutura marcante é a foliação, que é do tipo descontínua, definida, principalmente, pelos

minerais micáceos, a biotita e a muscovita.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-11, classifica-se a rocha

como Quartzo-Biotita-Muscovita Xisto.

Imagem 10- Fotomicrografia tanto na luz paralela como com nicóis cruzados mostrando a forma

de ocorrência do carbonato presente na amostra BP-11.

12) Amostra BP-12:

Em lâmina a amostra BP-12 apresenta textura granolepidoblástica (Imagem 11) e é

constituída por quartzo, biotita, muscovita, epidoto, zircão e minerais opacos.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de 45%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a grossa, cristalinidade

xenomórfica e sem orientação preferencial. Os contatos entre os grãos de quartzo geralmente são

0,04mm 0,04mm

114

irregulares e, localmente, retilíneos, formando em algumas porções pontos tríplices. Seus grãos

possuem extinções ondulantes e em muitos grãos há ocorrência de indíceos de recristalização

com formação de subgrãos e novos grãos.

A biotita é o segundo mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 30%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada. Possue forma geralmente aciculares e, em

algumas porções, apresenta-se levemente dobrada. Junto com a muscovita, forma faixas

lepidoblásticas, dispostas subparalelamente entre si, definindo clivagem de crenulação. Alguns

cristais de biotita apresentam inclusões de zircão, quartzo e minerais opacos.

A muscovita é o terceiro mineral mais abundante na rocha, perfazendo em torno de 18%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina, cristalinidade xenomórfica e

orientação preferencial moderada. Normalmente, possue forma acicular, orientada

subparalelamente, caracterizando clivagem de crenulação. Em algumas porções, apresenta-se

levemente dobrada.

Os cristais de epídoto perfazem em torno de 4% dos minerais constituintes da rocha.

Apresenta-se normalmente associados aos minerais micáceos e não possuem orientação

preferencial.

Os cristais de zircão e os minerais opacos constituem os minerais acessórios, com uma

percentagem em torno de 3% dos minerais constituintes da rocha. Os cristais de zircão e os

minerais opacos, geralmente, ocorre inclusos ou associados aos minerais micáceos e, localmente,

ocorrem dispersos na lâmina.

A estrutura marcante é a foliação, que é em geral do tipo contínua e, localmente,

anastomosada, definida principalmente pela orientação dos minerais micáceos, a biotita e a

muscovita.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-12, classifica-se a rocha

como Quartzo-Biotita-Muscovita Xisto.

115

Imagem 11- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural apresentada na amostrada BP-12.

13) Amostra 33:

Em lâmina a amostra BP-33 apresenta textura granolepidoblástica e é constituída

essencialmente por quartzo, muscovita, zircão e minerais opacos.

O quartzo é o mineral quase que essencial na rocha, com uma percentagem em torno de 89%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com uma granulação de média a grossa,

cristalinidade no geral xenomórfica e orientação suave. Em algumas porções apresenta-se na

forma de mosaico, devido à recristalização da borda. Possue extinção ondulante e indícios de

recristalização com formação de subgrãos e novos grãos.

A muscovita ocorre com uma percentagem em torno de 9%. Apresenta-se na forma de

cristais finos a médios, de forma acicular, entre os cristais de quartzo ou dentro deles. Possue

orientação preferencial moderada, definindo a foliação presente.

Os cristais de zircão e os minerais opacos são os minerais acessórios, perfazendo em torno de

2% do total dos minerais constituintes da rocha. Os cristais de zircão ocorrem ora dispersos ora

associados as muscovitas. Os minerais opacos ocorrem normalmente associados aos cristais de

muscovita.

Baseado na constituição mineralógica apresentada na mostra BP-33, classifica-se a rocha

como Muscovita Quartzito.

0,04mm

116

14) Amostra BP-37:

Em lâmina a amostra BP-37 apresenta textura geral lepidoblástica, com uma matriz mica-

quartzítica (Imagem 12). Mineralogicamente é constituída por clorita, biotita, quartzo,

muscovita, carbonato, plagioclásio, zircão, epídoto, titanita e minerais opacos.

A clorita é o mineral mais abundante, com percentagem em torno de 35%. Apresenta-se

como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade xenomórfica e

orientação preferencial moderada. Ocorre ora associada aos outros minerais micáceos (biotita e

muscovita) ora individualizadas na lâmina.

A biotita é o segundo mineral mais abundante da rocha, com percentagem em torno de 28%.

Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e orientação preferencial moderada. Ocorre com hábito tabular ou acicular

associado a clorita e em muitos cristais com a presença de processos de cloritização.

O quartzo é o terceiro mineral mais abundante na rocha, com uma percentagem em torno de

20%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica e sem orientação preferencial. Os contatos entre os grãos de quartzo e com os

demais minerais presentes na rocha são no geral irregulares. Os grãos de quartzo apresentam

extinções ondulantes e, localmente, indícios de recristalização com formação de subgrãos e

novos grãos.

O Carbonato se apresenta na rocha com uma percentagem em torno de 10%. Ocorre tanto

associado aos minerais micáceos, acompanhando a foliação, como dispersos na lâmina.

Normalmente, apresenta-se com as três direções de clivagens típicas bem definidas.

Os cristais de muscovita perfazem em torno de 4% dos minerais constituintes da rocha.

Apresentam-se como cristais inequigranulares, com granulação fina, cristalinidade xenomórfica

e orientação preferencial moderada. Ocorrem com hábitos aciculares associados a clorita e a

biotita.

O plagioclásio (An

) representa 3% dos minerais constituintes da rocha. Apresenta-se como

cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade xenomórfica e sem

orientação preferencial. Geralmente, aparece associado aos cristais de quartzo.

Os cristais de zircão, epídoto, titanita e minerais opacos constituem os minerais acessórios,

perfazendo em torno de 4% da rocha. Os cristais de zircão, epídoto e titanita ocorrem

117

preferencialmente associados aos minerais micáceos. Os minerais opacos ocorrem dispersos na

lâmina.

Baseado na constituição mineralógica apresentada pela amostra BP-37, classifica-se a rocha

como Clorita-Biotita-Quartzo Xisto.

Imagem 12- Fotomicrografia mostrando, tanto na luz paralela como com nicóis cruzados, o

aspecto textural apresentado na amostra BP-37.

15) Amostra BP-42:

Em lâmina a amostra BP-42 apresenta textura geral granolepidoblástica, com matriz

quartzítica (Imagem 13). Mineralogicamente é constituída por quartzo, biotita, muscovita,

microclina, epídoto, zircão, titanita e minerais opacos.

O quartzo é o mineral mais abundante na rocha, representando 45% dos minerais

presentes. Seu cristais são inequigranulares, com granulação fina a grossa, cristalinidade

xenomórfica e sem orientação preferencial. Os contatos entre os grãos de quartzo e com os

demais minerais presentes na rocha são retilíneos e/ou irregulares. Formam mosaicos, com

contatos poligonais, caracterizando contatos do tipo ponto tríplice e, ainda, apresentam extinções

ondulantes e formações de subgrãos e novos grãos, que são indícios de recristalização.

A biotita é o segundo mineral mais abundante na rocha, com percentagem em torno de

25%. Apresenta-se como cristais inequigranulares, com granulação fina a média, cristalinidade

xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial suave a moderada. Geralmente, ocorre

associada aos cristais de muscovita, definindo a foliação e, localmente, entre os grãos maiores de

0,03mm 0,03mm

118

quartzo. Possui hábito ora acicular ora tabular e, alguns cristais, possuem inclusões de zircão,

minerais opacos e quartzo.

A muscovita representa 10% da rocha, apresentando-se como cristais inequigranulares,

com granulação fina, cristalinidade xenomórfica a subidiomórfica e orientação preferencial

suave a moderada. Geralmente, ocorre associada com a biotita e, localmente, em forma de

palhetas dispersas na lâmina.

A microclina representa 8% da rocha, apresentando-se como cristais inequigranulares,

com granulação fina a média, cristalinidade xenomórfica e sem orientação preferencial. Ocorre

dispersa na lâmina, com alguns cristais sofrendo alteração. O maclamento xadrez típico é

visualizado, porém pouco nítido.

Os cristais de zircão, epídoto, titanita e minerais opacos constituem os minerais

acessórios, com percentagem em torno de 2% dos minerais presentes na rocha. Os minerais

opacos ocorrem ora elongados, acompanhando a orientação preferencial das micas, ora inclusos

nas micas. Os cristais de epídoto e titanita ocorrem dispersos na lâmina. Os cristais de zircão

ocorrem, geralmente, como inclusões nas micas.

A estrutura marcante é a foliação do tipo descontínua, que é formada pela orientação

preferencial dos minerais micáceos, a biotita e a muscovita.

Baseado na constituição mineralógica presente na amostra BP-42, classifica-se a rocha

como Quartzo-Biotita-Xisto.

Imagem 13- Fotomicrografia mostrando o aspecto textural apresentado na amostra 42.

0,04mm

119

ANEXO 04

- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do quartzito da

Formação Morro do Campo (amostra BP/08) da Região de Xambioá (TO).

Zircão Temp. Razões

204

Pb/

206

Pb 2σ

207

Pb/

206

Pb 2 σ (

207

Pb/

206

Pb)c 2 σ Idade 2 σ

BP08/01 1450 22/22 0,002403 48 0,20856 106 0,17994 147 2653 14

1500 10/10 0,000159 11 0,18891 35 0,18687 37

2715 3

BP08/02 1500 14/14 0,000078 2 0,19978 36 0,19881 4

2817 3

BP08/03 1500 12/12 0,000639 9 0,14951 56 0,14117 13 2242 16

BP08/04 1500 14/14 0,000186 6 0,18432 61 0,18224 49

2674 4

BP08/05 1450 14/14 0,000235 2 0,20281 46 0,20007 55 2827 4

1500 16/16 0,000014 2 0,20457 53 0,2044 53

2862 4

BP08/07 1450 12/12 0,000094 8 0,18304 16 0,18184 175 2670 16

1500 14/14 0,000065 5 0,19033 56 0,18951 56

2738 5

BP08/08 1450 6/6 0,000845 1 0,09564 5 0,08377 53 1287 12

1500 14/14 0,000558 38 0,09762 164 0,08986 278

1423 59

BP08/09 1450 14/14 0,000703 57 0,09871 23 0,08877 101 1399 22

1500 12/12 0,000201 2 0,10277 46 0,09995 85 1623 16

BP08/10 1500 14/14 0,000024 7 0,20053 44 0,20022 44

2828 4

BP08/11 1450 6/6 0,000012 1 0,12286 244 0,1227 245 1996 35

1500 14/14 0,000018 17 0,12902 29 0,12875 31

2081 4

BP08/12 1450 8/8 0,000051 18 0,12869 63 0,12801 68 2071 9

1500 16/16 0,000026 8 0,13022 7 0,12984 71

2096 10

BP08/13 1450 6/6 0,000583 28 0,16587 144 0,15849 149 2440 16

BP08/14 1500 14/14 0,000094 1 0,20901 41 0,2079 42

2890 3

BP08/15 1500 10/10 0,000189 12 0,18294 199 0,18108 202

2663 18

BP08/16 1450 6/6 0,000014 18 0,20285 337 0,20268 337 2848 27

1500 8/8 0,00005 16 0,21217 225 0,21159 226

2918 17

BP08/17 1450 8/8 0,00021 4 0,17196 46 0,16934 47 2551 5

BP08/18 1450 14/14 0,000072 9 0,20143 306 0,20061 305 2832 25

1500 22/22 0,000021 12 0,20308 63 0,20269 92

2848 7

BP08/19 1450 8/8 0,000701 58 0,17757 54 0,16886 91 2547 9

1500 6/14 0,00036 32 0,19658 49 0,19226 62

2762 5

BP08/20 1450 10/10 0,000472 14 0,17341 36 0,16762 38 2534 4

BP08/22 1450 6/12 0,000354 34 0,18359 54 0,17925 69 2646 6

BP08/23 1500 12/12 0,000055 2 0,23548 193 0,23511 254

3087 17

BP08/24 1450 16/16 0,001306 83 0,12184 71 0,10404 195 1698 35

1500 16/16 0,00048 13 0,13731 267 0,13085 195 2110 26

BP08/25 1500 8/8 0,00036 98 0,21558 13 0,21138 174

2917 13

BP08/28 1450 14/14 0,0011 5 0,14617 38 0,13176 69 2122 9

1500 16/16 0,000254 3 0,15392 107 0,15071 102 2354 12

BP08/29 1450 24/24 0,00005 14 0,19992 16 0,19927 148 2821 12

1500 14/14 0,000017 2 0,20525 52 0,20506 52

2867 4

BP08/31 1500 16/16 0,000644 21 0,09828 71 0,08952 67

1416 14

BP08/32 1450 8/8 0,000203 23 0,10791 104 0,10523 1 1719 17

1500 14/14 0,00008 1 0,11476 9 0,11369 91

1859 14

BP08/33 1500 8/8 0,000362 156 0,20553 1 0,20124 211

2837 17

BP08/34 1450 14/14 0,00032 19 0,18638 43 0,18249 44 2676 4

1500 16/16 0,000198 4 0,19225 91 0,18985 89

2741 8

BP08/35 1450 12/12 0,000137 23 0,20975 207 0,20814 234 2891 18

1500 12/12 0,000192 52 0,22079 49 0,21854 69

2970 5

BP08/36 1450 14/14 0,000096 16 0,20151 53 0,20035 57 2829 5

1500 12/12 0,000036 12 0,2135 38 0,21308 38

2929 3

BP08/37 1500 16/16 0,000157 1 0,14943 37 0,14737 37

2316 4

BP08/38 1450 16/16 0,00036 22 0,21273 156 0,20851 159 2894 12

1500 16/16 0,000323 14 0,21653 51 0,2125 66

2925 5

BP08/39 1450 16/16 0,0003 33 0,20584 175 0,20245 227 2846 18

1500 12/12 0,000051 2 0,21713 274 0,21654 278

2955 21

BP08/40 1450 14/14 0,000898 57 0,21376 45 0,20135 338 2838 27

1500 16/16 0,000795 48 0,21509 62 0,20638 21

2878 17

120

- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do quartzito da

Formação Morro do Campo (amostra BP/08) da Região de Xambioá (TO).

Zircão Temp. Razões

204

Pb/

206

Pb 2σ

207

Pb/

206

Pb 2 σ (

207

Pb/

206

Pb)c 2 σ Idade 2 σ

BP08/41 1450 24/24 0,002779 1185 0,22246 604 0,18322 557 2682 50

1500 16/16 0,000364 6 0,2069 186 0,20262 204

2848 16

BP08/42 1450 16/16 0,000277 6 0,11415 86 0,11046 91 1807 15

1500 16/16 0,000074 26 0,12433 114 0,12352 165

2008 24

BP08/43 1450 12/12 0,000359 16 0,18711 4 0,18264 36 2677 3

1500 14/14 0,000335 66 0,19833 123 0,19458 6

2782 5

BP08/44 1500 8/8 0,000278 42 0,19509 79 0,19175 94

2758 8

BP08/45 1450 8/8 0,000553 18 0,17759 43 0,17073 49 2565 5

1500 6/6 0,00029 104 0,19305 175 0,18955 216

2739 19

BP08/46 1500 14/14 0,000072 13 0,20469 125 0,20402 106

2859 8

BP08/47 1500 12/12 0,000085 8 0,20252 77 0,20153 73

2839 6

BP08/48 1500 14/14 0,000122 6 0,19055 61 0,189 61

2734 5

BP08/50 1450 12/12 0,000457 25 0,16688 93 0,16117 104 2468 11

1500 16/16 0,000013 2 0,20385 51 0,2037 51

2856 4

BP08/53 1500 12/12 0,000104 15 0,1642 78 0,16293 96

2487 10

BP08/55 1450 6/6 0,000232 286 0,19729 257 0,19451 43 2781 36

BP08/56 1450 6/6 0,000096 18 0,20513 104 0,204 106 2859 8

1500 18/18 0,000804 421 0,20608 99 0,19388 553

2776 47

BP08/57 1500 12/12 0,000134 2 0,202 165 0,20042 164

2830 13

BP08/58 1450 4/4 0,000191 42 0,14179 41 0,13931 68 2219 8

BP08/60 1450 8/8 0,000029 2 0,14102 638 0,14064 638 2235 78

1500 14/14 0,000118 4 0,15463 17 0,15327 81

2383 9

BP08/61 1450 16/16 0,000465 8 0,1755 42 0,16979 45 2556 4

BP08/62 1450 16/16 0,001979 265 0,18067 105 0,15562 485 2409 53

1500 16/16 0,001515 334 0,19345 343 0,17981 778

2651 72

BP08/63 1450 8/8 0,000913 27 0,17828 104 0,16691 356 2527 36

1500 12/12 0,000219 61 0,1828 57 0,18037 114

2657 10

BP08/64 1450 16/16 0,000048 24 0,19325 6 0,19272 51 2766 4

1500 14/14 0,000026 12 0,2017 81 0,20121 96

2836 8

BP08/65 1500 14/14 0,000048 6 0,18794 43 0,18737 45

2720 4

BP08/66 1450 10/10 0,000652 11 0,15554 357 0,14724 517 2315 60

1500 16/16 0,00008 6 0,2 217 0,19911 235

2819 19

BP08/67 1450 16/16 0,000167 2,4 0,19986 34 0,19812 69 2811 6

1500 16/16 0,000088 6 0,2054 117 0,20447 151

2863 12

BP08/68 1500 16/16 0,000069 1,1 0,20353 167 0,20283 13

2849 10

BP08/69 1450 8/8 0,000135 9 0,18005 122 0,17832 113 2638 11

121

ANEXO 05

- Imagens dos zircões datados do quartzito da Formação Morro do Campo (BP-08) da região de

Xambioá (TO).

0,1 mm

132

1312

11 15

201918

122

ANEXO 05 (Continuação)

0,1 mm

2221

2423

2827

3534

3837

36 40

123

ANEXO 05 (Continuação)

0,1 mm

4544

5554

5756

6059

124

ANEXO 05 (continuação)

0,1 mm

6362

6564

125

ANEXO 06

- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do quartzito da

Formação Morro do Campo (amostra BP/33) da Região de Paraíso do Tocantins (TO).

Zircão Temp. Razões

204

Pb/

206

Pb 2 σ

207

Pb/

206

Pb 2 σ (

207

Pb/

206

Pb)c 2σ Idade 2 σ

BP33/01 1450 10/10 0,00009 24 0,06416 34 0,06286 7 704 24

1500 16/16 0,000217 6 0,07795 31 0,07474 4

1062 11

BP33/03 1450 4/4 0,000333 54 0,11701 3 0,11252 79 1841 13

1500 14/14 0,000475 56 0,11793 78 0,11111 57

1818 9

BP33/04 1450 10/10 0 0 0,06075 192 0,06075 192 631 68

1500 12/12 0,000082 27 0,07431 46 0,07318 124

1019 34

BP33/05 1500 8/8 0,00018 8 0,08102 232 0,07847 233

1159 59

BP33/06 1450 12/12 0,000059 38 0,10408 4 0,10343 33 1687 6

1500 16/16 0,000124 7 0,11059 25 0,10893 3

1782 5

BP33/07 1500 8/8 0 0 0,07614 192 0,07614 192

1099 51

BP33/08 1450 6/6 0 0 0,06392 62 0,06392 62 739 21

1500 12/12 0,000113 21 0,07731 83 0,0757 85

1087 23

BP33/09 1500 16/16 0,00009 3 0,11333 111 0,11185 168

1830 27

BP33/10 1450 6/6 0 0 0,11285 1343 0,11285 1343 1846 215

1500 12/12 0,000063 12 0,07527 41 0,07433 72

1051 19

BP33/12 1500 8/8 0,000242 2 0,07155 183 0,06808 186

871 56

BP33/13 1450 16/16 0,000081 11 0,06777 35 0,06657 48 825 15

1500 16/16 0,000004 3 0,07589 19 0,07585 18

1091 5

BP33/15 1500 14/14 0,000091 8 0,07782 64 0,0765 65

1108 17

BP33/16 1500 6/6 0,000192 84 0,07836 62 0,07564 135

1086 36

BP33/17 1500 16/16 0,000346 25 0,07667 53 0,07182 39

981 11

BP33/18 1450 6/6 0 0 0,06439 56 0,06439 56 755 18

1500 12/12 0,000026 1 0,07659 31 0,07607 8

1097 21

BP33/19 1500 6/6 0 0 0,07812 125 0,07812

1150 32

BP33/20 1500 12/12 0,000344 32 0,08169 32 0,0768 44

1116 11

BP33/22 1500 8/8 0,000159 56 0,06495 16 0,06266 83

697 28

BP33/23 1450 16/16 0,002335 22 0,09978 182 0,06424 133 750 44

1500 12/12 0,000247 19 0,07953 14 0,07615 44

1099 12

BP33/24 1500 10/10 0,000015 24 0,07748 14 0,07721 45

1127 12

BP33/25 1500 16/16 0,000191 5 0,1987 72 0,19632 95

2796 8

BP33/26 1450 22/22 0,000113 11 0,06169 58 0,05997 37 603 14

1500 6/6 0,000136 28 0,07708 28 0,07514 49

1073 13

BP33/27 1500 14/14 0,00005 2 0,07352 42 0,07281 44

1009 12

BP33/28 1450 6/6 0,000051 2 0,10612 44 0,10543 52 1722 9

1500 14/14 0,000049 6 0,1269 51 0,12622 52

2046 7

BP33/30 1450 14/14 0,000886 12 0,07164 27 0,05856 48 551 18

1500 6/6 0,000536 18 0,07908 69 0,07142 75

970 21

BP33/33 1450 6/6 0,000131 18 0,05935 115 0,05745 118 509 45

BP33/34 1450 4/4 0,000518 44 0,06323 65 0,05568 92 440 37

1500 10/10 0,000139 2 0,07372 17 0,07179 16

980 5

BP33/35 1450 14/14 0,000089 17 0,09034 63 0,08927 5 1410 11

1500 14/14 0,000198 33 0,12501 82 0,12247 146

1993 21

126

- Tabela completa com os dados da análise isotópica Pb-Pb em zircão obtidos do quartzito da

Formação Morro do Campo (amostra BP/33) da Região de Paraíso do Tocantins (TO).

Zircão Temp. Razões

204

Pb/

206

Pb 2 σ

207

Pb/

206

Pb 2 σ (

207

Pb/

206

Pb)c 2σ Idade 2 σ

BP33/36 1500 12/12 0,000095 9 0,07413 97 0,07246 55

999 15

BP33/37 1450 14/14 0,000112 9 0,0642 19 0,06257 32 694 11

1500 16/16 0,000059 2 0,0783 12 0,0774 129

1132 33

BP33/38 1450 12/12 0,000102 2 0,06167 2 0,06022 21 612 8

1500 12/12 0,00014 22 0,07685 18 0,07491 34

1066 9

BP33/39 1450 4/4 0,00009 9 0,07514 21 0,07386 13 1038 36

1500 14/14 0,000065 11 0,07394 33 0,07302 17

1015 5

BP33/40 1450 8/8 0,000038 6 0,11604 175 0,11553 176 1888 27

1500 10/10 0,000016 4 0,16917 9 0,16897 86

2548 8

BP33/41 1450 8/8 0,000898 1 0,09782 22 0,08527 28 1322 6

1500 16/16 0,000249 32 0,11252 31 0,10919 36

1786 6

BP33/42 1500 8/8 0 0 0,07708 39 0,07708 39 1124 10

BP33/43 1450 16/16 0,000214 1 0,09934 119 0,09639 133 1556 26

1500 16/16 0,000044 39 0,114 65 0,11231 102

1837 16

1550 8/8 0,000357 86 0,11458 174 0,10973 21 1795 35

BP33/44 1450 8/8 0,015057 43 0,31414 293 0,11179 833 1829 135

1500 14/14 0,000128 27 0,11624 23 0,1145 38

1872 6

BP33/45 1500 8/8 0 0 0,08029 174 0,08029 174

1204 43

BP33/46 1450 6/6 0,000066 2 0,11489 86 0,114 87 1864 14

1500 14/14 0,000058 5 0,11459 34 0,11376 46

1861 7

BP33/47 1500 14/14 0,000062 7 0,07144 16 0,07061 16

946 5

BP33/48 1450 4/4 0,007991 68 0,21517 54 0,1064 122 1739 21

BP33/49 1450 8/16 0,000269 12 0,06227 31 0,05836 36 544 13

1500 24/24 0,000975 154 0,07643 23 0,06123 123

647 43

BP33/50 1450 14/14 0,000101 2 0,07226 68 0,0706 52 946 15

1500 22/22 0,00019 51 0,07746 21 0,07476 106

1062 29

BP33/51 1450 14/14 0,000157 52 0,06392 78 0,06146 47 655 16

1500 12/12 0,000232 4 0,07841 6 0,07496 15

1068 40

BP33/53 1450 8/8 0,000064 36 0,07128 367 0,07036 371 939 108

1500 12/12 0,000062 12 0,07304 17 0,07225 33

993 9

BP33/54 1500 24/24 0,000021 6 0,11184 2 0,11171 229

1828 37

BP33/55 1550 16/16 0.000044 59 0.11495 99 0.11425 103

1869 16

BP33/56 1500 48/48 0.000080 2 0.11398 62 0.11289 61

1847 10

BP33/57 1500 38/38 0.000071 5 0.10680 104 0.10582 99

1729 17

BP33/58 1450 36/36 0.000017 4 0.11064 22 0.11035 18 1805 3

BP33/59 1500 38/38 0.000079 6 0.07826 49 0.07688 27

1118 7

BP33/60 1450 36/36 0.000196 12 0.06589 48 0.06265 47 697 16

1500 36/36 0.000400 36 0.08252 43 0.07685 67 1118 17

1550 20/20 0.000378 6 0.08170 42 0.07634 43 1104 11

Média 1104 11

BP33/61 1500 32/32 0.000119 6 0.11459 32 0.11289 39 1847 6

1550 8/8 0.000635 98 0.12387 158 0.11534 207 1885 32

Média 1866 19

127

ANEXO 07

- Imagens dos zircões datados do quartzito da Formação Morro do Campo (amostra BP-33) da

região de Paraíso Tocantins (TO).

14 15

0,1 mm

128

ANEXO 07 (continuação)

0,1 mm

129

ANEXO 07 (continuação)

0,1 mm

130

ANEXO 07 (continuação)

0,1 mm

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